Contoh Hasil Seismogram Hal63

8/16/2019 Contoh Hasil Seismogram Hal63

1/111

i

ANALISIS DATA SEISMOGRAM UNTUK MENENTUKAN

PARAMETER MAGNITUDE GEMPABUMI

(Studi Kasus Gempabumi Padang 30 September 2009)

Skripsi

Sebagai Salah Satu Syarat Untuk Memperoleh

Gelar Sarjana Sains

Fakultas Sains dan Teknologi

Universitas Islam Negeri Syarif Hidayatullah Jakarta

Oleh :

F A U Z I

NIM : 108097000033

PROGRAM STUDI FISIKA

FAKULTAS SAINS DAN TEKNOLOGIUNIVERSITAS ISLAM NEGERI ( UIN )

SYARIF HIDAYATULLAH

JAKARTA

2010 M / 1431 H


2/111

ii

PENGESAHAN UJIAN

Skripsi

yang

berjudul

“Analisis

Data

Seismogram

Untuk

Menentukan

Parameter

Magnitude Gempabumi (Studi Kasus Gempabumi Padang 30 September 2009)” telah

diuji dan dinyatakan lulus dalam sidang Munaqosyah Fakutas Sains dan Teknologi,

Universitas Islam Negeri Sarif Hidayatullah Jakarta pada hari senin 2 Agustus 2010.

Skripsi ini telah diterima sebagai salah satu syarat untuk memperoleh gelar Sarjana

Strata Satu ( S1 ) Jurusan Fisika.

Jakarta, Agustus 2010

Tim Penguji,

Penguji I Penguji II

Drs. Sutrisno, M.Si Arif Tjahjono, M.Si

NIP :19590202 198203 1 005 NIP : 150 389 715

Mengetahui,

Dekan Fak. Sains dan Teknologi Ketua Jurusan Fisika

DR. Syopiansyah Jaya Putra, M.Sis Drs. Sutrisno, M.Si

NIP : 19680117 200112 1 001 NIP : 19590202 198203 1 005


3/111

iii

LEMBAR KEASLIAN SKRIPSI

Dengan ini saya menyatakan bahwa Skripsi ini merupakan karya tulis saya

sendiri dan bukan merupakan tiruan, salinan atau duplikat dari Skripsi yang telah

dipergunakan untuk mendapatkan gelar kesarjanaan baik dilingkungan Universitas

Islam Negeri Syarif Hidayatullah Jakarta maupun diperguruan tinggi lain, serta

belum pernah dipublikasikan.

Pernyataan ini dibuat dengan penuh kesadaran dan rasa tanggung jawab

serta bersedia menerima segala resikonya jika ternyata pernyataan diatas tidak

benar.

Jakarta, Juli 2010

F A U Z I

NIM. 108097000033


4/111

iv

KATA PENGANTAR

Bismillahirahmanirrahim,

Puji syukur penulis panjatkan kehadirat Allah SWT yang telah melimpahkan

rahmat dan karunia-Nya sehingga penulis dapat menyelesaikan Laporan Tugas Akhir

yang berjudul “Analisis Data Seismogram Untuk Menentukan Parameter Gempabumi

(Studi Kasus Gempa Padang 30 September 2009)” dengan baik. Laporan Tugas

Akhir ini merupakan salah satu syarat kelulusan menempuh perkuliahan jenjang

Sarjana (S1) di Program Studi Fisika, Jurusan Geofisika - Universitas Islam Negeri

Syarif Hidayatullah Jakarta.

Penyusunan Laporan Tugas Akhir ini tidak terlepas dari bantuan dan

dukungan dari berbagai pihak. Oleh karena itu pada kesempatan ini penulis

menyampaikan terima kasih kepada:

1. Bapak Dr. Ir. Syopiansyah Jaya Putra, M.Sis Selaku Dekan Fakultas Sains

dan Teknologi Universitas Islam Negeri Syarif Hidayatullah - yang telah

memberikan izin penulisan Laporan Tugas Akhir.

2. Bapak Drs. Sutrisno, M.Si. selaku Ketua Jurusan Program Studi Fisika

Universitas Islam Negeri Syarif Hidayatullah yang telah memberikan izin,

bimbingan dan arahan kepada penulis.

3. Bapak Rahmat Triyono, ST, M.Sc selaku Kepala Sub Bidang Informasi

Gempa, Badan Meteorologi Klimatologi dan Geofisika Jakarta yang telah

memberikan izin waktunya kepada penulis untuk kuliah di Universitas Islam

Negeri Syarif Hidayatullah - Jakarta.

4.

Bapak Benny Hendrawanto, MT. Selaku Dosen Pembimbing I yang telah

dengan sabar membimbing, mengarahkan, memberikan saran dan masukan

yang sangat berguna bagi kelancaran dan terselesaikanya penulisan laporan

tugas akhir ini.


5/111

v

5. Ibu Siti Ahmiatri Saptari, M.Si. Selaku Dosen Pembimbing II yang dengan

sabar membimbing, mengarahkan, memberikan saran kepada penulis sampai

selesai penulisan laporan tugas akhir ini.

6. Istriku, Bunga Ch. Rosha dan buah hatiku, Hilya Aisyah Robbani yang telah

menginspirasi, memotivasi dan memberikan semangat dalam kuliah dan

proses penulisan laporan tugas akhir ini hingga selesai.

7. Orang tua dan mertua beserta keluarga atas do’a dan dukunganya yang tak

terhingga sehingga terselesaikanya laporan tugas akhir dan kuliah di UIN

Syarif Hidayatullah Jakarta.

8.

Teman- teman kuliah dari BMKG Sirojudin, Novi dan Arif yang bersama -

sama dalam suka duka menjalani kuliah di UIN Syarif Hidayatullah Jakarta.

9. Teman - teman Fisika UIN angkatan 2006, 2007 dan 2008 yang tidak bisa

disebutkan disini yang dengan kebersamaan dan kekompakanya selama

dalam menjalani perkuliahan di UIN Syarif Hidayatullah Jakarta.

10. Teman - teman kantor kelompok 2 khususnya dan teman - teman staf

operasional Gempabumi dan Tsunami BMKG yang tidak bisa disebutkan

disini yang terus menyemangati dan memberikan toleransi selama menjalani

perkuliahan di UIN Syarif Hidayatullah Jakarta.

11. Teman - teman kajian di Mushola “Al-Hidayah” yang memotivasi dan

memberikan semangat dalam menjalani perkuliahan di UIN Syarif

Hidayatullah Jakarta.

Penulis menyadari bahwa masih banyak kekurangan yang perlu

disempurnakan, maka dari itu penulis mengharapkan saran dan kritik sebagai

masukan agar dapat bermanfaat dalam penyusunan Laporan Tugas Akhir ini.

Jakarta, 12 Juli 2009

Penulis


6/111

vi

DAFTAR ISI

Halaman

HALAMAN JUDUL………………………………………………………………. i

LEMBAR PENGESAHAN………………………………………………………... ii

LEMBAR KEASLIAN SKRIPSI………………………………………….............. iii

KATA PENGANTAR……………………………………………………………... iv

DAFTAR ISI……………………………………………………………………….. vi

DAFTAR GAMBAR………………………………………………………………. x

DAFTAR TABEL………………………………………………………………….. xi

DAFTAR LAMPIRAN…………………………………………………………….. xii

ABSTRAK…………………………………………………………………………. xiii

ABSTRACT………………………………………………………………………... xiv

BAB I PENDAHULUAN

1.1. Latar Belakang Masalah…………………………………………….. 1

1.2.Tujuan Penulisan….……………………………………………………. 7

1.3.Manfaat Penulisan…………………………………………………........ 8

1.4. Batasan Masalah…………………………………………………….. 9

1.5. Ruang Lingkup Penelitian……………………………………………...9

1.6. Sistematika Penulisan…………………………………………............. 10


7/111

vii

BAB II TINJAUAN TEORI

2.1. Gempabumi………………………………………………………….... 9

2.2. Gelombang Seismik (Seismic wave)………………………………….. 14

2.2.1. Gelombang Badan ( Body Wave)………………………………. 15

2.3.2. Gelombang Permukaan (Surface Wave)……………………….. 16

2.3. Magnitudo Gempabumi……………………………………………….. 17

2.3.1. Magnitudo Lokal (ML) ………………………………………... 18

2.3.2. Magnitude Bodywave (mb)………………………………......... 19

2.3.3. Bodywave Magnitude (mB)…………………………................ 21

2.3.4. Magnitudo Gelombang Permukaan (Ms) ……………............... 22

2.3.5. Magnitude Momen (Mw) ……………............... ………………23

2.3.6. Hubungan antar magnitude…………................. ………………25

2.4. Intensitas Gempabumi ………………………………………………... 26

2.5. Energi Gempabumi………………………………………………........ 29

2.6. Teori Tektonik Lempeng…………………………………………........ 29

2.7. Sesar ( patahan)………………………………………………………. 30

2.8. Tatanan Tektonik Sumatera Barat…………………………………… 32

BAB III DATA DAN METODE PENELITIAN

3.1. Data Penelitian……………………………..………………………… 35

3.2. Metode Penelitian……………………………..…………………….. 37


8/111

viii

3.3. Peralatan Penelitian...................................................................... 40

3.3.1. Perangkat Keras ( Hardware)........................................... 40

3.3.2. Perangkat Lunak (Software)............................................. 40

3.4. Pengolahan Data............................................................................ 41

3.4.1. Menentukan Magnitude Lokal (ML)............................... 41

3.4.2. Menentukan Magnitude Body (mb)................................. 42

3.4.3. Menentukan Magnitude Body (mB)................................. 43

3.4.4. Menentukan Magnitude Surface (Ms).............................. 44

3.4.5. Penentuan Seismik Moment (Mo) dan Magnitude

moment (Mw).................................................................... 44

3.4.6. Menentukan Momen Seismik dan

Mekanisme Focal.................................................. .......... 46

BAB IV HASIL DAN PEMBAHASAN

4.1. Pendekatan Rumus Empiris Magnitude…………………….... ……... 48

4.1.1. Magnitude Lokal (ML)………………………………………. 50

4.1.2. Magnitude Surface (Ms)……………………………………... 51

4.1.3. Body Magnitude (mB)……………………………………….. 53

4.1.4. Magnitude Body (mb)……………………………………….. 54

4.2. Hubungan Antara Magnitude Untuk Magnitude Momen (Mw)…….. 56

4.3. Moment Seismik dan Mekanisme Focal……………………………... 58


9/111

ix

4.4. Hasil Parameter Empiris dengan BMKG dan USGS………………. 61

BAB V KESIMPULAN DAN SARAN

5.1. Kesimpulan …………………………………………………………... 66

5.2. Saran -saran…………………………………………………………… 67

DAFTAR PUSTAKA....................……………………………………………….. 68

LAMPIRAN……………………………………………………………………….. 69


10/111

x

DAFTAR GAMBAR

Gambar.1.1. Seismisitas wilayah Sumatra Barat (gempa merusak dan

tidak merusak) Periode 2000 – 2009…………………… 2

Gambar 2.1. Pemekaran dasar samudera……………………………….. 14

Gambar 2.2. Pola rambatan gelombang P dan S………………………. 16

Gambar 2.3. Pola rambatan gelombang permukaan (Surface Wave)…... 17

Gambar 2.4. Ketetapan Richter dalam menentukan Magnitude

Local (ML)……………………………………….. ………19

Gambar 2.5. Grafik Guntenberg & Richter Q(∆, h) Untuk mb, mB…… 22

Gambar 2.6. Penggunaan seismogram dalam penentuan mb, mB,

Mw dan Ms……………………………………………….. 23

Gambar 2.7. Kopel ganda dan equivalen kopel ganda............................. 24

Gambar 2.8. Tatanan tektonik di Indonesia…………………………….. 33

Gambar 2.9. Tektonik wilayah Indonesia bagian barat dan kecepatan

pergerakan Lempeng Indo – Australia yang menunjam

di bawah Lempeng Eurasia (Lasitha dkk., 2006)………… 34

Gambar 3.1. Peta Sebaran sensor stasiun dari data seismogram……….. 36

Gambar 3.2. Diagram Alir Penentuan Magnitude.................................... 39

Gambar 4.1. Seismogram (waveform) dari masing – masing

sensor stasiun……………………………………………... 49

Gambar 4.2. Ketetapan pembacaan Amplitude dan Perioda…………… 50

Gambar 4.3. Lokasi episenter gempabumi Padang……………………. 59

Gambar 4.4. Mekanisme focal dan sebaran waveform………………… 60Gambar 4.4. Fungsi moment gempabumi Padang……………………… 61

Gambar 4.4. Hasil parameter gempa Seiscomp3 – BMKG……………. 62

Gambar 4.4. Hasil analisis mekanisme pergeseran sesar pada sumber

Gempa USGS...................................................................... 65


11/111

xi

DAFTAR TABEL

Tabel 3.1. Sebaran Data Seismogram dari sensor stasiun……………. 35

Tabel 4.1. Sebaran nilai Magnitude Lokal (ML) yang diperoleh……... 50

Tabel 4.2. Nilai Sebaran data xi – x untuk Magnitude Lokal (ML)….. 51

Tabel 4.3. Sebaran nilai Magnitude Surface (Ms) yang diperoleh……. 52

Tabel 4.4. Nilai Sebaran data xi – x untuk Magnitude Surface (Ms)…. 52

Tabel 4.5. Sebaran nilai Broad-Band Bodywave Magitudo (mB)Yang diperoleh …………………………………………. 53

Tabel 4.6. Nilai Sebaran data xi – x untuk magnitude Body (mB)….. 54

Tabel 4.7. Sebaran nilai magnitude body (mb) yang diperoleh……….. 54

Tabel 4.8. Nilai Sebaran data xi – x untuk magnitude body (mb)……. 55

Tabel 4.9. Sebaran nilai moment seismik (Mo) yang diperoleh……… 57

Tabel 4.10. Sebaran nilai Magnitude moment (Mw) yang diperoleh…... 57

Tabel 4.11. Nilai Sebaran data xi – x untuk Magnitude Moment (Mw)... 58

Tabel 4.12. Parameter BMKG untuk gempa Padang 30 September…… 62

2009

Tabel 4.13. Perbandingan parameter magnitude BMKG dengan

Magnitude empiris Padang 30 September 2009…………… 64

Tabel 4.14. Perbandingan parameter magnitude BMKG dan USGS….. 64


12/111

xii

DAFTAR LAMPIRAN

Lampiran 1 Instrumen Respon Data Seismogram………………………. 69

Lampiran 2 Hasil Pembacaan Perioda Berdasarkan Amplitude

Maksimum Seismogram…………………………………… 77

Lampiran 3 Hasil Pembacaan Amplitude Berdasarkan Amplitude

Maksimum Seismogram…………………………………… 78

Lampiran 4 Hasil Pembacaan Amplitude Berdasarkan Amplitude

Maksimum Seismogram Gelombang P (mB)……………... 79

Lampiran 5 Hasil Pembacaan Perioda Seismogram Gelombang P(mB).. 80

Lampiran 6 Hasil Pembacaan Perioda Seismogram Gelombang P(mb).. 81

Lampiran 7 Hasil Pembacaan Amplitude Maksimum Seismogram

Gelombang P (mb)…………………………………………. 82

Lampiran 8 Hasil Penghitungan Mo Berdasarkan Rumus Empiris Ms… 83

Lampiran 9 Hasil Penghitungan Magnitude Berdasarkan Nilai

Amplitude dan Perioda……………………………………. 84

Lampiran 10 Data Phase Gelombang P untuk mB……………………… 85

Lampiran 11 Data Phase Gelombang P untuk mb……………………… 90

Lampiran 12 Data Phase Gelombang S untuk Ms, ML, Mw…………… 96


13/111

xiii

ABSTRAK

Gempabumi Padang 30 September 2009 berdasarkan kekuatan gempa yang

dirilis BMKG adalah 7.6 SR Mw(mB), termasuk dalam klasifikasi gempabumi besar

(Hagiwara, 1964). Tingkat keakurasian kekuatan sebuah gempa sangat penting. Hal

ini berkaitan erat dengan pengambilan keputusan dan antisipasi teknis yang harus

dilakukan terhadap dampak yang terjadi. Seberapa besar magnitude yang tepat

(stabil) pada suatu gempa perlu menjadi sebuah bahan kajian. Ditinjau rumus dasar

beberapa magnitude dan bersumber analisa seismogram dari suatu gempa maka nilai

mb, ML, Ms, mB dan Mw dapat diketahui besarnya.

Parameter Magnitude pada event gempa padang berdasarkan rumus empiris

dan pengujian tingkat kesalahan menggunakan metode RMS (Root Mean Square)

diperoleh hasil dari nilai rata-ratanya dan besarnya RMS : Ms = 7.7 dengan RMS =

0.31, mB = 7.3 dengan RMS = 0.16, mb = 7.3 dengan RMS = 0.17, ML = 7.6 dengan

RMS = 0.14, Mw = 7.7 dengan RMS = 0.31. Magnitude Lokal (ML) dianggap

memiliki tingkat kestabilan yang baik karena nilai RMS relatife kecil, dimana nilai

magnitudenya relatife sama dengan BMKG Mw=7.6 dan relatife mendekati dengan

USGS Mw = 7.5. Besarnya energi Moment Seismic (Mo) berdasarkan data hitung

rumus empiris 2.3269E+20 Nm sedangkan dari manual CMT adalah Mo =

2.3000E+20 Nm dan Mw = 7.5. dan mekanisme focalnya adalah sesar mendatar

(strike slip).

Kata Kunci : Seismogram, Gempabumi, Magnitude dan Rumus Empiris


14/111

xiv

ABSTRACT

Padang’s earthquake on September 30, 2009 based on the strength of

earthquake is released BMKG SR 7.6 Mw(mB), including the classification of large

earthquakes (Hagiwara, 1964). Accuracy level of strength of an earthquake is very

important. This is closely related to technical decisions and to anticipate what to do

with the impacts occured. How big is the precise magnitude of an earthquake should

be a study object. Reviewed the basic formula of some magnitude and sourced by

analysis of seismograms from an earthquake, then the value of mb, ML, Ms, mB and

Mw can be known the magnitude.

Magnitude parameters of Padang’s earthquake based on the empirical formula

is obtained the result of average rating and the test error rate using the RMS (Root

Mean Square) obtained from the average rating and the RMS magnitude: Ms = 7.7

with RMS = 0:31, mK = 3.7 with RMS = 0:16, mb = 3.7 with RMS = 0:17, ML = 7.6

with RMS = 0.14, Mw = 7.7 with RMS = 0:31. Local Magnitude (ML) is considered

to have a good degree of stability for small relatife RMS values, where the magnitude

value is equal relatife to BMKG Mw = 7.6 and relatife approached with USGS Mw =

7.5. The amount of Seismic Moment’s energy (Mo) based on count data of empirical

formula Mo= 2.3269E+20 Nm, and by CMT’s manual is Mo= 2.3000E+20 Nm and

Mw = 7.5. and the focal mechanisms is dextral (strike slip).

Keywords: Seismogram, Earthquake, Magnitude and Empirical Formula


15/111

1

BAB I

PENDAHULUAN

1.1. Latar Belakang Masalah

Kepulauan Indonesia sebagai benua maritim (maritime continent )

merupakan daerah rawan gempabumi karena dilaui oleh tiga pertemuan lempeng

tektonik, yaitu: lempeng Indo-Australia, lempeng Eurasia, lempeng Pasifik.

Lempeng Indo-Auastralia bergerak relatif kearah utara dan menyusup kedalam

lempeng Eurasia, sementara lempeng pasifik bergerak relatif ke arah barat.

Wilayah kepulauan Indonesia menjadi daerah pertemuan atau tumbukan

tiga lempeng dunia, yaitu lempeng Eurasia, Indo-Australia, dan Pasifik yang tidak

mungkin lepas dari bahaya tsunami. Tumbukan lempeng Eurasia dan Indo-

Australia membentang dari ujung utara Aceh sampai NTT. Tumbukan dua

lempeng dunia tersebut membentuk palung laut yang sangat dalam dan telah

diketahui sejak zaman penjajahan Belanda, sehingga dinamakan Java Trench.

Pergerakan atau tumbukan lempeng tektonik bisa terjadi akibat dipicu oleh

panas diinti bumi. Secara teoritis, inti bumi sangat panas karena mencapai ribuan

derajat celcius. Diatas inti bumi relatif dingin, yaitu antara 30 sampai 50 derajat

celcius.

Di Indonesia seperti yang terjadi di wilayah Sumatera Barat, pergerakan

antar lempeng tektonik termasuk dalam jenis tumbukan. Mengenai jenis

pergerakan lempeng tektonik, ada tiga macam. Selain bertumbukan dua lainnya

adalah pembukaan (perpisahan) dan pergeseran. Gempa bumi yang terjadi di


16/111

2

Indonesia termasuk jenis tumbukan. Gempa jenis pembukaan, umumnya terjadi di

Samudera Atlantik. Sedangkan gempa bumi jenis pergeseran terjadi di California,

Amerika Serikat.

Pulau Sumatera dan sekitarnya terletak pada jalur gempa Mediteranian,

dimana di daerah ini merupakan bagian dari daerah pertemuan lempengan Indo-

Australia di Utara dan lempengan Eurasia di Selatan yang menyerong ke arah

Barat Laut mengarah ke Teluk Andaman. Disamping itu kota-kota di Pulau

Sumatera juga dilalui Sesar Minor atau patahan-patahan lokal.

Wilayah Sumatera Barat merupakan salah satu kawasan yang terletak pada

pinggiran lempeng aktif (active plate margin) dunia yang dicerminkan dengan

tingginya frekuensi kejadian gempabumi di wilayah ini. Sebaran gempabumi di

wilayah ini tidak hanya bersumber dari aktivitas zona subduksi, tetapi juga dari

sistem sesar aktif di sepanjang Pulau Sumatera (Gambar I.1)

Gambar I.1: Seismisitas wilayah Sumatra Barat (gempa merusak dan

tidak merusak) Periode 2000 – 2009


17/111

3

Musibah gempa bumi tektonik di Padang berdasarkan hasil data parameter

BMKG, pusat gempa berada pada koordinat 0.81 LS – 99.97 BT atau terletak

pada posisi ± 57 km barat daya kota Pariaman dengan kekuatan 7.6 SR Mw(mB)

dengan kedalaman gempa 71 km. Berdasar parameternya, gempa bumi tersebut

diklasifikasikan sebagai gempa bumi besar dengan aktivitas subduksi yang aktif

(Hagiwara, 1964), sedangkan bila ditinjau dari sejarah gempa kuat dan merusak,

wilayah Padang merupakan termasuk kawasan dengan kondisi tektonik seismik

yang aktif dan kompleks.

Gempa bumi Padang 30 September 2009 berdasarkan pendapat beberapa

ahli dipicu oleh pelepasan energi di patahan Sumatera (sesar Semangko) yang

melalui segmen Singkarak. Akibat desakan lempeng Indo-Australia menuju

lempeng Eurasia yang pergerakanya diperkirakan 5-7 cm per tahun. Bagian barat

bergerak ke selatan dan bagian timur bergerak ke utara. Jika pergerakan segmen

itu sudah berlangsung cukup lama akan menjadi pemicu terjadinya gempa besar.

Gempa yang terjadi di Padang berada pada lokasi di sebelah timur segmen

Mentawai. Dimana, energi yang lepas masih di kawasan pinggir dari segmen

mentawai. Segmen mentawai mulai dari pulau Siberut, pulau Sipora, sampai

pulau Bagai. Menurut para ahli geologi secara historis pada segmen mentawai

telah terjadi gempa besar dengan skala magnitudo lebih dari delapan, yaitu pada

tahun 1833. dan gempa ini memiliki periode perulangan sekitar 200 tahunan.

Diperkirakan pengumpulan energi pada segmen mentawai masih berlangsung

hingga sekarang.


18/111

4

Bila membahas gempabumi tidak akan lepas dari apa yang disebut

Magnitude atau kekuatan gempa. Dimana pengertian Magnitude itu sendiri adalah

ukuran kekuatan gempabumi yang menggambarkan besarnya energi seismik yang

dipancarkan oleh sumber gempa dan merupakan hasil pengamatan seismograf.

Besaran ini akan berharga sama, meskipun dihitung dari tempat yang berbeda.

Skala yang kerap digunakan untuk menyatakan magnitudo gempa ini adalah skala

Richter ( Richter Scale).

Beberapa hal yang melatarbelakangi penelitian ini menggunakan event

gempabumi Padang antara lain :

1. Data magnitude gempabumi Padang 30 September 2009 yang dirilis BMKG

mengalami perubahan (Updating) dari magnitude 7.6SR Mw(mB) berubah

menjadi 7.9SR Mw(mB). Hal ini menarik untuk dikaji mengenai seberapa

besar kekuatan gempa Padang yang dianggap stabil sehingga dianggap

sepadan dengan dampak dari korban jiwa maupun fisik yang begitu besar.

Gempabumi Padang berdasarkan kekuatan gempa (magnitude) yang pertama

kali dirilis BMKG kekuatanya adalah 7.6 Mw(mB). Dampak goncangan yang

ditimbulkan gempa padang ternyata begitu kuat, rambatan energinya terasa

hingga Kepulauan Riau, Singapura bahkan sampai ke Malaysia. Dengan

tingkat kekuatan tersebut mengakibatkan dampak kerusakan bangunan yang

begitu hebat dan korban jiwa yang begitu banyak, tercatat sekitar 711 orang

meninggal dan ribuan orang menderita luka-luka dan juga beberapa bangunan

seperti hotel, sekolah, kantor pemerintah, tempat-tempat ibadah, rumah-rumah

penduduk dan berbagai fasilitas publik lainya-pun ikut hancur dan roboh.


19/111

5

Bahkan ada satu perkampungan di daerah Pariaman yang tertimbun longsor

yang ditimbulkan dari dampak sekunder sebuah gempa.

2. Lokasi gempabumi Padang berada pada jalur pertemuan antar dua lempeng

dan jalur sesar (patahan) yang melingkupinya. Dimana wilayah Provinsi

Sumatera Barat yang terletak di bagian barat Pulau Sumatera merupakan

bagian dari Lempeng Eurasia yang bergerak sangat lambat dan relatif ke arah

tenggara dengan kecepatan sekitar 0,4 cm per tahun. Relatif berada di bagian

barat provinsi ini, terdapat interaksi antara Lempeng Eurasia dan Lempeng

Samudera Hindia yang bergerak relatif ke arah utara dengan kecepatan

mencapai 7 cm per tahun. Interaksi ini menghasilkan pola penunjaman atau

subduksi menyudut (oblique) yang diperkirakan telah terbentuk sejak zaman

kapur dan masih terus berlangsung hingga kini. Selain subduksi, interaksi

kedua lempeng ini juga menghasilkan pola struktur utama Sumatera, yang

dikenal sebagai Zona Sesar Sumatera dan Zona Sesar Mentawai.

3. Berdasarkan pandangan orang awam, bisa membantu memberikan

pemahaman bagaimana sebenarnya rumus – rumus yang dipakai dalam

menentukan kekuatan gempa, khususnya Gempabumi Padang sehingga bisa

diperoleh beberapa parameter magnitude dari sebuah gempa tersebut . Hal ini

perlu diketahui lebih lanjut melalui sebuah penelitian tentang perhitungan

parameter magnitude yang bersumber dari konstanta dari pembacaan

seismogram dari event gempa, seperti gempabumi Padang.


20/111

6

Tingkat keakurasian (kestabilan) kekuatan sebuah gempa sangtlah begitu

penting, Sebab hal ini berkaitan erat dengan pengambilan keputusan dan antisipasi

teknis yang harus dilakukan terhadap dampak yang terjadi. Jika terjadi gempa

berkekuatan kecil tetapi mengakibatkan tingkat kerusakan yang begitu parah,

tentunya ini akan menjadi masalah dan tanda tanya besar dikemudian hari. Atau

sebaliknya terjadi gempa dengan kekuatan yang dipublikasi begitu besar dan

dampak kerusakan yang terjadi tidak terlalu signifikan, ini hanya mengurangi

tingkat kepercayan publik terhadap kevalidan informasi yang telah beredar.

Harapanya adalah keakurasian (kestabilan) data kekuatan magnitude selalu valid

dan stabil, sehingga memiliki korelasi dengan dampak yang terjadi akibat gempa.

Bila terjadi gempa dengan kekuatan yang besar, maka informasi ini akan

dianggap sebagai gempa merusak atau bahkan berpotensi tsunami jika memang

telah terpenuhi persyaratanya. BMKG sendiri menetapkan gempa berpotensi

tsunami jika magnitudenya ≥ 7.5 dengan kedalaman gempa ≤70 km dan gempa

berada dilaut. Jika syarat-syarat yang ada terpenuhi maka BMKG akan

mengeluarkan warning tsunami yang dirilis ke media masa dan diteruskan ke

aparat terkait. Informasi ini akan direspon masyarakat secara meluas. Daerah yang

berpotensi tsunami akan dievakuasi demi menyelamatkan dan meminimalisir

korban. Kalaupun tidak terjadi tsunami maka informasi ini akan bermanfaat

sebagai dasar upaya penanganan pasca gempa. Tetapi disinilah permasalahanya,

bagaimana magnitude atau kekuatan dari sebuah event gempa menjadi salah satu

faktor yang sangat menentukan dalam mempertimbangkan apakah gempa tersebut

termasuk dalam kategori potensi tsunami atau tidak berpotensi.


21/111

7

Aktifitas pelepasan energi pada deformasi lempeng gempabumi di Padang

30 September 2009 yang memiliki kekuatan magnitude yang cukup besar,

seberapa besar kekuatan magnitudenya perlu untuk dikaji lebih lanjut. Untuk

mengawalinya akan dihitung seberapa besar kekuatan (magnitude) gempanya

berdasarkan rumus empiris yang bersumber dari konstanta pembacaan

seismogram dari event gempa. Sehingga dapat diperoleh seberapa besar kekuatan

gempanya yang terdiri dari berbagai parameter magnitude seperti: ML, mb, mB,

Ms, Mw dan Mo. Untuk melengkapi datanya menjadi parameter gempabumi

dapat pula diketahui energi momen seismik dan mekanisme focalnya dengan

menggunakan software CMT. Jika dalam perhitungan maupun menggunakan

manual CMT dapat diperoleh seberapa kekuatan magnitude yang berupa ML, mb,

mB, Ms, Mw dan Mo serta mekanisme focalnya dari gempa padang. Data ini akan

menjadi data parameter gempabumi. Data parameter ini dapat pula

diperbandingkan dengan institusi kegempaan seperti BMKG dan USGS. Tentunya

ini sangat bermanfat sebagai salah satu analisis pendahuluan mengenai tingkat

keakurasian kekuatan gempa (magnitude) pada salah satu event gempabumi,

khususnya pada event gempabumi Padang.

1.2. Tujuan Penulisan

Penelitian ini mempunyai tujuan diantaranya adalah

1. Menentukan beberapa jenis parameter Magnitude event gempa

berdasarkan Rumus Empiris yang bersumber pada data

seismogram gempabumi Padang.


22/111

8

2. Menentukan tingkat keakurasian (kestabilan) perhitungan beberapa

Magnitude berdasarkan metode statistic RMS (Root Mean

Square).

3. Membandingkan (mengkomparasikan) hasil parameter Magnitude

gempabumi berdasarkan Rumus Empiris dengan dari Institusi lain

seperti BMKG maupun USGS.

4. Menentukan besarnya energi Moment Seismic (Mo) dan

mekanisme focal gempa padang dari hasil secara manual.

1.3. Manfaat Penulisan

Pada penelitian ini penulis berharap memberikan manfaat antara lain :

1. Sebagai analisis pendahuluan terhadap tingkat keakurasian

(kestabilan) Magnitude pada suatu event gempa .

2. Sebagai evaluasi melalui informasi pembanding mengenai

kekuatan gempa (Magnitude) yang memenuhi syarat potensi

tsunami.

3. Memberikan informasi data pembanding tentang tingkat resiko

gempabumi berdasarkan data kekuatan Magnitude pada suatu

event gempa.

4. Dapat menentukan besarnya Magnitude moment (Mw) yang

merupakan magnitude yang menggambarkan sebuah event gempa.


23/111

9

1.4. Batasan Masalah

Pada penelitian ini penulis membatasi bahwa dalam penentuan parameter

gempabumi hanya membahas penentuan parameter magnitudo gempa yang

bersumber pada seismogram, atau parameter yang memiliki keterikatan erat

dengan magnitudo seperti moment sismik dan mekanisme focal yang akan

melengkapi data daripada energi gempanya. Parameter gempabumi lainya seperti

lokasi gempa(epic), kedalaman(depth), Waktu gempa (Origin Time) tidak

termasuk dalam Penelitian dan pembahasan ini.

1.5. Ruang Lingkup Penelitian

Ruang Lingkup penulisan ini adalah untuk menghitung besarnya

parameter magnitude gempabumi Padang 30 September 2009 berdasarkan rumus

empiris dengan menggunakan data seismogram gempabumi padang. Sedangkan

event gempabumi padang 30 September 2009 memiliki parameter episentrum

berada pada koordinat 0.81 LS – 99.97 BT dengan kedalaman 71 km dan

kekuatan gempanya adalah 7.6 SR Mw(mb) . Dengan mengambil data

seismogram dan ditentukan Amplitude P atau S maksimum dan periodanya, dicari

pula jarak antara sensor stasiun ke pusat episentrum gempa. Kemudian dengan

dengan nilai-nilai konstanta yang telah lengkap dimasukan ke rumus empiris

masing-masing komponen magnitude sesuai persyaratan yang harus dipenuhi.

Sehingga jika memenuhi syarat akan diperoleh nilai jenis berbagai magnitude tiap

sensor stasiun, kemudian untuk mengetahui seberapa jauh kestabilan perhitungan

Magnitude diuji tingkat kesalahnya dengan metode statistik RMS (Root Mean


24/111

10

Square) . Untuk melengkapi datanya menjadi parameter gempabumi dapat pula

diketahui energi momen seismik dan mekanisme focalnya dengan menggunakan

software CMT (Centroid Moment Tensor ). Dengan cara manual dapatlah

diperoleh moment seismik dan mekamisme focalnya. Setelah parameter yang

dicari telah lengkap, dapat dibandingkan parameter yang ada dengan institusi lain

baik BMKG maupun USGS sebagai studi dan analisis pendahuluan terhadap

tingkat keakurasian Magnitude pada suatu event gempa .

1.6. Sistematika Penulisan

Pada sistematika penulisan dijelaskan bagaimana uraian dalam bab per-

babnya seperti di bawah yang telah diuraikan dibawah ini :

BAB. I.

Berisi tentang latar belakang masalah bagaimana ide awal penulisan ini

ditulis. Serta tujuan penulisan yang menguraikan maksud dan arah tujuan

penulisan ini. Manfaat penulisan yang menjelaskan mengenai kegunaan penulisan

yang berguna sebagai analisis pendahuluan. Ruang lingkup penelitian

menjelaskan bagaimana cakupan langkah-langkah dalam penulisan ini di tulis.

Dan sistematika penulisan menjelaskan bagaimana tahapan-tahapan penulisan ini.

Serta batasan masalah bagaimana dalam penulisan ini hanya dibatasi bebrapa hal

pokok bahasan saja.


25/111

11

BAB. II.

Menguraikan bagaimana tinjauan teori (pustaka) diambil yang akan

melandasi dalam penulisan. Tinjauan pustaka meliputi ketetapan-ketetapan rumus

dasar dan penjelasan yang akan melandasi pembahasan pada penelitian ini.

BAB. III.

Menjelaskan bagaimana proses pengambilan data, tahapan memilah-milah

data dan kemudian adalah menjelaskan metode penelitian yang menguraikan

penentuan mencari nilai hasil yang didasari dari rumus teoritisnya.

BAB. IV.

Menjelaskan bagaimana analisa data awal yang telah masuk sesuai teori

dasarnya, kemudian dapat dihasilkan data yang diharapkan dalam penelitian ini.

Tahap disini adalah menganalisis, membahas dan membandingkan dengan data

yang telah ada, dimana hasilnya dapat menjadi koreksi atau menguatkan satu

sama lain terhadap data yang telah ada.

BAB. V.

Terakhir berisi uraian tentang kesimpulan dari data yang telah dianalisis.

Bagaimana kesimpulan data sebaiknya searah dengan tujuan penelitian ini. Hasil

dalam penelitian ini tidaklah lepas dari kekurangan, maka sepantasnya dijelaskan

bagaimana saran-saran terhadap penelitian ini sebagai studi dan analisis

pendahuluan yang mudah-mudahan akan bermanfaat dikemudian hari.


26/111

12

BAB II

TINJAUAN TEORI

2.1. Gempabumi

Gempabumi adalah getaran yang terjadi permukaan bumi. Gempabumi

biasa disebabkan oleh pergerakan kerak bumi (lempeng bumi). Kata gempabumi

juga digunakan untuk menunjukkan daerah asal terjadinya kejadian gempabumi

tersebut. Bumi kita walaupun padat, selalu bergerak, dan gempabumi terjadi

apabila tekanan yang terjadi karena pergerakan itu sudah terlalu besar untuk dapat

ditahan.

Menurut R. Hoernes, 1878, gempabumi dapat diklasifikan secara umum

berdasarkan sumber kejadian gempa menjadi :

1. Gempabumi runtuhan, merupakan gerakan diakibatkan oleh

runtuhan dari lubang-lubang interior bumi. Sebagai contoh adalah

runtuhnya dinding gua pada pertambangan bawah tanah.

2. Gempabumi vulkanik, merupakan gerakan yang diakibatkan oleh

aktivitas gunung berapi

3. Gempabumi tektonik, merupakan gerakan yang diakibatkan oleh

lepasnya sejumlah energi pada saat bergesernya lempeng.


27/111

13

Menurut Fowler (1990), gempabumi dapat diklasifikasikan berdasarkan

kedalaman fokus yaitu:

1. Gempa dangkal, jika kedalaman pusat gempa kurang dari 70 km

2. Gempa menengah, jika kedalaman pusat gempa kurang dari 300 km

3. Gempa dalam, jika kedalaman pusat gempa lebih dari 300 km

Klasifikasi besarnya kekuatan gempa menurut Hagiwara (1964)

berdasarkan magnitudenya terdiri atas :

1. Gempa sangat besar (Great Earthquake) : M > 8.0

2. Gempa besar (Major Earthquake) : 7.0 < M ≤ 8.0

3. Gempa Sedang ( Moderate Earthquake) : 5.0 < M ≤ 7.0

4. Gempa Kecil ( Small Earthquake) : 3.0 < M ≤ 5.0

5. Gempa Mikro (Micro Earthquake) : 1.0 < M ≤ 3.0

6. Gempa Ultramikro (Ultramicro Earthquake) : M ≤ 1.0

Gempabumi tektonik disebabkan oleh perlepasan tenaga yang terjadi

karena pergeseran lempengan plat tektonik seperti layaknya gelang karet ditarik

dan dilepaskan dengan tiba-tiba. Tenaga yang dihasilkan oleh tekanan antara

batuan dikenal sebagai kecacatan tektonik. Teori dari plat tektonik (tektonik plate)

plat tektonik menjelaskan bahwa bumi terdiri dari beberapa lapisan batuan,

sebagian besar area dari lapisan kerak itu akan hanyut dan mengapung di lapisan

seperti salju. Lapisan tersebut begerak perlahan sehingga berpecah-pecah dan

bertabrakan satu sama lainnya. Hal inilah yang menyebabkan terjadinya gempa

tektonik. Gempabumi tektonik memang unik. Peta penyebarannya mengikuti pola


28/111

14

dan aturan yang khusus dan menyempit, yakni mengikuti pola-pola pertemuan

lempeng-lempeng tektonik yang menyusun kerak bumi(gambar 2.1). Dalam ilmu

kebumian (geologi), kerangka teoretis tektonik lempeng merupakan postulat

untuk menjelaskan fenomena gempabumi tektonik yang melanda hampir seluruh

kawasan, yang berdekatan dengan batas pertemuan lempeng tektonik.

Gambar 2.1. Pemekaran dasar samudera

2.2. Gelombang Seismik (Seismic Wave)

Secara sederhana dapat diartikan sebagai merambatnya energi dari pusat

gempa atau hiposentrum (fokus) ke tempat lain di bumi. Gelombang ini terdiri

dari gelombang badan dan gelombang permukaan. Gelombang badan adalah

gelombang gempa yang dapat merambat di lapisan bumi, sedangkan gelombang

permukaan adalah gelombang gempa yang merambat di permukaan bumi


29/111

15

Gerakan batuan yang tiba-tiba di sepanjang celah pada sesar bumi

menimbulkan getaran (vibration) yang mentransmisikan energi dalam bentuk

gelombang (wave). Gelombang yang merambat di sela-sela bebatuan di bawah

permukaan bumi disebut dengan gelombang badan (body wave). Sedangkan

gelombang yang merambat dari episenter ke sepanjang permukaan bumi disebut

dengan gelombang permukaan (surface wave).

2.2.1. Gelombang Badan ( Body Wave)

Ada 2 macam gelombang badan, yaitu gelombang primer atau

gelombang P ( primary wave) dan gelombang sekunder atau gelombang S

(secondary wave). Gelombang P atau gelombang mampatan (compression wave),

adalah gelombang longitudinal yang arah gerakannya sejajar dengan arah

perambatan gelombang. Ini merupakan gelombang seismik tercepat yang

merambat di sela-sela bebatuan dengan kecepatan 6-7 km per/detik.

Gelombang S atau gelombang rincih (shear wave), adalah gelombang

transversal yang arah gerakannya tegak lurus dengan arah perambatan gelombang.

Gelombang seismik ini merambat di sela-sela bebatuan dengan kecepatan sekitar

3,5 km/detik.


30/111

Baik

ntuk menc

erjalan di

(reflection)

cahaya yan

emeriksa

.3.2. Gelo

Ada

dari nama

ama geofis

Gel

asilnya ta

love meni

erpindaha

ambar 2.2.

gelombang

ari letak hi

dalam da

dan pembi

seolah me

embelokan

bang Per

2 macam

isikawan I

ikawan Ing

mbang Ra

ah bergera

bulkan efe

vertikal.

Pola ramba

P maupun

osenter da

permuka

san (refra

belok saat

ini untuk m

ukaan (Su

elombang

ggris Lord

ris A.E.H.

leigh meni

naik turun

gerakan ta

tan gelomb

gelombang

episenter

n bumi,

tion) atau

menembus

enentukan

rface Wave

ermukaan,

Rayleigh;

ove.

mbulkan e

seperti om

nah yang h

ng P dan S

S dapat me

empa. Saa

eduanya

membelok,

kaca benin

arimana sua

aitu gelom

an gelomb

ek gerakan

ak di laut.

orizontal, d

bantu ahli

kedua gel

engalami

persis sep

. Para ahli

tu gempa b

ang raylei

ng love, d

tanah yan

Sedangkan

n tidak me

16

seismologi

mbang ini

emantulan

rti sebuah

seismologi

rasal.

h, diambil

ambil dari

g sirkular.

gelombang

nghasilkan


31/111

17

Gambar 2.3. Pola rambatan gelombang permukaan (Surface Wave)

Kecepatan merambat kedua gelombang permukaan ini selalu lebih

kecil daripada kecepatan gelombang P, dan umumnya lebih lambat daripada

gelombang S.

2.3. Magnitudo Gempabumi

Magnitudo gempa adalah sebuah besaran yang menyatakan besarnya

energi seismik yang dipancarkan oleh sumber gempa. Besaran ini akan berharga

sama, meskipun dihitung dari tempat yang berbeda. Skala yang kerap digunakan

untuk menyatakan magnitudo gempa ini adalah skala Richter ( Richter Scale).

Secara umum, magnitudo dapat dihitung menggunakan formula berikut:

∆, .......................................................(2.1)

dengan M adalah magnitudo, a adalah amplitudo gerakan tanah (dalam

mikrometer), T adalah periode gelombang, Δ adalah jarak pusat gempa atau


32/111

18

episentrum, h adalah kedalaman gempa, C S , dan C R adalah faktor koreksi yang

bergantung pada kondisi lokal dan regional daerahnya.

Selain Skala Richter diatas, ada beberapa definisi magnitudo yang dikenal

dalam kajian gempabumi adalah M S yang diperkenalkan oleh Guttenberg

menggunakan fase gelombang permukaan gelombang Rayleigh, mb (body waves

magnitudo) diukur berdasar amplitudo gelombang badan, baik P maupun S.

2.3.1. Magnitudo Lokal (ML)

Magnitudo lokal (ML) diperkenalkan oleh Richter untuk mengukur

magnitudo gempa-gempa lokal, khususnya di California Selatan. Nilai amplitudo

yang digunakan untuk menghitung magnitudo lokal adalah amplitudo maximum

gerakan tanah (dalam mikron) yang tercatat oleh seismograf torsi (torsion

seismograph) Wood-Anderson, yang mempunyai periode natural = 0,8 sekon,

magnifikasi (perbesaran) = 2800, dan faktor redaman = 0,8. Jadi formula untuk

menghitung magnitudo lokal tidak dapat diterapkan di luar California dan data

amplitudo yang dipakai harus yang tercatat oleh jenis seismograph di atas.

Magnitudo lokal dapat di hitung menggunakan formula berikut:

ML = Log A + 2.76 Log ∆ - 2.48..........................................................(2.2)

Dengan: A = Amplitude getaran tanah (mm)

∆ = Jarak Stasiun pencatat ke sumber gempabumi (km) dengan

syarat ∆ ≤ 600 km.


33/111

19

Batasan Magnitude Lokal (ML) :

Nilai ML memenuhi ketika gempabumi cukup besar (M=6.5).

Pada gempabumi berjarak dekat, gelombang yang paling besar

adalah gelombang S. Pada jarak lebih jauh (∆>650km) perioda

gelombang permukaan menjadi lebih domonan. Peroide ini diluar

daerah frekuensi dari geopon Woods Anderson.

Gambar 2.4. Ketetapan Richter dalam menentukan Magnitude Local (ML)

2.3.2. Magnitude Bodywave (mb)

Magnitudo gempa yang diperoleh berdasar amplitudo gelombang badan

(P atau S) disimbulkan dengan mb. Magnitude ini didefinisikan sebagai magnitude

yang didasarkan catatan amplitude dari gelombang P yang menjalar melalui

bagian dalam bumi (Lay. T and Wallace T.C.). Dalam prakteknya (di USA),

Contoh Ketetapan Magnitudo Lokal berdasarkan Richter


34/111

20

amplitudo yang dipakai adalah amplitudo gerakan tanah maksimum dalam mikron

yang diukur pada 3 gelombang yang pertama dari gelombang P (seismogram

periode pendek (short period, komponen vertikal), dan periodenya adalah periode

gelombang yang mempunyai amplitudo maksimum tersebut. Sudah tentu rumus

yang dipakai untuk menghitung mb ini dapat digunakan disemua tempat

(universal). Tapi perlu dicatat bahwa faktor koreksi untuk setiap tempat (stasiun

gempa) akan berbeda satu sama lain. Magitudo gelombang badan diperkenalkan

oleh Gutenberg dan Ricter (1956).

mb = log (A/T) + Q(∆, h).....................................................................(2.3)

Dimana T adalah perode dalam detik (dibatasi 0.1≤T≤3.0). A adalah

amplitudo gerakan tanah (dalam prakteknya amplitudo yang dipakai adalah

amplitudo gerakan tanah maksimum dalam mikron yang diukur pada 3 gelombang

yang pertama dari gelombang P seismogram perode pendek komponen vertikal,

sedang periodenya adalah periode gelombang yang mempunyai amplitudo

maksimum tersebut. Q merupakan fungsi dari

Jarak ∆ dan kedalaman (h). Magnitudo gelombang badan ini berlaku

universal dengan tentu saja faktor koreksi yang berbeda untuk setiap tempatnya.

Batasan dalam penggunaan mb :

mb dapat dipakai setelah jarak gempa lebih atau sama dengan 5°

mb saturate (memenuhi) pada magnitude 6.0

mb memiliki kecendrungan nilai yang tidak stabil

noise yang ada pada data akan sangat berpengaruh pada nilai mb


35/111

21

2.3.3. Bodywave Magnitude (mB)

Broad-Band Bodywave Magitudo (mB) diperkenalkan oleh

Guntenberg dan Richter (1956). Magnitude body (mB) di definisikan berdasarkan

catatan Amplitude dari gelombang P perioda panjang (long periode) broadband

yang menjalar melalui bagian dalam bumi.

mB kurang akurat nilainya bila M


36/111

22

Gambar 2.5. Grafik Guntenberg & Richter Q(∆, h) Untuk mb, mB

2.3.4. Magnitudo Gelombang Permukaan (Ms)

Magnitudo yang diukur berdasar amplitudo gelombang permukaan

disimbolkan dengan M S . Dalam Prakteknya (di USA), amplitudo gerakan tanah

yang dipakai adalah amplitudo maksimum gelombang permukaan, yaitu

gelombang Rayleigh dalam mikron dari seismogram periode panjang (long

periode) komponen vertikal dengan periode 20 ± 3 sekon dan periodenya diukur

pada gelombang dengan amplitudo maksimum tersebut. Magnitude surface

ditetapkan berdasarkan formula rumus Vanek et.al (1962) adalah : :

Ms = Log (A/T) + 1.66 Log ∆ + 3.3............................................(2.5)

Dimana T adalah periode (dalam detik). A amplitudo maksimum gerakan

tanah (dalam mikron) gelombang permukaan seismogram komponen vertikal


37/111

23

dapat memiliki batasan 18≤T≤22 untuk hasil yang lebih teliti. D adalah jarak

dalam geocentric degrees (stasiun ke episenter) dimana D≤160°.

Gambar 2.6. Penggunaan seismogram dalam penentuan mb, mB, Mw, Ms dan ML

2.3.5. Magnitude Momen (Mw)

Seismik Moment(Mo) dianggap sebagai cara terbaik yang dapat

dilakukan untuk memperoleh ukuran suatu gempabumi. Seismic moment Mo

dirumuskan sebagai :

Mo = æ D S............................................................................................(2.6)

Dimana: æ = harga rigiditas dibawah lapisan batuan

D = nilai pergeseran dari rata-rata bidang sesar

S = area bidang sesar.


38/111

24

Dengan M o adalah momen gempa, µ adalah rock regidity dalam Pa, µ pada

kerak bumi sebesar 32 GPa dan pada mantel 75 GPa. A adalah luas daerah sesar

atau rupture area, dan d adalah pergeseran slip atau displacement .

Kekuatan gempabumi sangat berkaitan dengan energi yang dilepaskaan

oleh sumbernya. Pelepasan energi ini berbentuk gelombang yang menjalar

kepermukaan dan bagian dalam bumi. Dalam penjalaranya energi ini mengalami

pelemahan karena absorbsi dari batuan yang dilaluinya, sehingga energi yang

sampai stasiun pencatat kurang dapat menggambarkan energi gempabumi yang

terjadi di hiposenter. Seperti halnya pada mekanika, dua gaya yang sama besar

dan berlawanan arah menyebabkan suatu momen yang besarnya sama dengan

gaya kali jarak antara kedua gaya tersebut. Dalam gempa bumi, sesuai dengan

model dislokasi yang menyatakan bahwa gempa bumi disebabkan oleh adanya

pergeseran yang diskontinu pada lapisan kulit bumi, ekivalen dengan kopel ganda

(double couple). ( Aki, K and Richards, P. 1980., Rybicki, K. 1981., Aki, K.

1966 ). Bisa dikatakan pula bahwa moment gempa (seismic moment) adalah

besarnya momen ekivalen dengan kopel ganda yang tersebar didalam bidang

sesar.

Gambar 2.7. Kopel ganda dan equivalen kopel ganda


39/111

25

2.3.6. Hubungan antar magnitude

Secara umum magnitude gempa dapat dicari dengan menggunakan rumus

empirisnya, namun kadang-kadang dalam penerapanya kita terbentur dengan

batasan persyaratan yang memaksa kita tidak dapat menggunakan rumus

empirisnya. Dalam hal ini dapatlah digunakan menggunakan pencarian nilai

magnitude berdasarkan hubungan antara magnitude. Penggunakan nilai rumus

empiris ini telah ditetapkan formulanya oleh beberapa ahli, dimana disini nilai

yang dicari adalah nilai derivatif dengan nilai magnitude lain yang telah didapat

lebih dulu atau telah diketahui.

Dalam menentukan magnitude, tidak ada keseragaman materi yang

dipakai kecuali rumus umumnya, yaitu persamaan (2.1) sampai dengan

persamaan (2.5). Untuk menentukan m b misalnya, orang dapat memakai data

amplitudo gelombang badan (P dan S) dari sebarang fase seperti P, S, PP, SS, pP,

sS (yang jelas dalam seismogram). Seismogram yang dipakaipun dapat dipilih

dari komponen vertikal maupun horisontal (asal konsisten). Demikian juga untuk

penentuan MS. Oleh karena itu, kiranya dapat dimengerti bahwa magnitude yang

ditentukan oleh institusi yang berbeda akan bervariasi, walaupun mestinya tidak

boleh terlalu besar.

Namun demikian, tampaknya ada hubungan langsung antara Magnitude

vang satu dengan yang lain secara empiris yang ditulis oleh Hirro Kanamori dan

Tom Hanks sebagai berikut :


40/111

26

Hubungan magnitude moment(Mw) dengan moment seismik (Mo) dalam

satuan Newton-meter menurut Kanamori dan Hanks (1979) adalah :

Mw = 2/3 Log Mo – 10.7.......................................................................(2.7)

Hubungan rumus empiris antara seismic moment Mo(Nm) dan magnitude

surface (Ms) menurut Kanamori(1977) adalah :

Log Mo = 1.5 Ms + 9.1..........................................................................(2.8)

Berdasarkan hubungan rumus empiris diatas, Kanamori (1977)

mendefinisikan sebuah moment magnitude(energy Magnitude) Mw

sebagai berikut :

Mw = (Log Mo – 9.1)/1.5......................................................................(2.9)

Berdasarkan hubungan rumus empiris antara mb dengan Ms, Kanamori

(1977) juga mendefinisikan :

mb = 0.56 Ms + 2.9..............................................................................(2.10)

2.4. Intensitas Gempabumi

Intensitas adalah besaran yang dipakai untuk mengukur suatu gempa

selain dengan magnitude. Intensitas dapat pula didefenisikan sebagai suatu

besarnya kerusakan disuatu tempat akibat gempabumi yang diukur berdasarkan

tingkat kerusakan yang terjadi. Dulu, sebelum manusia mampu mengukur

magnitudo gempa, besarnya gempa hanya dinyatakan berdasarkan efek yang

diberikan terhadap manusia, alam, struktur bangunan buatan manusia, dan reaksi

hewan. Besarnya gempa yang ditentukan melalui observasi semacam ini

dinamakan dengan intensitas gempa. Skala intensitas pertama kali diperkenalkan


41/111

27

pada tahun 1883 oleh seorang seismologis Italia M.S. Rossi dan ilmuwan Swiss

F.A.Forel yang dikenal dengan skala Rossi-Forel. Skala ini kemudian

dikembangkan lagi pada tahun 1902 oleh seorang seismologis Itali Giuseppe

Mercalli. Lalu pada tahun 1931, seismologis Amerika, H. O. Wood dan Frank

Neuman mengadaptasi standar yang telah ditetapkan Mercalli untuk kondisi di

California, dan menghasilan skala Modified Mercalli Intensity (MMI).

Beberapa skala intensitas gempa yang lain adalah:

1. Japan Meteorological Agency (JMA), ditemukan tahun 1951,

hingga kini digunakan untuk mengukur kekuatan gempa di Jepang.

2. Medvedev, Sponheuer, Karnik (MSK), ditemukan tahun 1960-an.

3. European Microseismic Scale (EMS), ditemukan tahun 1990-an.

Skala gempabumi MMI sifatnya kualitatif, skala intensitas ini sangat

subjektif dan sangat tergantung pada kondisi lokasi dimana gempa terjadi. Gempa

dengan magnitudo yang sama, namun terjadi di dua tempat yang berbeda mungkin

akan memberikan nilai intensitas yang berbeda. Namun demikian antara skala

magnitudo dan skala intensitas dapat dibuat kesetaraannya, seperti contoh

perbandingan skala Richter dan MMI di bawah ini :


42/111

28

Tabel 2.1. Skala Modified Mercalli Intensity (MMI)

Intensitas Gejala / Akibat yang ditimbulkan

I MMI : Tidak terasa.

II MMI : Sangat sedikit yang merasakan.

III MMI : Cukup banyak yang merasa, namun tidak menyadari

sebagai gempa.

IV MMI : Di dalam ruang terasa, seperti ada truk yang menabrak

gedung.

V MMI : Terasa oleh hampir setiap orang, yang tidur terjaga, pohon

berayun, tiang bergoyang.

VI MMI : Dirasakan oleh semua, orang-orang berlarian ke luar,

perabotan

bergerak, kerusakan ringan terjadi.VII MMI : Semua orang lari keluar, bangunan-bangunan berstruktur

lemah rusak, kerusakan ringan terjadi dimana-mana.

VIII MMI : Bangunan² berstruktur terencana rusak, sebagian runtuh.

IX MMI : Seluruh gedung mengalami kerusakan cukup parah, banyak

Yg bergeser dari pondasinya, tanah mengalami keretakan.

X MMI : Sebagian besar struktur bangunan rusak parah, tanah

Mengalami keretakan besar.

XI MMI : Hampir seluruh struktur bangunan runtuh, jembatan patah,

Retak pada tanah sangat lebar.

XII MMI : Kerusakan total. Gelombang terlihat jelas di tanah, objek-

Objek berhamburan.

Tabel 2.2. Skala Richter (SR.)

Magnitude Gejala/akibat yang ditimbulkan

2.5 : Secara umum tidak terasa, tapi tercatat pada seismograf.

3.5 : Dirasakan oleh banyak orang.

4.5 : Kerusakan lokal dapat terjadi.

6.0 : Menimbulkan kerusakan hebat.

7.5 : Gempa berkekuatan besar.8.0 ke atas : Gempa yg sangat dahsyat.


43/111

29

2.5. Energi Gempabumi

Kekuatan gempa disumbernya dapat juga diukur dari energi total yang

dilepaskan oleh gempa tersebut. Energi yang dilepaskan oleh gempa biasanya

dihitung dengan mengintegralkan energi gelombang sepanjang deretan gelombang

(wave train) yang dipelajari (misal gelombang badan) dan seluruh luasan yang

dilewati gelombang (bola untuk gelombang badan, silinder untuk gelombang

permukaan), yang berarti mengintegralkan energi keseluruh ruang dan waktu.

Berdasar perhitungan energi dan magnitudo yang pernah dilakukan, ternyata

antara magnitudo dan energi mempunyai relasi yang sederhana, yaitu:

log E = 4,78 + 2,57 Mb..........................................................................(2.11)

Dengan satuan energi dyne cm atau erg. Berdasar persamaan tersebut,

kenaikan magnitudo gempa sebesar 1 skala richter akan berkaitan dengan

kenaikan amplitudo yang dirasakan disuatu tempat sebesar 10 kali, dan kenaikan

energi sebesar 25 sampai 30 kali.

2.6. Teori Tektonik Lempeng

Teori tektonik Lempeng merupakan suatu teori baru yang sangat

berkembang. Dalam teori ini, kulit bumi digambarkan terdiri atas kepingan-

kepingan atau lempeng-lempeng batuan atau litosfir, yang dapat bergerak satu

terhadap lainnya dengan arah dan kecepatan yang berubah-ubah, selama

astenosfer (upper mantle) yang menghasilkan sel-sel arus konveksi yang dapat

menggerakkan lempeng-lempeng kulit bumi yang terdiri atas batuan yang bersifat


44/111

30

kaku. Sel-sel arus konveksi itulah yang merupakan mesin yang menciptakan

sejumlah energi yang terkumpul dalam kulit bumi.

Di Bumi terdapat sekitar tujuh lempeng besar dan beberapa lempeng

kecil. Ketujuh lempeng besar tersebut adalah

1. Lempeng Afrika, meliputi Afrika - Lempeng benua

2. Lempeng Antarktika, meliputi Antarktika - Lempeng benua

3. Lempeng Australia, meliputi Australia (tergabung dengan lempeng

India antara 50 sampai 55 juta tahun yang lalu) - Lempeng benua

4. Lempeng Eurasia, meliputi Asia dan Eropa - Lempeng benua

5. Lempeng Amerika Utara, meliputi Amerika Utara dan Siberia timur

laut - Lempeng benua

6. Lempeng Amerika Selatan, meliputi Amerika Selatan - Lempeng benua

7. Lempeng Pasifik, meliputi Samudera Pasifik - Lempeng samudera

Lempeng-lempeng penting lain yang lebih kecil mencakup Lempeng

India, Lempeng Arabia, Lempeng Karibia, Lempeng Juan de Fuca, Lempeng

Cocos, Lempeng Nazca, Lempeng Filipina, dan Lempeng Scotia.

2.7. Sesar ( patahan)

Batas lempeng dalam skala yang lebih kecil dikenal sebagai sesar yang

merupakan suatu batas yang menghubungkan dua blok tektonik yang berdekatan.

Bidang sesar ( fault plane) adalah sebuah bidang yang merupakan bidang kontak

antara blok tektonik. Pergeseran bidang sesar dapat berkisar dari antara beberapa


45/111

31

meter sampai mencapai ratusan kilometer. Sesar merupakan jalur lemah, dan lebih

banyak terjadi pada lapisan yang keras dan rapuh. Bahan yang hancur pada jalur

sesar akibat pergeseran, dapat berkisar dari gouge (suatu bahan yang halus/lumat

akibat gesekan) sampai breksi sesar, yang mempunyai ketebalan antara beberapa

centimeter sampai ratusan meter (lebar zona hancuran sesar).

Mekanisme sumber gempabumi atau biasa dikenal “mekanisme focal”

adalah istilah yang digunakan untuk menerangkan sifat penjalaran energi

gempabumi dipusatnya, atau focus gempabumi itu terjadi. Patahan sering

dianggap sebagai mekanisme penjalaran energi gelombang elastik pada fokus

tersebut, sehingga dapat memperoleh arah gerakan patahan dan arah bidang

patahan untuk suatu gempa diperoleh solusi bidang patahan.

Terdapat dua unsur pada sesar yaitu hanging wall (atap sesar) dan foot

wall (alas sesar). Hanging wall (atap sesar) adalah bongkah sesar yang terdapat di

bagian atas bidang sesar, sementara itu foot wall (alas sesar) adalah bongkah sesar

yang berada di bagian bawah bidang sesar. Bidang sesar terbentuk akibat adanya

rekahan yang mengalami pergeseran.

Ditinjau dari kedudukan sesar terhadap struktur batuan sekitarnya sesar

dapat diklasifikasikan sebagai berikut:

1. Sesar Strike, adalah sesar yang arah jurusnya sejajar dengan jurus

batuan sekitarnya.

2. Sesar Dip, adalah jurus dari sesar searah dengan kemiringan

lapisan batuan sekitarnya


46/111

32

3. Sesar diagonal atau Sesar Oblique, adalah sesar yang memotong

struktur batuan sekitarnya.

4. Sesar Longitudinal, adalah arah sesar paralel dengan arah utama

struktur regional.

5. Sesar Traverse, adalah sesar memotong tegak lurus/ miring

terhadap struktur regional (biasanya dijumpai pada daerah terlipat,

memotong sumbu terhadap antiklin)

Sementara itu apabila ditinjau dari gerakan, sesar dapat digolongkan

menjadi beberapa jenis antara lain sebagai berikut:

1. Sesar Normal apabila hanging wall (atap sesar) bergerak relatif

turun terhadap foot wall

2. Sesar Naik/ sesar sungkup bila hanging wall (atap sesar) bergerak

relatif naik terhadap foot wall (alas sesar).

3. Sesar Mendatar/ Sesar Geser (Sesar Strike Slip), bagian yang

terpisah bergerak relatif mendatar pada bidang sesar umumnya

tegak (90o).

2.8. Tatanan Tektonik Sumatera Barat

Kepulauan Indonesia terletak pada pertemuan tiga lempeng tektonik utama

dunia, yaitu Lempeng Eurasia, Indo Australia dan Lempeng Pasifik . Selain itu

terdapat pula Lempeng mikro Filipina, yang bergerak kearah selatan di sebelah

utara Sulawesi. Oleh karena itu wilayah kepulauan Indonesia menjadi wilayah

yang rawan gempabum tektonik. Pertemuan lempeng Indo-Australia dengan


47/111

urasia terj

selatan Jaw

Ga

Pert

egak lurus

empunyai

Wila

Sumatera

dan relatif k

di bagian

empeng S

encapai 7

enyudut (

asih terus

adi di sepa

- Nusa Te

bar 2.8. Ta

muan lemp

, berbeda

subduksi m

yah Provin

erupakan b

e arah teng

arat provi

mudera Hi

cm/tahun. I

oblique), ya

berlangsun

njang bagi

ggara dan

tanan tekto

eng Indo-A

engan pert

iring denga

si Sumater

gian dari L

ara dengan

si ini, terd

dia yang b

nteraksi ini

ng diperkir

hingga kin

n barat le

embelok k

ik di Indon

stralia den

emuan lem

kecepatan

Barat ya

empeng Eu

kecepatan s

apat intera

rgerak rela

menghasilk

akan telah

i. Selain sub

as pantai

Laut Band

sia

an Eurasia

peng di wi

5-6 cm/tahu

g terletak

asia yang

ekitar 0,4 c

si antara

if ke arah

an pola pen

erbentuk s

duksi, inter

umatera,

.

di selatan Ja

layah Sum

n (Bock, 20

i bagian b

ergerak sa

/tahun. Re

empeng E

tara dengan

njaman ata

jak Jaman

ksi kedua l

33

enerus ke

wa hampir

atera yang

00).

arat Pulau

gat lambat

atif berada

urasia dan

kecepatan

u subduksi

Kapur dan

empeng ini


48/111

34

juga menghasilkan pola struktur utama Sumatera, yang dikenal sebagai Zona

Sesar Sumatera dan Zona Sesar Mentawai.

Gambar 2.9. Tektonik wilayah Indonesia bagian barat dan kecepatan pergerakan

Lempeng Indo – Australia yang menunjam di bawah Lempeng Eurasia (Lasitha

dkk., 2006).

Wilayah barat Pulau Sumatera merupakan salah satu kawasan yang

terletak pada pinggiran lempeng aktif (active plate margin) dunia yang

dicerminkan tingginya frekuensi kejadian gempabumi di wilayah ini. Sebaran

gempabumi di wilayah ini tidak hanya bersumber dari aktivitas zona subduksi,

tetapi juga dari sistem sesar aktif di sepanjang Pulau Sumatera.


49/111

35

BAB III

DATA DAN METODE PENELITIAN

3.1. Data Penelitian

Dalam melakukan penelitian ini data diambil adalah data sekunder yang

berasal dari sistem jaringan seismograf broadband BMKG. Dimana data yang

diambil dalam cakupan yang tersebar di wilayah Sumatera. Data yang diperoleh

adalah berupa seismogram (waveform) yang terekam oleh sensor pada saat

peristiwa Gempabumi Padang 30 September 2009. Dengan menggunakan Jopen

System (sistem prosessing gempa China) yang sudah terpasang di BMKG pusat,

data telah teraquisisi dan dapat dilakukan prosesing dalam mendapatkan

parameter gempa. Kemudian data yang tersimpan dapat dibuka kembali lalu

dieksport kedalam format seed data yang telah siap untuk dianalisis. Selanjutnya

adalah membuka data seismogram, tahap ini tujuanya adalah menentukan hasil

pembacaan konstanta-konstanta yang diperlukan dalam menentukan magnitude.

Tabel 3.1. Sebaran Data Seismogram dari sensor stasiun

No. Nama

Stasiun Koordinat Stasiun Lokasi

1 GSI 1.3039 LU‐97.5755 BT Gunungsitoli‐Nias

2 KLI 2.0912 LS‐101.462 BT Kotabumi‐Lampung

3 PPI 0.45503 LS‐100.397 BT Padang‐panjang‐Sumbar.

4 KSI 3.6517 LS‐102.593 BT Kepahiang‐Bengkulu

5 KASI 5.5326 LS‐104.4971 BT Kota Agung‐Lampung

6 PDSI 0.9118 LS‐100.462 BT Padang ‐ Sumbar

7 PMBI 2.927 LS‐ 104.772 BT Palembang‐Sumsel

8 LHSI 3.827 LS‐ 103.523 BT Lahat‐Sumsel.

9 MDSI 4.4861 LS‐104.178 BT Muaradua, Sumut

10 LHMI 5.4964 LU‐ 95.2961 BT Lhoksumawe‐NAD


50/111

36

Pembacaan data yang telah disimpan dapat dilakukan melalui program

SAC (Seismic Analys Code) yang harus terinstalasi menggunakan sistem operasi

Linux. Setelah data dapat dibuka maka dapatlah ditentukan sensor stasiun mana

yang memiliki kualitas data yang baik. Data yang memiliki kategori kualifikasi

baik dapat mempengaruhi kualitas hasil konstanta-konstanta yang diperlukan

nantinya. Syarat data yang baik adalah data seismogram yang terhindar dari noise,

gaps data, maupun spike. Setelah dilakukan proses penentuan kualifikasi data dan

telah terpilih data yang dalam kategori data yang baik (good data). Didapatlah 10

(sepuluh) data seismogram(waveform) dari stasiun sensor seismograp yang bisa

dianalisis. 10 stasiun sensor tersebut antara lain adalah : PPI, PDSI, GSI, KSI,

KASI, LHSI, MDSI, PMBI, KLI, LHMI.

Gambar 3.1. Peta Sebaran sensor stasiun dari data seismogram


51/111


52/111

38

beberapa magnitude yang ada. Salah satu metode statistik yang dipakai adalah

metode Root Mean Square (RMS) dengan rumus :

n

X X RMS

2)(∑ −= .........................................................................(3.1)

Dengan data hasil magnitude dari 10 (sepuluh) sensor stasiun diasumsikan

sebagai x1, x2, x3, x4, x5, x6, x7, x8, x9, x10 . Kemudian dicari nilai rata-ratanya

( X ). Nilai data dari masing-nasing nilai x1 sampai dengan x10 dikurangkan

dengan nilai rata-ratanya ( X ) lalu dikuadratkan. Hasil dari pengoperasian nilai

tersebut dijumlahkan, selanjutnya nilai hasilnya diakarkan dan dibagi dengan

banyaknya frekuensi data (n). Nilai inilah yang disebut dengan RMS, dimana

dapat menjelaskan seberapa jauh tingkat kesalahan dalam perhitungan beberapa

magnitude.


53/111

39

Penjelasan tentang metode penelitian dapat diterangkan dengan diagram

alir seperti dibawah ini :

Gambar 3.2. Diagram Alir Penentuan Magnitude


54/111

40

3.3. Peralatan Penelitian

Peralatan yang dipakai dalam penelitian ini antara lain berupa

perangkat keras dan perangkat lunak komputer. Adapun penjelasan masing-

masing perangkat sebagai berikut:

3.3.1 Perangkat Keras ( Hardware)

Seperangkat komputer dengan spesifikasi Intel Pentium Dual-Core

Processor T2390 (1.86 GHz, 533 Mhz FSB, 1MB L2 cache) dengan RAM

0.99 GB HDD. Sistem operasi menggunakan Microsoft Windows XP

Professional Version 2002 service pack 2. Linux Image, linux ubuntu 9.10

(the Karmic Koala relased in oktober 2009)

3.3.2 Perangkat Lunak (Software)

Perangkat lunak yang dipakai dalam penelitian ini adalah

1. Microsoft Office Excel 2007, dipakai dalam perhitungan data

secara empiris atau didalam rumus dasar Magnitude.

2. Microsoft Encarta Premium 2009, kegunaanya adalah menentukan

jarak antara dua koordinat lokasi suatu tempat.

3. Seismic Analysis Code (SAC), relased 08/24/2009 version 101.3b

copyright 1995 Regent of the University of California. Dipakai

untuk membaca seismogram yang telah dieksport dalam format

seed data.


55/111

41

4. CMT (Centroid Moment Tensor ) – BMG Inversi, dipakai untuk

menentukan pusat gempa (source location), fungsi moment

seismik (moment function) mekanisme focal dan waveform yang

telah dipilih ( focal mechanism and waveform fittings).

5. Program ArcGIS 9.3, berfungsi sebagai sarana untuk membuat peta

sebaran data seismogram yang digunakan dalam proses

perhitungan.

3.4. Pengolahan Data

Untuk mengetahui besarnya nilai ML, mb, mB, Ms, Mw dan Mo saat

terjadi gempa bumi dapat dihitung dengan rumus-rumus empirisnya. Penentuan

ini berdasarkan pada pendapat dan refrensi tulisan beberapa ahli gempa,

Pengolahan data seismogram dengan menggunakan rumus tersebut seperti yang

dijelaskan dibawah ini antara lain :

3.4.1. Menentukan Magnitude Lokal (ML)

Pada penghitungan magnitude lokal (ML) konstanta yang dipakai

adalah Amplitude maksimum gelombang S dari komponen vertikal.

Setelah diperoleh nilai Amplitude maksimum berdasarkan hasil

pembacaan gelombang (waveform) melalui program SAC didapatlah nilai

Amaksimum dari beberapa seismogram stasiun. Kemudian dicari pula

nilai jarak epicenter ke stasiun pencatat (∆). Cara mendapatkan nilai ∆

disini menggunakan software Microsoft Encarta Premium 2009,

diperolehlah jarak dari masing-masing stasiun ke titik epicenternya. Lalu


56/111

42

konstanta A maks. dan ∆ bisa untuk disubstitusikan nilainya terhadap

rumus Magnitude Lokal (ML).

Magnitude Lokal memiliki rumus sebagai berikut :

ML = Log A + 2.76 Log ∆ - 2.48..........................................................(3.2)

Dengan: A = Amplitude getaran tanah (mm)

∆ = Jarak Stasiun pencatat ke sumber gempabumi (km)

dengan syarat ∆ ≤ 600 km.

3.4.2. Menentukan Magnitude Body (mb)

Penentuan nilai Magnitude Body (mb) adalah dengan menentukan

terlebih dahulu konstanta Amplitude Maksimum (A) dan Perioda (T).

Pembacaan seismogram dengan SAC pada phase gelombang P komponen

vertikal dari gelombang periode pendek (Short Periode). Pada pembacaan

seismogram untuk Magnitude Body (mb) memiliki syarat khusus yaitu

harus ada batasan filter yang menurut Weber Bernd (2007) adalah sebesar

0.7 s/d 2.0 Hz. Hal ini dikarenakan jenis waveform yang diambil adalah

jenis broad band . Kemudian langkah berikutnya adalah menentukan nilai

jarak stasiun ke pusat gempa atau epicenter (∆) dan menentukan konstanta

kedalaman (h) yaitu dengan mengambil besarnya kedalaman dari gempa

padang itu sendiri. Jika konstanta telah lengkap maka tingga tinggal

mengoperasikan nilai konstanta tersebut kedalam rumus Magnitude Body

(mb) yang secara umum dirumuskan dengan persamaan :

mb = log (A/T) + Q(∆, h).......................................................................(3.3)


57/111

43

Dengan : A = Amplitude Maksimum Gelombang (æm)

T = Perioda getaran (s)

∆ = Jarak stasiun ke episenter (km)

h = Kedalaman (km)

3.4.3. Menentukan Magnitude Body (mB)

Penghitungan nilai Broad-Band Bodywave Magitudo (mB) dimulai

mencari nilai konstanta Amplitude Maksimum (A) dan perioda (T).

Penentuan nilai konstanta A maupun T adalah dengan melakukan

pembacaan seismogram dari gelombang P perioda panjang broad-band

(long periode). Setelah nilai A dan T selesai didapatkan, lalu menentukan

nilai jarak stasiun ke pusat gempa atau epicenter (∆) dan menentukan

konstanta kedalaman (h). Nilai kedalamn (h) dapat diasumsikan dengan

mengambil nilai kedalaman gempa Padang. Jika semua data konstanta

telah lengkap, kemudian tinggal mengoperasikan nilai-nilai data kontanta

kedalam rumus Broad-Band Bodywave Magitudo (mB). Dimana telah

dirumuskan sebagai berikut :

mB = log (A/T) + Q(∆, h).......................................................................(3.4)




h = Kedalaman (km)


58/111

44

3.4.4. Menentukan Magnitude Surface (Ms)

Penentuan untuk mencari nilai Magnitude Surface (Ms) adalah

dengan mencari nilai konstanta Amplitude maksimum (A), perioda (T) dan

jarak stasiun dengan pusat gempa (h). Nilai Amplitude maksimum dan

perioda diperoleh dari pembacaan gelombang permukaan (surface wave)

yaitu gelombang Rayleigh dari seismogram periode panjang (long perode)

komponen vertikal. Atau secara praktis dilakukan pembacaan seismogram

pada SAC berupa pembacaan phase gelombang S. Kemudian ditentukan

pula konstanta jarak stasiun dengan pusat gempa (∆) yaitu dengan dengan

menggunakan software Microsoft Encarta Premium 2009. Setelah lengkap

semua konstanta baru dimasukan kedalam formula rumus Magnitude

Surface (Ms), dimana rumusnya adalah :

Ms = Log (A/T) + 1.66 Log ∆ + 3.3.......................................................(3.5)




3.4.5. Penentuan Seismik Moment (Mo) dan Magnitude moment (Mw)

Seismik Moment (Mo) dianggap sebagai cara terbaik yang dapat

dilakukan untuk memperoleh ukuran kekuatan suatu gempabumi. Seismik

moment Mo dirumuskan sebagai :

Mo = æ D S............................................................................................(3.6)

Dimana: æ = harga rigiditas dibawah lapisan batuan

D = nilai pergeseran dari rata-rata bidang sesar

S = area bidang sesar.


59/111

45

Kekuatan gempabumi sangat berkaitan dengan energi yang

dilepaskaan oleh sumbernya. Pelepasan energi ini berbentuk gelombang

yang menjalar kepermukaan dan bagian dalam bumi. Dalam penjalaranya

energi ini mengalami pelemahan karena absorbsi dari batuan yang

dilaluinya, sehingga energi yang sampai stasiun pencatat kurang dapat

menggambarkan energi gempabumi yang terjadi di hiposenter.

Pada kenyataanya menentukan Seismik Moment (Mo) yang

menggunakan data yang bersumberkan seismogram akan menemui

kendala atau permasalahan. Karena harus menentukan harga rigiditas

batuan di lokasi yang akan ditentukan dan juga harus menghitung luas

pergeseran sesar dari bidang rata-ratanya. Penentuan Seismik Moment

(Mo) salah satu cara yang mungkin adalah mencari dengan menggunakan

formula rumus hubungan antar magnitude. Jika telah diketahui nilai

Magnitude Surface (Ms) maka formula rumus hubungan antar magnitude,

antara nilai Magnitude Surface (Ms) dengan Seismik Moment dapat dicari

dengan formula rumus yang menurut Kanamori(1977) adalah :

Log Mo = 1.5 Ms + 9.1..........................................................................(3.7)

Jika dalam penentuan Mo yang telah didapat dari penrhitungan

rumus empiris Ms maka dapat pula dicari nilai Magnitude Moment (Mw)

dengan memakai rumus hubungan antara seismic moment Mo(Nm) dan

magnitude moment (Mw) yang menurut menurut Kanamori dan Hanks

(1979) adalah :

Mw = 2/3 Log Mo – 10.7.......................................................................(3.8)


60/111


61/111

47

BAB IV

HASIL DAN PEMBAHASAN

Penelitian yang dilakukan pada event gempabumi Padang 30 September

2009, berdasarkan hasil data parameter BMKG, pusat gempa berada pada

koordinat 0.81 LS – 99.97 BT atau terletak pada posisi ± 57 km barat daya kota

Pariaman dengan kekuatan 7.6 SR Mw(mB) dengan kedalaman gempa 71 km.

Proses pengolahan data akan disajikan dari mulai tahap pembacaan data

seismogram dari masing-masing stasiun untuk menentukan nilai konstanta

amplitude maksimum pada phase gelombang P maupun gelombang S, juga dicari

nilai periodanya baik pada phase gelombang P maupun S. Kemudian dicari pula

jarak antara koordinat dari episentrum ke masing-masing stasiun. Dengan

diketahui kedalaman gempa dapat ditentukan nilai konstanta kedalaman. Setelah

hasil masing-masing konstanta baik Amplitude maksimum (A), perioda (T), Jarak

(∆) dan kedalaman (h) terpenuhi dapat ditentukan nilai magnitude empiris pada

setiap jenis masing-masing magnitude (mb, mB, Ms, ML, Mw dan Mo). Pertama

adalah penghitungan dengan pendekatan empiris, yaitu menggunakan formula

rumus magnitude untuk mendapatkan parameter magnitude berupa mb, mB, Ms,

ML, Mw dan Mo. Kedua adalah pendekatan dengan rumus hubungan antara

magnitude, langkah ini ditempuh jika rumus empiris tidak dapat digunakan, yaitu

data kurang memenuhi syarat (batasan) dari formula rumus empirisnya. Ketiga

adalah mencari nilai moment seismik dan mekanisme focal dengan menggunakan

program CMT-BMG Inversi. Hasil data moment seismik bisa dikomparasikan


62/111

48

dengan hasil hitungan berdasarkan rumus empiris. Penentuan ini dapat dicari

dengan cara manual, jika proses penentuan dilakukan dengan baik, termasuk pada

pemilahan kualitas waveform inversi dari masing-masing stasiun. Maka hasil data

yang diperoleh juga memiliki kualitas yang baik. Langkah keempat adalah

mengkomparasikan parameter magnitude dengan data dari BMKG ataupun

USGS.

4.1. Pendekatan Rumus Empiris Magnitude

Pendekatan rumus empiris magnitude dari data seismogram gempa Padang

30 September 2009, didapatkan hasil pembacaan seismogram dari 10 sensor

stasiun yang berupa konstanta Amplitudo maksimum (A) phase gelombang P

maupun gelombang S dan nilai perioda (T) gelombang P maupun gelombang S.

Seismogram (waveform) dari sensor stasiun itu antara lain dari PPI, PDSI, GSI,

KSI, KASI, LHSI, MDSI, PMBI, KLI, LHMI. Jika Jarak antara sensor dan

episenter gempa (∆) sudah didapatkan, kemudian kedalaman diambil dari

kedalaman perameter gempa yang telah diketahui, kemudian dicari nilai

magnitudenya sebagai berikut :


63/111

49

Gambar 4.1. Seismogram (waveform) dari masing – masing sensor stasiun

Teknis pembacaan nilai Amplitude maksimum maupun perioda baik dari

phase gelombang P maupun gelombang S. Menurut Akio Katsumata, amplitude

dari ketetapan magnitude dapat diambil setengah dari total amplitude (gambar

4.2). Perioda (T) adalah nilai sebuah interval waktu diantara dua yang berdekatan

antara puncak atau lembah dari gelombang (waveform) dari event gempa.


64/111

50

Gambar 4.2. Ketetapan pembacaan Amplitude dan Perioda

4.1.1. Magnitude Lokal (ML)

Karena hampir semua parameter konstanta baik A maksimum, perioda (T)

dari phase gelombang P, Jarak (∆) dan kedalaman (h) ataupun syarat batasanya

terpenuhi, maka dapat dilakukan pengolahan data Magnitude Lokal (Tabel 4.1)

Nilai Magnitude Lokal (ML) yang diperoleh setelah memasukan ke formula

rumus empiris :

Tabel 4.1. Sebaran nilai Magnitude Lokal (ML) yang diperoleh :

GSI KLI PPI KSI KASI PDSI PMBI LHSI MDSI LHMI Rata‐

rata

7.6 7.6 6.6 7.9 8.1 6.8 7.7 7.8 7.8 7.8 7.6


65/111

51

Sebagai contoh perhitungan Magnitude Lokal (ML) diambil sampel untuk

stasiun PPI adalah :

Dengan nilai Amplitude maksimum, A = 9.09588E+03 mm dan jarak,

∆= 70.4 km. Maka :

ML = Log A + 2.76 Log ∆ - 2.48

ML = Log (9.09588E+03) + 2.76 Log (70.4) – 2.48

ML = 6.57815

ML ≈ 6.6

Nilai RMS dengan sebaran data xi ‐ adalah :

Tabel 4.2. Nilai Sebaran data xi – x untuk Magnitude Lokal (ML)

x1‐ x2‐ x3‐ x4‐ x5‐ x6‐ x7‐ x8‐ x9‐ x10‐ Σ(xi-X)

0.002 0.000 0.981 0.103 0.284 0.545 0.015 0.058 0.046 0.062 2.095

Setelah diperoleh hasil dari : Σ(xi-X) = 2.095, maka nilai RMS untuk hasil

perhitungan ML adalah : RMS =.

= 0.144735

≈

0.14

Jadi hasil RMS untuk Magnitude Lokal (ML) adalah 0.14

4.1.2. Magnitude Surface (Ms)

Setelah diseleksi syarat batas untuk Magnitude Surface (Ms) hampir

semua parameter konstanta baik A maksimum, perioda (T) dari phase gelombang

S, Jarak (∆) dan kedalaman (h) memiliki syarat batas yang terpenuhi, maka dapat

dilakukan pengolahan data Magnitude Surface (Tabel 4.2). Nilai Magnitude

Surface (Ms) yang diperoleh setelah memasukan ke formula rumus empiris :


66/111

52

Tabel 4.3. Sebaran nilai Magnitude Surface (Ms) yang diperoleh


rata

7.9 7.3 7.7 8.1 8 8.2 7.3 7.7 7.7 7.4 7.7

Sebagai contoh perhitungan Magnitude Surface (Ms) diambil sampel

untuk stasiun PPI adalah :

Dengan nilai Amplitude maksimum, A = 9.09588E+00æm, perioda, T =

0.452 s dan jarak, ∆= 70.4 km. Maka :

Ms = Log (A/T) + 1.66 Log ∆ + 3.3

Ms = Log (..

) + (70.4) + 3.3

Ms = 7.67068

Ms ≈ 7.7


Tabel 4.4. Nilai Sebaran data xi – x untuk Magnitude Surface (Ms)

x1‐ x2‐ x3‐ x4‐ x5‐ x6‐ x7‐ x8‐ x9‐ x10‐ Σ(xi-X)

0.033 0.191 0.002 0.166 0.073 0.201 0.177 0.001 0.001 0.121 0.965


perhitungan Ms adalah : RMS =.

= 0.31057

≈

0.31

Jadi hasil RMS untuk Magnitude Surface (Ms) adalah 0.31


67/111

53

4.1.3. Body Magnitude (mB)

Setelah diseleksi syarat batas untuk Broad-Band Bodywave Magitudo

(mB) hampir semua parameter konstanta baik A maksimum, perioda (T) dari

phase gelombang P, Jarak (∆) berasal dari pusat gempa (episenter) dengan stasiun

dan kedalaman (h) diambil dari kedalaman gempa yaitu 71 km. Memiliki syarat

batas yang terpenuhi, maka dapat dilakukan pengolahan data Broad-Band

Bodywave Magitudo (mB) (Tabel 4.3). Nilai Broad-Band Bodywave Magitudo

(mB)yang diperoleh setelah memasukan ke formula rumus empiris :

Tabel 4.5. Sebaran nilai Broad-Band Bodywave Magitudo (mB) yang diperoleh


rata

7.2 7.6 7.9 7.1 6.9 8.3 6.8 7 6.7 7.2 7.3

Sebagai contoh perhitungan Broad-Band Bodywave Magitudo (mB)

diambil sampel untuk stasiun PPI adalah :

Dengan nilai Amplitude maksimum, A= 7.37351E+00æm, perioda,

T= 0.250 s dan Koordinat Q(∆, h) dengan jarak, ∆= 70.4 km dan h = 71 km, sesuai

grafik Guntenberg dan Richter Koordinat Q adalah 6.5, Maka :

mB = log (A/T) + Q(∆, h)

mB = Log (..

) + 6.5

mB = 7.96973

mB ≈ 7.9


68/111

54


Tabel 4.6. Nilai Sebaran data xi – x untuk magnitude Body (mB)

x1‐

x2‐

x3‐

x4‐

x5‐

x6‐

x7‐

x8‐

x9‐

x10‐ Σ(xi-X)

0.008 0.120 0.473 0.036 0.134 1.097 0.223 0.099 0.303 0.010 2.504


perhitungan mB adalah : RMS = .

= 0.158224

≈ 0.16

Jadi hasil RMS untuk Broad-Band Bodywave Magit

Documents

Contoh Hasil Seismogram Hal63