ANALISIS MEKANISME FOKUS GEMPA BUMI

DI MEULABOH (NANGGROE ACEH DARUSSALAM)

9 MEI 2010

SKRIPSI

Diajukan untuk Memenuhi Persyaratan Memperoleh

Gelar Sarjana Sains (S.Si) pada Fakultas Sains dan Teknologi

Universitas Islam Negeri Syarif Hidayatullah Jakarta.

Oleh :

DANI AJIE PRANATA

NIM: 106097003263

PROGRAM STUDI FISIKA

FAKULTAS SAINS DAN TEKNOLOGI

UNIVERSITAS ISLAM NEGERI SYARIF HIDAYATULLAH

JAKARTA

2010

ANALISIS MEKANISME FOKUS GEMPA BUMI

DI MEULABOH (NANGGROE ACEH DARUSSALAM)

9 MEI 2010

Skripsi

Diajukan kepada Fakultas Sains dan Teknologi

untuk Memenuhi Persyaratan Memperoleh

Gelar Sarjana Sains (S.Si)

Oleh

DANI AJIE PRANATA NIM: 106097003263

Pembimbing I, Pembimbing II, Drs. Sutrisno, M.Si Arif Tjahjono, M.Si NIP : 19590202 198203 1 005 NIP : 19751107 200701 1 015

Mengetahui Ketua Prodi Fisika

Drs. Sutrisno M.Si NIP : 19590202 198203 1 005

PENGESAHAN UJIAN

Skripsi berjudul Analisis Mekanisme Fokus Gempa Bumi di Meulaboh

(Nanggroe Aceh Darussalam) 9 Mei 2010 telah diujikan dalam sidang

munaqasyah Fakultas Sains dan Teknologi UIN Syarif Hidayatullah Jakarta pada

1 Juli 2010 dan dinyatakan Lulus. Skripsi ini telah diterima sebagai salah satu

syarat memperoleh gelar Sarjana Sains ( S.Si ) pada Program Studi Fisika.

Ciputat, 1 Juli 2010

Sidang Munaqasyah

Penguji I, Penguji II,

Dr. Ir. Agus Budiono, MT Siti Ahmiatri Saptari, M.Si NIP : 19620220 199003 1002 NIP : 1604772005012008

Mengetahui,

Dekan Fakultas Sains dan Teknologi, Ketua Program Studi Fisika,

DR. Syopiansyah Jaya Putra, M.Sis Drs. Sutrisno, M.Si NIP : 19680117 200112 1 001 NIP : 19590202 198203 1 005

LEMBAR PERNYATAAN

Dengan ini saya menyatakan bahwa :

1. Skripsi ini merupakan hasil karya asli saya yang diajukan untuk memenuhi

salah satu persyaratan memperoleh gelar Strata 1 di UIN Syarif Hidayatullah

Jakarta.

2. Semua sumber yang saya gunakan dalam penulisan ini telah saya cantumkan

sesuai dengan ketentuan yang berlaku di UIN Syarif Hidayatullah Jakarta.

3. Jika dikemudian hari terbukti bahwa karya ini bukan hasil karya asli saya atau

merupakan hasil jiplakan dari karya orang lain, maka saya bersedia menerima

sanksi yang berlaku di UIN Syarif Hidayatullah Jakarta.

Ciputat, Juli 2010

DANI AJIE PRANATA

i

ABSTRAK

Pada tanggal 9 Mei 2010 terjadi gempa besar di Meulaboh, Nanggroe Aceh Darussalam dengan koordinat epicenter 3.61 LU – 95.84 BT, dengan Kedalaman 50 km dan berkekuatan 7.2 SR. Wilayah Meulaboh, Nanggroe Aceh Darussalam termasuk dapat dikategorikan dalam wilayah kawasan aktif gempa bumi karena merupakan batas pertemuan antara lempeng Indo-Australia dan Eurasia. Gempa bumi tektonik, dominan disebabkan oleh sesar atau patahan. Mekanisme fokus gempa merupakan metode yang digunakan untuk menentukan jenis sesar dengan cara menentukan parameter sesar yang terjadi berupa penentuan nilai strike, dip dan rake. Penelitian ini menggunakan polaritas awal gelombang p untuk menentukan arah gerakan pertama gelombang P yang selanjutnya dikonversikan ke data kompresi dan dilatasi serta di input ke program azmtak lalu didapatkan parameter dan jenis sesarnya. Hasil yang diperoleh dari analisis mekanisme fokus gempa di Meulaboh ini berupa sesar naik atau reverse/thrust fault, berorientasi Barat daya – Tenggara dengan arah bidang sesar (strike) 345º/113º dan kemiringan bidang sesar (dip) 26º/74º dan sudut pergeserannya, (rake) 140º/70º.

Kata Kunci: Mekanisme Fokus, Strike, Dip, Rake, Reverse/Thrust, Fault

ii

ABSTRACT

On May 9, 2010 a large earthquake occured in Meulaboh, Nanggroe Aceh Darussalam with epicenter coordinates 3.61N - 95.84E, with a depth of 50 km and magnitude 7.2 SR. Meulaboh, Nanggroe Aceh Darussalam can be categorized in the region that including an active earthquake area because it is the attendance of boundary between the Indo-Australian Plate and the Eurasian plate. Tectonic earthquakes, mostly caused by the fault or fracture. Earthquake focus mechanism is a method used to determine the type of fault by determining the parameters of the fault that occurred in the form of determining the value of the strike, dip and rake. This study uses the initial wave polarity p to determine the direction of P wave first motion which was subsequently converted to a data compression and dilatation as well as the input to the program azmtak then obtained parameters and the type of fault. Results obtained from analysis of the focus mechanism of the earthquake in Meulaboh is a reverse fault or thrust faults, Oriented on Southwest – Southeast with direction of the fault plane (strike) 345º/ 113º and dip of the fault plane (dip) 26º/74º and angle shift, (rake) 140 º/ 70º.

Keyword: Focal Mechanism, Strike, Dip, Rake, Reverse/Thrust, Fault

iii

KATA PENGANTAR

Puji syukur ke hadirat ALLAH SWT, sehingga penulis dapat

menyelesaikan skripsi dengan judul “Analisis Mekanisme Fokus Gempa Bumi di

Meulaboh (Nanggroe Aceh Darussalam) 9 Mei 2010” sebagai salah satu syarat

untuk mencapai gelar kesarjanaan pada Program Studi Fisika Fakultas Sains dan

Teknologi Universitas Islam Negeri Syarif Hidayatullah Jakarta.

Penulisan skripsi ini tidak lepas dari dukungan bantuan dan bimbingan

berbagai pihak. Dalam kesempatan ini penulis mengucapkan terima kasih dan

penghargaan yang sebesar-besarnya kepada:

1. Kedua orang tua (Ibu Tri Ida Nurningsih, Bapak Edie Junaedhi) yang telah

memberikan semua curahan kepedulian, kasih sayang, cinta dan pengorbanan

tanpa menginginkan balasan penulis selama ini serta menjadi penyemangat

penulis.

2. Bapak Dr. Syopiansyah Jaya Putra, M.Sis sebagai Dekan Fakultas Sains dan

Teknologi Universitas Islam Negeri Syarif Hidayatullah Jakarta.

3. Bapak Drs. Sutrisno, M.Si sebagai Ketua Prodi Fisika Fakultas Sains dan

Teknologi Universitas Islam Negeri Syarif Hidayatullah Jakarta serta selaku

Pembimbing I yang memberikan arahan, motivasi, serta segala macam

bantuan yang sudah diberikan.

4. Bapak Arif Tjahjono, ST, M.Si sebagai Sekretaris Prodi Fisika Fakultas Sains

dan Teknologi Universitas Islam Negeri Syarif Hidayatullah Jakarta serta

selaku Pembimbing II yang telah memberikan kritik, saran dan segala macam

bantuan yang telah diberikan.

iv

5. Ibu Tati Zera, M.Si Sebagai Penasehat Akademik penulis yang telah

memberikan inspirasi dan banyak pengetahuan.

6. Bapak Bayu Pranata S.Si sebagai pembimbing teknis di BMKG yang telah

banyak memberikan waktu dan bantuan pada saat penelitian.

7. Bapak Dr. Ir. Agus Budiono, MT. sebagai penguji I yang telah memberikan

pengarahan serta saran-saran yang baik.

8. Ibu Siti Ahmiatri Saptari, M.Si sebagai Penguji II yang telah kritis

memberikan pertanyaan agar penulis lebih mengerti tentang skripsi ini.

9. Sahabat terbaik dikampus Bahtiar, A to the B, B to the A, Adjie and Bahtiar,

We are the best.

10. Teman-teman terbaik dikampus, Agung Satriyo, Muhammad Adzkia, Iiz

Faizah, Iif Latifah, Cindika Pandaini Pertiwi, Sani Hidayani, Devinta

Juliaptini, Muhammad Rinan Ridwan, Suhandono Aji dan seluruh teman-

teman fisika angkatan 2006 yang sangat membantu menjalani hari-hari

dikampus. I never gonna forget everything.

Penulis sangat mengharapkan kritik dan saran dari pembaca untuk

penyempurnaan karya-karya yang akan datang. Harapan dari penulis, semoga

skripsi ini dapat bermanfaat bagi siapa saja yang menggunakannya

Ciputat, Juli 2010

Penulis

v

DAFTAR ISI

LEMBAR PENGESAHAN

LEMBAR PENGESAHAN UJIAN

LEMBAR PERNYATAAN

ABSTRAK………………...………………………………………………….. i

ABSTRACT………………....………………………………………………… ii

KATA PENGANTAR………………………………………………………… iii

DAFTAR ISI……………………….........……………………………………. v

DAFTAR GAMBAR…….................……………………………………. ....... viii

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

BAB I PENDAHULUAN................................................................................ 1

1.1 Latar Belakang Penelitian………………................................. 1

1.2 Perumusan Masalah……………………....................……...... 4

1.3 Pembatasan Masalah…………………………….........………. 4

1.4 Tujuan Penelitian…………………………............………….. 5

1.5 Manfaat Penelitian.................................................................... 6

1.6 Sistematika Penulisan……………………….........………….. 6

BAB II DASAR TEORI................................................................................ 7

2.1 Teori Tektonik Lempeng……………………….....………….. 7

2.1.1 Batas Pertemuan Lempeng........................................... 8

2.1.2 Kondisi Tektonik Indonesia…………........…………. 9

vi

2.2 Mekanisme Terjadinya Gempa Bumi……………….............. 11

2.2.1 Deskripsi dan Teori Terjadinya Gempa Bumi……… 11

2.2.2 Mekanisme dan Klasifikasi Gempa Bum.................. 12

2.2.3 Magnitudo dan Intensitas Gempa Bumi………....... 13

2.2.4 Gerak Awal Gelombang P dipermukaan Bumi…… 14

2.3 Gelombang Seismik………………………………………… 15

2.4 Mekanisme Fokus Gempa Bumi…………........................... 17

2.4.1 Sesar Bumi (Earth Fault) dan Orientasinya……….. 17

2.4.2 Penentuan Epicenter................................................. 22

2.4.3 Deskripsi Matematis Bidang Sesar dan Kemiringan

(Slip Vector)………….............................................. 23

2.5 Teori Pegas Elastis……………………………………….... 24

2.6 Teori Dasar Mekanisme Fokus…………………………..... 26

2.6.1 Teori Kopel Tunggal dan Kopel Ganda…………... 27

2.6.2 Polaritas Pertama Gelombang P…………............... 28

2.6.3 Teori Mekanisme Dengan Metode Impuls Pertama

Gelombang Primer (P)…………………................. 31

2.6.4 Diagram Mekanisme Fokus Gempa…………….... 33

2.7 Pola Tektonik Daerah Sumatera…………………….......... 41

BAB III METODE PENELITIAN…........................................................ 48

3.1 Waktu dan Tempat Penelitian……………………………. 48

3.2 Detail Gempa Bumi…………………………………….... 48

3.3 Alat dan Bahan Penelitian……………………………….. 49

vii

3.4 Data....................................................................................... 49

3.5 Tahapan Penelitian…………………………………………. 50

3.6 Interpretasi Data……………………………………………. 52

BAB IV HASIL DAN PEMBAHASAN…………………………………... 53

4.1 Hasil Polaritas Gelombang P…………………………………. 53

4.2 Mekanisme Fokus Gempa Utama……………………………..`55

4.3 Perbandingan Mekanisme Fokus Gempa dengan Penelitian

dari Instansi Lainnya…………………………………………. 59

BAB V PENUTUP………………………………………………………… 62

5.1 Kesimpulan………………………………………………….. 62

5.2 Saran………………………………………………………… 63

DAFTAR PUSTAKA

LAMPIRAN - LAMPIRAN

viii

DAFTAR GAMBAR

Gambar 2.1 : Batas Pertemuan antar Lempeng………………………… 9

Gambar 2.2 : Peta tektonik aktif kawasan Indonesia. Panah merah

menunjukkan pergerakan relatif lempeng-lempeng bumi.

Tanda panah hitam adalah data pergerakan relatif

permukaan bumi dari survey GPS data............................ 10

Gambar 2.3 : Distribusi gerak awal gelombang P kompresi dan dilatasi

hasil pergerakan patahan……………………………….. 12

Gambar 2.4 : Bola Fokus........................................................................ 15

Gambar 2.5 : Gerakan tanah yang dihasilkan oleh empat tipe

gelombang seismik Anak panah hitam menunjukkan arah

penjalaran gelombang. Garis panah merah menunjukkan

gerak partikel batuan atau vibrasi……………………….. 17

Gambar 2.6 : Arah bidang patahan…………………………………..... 18

Gambar 2.7 : Parameter bidang sesar mekanisme fokus gempa……… 19

Gambar 2.8 : Sesar turun (normal fault)............................................... 20

Gambar 2.9 : Sesar naik (thrust fault)…………………………........... 20

Gambar 2.10 : Sesar mendatar (strike slip fault)………………………. 20

Gambar 2.11 : Tipe-tipe sesar.................................................................. 21

Gambar 2.12 : Interpretasi bidang sesar pada diagram mekanisme

fokus…………………………………………………….. 22

Gambar 2.13 : Parameter referensi ellipsoida…………………............... 22

ix

Gambar 2.14 : Orientasi bidang sesar yang terdiri dari strike, Dip, dan

Rake.................................................................................

23

Gambar 2.15 : Mekanisme gempabumi yang menjadi sumber gempa

tektonik…………………………………………………. 25

Gambar 2.16 : Lokasi daerah yang akan mengalami tarikan dan tekanan

pada sesar tegak dengan pergeseran mendatar................. 26

Gambar 2.17 : Pola radiasi untuk sistem gaya kopel tunggal…………... 27

Gambar 2.18 : Pola radiasi untuk sistem gaya kopel Ganda……………. 28

Gambar 2.19 : Polarisasi gerakan pertama gelombang primrt pada gempa

Saitama di Jepang 1931…………………………………. 30

Gambar 2.20 : Data dari permukaan diinterpretasikan dalam 3 dimensi... 30

Gambar 2.21 : Bola pusat gempa yang menggambarkan hypocenter…… 34

Gambar 2.22 : Gambaran 3 dimensi radiasi gelombang gempa model

kopel ganda........................................................................ 34

Gambar 2.23 : Proyeksi bola pusat gempa ke bidang equatorial……….. 35

Gambar 2.24 : Orthogonalitas dua bidang nodal……………………….. 36

Gambar 2.25 : Bidang proyeksi luasan sama (bidang stereografis)…….. 37

Gambar 2.26 : Pengukuran sudut strike dan dip pada diagram…………. 38

Gambar 2.27 : Penentuan sumbu P dan T 45° dari dua kutub pada garis

nodal…………………………………………………….. 39

Gambar 2.28 : Penentuan sudut rake pada reverse fault dan normal fault 40

Gambar 2.29 : Penentuan tipe sesar dengan sudut rake (slip)………… 41

Gambar 2.30 : Tatanan tektonik Sumatera……………………………… 45

x

Gambar 3.1 : Peta lokasi episenter gempabumi Meulaboh – NAD…..... 48

Gambar 3.2 : Diagram alir tahapan penelitian......................................... 50

Gambar 4.1 : Format data gempa untuk input ke program Azmtak…… 54

Gambar 4.2 : Bola Fokus Gempa Bumi Meulaboh 9 Mei 2010 Hasil

Olahan Program Azmtak………………………………... 57

Gambar 4.3 : Hasil analisis mekanisme fokus gempa Meulaboh 9 Mei

2010 (sumber BMKG)...................................................... 59

Gambar 4.4 : Hasil analisis mekanisme fokus gempa Meulaboh 9 Mei

2010 (sumber USGS)........................................................ 60

xi

DAFTAR TABEL

Tabel 4.1 : Hasil Pengolahan data Azmtak…………………………. 55

1

BAB I

PENDAHULUAN

1.1 Latar Belakang

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 gempabumi tektonik. Pertemuan Lempeng Indo-Australia dengan

Eurasia terjadi di sepanjang bagian barat lepas pantai Sumatera, menerus ke

selatan Jawa - Nusa Tenggara dan membelok ke Laut Banda.

Pertemuan lempeng Indo-Australia dengan Eurasia di selatan Jawa hampir

tegak lurus, berbeda dengan pertemuan lempeng di wilayah Sumatera yang

mempunyai subduksi miring dengan kecepatan 5-6 cm/tahun (Bock, 2000).

Interaksi pertemuan lempeng tektonik ini menghasilkan pola penunjaman atau

subduksi menyudut (oblique), yang diperkirakan telah terbentuk sejak jaman

kapur dan masih berlangsung hingga kini. Selain subduksi miring interaksi kedua

lempeng ini juga menyebabkan zona sesar Sumatera dan zona sesar Mentawai

Wilayah barat Pulau Sumatera merupakan salah satu kawasan yang

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

dari 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.

2

Salah satu sumber terjadinya gempa tektonik adalah proses sesar.

Gempa tektonik berkekuatan 7.2 SR, terjadi pada koordinat 3.61 LU – 95.84 BT,

66 km Barat Daya Meulaboh-Nanggroe Aceh Darussalam Pulau Sumatera, pada

hari Minggu, 9 Mei 2010, dengan kedalaman 30 km tepat pada pukul 12:59:41

WIB. Akibat kuatnya gempa tersebut, getarannya dirasakan hampir di seluruh

wilayah Pulau Sumatera termasuk Nias dan Medan. Gempa susulan terjadi

beberapa kali dengan kekuatan sekitar 3.7 – 3.9. BMKG mengeluarkan keputusan

bahwa gempa ini berpotensi tsunami tetapi setelah diobservasi lebih lanjut gempa

ini tidak menimbulkan tsunami.

Dalam ilmu geofisika, gambaran mengenai mekanisme gempa bumi dan

jenis patahan adalah sangat penting untuk dipelajari. Berbagai cara pendekatan

telah banyak dilakukan oleh para ahli kebumian untuk mempelajari mekanisme

dan jenis patahan penyebab terjadinya gempa bumi. Pendekatan yang sering

dilakukan para ahli kebumian adalah dengan menggunakan fase gelombang P,

fase gelombang S, Momen Tensor dan Centroid Momen Tensor (Sianturi, 1997).

Pengetahuan tentang mekanisme fokus gempa bumi berkembang searah

dengan perkembangan ilmu pengetahuan dan teknologi. Salah satu metode yang

sering digunakan di Indonesia untuk penentuan mekanisme fokus gempa bumi

adalah dengan menggunakan arah gerakan pertama gelombang P. Penentuan

mekanisme fokus dengan metode ini terkadang memberikan hasil yang tidak

sesuai dengan data-data lapangan yang telah ada. Solusi mekanisme fokus gempa-

gempa yang telah dipublikasikan dalam literatur-literatur dengan menggunakan

metode ini mengindikasikan bahwa hanya sekitar 30 % dari solusi ini yang

3

memiliki hasil penentuan bidang nodal yang baik. Kemungkinan kesalahan yang

dimaksud dapat timbul dari data-data yang digunakan, misalnya

ketidakkonsistenan dalam interpretasi arah gerakan pertama gelombang, tidak

memadainya jumlah observasi dalam suatu set data, dan jarak distribusi stasiun

pencatat gempa bumi (Waluyo, 1992).

Salah satu penyebab baik buruknya hasil mekanisme fokus yang diperoleh

dengan menggunakan metode polaritas gelombang P ini adalah ketepatan

penentuan awal arah gerakan pertama gelombang P. Penentuan polaritas

gelombang P yang selama ini dilakukan dengan menggunakan data-data analog

merupakan salah satu penyebab kurang akuratnya metode ini. Kendala tersebut

dapat ditanggulangi dengan hadirnya sistem digital pencatat gempa bumi di

Indonesia yang memberikan hasil digit gempa-gempa bumi yang terjadi. Dengan

menggunakan seismogram digital maka kesalahan penentuan awal arah gerakan

pertama gelombang P dapat dihindari (Rasmid, 2006).

Hadirnya sistem digital pencatat gempa bumi di beberapa stasiun di

Indonesia membawa kita pada suatu tahap penentuan mekanisme fokus gempa

bumi yang lebih akurat. Sistem digital pencatat gempa bumi yang diterapkan pada

stasiun-stasiun di Indonesia mulai beroperasi secara optimal pada tahun 2007.

Oleh karenanya menjadi sangar menarik untuk dilakukan penelitian

tentang mekanisme fokus, dimana data yang dipergunakan adalah data digital

gempa bumi yang terjadi pada koordinat 3.61 LU – 95.84 BT, 66 km Barat Daya

Meulaboh-Nanggroe Aceh Darussalam, 9 Mei 2010. Untuk menentukan tipe-tipe

sesar gempa bumi pada wilayah tersebut.

4

1.2 Perumusan Masalah

Mekanisme fokus gempa merupakan metode peninjauan solusi bidang

sesar. Konsep dasar penentuan mekanisme fokus berkembang dari konsep kopel

ganda. Solusi bidang sesar meliputi strike, dip, dan slip dari bidang sesar. Solusi

bidang sesar dapat diperoleh dengan berbagai cara, salah satunya adalah dengan

menggunakan polarisasi gerakan awal gelombang P (polaritas gelombang P). Pola

polaritas gelombang P yang berupa kompresi (tekanan) dan dilatasi (tarikan)

mengakibatkan ruang disekitar episenter gempa (hiposenter), yang dimisalkan

oleh sebuah bola dapat dibagi menjadi empat kuadran yang dipisahkan oleh dua

bidang nodal yang membentuk suatu mekanisme gempa bumi.

Penentuan mekanisme fokus gempa bumi dilakukan untuk mengetahui

bagaimana tipe dan arah sesar penyebab suatu gempa bumi. Hal pertama yang

harus dilakukan pada proses penentuan mekanisme fokus gempa bumi adalah

bidang patahan (nodal plane) pada daerah penelitian. Penentuan bidang patahan

ini oleh peneliti-peneliti terdahulu dilakukan secara manual, namun sejalan

dengan perkembangan ilmu pengetahuan dan teknologi, penentuan bidang patahan

ini dapat dilakukan dengan bantuan software untuk penyelesaian mekanisme

fokus gempa bumi. Selanjutnya dilakukan interpretasi tipe dan arah sesar dari

bidang patahan (nodal plane) yang telah diperoleh.

1.3 Pembatasan Masalah

Permasalahan yang akan dibahas pada penelitian ini hanya dibatasi pada

penggunaan data digital untuk memperoleh polaritas gelombang P yang akan

5

digunakan dalam penentuan mekanisme fokus gempa bumi yang terjadi di

Meulaboh-Nanggroe Aceh Darussalam, 9 Mei 2010. Data-data yang digunakan

dalam penelitian ini adalah data rekaman digital yang dikeluarkan oleh Pusat

Gempa Nasional Badan Meteorologi Klimatologi dan Geofisika (BMKG) Jakarta

Pusat, yang telah dikonversikan ke dalam sebuah file yang bisa dibuka dengan

software DIMAS. Data-data tersebut merupakan rekaman digital kejadian gempa

yang dicatat oleh stasiun gempa bumi dalam dan luar negeri.

1.4 Tujuan Penelitian

Penelitian ini bertujuan untuk:

1. Mengetahui mekanisme fokus gempa di Meulaboh-Nanggroe Aceh

Darussalam pada tanggal 9 Mei 2010

2. Mengetahui karakteristik (pola dan tipe patahan) gempa berdasarkan

mekanisme fokus gempa di Meulaboh-Nanggroe Aceh Darussalam

pada tanggal 9 Mei 2010 sehingga dapat diketahui parameter-

parameter pola bidang sesar dari gempa tersebut antara lain arah

jenis sesar (strike), besar kemiringan (dip), besar sudut pergeserannya

(rake) sehingga dengan parameter tersebut dapat disimpulkan jenis

patahan/pola sesarnya.

3. Membandingkan hasil penelitian ini dengan hasil penelitian

mekanisme fokus pada gempa ini yang diperoleh instansi lain, yaitu

USGS dan BMKG

6

1.5 Manfaat Penelitian

Dengan adanya penelitian ini diharapkan dapat memberikan manfaat yaitu:

1. Mengetahui dan mengerti cara penentuan mekanisme fokus gempa

beserta parameter dan pola bidang sesar gempa.

2. Mitigasi terhadap ancaman gempa bumi daerah aceh, dan memberikan

informasi sebagai bahan pertimbangan dan penelitian lebih lanjut

1.6 Sistematika Penulisan

BAB I : Pendahuluan

Merupakan pendahuluan yang menjelaskan latar belakang penulisan,

tujuan, manfaat, perumusan masalah, dan sistematika penulisan.

BAB II : Teori Dasar

Menjelaskan teori dasar yang menunjang pembahasan atau interpretasi

data yang di dapat dari lapangan.

BAB III : Metode Penelitian

Menjelaskan tentang Waktu dan Tempat penelitian, Alat dan Bahan,

Prosedur Pengambilan dan Pengolahan Data, dan Pengolahan Data.

BAB IV : Hasil Dan Pembahasan

Berisi tentang hasil pengolahan data, Pemodelan, dan Pembahasan

Interpretasi data.

BAB V : Kesimpulan Dan Saran

Mengenai kesimpulan dan saran untuk pengembangan penelitian

berikutnya.

7

BAB II

DASAR TEORI

2.1 Teori Tektonik Lempeng

Teori tektonik lempeng merupakan perkembangan dari konsep

pengapungan benua (continental drift) dari Wagener (1924) dan konsep

pemekaran dasar samudera (sea-floor spreading) dari Hess (1962), serta konsep

transform fault dari Wilson (1965) (Rusydi, 1998).

Gabungan ketiga konsep ini menghasilkan suatu teori baru yang disebut

teori tektonik lempeng. Konsep ini menyebutkan bahwa kulit bumi (litosfer) yakni

bagian terluar mantel bumi merupakan lempeng tegar yang bergerak satu terhadap

yang lain. Lempeng-lempeng ini mengapung di atas lapisan massa yang plastis

yang disebut astenosfer. Hal yang menarik dari konsep ini adalah batas antara dua

lempeng yang saling bergerak (Rusydi, 1998).

Menurut teori ini, permukaan bumi terpecah menjadi beberapa lempeng

tektonik besar. Lempeng tektonik adalah segmen keras kerak bumi yang

mengapung diatas astenosfer yang cair dan panas. Oleh karena itu maka lempeng

tektonik ini bebas untuk bergerak dan saling berinteraksi satu sama lain. Daerah

perbatasan lempeng-lempeng tektonik ini merupakan tempat-tempat yang

memiliki kondisi tektonik yang aktif, yang menyebabkan gempa bumi, gunung

berapi dan pembentukan dataran tinggi (Rusydi, 1998).

Lempeng tektonik terbentuk oleh kerak benua (continental crust) ataupun

kerak samudera (oceanic crust), dan lapisan batuan teratas dari mantel bumi

8

(earth's mantle). Kepadatan material pada kerak samudera lebih tinggi dibanding

kepadatan pada kerak benua. Demikian pula, elemen-elemen zat pada kerak

samudera (mafik) lebih berat dibanding elemen-elemen pada kerak benua (felsik).

Karena suhu dan tekanan di lapisan astenosfer yang sangat tinggi, maka batu-

batuan di lapisan ini bergerak mengalir seperti cairan (fluid). Litosfer terpecah ke

dalam beberapa lempeng tektonik yang saling bersinggungan satu dengan lainnya

(Baxter, 2000).

2.1.1 Batas Pertemuan Lempeng

Lapedes pada tahun 1978 (Rusydi, 1998) membagi batas lempeng menurut

pergerakannya menjadi divergent, convergent, dan transform fault (Gambar 2.1).

Sedangkan Robinson pada tahun 1982 (Rusydi, 1998) membagi batas lempeng

berdasarkan terbentuknya litosfer yaitu, konstruktif, destruktif, dan konservatif.

1. Batas lempeng divergent adalah batas lempeng saling menjauh yang dikenal

juga sebagai pemekaran (spreading). Magma dari astenosfer naik membentuk

punggungan dan berkembang menjadi litosfer baru. Hal ini menyebabkan

Robinson (1982) menamakannya sebagai batas konstruktif. Sepanjang batas

ini, gaya yang dominan bekerja adalah gaya tarikan sehingga gempa bumi

yang terjadi umumnya gempa-gempa sesar turun.

2. Batas lempeng convergent (destruktif) merupakan tempat terjadinya

penunjaman atau pengrusakan pada tepi lempeng yang mengimbangi

penambahan litosfer baru pada batas divergent. Mekanisme pengrusakan di

batas lempeng ini dikenal dua cara yaitu, penunjaman atau subduksi dan

tumbukan antar lempeng.

9

3. Batas lempeng berupa transform fault terjadi bila dua lempeng bergerak

lateral relatif satu dengan yang lain sepanjang sesar mendatar. Tak ada

penambahan atau penghancuran litosfer pada batas pertemuan ini, sehingga

oleh Robinson disebut sebagai batas lempeng konservatif (conservative

margins). Gempa-gempa yang terjadi pada batas pertemuan ini adalah gempa-

gempa dangkal dengan tipe sesar geser.

Gambar 2.1. Batas Pertemuan antar Lempeng (Rasmid, 2006)

2.1.2 Kondisi Tektonik Indonesia

Indonesia merupakan salah satu kawasan yang terletak pada jalur

pertemuan tiga lempeng besar dunia (triple junction convergen) yaitu lempeng

Indo-Australia yang bergerak relatif ke utara, lempeng Eurasia yang bergerak

relatif ke arah selatan, serta lempeng Pasifik yang bergerak relatif ke barat daya.

Ketiga lempeng ini saling bertumbukan satu sama lain (Gambar 2.2).

10

Tajan pada tahun 1997 (Rasmid, 2006) menyatakan bahwa lempeng Indo-

Australia bertumbukan dengan lempeng Eurasia dan lempeng Indo-Australia

menyusup masuk ke bawah lempeng Eurasia dengan kedalaman ± 300 km tepat

dibawah pulau Sumatera dengan dip ± 60-80 derajat. Kecepatan rata-rata

penyusupan lempeng ini menurut Hamilton pada tahun 1997 (Rasmid, 2006)

adalah ± 5.5-7.0 cm/tahun, dengan kedalaman ± 650 km di bawah pulau Jawa.

Lempeng Pasifik bertumbukan dengan lempeng Indo-Australia dan lempeng

Filipina dengan kecepatan ± 11 cm/tahun. Pada daerah pertemuan ini sering

terjadi gempa bumi karena aktifitas pergerakan lempeng-lempeng tersebut. Oleh

karena itu Indonesia merupakan daerah yang secara tektonik bersifat labil dan

merupakan kawasan pinggiran benua yang paling aktif di dunia.

Gambar 2.2. Peta tektonik aktif kawasan Indonesia. Panah merah menunjukkan pergerakan relatif lempeng-lempeng bumi. Tanda panah hitam adalah data pergerakan relatif permukaan bumi dari survey GPS

data (Natawidjaja, 2007).

11

2.2 Mekanisme Terjadinya Gempa Bumi

2.2.1 Deskripsi dan Teori Terjadinya Gempa Bumi

Gempa bumi adalah peristiwa bergetarnya bumi akibat pelepasan energi di

dalam bumi secara tiba-tiba yang ditandai dengan patahnya lapisan batuan pada

kerak bumi. Akumulasi energi penyebab terjadinya gempa bumi dihasilkan dari

pergerakan lempeng-lempeng tektonik. Terjadinya gempa bumi tektonik terasa

pengaruhnya di permukaan bumi sampai pada radius tertentu. Luas daerah yang

terkena pengaruh gempa bumi tektonik tersebut bergantung pada besarnya energi

yang dilepaskan dan posisi sumber gempa bumi (Sianturi, 2005).

Reid (1911) (Waluyo, 1992), memperkenalkan teori bingkas elastik

(elastic rebound theory) untuk menjelaskan teori terjadinya gempa bumi. Teori ini

menjelaskan bahwa gempa bumi terjadi karena proses retakan atau patahan pada

kerak bumi sebagai hasil dari pelepasan stress elastik secara mendadak yang

melampaui kekuatan batuan. Stress elastik terakumulasi ketika kerak bumi

mengalami deformasi. Ketika sesar terjadi, sisi yang berseberangan meloncat

menuju ke keadaan stabil, dan melepaskan energi dalam bentuk panas dan vibrasi

gelombang elastik. Jadi menurut teori ini, sesar menyebabkan gempa bumi.

Waluyo (1992) menyatakan bahwa gerakan tiba-tiba pada patahan

menimbulkan gerak awal gelombang yang bersifat kompresi dan dilatasi. Gerak

kompresi (O) dan dilatasi (∆) ini akan terdistribusi di sekitar sumber gempa bumi

dalam empat kuadran (Gambar 2.3). Dua bidang yang saling tegak lurus

memisahkan daerah kompresi dan dilatasi disebut sebagai bidang nodal. Salah

12

satu dari bidang nodal ini adalah bidang patahan (fault plane) dan yang lain adalah

bidang bantu (auxiliary plane).

2.2.2 Mekanisme dan Klasifikasi Gempa Bumi

Lempeng samudera yang rapat massanya lebih besar ketika bertumbukkan

dengan lempeng benua di zona tumbukan (subduksi) akan menyusup ke bawah.

Gerakan lempeng itu akan mengalami perlambatan akibat gesekan dari selubung

bumi. Perlambatan gerak itu menyebabkan penumpukkan energi di zona subduksi

dan zona patahan. Akibatnya di zona-zona itu terjadi tekanan, tarikan, dan

geseran. Pada saat batas elastisitas lempeng terlampaui, maka terjadilah patahan

batuan yang diikuti oleh lepasnya energi secara tiba-tiba. Proses ini menimbukan

getaran partikel ke segala arah yang disebut gelombang gempa bumi (Rasmid,

2006).

Gempa bumi berdasarkan penyebab terjadinya dapat dikelompokkan

menjadi empat macam, yaitu gempa bumi runtuhan (collapse earthquake), gempa

bumi buatan, gempa bumi vulkanik (vulcanic earthquake), dan gempa bumi

∆

∆ O

O

Gambar 2.3. Distribusi gerak awal gelombang P kompresi dan dilatasi hasil pergerakan patahan.

13

tektonik (tectonic earthquake). Gempa bumi tektonik merupakan yang signifikan

terjadi di bumi secara menyeluruh (Rasmid, 2006).

Menurut Mogi pada tahun 1967 (Rasmid, 2006), pola umum gempa bumi

dibedakan dalam tiga jenis:

a. Tipe 1, yaitu gempa bumi utama (main shock) terjadi tanpa didahului oleh

gempa bumi pendahuluan (fore shock), tetapi diikuti oleh banyak gempa bumi

susulan (after shock). Gempa bumi tipe ini biasanya terjadi di daerah yang

mempunyai medium homogen dengan stress yang bekerja hampir merata.

Sebagian besar gempa bumi tektonik yang terjadi di bumi tergolong jenis ini.

b. Tipe II, yaitu sebelum gempa bumi utama (main shock) terjadi, didahului oleh

gempa-gempa pendahuluan dan kemudian diikuti oleh gempa susulan yang

cukup banyak. Gempa bumi tipe ini terjadi pada daerah dengan struktur batuan

yang tidak seragam dengan distribusi stress yang bekerja juga tidak seragam.

c. Tipe III, yaitu gempa bumi yang tidak mempunyai gempa utama (main shock).

Gempa bumi tipe ini disebut gempa bumi swam dan gempa bumi ini biasanya

dalam daerah yang terbatas. Pada umumnya gempa bumi ini terjadi di daerah

gunung api dan pada daerah yang struktur mediumnya tidak seragam dengan

stress yang bekerja terkonsentrasi pada area yang terbatas.

2.2.3 Magnitudo dan Intensitas Gempa Bumi

Magnitudo suatu gempa bumi adalah suatu ukuran dari energi yang

dilepaskan dari hiposenternya. Suatu pelepasan energi yang sangat besar akan

menghasilkan amplitudo-amplitudo yang sangat tinggi, oleh karena itu

magnitudo-magnitudonya pun akan besar. Magnitudo digambarkan menurut skala

14

Richter, yaitu suatu sistem yang dinamai menurut nama ahli seismologi Charles F.

Richter. Sedangkan intensitas bukan merupakan parameter sumber gempa bumi,

tetapi merupakan suatu konsepsi untuk mengukur secara langsung akibat gempa

bumi yang terjadi di permukaan bumi. Berbeda dengan magnitudo yang harus

diukur dengan mengunakan alat, maka intensitas dapat diukur menggunakan

pengamatan visual terhadap pengaruh gempa di permukaan bumi (Sianturi,

2005).

2.2.4 Gerak Awal Gelombang P di Permukaan Bumi

Gerak awal gelombang P yang tercatat sebagai seismogram di permukaan

bumi, berkaitan erat dengan mekanisme gerak pada sumber gempa bumi. Byerley

pada tahun 1938 (Rusydi, 1998) mengajukan konsep extended distance dan focal

sphere untuk menjelaskan hubungan gerak awal gelombang pada bola fokus dan

gerak gelombang yang sampai ke stasiun pada permukaan bumi. Konsep extended

distance menjelaskan bahwa arah gerak awal gelombang yang terjadi pada sumber

gempa bumi dan yang tercatat pada stasiun di permukaan bumi adalah sama.

Bola fokus adalah suatu ilustrasi dari sebuah bola satuan yang secara

konseptual berada di sekitar fokus gempa bumi dalam medium yang homogen dan

garis edar gelombangnya berupa suatu garis lurus. Bola fokus dapat digunakan

untuk menunjukkan pola radiasi, dengan informasi yang tercatat pada

seismometer (terdistribusi di atas permukaan bumi) dapat ditransferkan kembali

ke bola fokus.

15

Keterangan Gambar 2.4:

R0 = jari-jari bumi

Rh = jarak radial hiposenter dari pusat bumi

i0 = sudut datang di stasiun

ih = sudut keberangkatan

2.3 Gelombang Seismik

Menurut Jack L. Flinner (Tipler, 1991), gelombang seismik adalah

gelombang berfrekuensi sangat rendah yang menjalar menembus bumi.

Pergeseran tiba-tiba segmen-segmen kerak bumi yang dibatasi oleh zona-zona

patahan dapat menghasilkan gelombang-gelombang seismik. Hal ini

memungkinkan para ahli geologi dan ahli geofisika untuk memperoleh

pengetahuan tentang struktur bagian dalam bumi. Seperti gelombang lainnya, laju

gelombang seismik bergantung pada sifat-sifat medium tempat gelombang

menjalar, terutama oleh rigiditas dan kerapatan medium. Pada permukaan batas

antara dua medium, gelombang seismik sebagian dipantulkan dan sebagian

direfraksikan. Sifat-sifat fisika medium memiliki efek-efek yang menonjol pada

Gambar 2.4. Bola fokus.

bola fokus

R0

Rh

ih

i0

16

pola transmisi gelombang seismik. Rigiditas dan kerapatan bahan-bahan yang

membentuk bumi berubah-ubah terhadap kedalaman, dan nilai-nilainya secara

khusus sangat penting untuk analisis yang akurat. Lebih lanjut, intensitas

gelombang yang terpantulkan dapat begitu kecil, sehingga sensitivitas detektor

yang digunakan harus besar sekali.

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 gelombang badan (body wave). Sedangkan gelombang

yang merambat dari episenter ke sepanjang permukaan bumi disebut dengan

gelombang permukaan (surface wave) (Baxter, 2000).

Menurut Bolt (Baxter, 2000), gelombang badan terdiri dari gelombang P

(primer) dan S (sekunder). Gelombang P (Gambar 2.5a) merupakan gelombang

dengan kecepatan terbesar (± 5.5 km/dtk dalam granit) dan gelombang pertama

yang tercatat pada seismograf. Gelombang P dapat menjalar melalui material cair

dan padat. Gelombang S (Gambar 2.5b) menjalar lebih lambat dari gelombang P

(± 3.0 km/dtk dalam granit). Gelombang S hanya dapat menjalar melalui material

padat.

Gelombang permukaan terdiri dari gelombang Love dan Rayleigh.

Gelombang permukaan menjalar lebih lambat dari gelombang badan dan biasanya

menyebabkan kerusakan terbesar di permukaan bumi. Gelombang Love and

Rayleigh (Gambar 2.5c dan 2.5d) merupakan dua tipe gelombang permukaan.

Gelombang Love merambat lebih cepat dari gelombang Rayleigh dengan arah

17

gerakan horizontal tegak lurus terhadap arah propagasi sedangkan gerakan dari

gelombang Rayleigh dalam bidang vertikal sejajar dengan arah gelombang

propagasi (Baxter, 2000).

2.4 Mekanisme Fokus Gempa Bumi

2.4.1 Sesar Bumi (Earth Fault) dan Orientasinya

Menurut Baxter (2000), sesar (fault) adalah celah pada kerak bumi yang

berada di perbatasan antara dua lempeng tektonik. Gempa bumi sangat

dipengaruhi oleh pergerakan batuan dan lempeng pada sesar ini. Terdapat tiga

jenis sesar penyebab gempa bumi, yaitu sesar turun, sesar naik, dan sesar geser.

Selain ketiga jenis sesar tersebut, dikenal pula sesar yang merupakan kombinasi

antara sesar mendatar dan sesar naik/turun yang disebut oblique fault.

Bila batuan yang menumpu merosot ke bawah akibat batuan penumpu di

kedua sisinya bergerak saling menjauh, sesarnya dinamakan sesar normal (normal

Gambar 2.5. Gerakan tanah yang dihasilkan oleh empat tipe gelombang seismik. Anak panah hitam menunjukkan arah penjalaran gelombang. Garis panah merah menunjukkan gerak partikel batuan atau vibrasi (Baxter, 2000).

18

fault). Bila batuan yang menumpu terangkat ke atas akibat batuan penumpu di

kedua sisinya bergerak saling mendorong, sesarnya dinamakan sesar terbalik

(reverse fault). Bila kedua batuan pada sesar bergerak saling bergeser horisontal,

sesarnya dinamakan sesar geseran-jurus (strike-slip fault).

Orientasi bidang patahan ditentukan oleh parameter bidang patahan yang

terdiri dari strike, dip, dan rake (Gambar 2.7).

1. Strike (φ) : Adalah sudut yang dibentuk oleh jurus sesar dengan arah utara.

Strike diukur dari arah utara kearah timur searah dengan jarum jam hingga jurus

patahan (0° ≤ φ ≤ 360

2. Dip (δ) : Adalah sudut yang dibentuk oleh bidang sesar dengan bidang

horisontal dan diukur pada bidang vertical dengan arahnya tegak lurus jurus

patahan (0° ≤ δ ≤ 360°).

3. Rake (λ) : Adalah sudut yang dibentuk arah slip dan jurus patahan. Rake

berharga positif pada patahan naik (Thrust Fault) dan negative pada patahan turun

(Normal Fault).(- 180° ≤ λ ≤ 180° ).

Gambar 2.6. Arah bidang patahan (Rasmid, 2006).

19

Gambar 2.7. Parameter bidang sesar mekanisme fokus gempa ( Suetsugu,1995)

(Dip Angle) adalah sudut yang dibentuk antara bidang sesar dengan bidang

horizontal. Vektor kemiringan (Dip Vektor) adalah vektor yang searah dengan

kemiringan bidang sesar, sedangkan Vektor strike (Strike vector) adalah vektor

yang sejajar dengan arah strike sesar.

Arah pergerakan sesar secara umum dapat dibedakan menjadi 3 jenis, yaitu :

1. Dip Slip Movement : Pergerakan sesar terjadi dalam arah sejajar dengan sudut

kemiringan sesar. Pergerakan yang dominan adalah arah vertical.

2. Strike Slip Movement : Pergerakan dasar terjadi dalam arah sejajar dengan

sudut strike sesar. Pergerakan yang dominant adalah arah horizontal.

3. Kombinasi antara Dip Slip Movement dan Strike Slip Movement.

Sykes et al. (1968) (Sianturi, 1997) mengatakan bahwa jika parameter-

parameter strike (φ), dip (δ), dan rake (λ) diketahui maka dapat ditentukan jenis

sesar, yaitu

1. Sesar turun atau (normal fault), bila hanging wall pada sesar tersebut relatif

turun terhadap foot wall. Parameter sesar jenis ini akan memenuhi nilai δ = 0

dan δ = π/2 (π = radian / 180°) serta nilai λ terletak dalam rentang (-π;0)

20

Gambar 2.8 Sesar turun ( normal fault ). ( suetsugu, 1995 )

2. Sesar naik (reverse fault atau thrust fault), bila hanging wall pada sesar

tersebut relatif naik terhadap foot wall parameter jenis ini memiliki nilai δ = 0

dan δ = πt/2 dan λ terletak dalam rentang (π,0)'

Gambar 2.9 Sesar naik ( thrust fault ). ( suetsugu, 1995 )

3. Sesar mendatar (strike slip fault) bila arah gerakan relatif masing-masing blok

pada sesar tersebut sejajar dengan jurus (strike). Parameter jenis ini memiliki

nilai δ = π/2 dan λ = 0 atau π. Sesar jenis ini dapat dibagi lagi menjadi dua

jenis yaitu left-lateral slip fault bila nilai λ = 0 dan right-lateral slip fault bila

nilai λ = π;

Gambar 2.10. Sesar mendatar ( strike slip fault ). ( suetsugu, 1995 )

21

4. Gerakan kombinasi antara sesar mendatar dengan sesar naik atau turun disebut

oblique fault,

Dari diagram bola fokal dengan menggunakan proyeksi luasan sama

(equel area projection), dapat dibaca orientasi bidang nodal yaitu strike, dip dan

rake/slip. Hal penting untuk menentukan orientasi diagram tersebut adalah salah

satu dari dua bidang nodal harus menjadi arah sesar gempa (Rasmid, 2006).

Gambar 2.11. Tipe-tipe sesar (Baxter, 2000).

Gambar 2.12. Interpretasi bidang sesar pada diagram mekanisme fokus.

22

2.4.2 Penentuan Epicenter

Pada perhitungan jarak episenter dilakukan koreksi lintang bumi, hal ini

disebabkan karena bumi tidak persis berbentuk bola melainkan ellips (Sianturi,

1997).

Keterangan Gambar 2.13

a : sumbu semi-major b : sembu semi-minor

φ’ : lintang geocentric φ : lintang geodetic

Posisi lintang geosentris dengan koreksi ellipsitas dapat ditulis:

( )[ ] [ ] ( )1.2............................................tan993277,0tantan1tan' 121 φφφ −− =−= f

Cosinus arah geosentris a, b, dan c adalah:

( )2.2...........................................'.........sin;sin'cos;cos'cos φαφαφ === cba

X

b

a

Y

φ’ φ

x

y

Gambar 2.13. Parameter referensi ellipsoida.

23

N

λ

δ E

D

nnnn eeee dddd

sφ

Fault c

Jarak episenter dapat dihitung dengan menggunakan persamaan:

( ) ( )3.2........................................................................cos 1sesese ccbbaa ++=∆ −

Dengan α sebagai posisi busur bumi. Indeks s dan e masing-masing menyatakan

stasiun dan episenter.

2.4.3 Deskripsi Matematis Bidang Sesar dan Kemiringan (Slip Vector)

Bidang sesar dan kemiringan (Slip Vektor) dapat dideskripsikan secara

matematis dengan ilustrasi bidang sesar berikut :

Gambar 2.14. Orientasi bidang sesar yang terdiri dari strike, Dip, dan Rake

Dalam sistem koordinat ( x, y, z ) = ( North, East, Down ) dengan nilai n sebagai

berikut:

........................................ (2.4) Nilai jurus ( strike ) pada gambar adalah:

...........................................................................(2.5) Sedangkan e adalah vektor bidang vertikal antara dua bidang sesar yang saling

berpotongan terletak pada :

24

.............................. (2.6) vektor e dan c merupakan bidang sesar yang saling tegak lurus, sehingga nilai

sudut rake ditentukan dengan :

.....................................................................................(2.7) Dari persamaan (2.4), (2.5), (2.6), dan (2.7) akan didapat nilai vektor kemiringan

(slip) antara dua bidang sesar yang saling tegak lurus adalah :

2.5 Teori Pegas Elastis

Proses terjadinya gempabumi tektonik dapat didefinisikan sebagai berikut.

Misalkan dua lempeng yang saling bergerak relative terhadap sesamanya,

pergerakan ini menimbulkan gesekan di sepanjang bidang batas kedua lempeng

tersebut. Gesekan kedua lempeng tersebut diasumsikan bersifat elastic, dapat

menimbulkan suatu energi yang disebut energi elastic.

Kalau hal ini terjadi terus menerus, maka terjadi akumulasi energi yang

besar, pada saat kondisi tertentu dimana batuan tersebut tidak mampu menahan

lagi stress/tekanan/gaya yang ditimbulkan oleh gerakan relative tersebut, energi

elastic yang terakumulasi akan dilepaskan secara tiba-tiba dalam bentuk

gelombang elastic yang menjalar ke segala arah maka gempabumi tersebut terjadi

dan dirasakan sebagai suatu getaran. Terjadinya gempabumi dapat dijelaskan

dengan teori pegas elastis (Elastic Rebound Theory) pada gambar 2.15.

25

Gambar 2.15. Mekanisme gempabumi yang menjadi sumber gempa tektonik.

Garis tebal vertikal menunjukan pecahan atau sesar pada bagian bumi

yang padat. Pada keadaan I menunjukan suatu lapisan yang belum terjadi

perubahan bentuk geologi. Karena di dalam bumi terjadi gerakan yang terus-

menerus, maka akan terdapat stress yang lama kelamaan akan terakumulasi dan

mampu merubah bentuk geologi dari lapisan batuan.

Keadaan II menunjukan suatu lapisan batuan telah mendapat dan

mengandung stress dimana telah terjadi perubahan bentuk geologi. Untuk daerah

A mendapat stress ke atas, sedang daerah B mendapat stress ke bawah. Proses ini

berjalan terus sampai stress yang terjadi (dikandung) di daerah ini cukup besar

untuk merubahnya menjadi gesekan antara daerah A dan daerah B. Lama

kelamaan karena lapisan batuan sudah tidak mampu lagi untuk menahan stress,

maka akan terjadi suatu pergerakan atau perpindahan yang tiba-tiba sehingga

terjadilah patahan. Peristiwa pergerakan secara tiba-tiba ini disebut gempabumi.

Pada keadaan III menunjukan lapisan batuan yang sudah patah, karena

adanya pergerakan yang tiba-tiba dari batuan tersebut. Gerakan perlahan-lahan

sesar ini akan berjalan terus, sehingga seluruh proses diatas akan diulangi lagi

dan sebuah gempa akan terjadi lagi setelah beberapa waktu lamanya, demikian

seterusnya.

26

II I

III IV

2.6 Teori Dasar Mekanisme Fokus

Gempa bumi disebabkan oleh sesar, oleh karena itu energi yang

dirambatkan menghasilkan pola gelombang seismik yang dapat berlawanan pada

bagian sisi sesar yang berlawanan pula. Gambar 2.16 menunjukkan bahwa jika

terjadi sesar mendatar dextral (geser kiri), stasiun pada lokasi kuadran II dan IV

akan menerima tarikan, sementara lokasi pada kuadran I dan III akan menerima

tekanan. Akibatnya pergeseran pertama untuk gelombang P akan ke bawah untuk

tarikan dan ke atas untuk tekanan (Santoso, 2002).

Cara mengidentifikasi sifat macam gempa semacam ini disebut mekanisme

fokus gempa. Dengan teknik semacam ini setiap gempa yang terjadi dapat

dianalisa sebagai hasil dari sesar normal, sesar naik maupun sesar mendatar.

Masing-masing arah jurus dan kemiringannya dapat juga ditentukan (Santoso,

2002).

Gambar 2.16. Lokasi daerah yang akan mengalami tarikan dan tekanan pada sesar tegak dengan pergeseran mendatar.

27

2.6.1 Teori Kopel Tunggal dan Kopel Ganda

Untuk menerangkan mekanisme fokus gempa, terdapat dua hipotesa model

gaya yang dipakai, yakni yang dikenal sebagai sistem gaya tipe 1 yang berupa

kopel tunggal dan sistem gaya tipe 2 yang berupa kopel ganda (Gambar 2.17 dan

2.18). Hipotesa model gaya ini diperkenalkan oleh Honda pada tahun 1957.

Menurut Honda, untuk gempa bumi pada dasarnya disebabkan oleh sistem gaya

tipe II (Sianturi, 1997).

Teori kopel tunggal menyatakan bahwa di dalam sumber gempa bekerja

dua gaya yang sama dan berlawanan arah dan berlaku sebagai momen. Sedangkan

teori kopel ganda menyatakan bahwa pada sumber gempa bumi bekerja empat

gaya yang sama besar dan berlawanan arah yang berlaku sebagai sepasang momen

gaya yang saling tegak lurus.

Gambar 2.17. Pola radiasi untuk sistem gaya kopel tunggal (Rasmid, 2006).

28

Konsep mengenai solusi mekanisme fokus gempa dengan menggunakan

gerakan awal gelombang P dibangun dari teori Bingkas Elastis oleh Reid pada

tahun 1910 (Waluyo, 1992).

2.6.2 Polaritas Gerakan Pertama Gelombang P

Suetsugu (1995) menyatakan bahwa mekanisme fokus gempa merupakan

metode peninjauan bidang sesar yang meliputi strike, dip, rake dan slip.

Mekanisme fokus gempa dapat ditentukan dengan beberapa cara, antara lain

dengan menggunakan polaritas gerakan pertama gelombang P (longitudinal).

Polaritas gerakan pertama gelombang P menggambarkan dua kutub yang

berlawanan yaitu kutub kompresi (arah gerakan naik atau dorongan) dan dilatasi

(arah gerakan turun atau tarikan) tergantung pada arah gerakan tersebut menjauhi

atau mendekati hiposenter. Arah gerakan pertama gelombang P tersebut dapat

dilihat pada seismogram dari masing-masing stasiun seismograf. Secara sistematis

Gambar 2.18. Pola radiasi untuk sistem gaya kopel Ganda (Rasmid, 2006).

29

polarisasi gerakan tersebut ditentukan oleh azimuth dan jarak dari hiposenter ke

stasiun seismograf.

Gambar 2.19 menunjukkan contoh polarisasi gelombang P. Lingkaran

penuh menggambarkan gerakan pertama gelombang P ke atas (kompresi) dan

lingkaran kosong menggambarkan gerakan gelompang P ke bawah (dilatasi). Dua

garis patah-patah yang saling tegak lurus memisahkan kelompok gerakan

kompresi dan gerakan dilatasi. Kedua garis itu dinamakan garis nodal dimana

tidak terdapat gerakan gelombang P di sepanjang garis tersebut. Kelompok-

kelompok gerakan kompresi dan dilatasi yang dipisahkan oleh garis nodal

dinamakan kuadran yang letaknya saling berhadapan, saling tegak lurus dan

luasnya sama besar.

Gambar 2.19. Polarisasi gerakan pertama gelombang primer

gempa Saitama Jepang 1931.

Sejak model ini ditemukan tahun 1917 banyak sekali analisis telah

dilakukan terhadap gempa bumi yang hampir semua hasilnya menggambarkan

pola-pola sistematis gerakan awal gelombang P seperti tersebut di atas.

30

Pengamatan in menunjukkan bahwa hampir semua mekanisme pergerakan pusat

gempa dapat dijelaskan dengan sistem gaya sederhana. Sejak tahun 1960 an

model kopel ganda telah ditetapkan dan banyak digunakan oleh para pakar di

bidang seismologi sebagai sistem gaya yang dapat menjelaskan polarisasi gerakan

awal gelombang gempa secara ilmiah.

Gambar 2.20. Data dari permukaan diinterpretasikan dalam 3 dimensi.

31

2.6.3 Teori Mekanisme Dengan Metode Impuls Pertama Gelombang

Primer (P)

Ketika gempabumi terjadi maka gelombang gempa bumi akan

terpancarkan ke segala arah berbentuk phase gelombang. Phase awal yang tercatat

lebih dahulu ialah gelombang P, karena memiliki kecepatan terbesar dari pada

gelombang yang lainnya.

Arah gerakan pertama impuls dari gelombang P inilah yang kemudian di

amati untuk mempelajari fokal mekanisme. Hal ini dapat disebabkan karena

gelombang P yang paling jelas pembacaannya. dan alat yang digunakan pada

umumnya ialah seismograf tipe vertical sehingga pembacaan gelombang S

menjadi sulit. Selain untuk menetukan gerakan awal gempa dan studi solusi

bidang sesar, metode ini penting untuk menetukan gerakan dari plate tektonik dan

penting untuk menetukan gerakan relative dari Lithiosfer.

Solusi untuk menetukan arah dan orientasi menyebabkan terjadinya

bidang sesar yang disebut sebagai "Fault-Plane Solution". Ada beberapa

ketentuan dalam mempelajari solusi bidang sesar ini :

a. Arah gerak awal gelombang P harus dianggap sama atau sesuai dengan arah

gaya kopel yang bekerja di sumber gempa

Dalam mekanisme gempa bumi terdapat dua hipotesa yang berlaku. Pertama

adalah teori kopel tunggal yang menyatakan bahwa didalam sumber gempa

bekerja dua gaya yang sama besar dan berlawanan arahnya dan berlaku

sebagai momen.

32

Sedangkan teori kopel ganda menyatakan bahwa pada sumber bekerja empat

gaya yang sama besar dan berlaku sebagai pasangan momen gaya yang saling

tegak lurus.

b. Focus harus dianggap berbentuk bola didalam bumi dimana bumi dianggap

homogen isotropic.

Pada dasarnya solusi bidang sesar adalah mencari dua bidang nodal

orthogonal (orthogonal nodal plane) yang memisahkan gerakan pertama

gelombang dalam kuadran kompresi dan dilatasi pada bola fokusnya.

Bola focus adalah suatu ilustrasi dari sebuah bola yang berpusat di sumber

gempa. Bola focus meliputi jejak seismic yang menjalar dari sumber gempa

sampai ke stasiun penerima. Untuk menetukan posisi suatu titik pada bola focus

yang memuat informasi impuls pertama gelombang primer (P) compresi atau

dilatasi, maka yang dipergunakan koordinat sudut sinar (i, (D), I menyatakan

sudut keberangkatan gelombang yang lazim disebut incident angel. Dapat

dihitung dari persamaan :

Sin I = hR

hVP

−).(.

…………………………………………(2.7)

Dimana :

P = Ray parameter

V(h) = Kecepatan gelombang pada kedalaman h

R = Jari jari bumi

33

2.6.4 Diagram Mekanisme Fokus Gempa

Studi mekanisme pusat gempa bertujuan untuk menentukan model sesar

gempa berdasarkan bidang nodal dari hasil pengamatan polaritas gelombang P

yang dipancarkan oleh hipocenter. Jika stasiun seismograf yang melingkupi pusat

gempa cukup banyak maka dengan mudah dapat dipisahkan antara kelompok

stasiun yang merekam kompresi dan kelompok stasiun yang merekam dilatasi.

Kadang-kadang jumlah stasiun tidak cukup sehingga tidak semua gempa dapat

ditentukan solusi mekanisme pergerakan pusat gempanya.

Untuk menggambarkan distribusi polaritas gerakan awal gelombang P

secara global dapat digunakan prosedur grafik untuk menentukan dua bidang nodal.

Hipocenter diasumsikan sebagai bola dengan radius sangat kecil yang disebut bola

pusat gempa (gambar 2.21). Gelombang gempa mencapai stasiun seismograf S

meninggalkan bola pusat gempa dengan sudut elevasi i dan azimuth Φ. Φ adalah

azimuth stasiun penerima yang diukur dari titik utara epicenter ke stasiun

penerima searah jarum jam. Dan basil pengukuran Φ dan I serta penentuan phase

gelombang P, kemudian diplot pada bola focus.

Ditentukan S pada bola pusat gempa dengan polaritas gelombang P

kompresi atau dilatasi yang diamati di stasiun seismograf S. Prosedur ini

dilakukan untuk semua stasiun yang merekam getaran gempa sehingga diperoleh

polaritas gelombang P secara global yang yang dipancarkan dari hipocenter.

Metode ini didasarkan pada kenyataan bahwa polaritas gerakan awal

gelombang langsung P tidak berubah selama penjalarannya sehingga polaritas

pada bola pusat gempa masih sama dengan polaritas pada hipocenter. Untuk kasus

34

gelombang seismik refleksi seperti gelombang P, polaritas gerakan awal akan

berubah sebaliknya setelah meninggalkan bidang'refleksi. Karena bola pusat

gempa merupakan bentuk dimensi ruang maka polaritas gerakan awal gelombang

P akan terdistribusi dalarn tiga dimensi.

Hal ini sangat sulit untuk diinterpretasikan secara visual (gambar 2.21).

Untuk mengatasi masalah tersebut perlu dibuat proyeksi dari bentuk tiga dimensi

ke bentuk dua dimensi yang disebut sebagai diagram mekanisme pusat gempa

yang lebih mudah dibuat interpretasinya secara visual (gambar 2.22).

Gambar 2.21. Bola pusat gempa yang menggambarkan hypocenter

Gambar 2.22. Gambaran 3 dimensi radiasi gelombang gempa model kopel ganda.

35

Gambar 2.23. Proyeksi bola pusat gempa ke bidang equatorial.

Sebelum membuat diagram mekanisme pusat gempa perlu ditentukan

lebih dahulu bagaimana cara menginterprestasikannya. Gambar 2.23

menunjukkan cara memproyeksikan dari bola pusat gempa ke diagram pusat

gempa.

Pada model kopel ganda pola radiasi gelombang seismik simetri dengan

hipocenter sehingga yang dapat diproyeksikan hanya setengah bola pusat gempa.

Bola pusat gempa dibelah menjadi dua (bagian atas dan bawah) oleh bidang

horizontal yang melalui hipocenter.

Polaritas data S' (kompresi atau dilatasi) pada belahan bola bagian bawah

diproyeksikan ke titik pada diagram. Polaritas data pada belahan bola bagian atas

simetri dengan data yang ada di belahan bola bagian bawah. Dua bidang nodal

dinyatakan pada diagram sebagai dua garis (gambar 2.24). Karena dua bidang

36

tersebut tegak lurus satu sama lain maka masing-masing bidang saling

berpotongan melalui pusatnya. Pusat ini merupakan vektor yang tegak lurus

bidang. Arah vektor yang menjauhi hipocenter ditandai dengan titik potong antara

vektor dan bola pusat gempa yang dinyatakan titik pada diagram. Gambar 2.24

menunjukkan titik potong tersebut sebagai titik A dan B pada garis nodal b dan a.

Gambar 2.24. Orthogonalitas dua bidang nodal.

Dua garis nodal membagi diagram ke dalam empat kuadran kompresi dan

dilatasi gelombang seismik. Kuadran kompresi biasanya dinyatakan dengan

gambar arsiran. Pada diagram dapat dibaca parameter bidang nodal yang terdiri

dari sudut strike, dip, dan rake (slip). Penting untuk diketahui bahwa salah satu

dari bidang nodal merupakan sesar/patahan gempa.

37

Gambar 2.25. Bidang proyeksi luasan sama (bidang stereografis)

Gambar 2.25 digunakan untuk menentukan parameter bidang

sesar/patahan dari diagram mekanisme pusat gempa. Bagian kanan gambar

tersebut digunakan untuk menggambar garis nodal. Sedangkan bagian kiri

digunakan untuk menentukan azimuth dan sudut busur pada garis nodal.

Garis horizontal digunakan untuk menentukan sudut atau bidang nodal yang

diukur dari garis vertikal. Prosedur untuk menentukan parameter bidang sesar dapat

dijelaskan sebagai berikut :

1. Untuk menentukan strike, posisi hanging wall di sebelah kanan arah strike dan

diukur searah jarum jam dari arah utara (gambar 2.26).

2. Dip diukur dengan menggunakan setengah lingkaran bagian kanan gambar

2.26.

38

Gambar 2.26. Pengukuran sudut strike dan dip pada diagram.

3. Sumbu tekanan P dan sumbu tarikan T terletak pada titik 45° dari dua titik A

dan B (gambar 2.27). Sumbu P di kuadran dilatasi dan sumbu T di kuadran

kompresi dengan gambar arsiran. Perpotongan antara dua garis nodal disebut

sumbu N (null) yang merupakan arah stress nol. Sumbu P, T, dan N

ditentukan oleh azimuth (diukur searah jarum jam dari arah utara) dan plunge

(diukur ke arah bawah dari horizontal). Kedua sudut tersebut diukur dengan

menggunakan kertas stereografis. Tekanan dan tarikan menunjukkan arah

gaya yang bekerja pada hipocenter, sedangkan kompresi dan dilatasi

merupakan arah gerakan awal gelombang P seismogram.

39

Gambar 2.27. Penentuan sumbu P dan T 45° dari dua kutub pada garisnodal.

Jika pusat diagram (hipocenter) berada di kuadran kompresi (arsiran) maka

sesar gempa disebut reverse fault dan jika berada di kuadran dilatasi maka

disebut normal fault. Dengan kata lain bila sumbu T berada pada satu kuadran

dengan pusat diagram akan diperoleh reverse fault. Sebaliknya bila sumbu P

berada dalam kuadran yang sama dengan hipocenter maka akan dihasilkan

normal fault. Jika pusat diagram berada pada atau dekat dua garis nodal maka

akan dihasilkan strike slip fault.

4. Vektor slip untuk satu bidang nodal tegak lurus pada bidang nodal lainnya

sehingga vektor slip untuk bidang nodal berhubungan dengan kutub vektor

bidang nodal lainnya.

40

Rake dari vektor slip didefmisikan dengan sudut antara arah strike dan

vektor slip (kutub vektor), Atau dengan kata lain :

1. Untuk normal fault, rake dari bidang nodal ditandai dengan – (sudut antara

strike bidang dan kutub bidang yang lain).

2. Untuk reverse fault rake bidang nodal diperoleh dengan 180° - (sudut antara

strike bidang dan kutub bidang yang lain).

Sudut rake diukur menggunakan setengah lingkaran bagian gambar

stereografis. Sudut rake negatif untuk normal fault karena sudut rake negatif

menunjukkan bahwa hangingwall block bergerak turun secara relatif terhadap

footwall block.

Untuk reverse fault bila vektor slip menunjuk ke arah atas dan diukur

sudut antara arah strike dan kutub pada setengah lingkaran bagian atas. Untuk

membuat diagram mekanisme pusat gempa digunakan setengah bola bagian

bawah kemudian mengkonversi sudut yang telah diukur pada setengah bola

bagian bawah ke sudut rake dengan mengurangkan sudut tersebut dari 1800.

Gambar 2.28. Penentuan sudut rake pada reverse fault dan normal fault

41

Gambar 2.29. Penentuan tipe sesar dengan sudut rake (slip)

2.7 Pola Tektonik Daerah Sumatera

Pulau Sumatera merupakan bagian dari Lempeng Eurasia yang bergerak

relatif ke arah tenggara dan berinteraksi dengan Lempeng Hindia-Australia yang

terletak di sebelah barat Pulau Sumatera yang bergerak relative kearah utara

dengan kecepatan sekitar 6cm/tahun. Zona pertemuan anatra kedua lempeng

tersebut membentuk palung dengan kedalaman berkisar 4500 meter hingga 7000

meter, yang dikenal dengan nama zona tumbukan atau zona subduksi. Zona

subduksi merupakan sumber gempabumi di laut yang berpotensi membangkitkan

tsunami apabila gempabumi tersebut magnitudonya besar,kedalaman dagkal

mekanismenya patahan naik serta terjadi perubahan morfologi secara vertical di

bawah laut.

42

Disamping itu akibat benturan tersebut terbentuklah patahan-patahan di

Pulau Sumatera. Salah satu patahan tersebut adalah patahan yang memanjang

sepanjang Pulau sumatera mulai dari Aceh hingga Teluk semangko. Propinsi

Lampung yang dikenal dengan nama Sesar Besar Sumatera. Sesar ini merupakan

sesar aktif yang dibuktikan sering terjadinya gempabumi bersumber di darat

akibat pergerakannya. Gempabumi yang bersumber di darat akibat pergerakan

sesar aktif, meskipun magnitudonya tidak terlalu besar namun berpotensi

terjadinya bencana, karena sumbernya dangkal, dekat dengan permukiman dan

aktivitas penduduk. Disamping itu terdapat juga sesar-sesar aktif kecil lainnya

yang pernah mengakibatkan terjadinya gempabumi.

Model tektonik lempeng Indonesia dalam satu pola konvergen telah dibuat

oleh Hamilton (1970) dan Katili (1971). Sistem busur subduksi Sumatera dibentuk

oleh penyusupan lempeng samudra di bawah lempeng benua. Lempeng benua

tebal dan tua ini meliputi busur volkanik berumur Perm, Kapur dan Tersier

(Katili, 1973). Sedimen elastis sangat tebal menyusup di subduksi Sumatera

(Hamilton, 1973) dan sedimen yang tebal didorong ke atas membentuk rangkaian

kepulauan.

Sejarah tektonik Pulau Sumatera berhubungan erat dengan dimulainya

peristiwa pertumbukan antara lempeng India-Australia dan Asia Tenggara, sekitar

45,6 juta tahun lalu, yang mengakibatkan rangkaian perubahan sistematis dari

pergerakan relatif lempeng-lempeng disertai dengan perubahan kecepatan relatif

antar lempengnya berikut kegiatan ekstrusi yang terjadi padanya. Gerak lempeng

India-Australia yang semula mempunyai kecepatan 86 milimeter / tahun menurun

43

secara drastis menjadi 40 milimeter/tahun karena terjadi proses tumbukan

tersebut. Penurunan kecepatan terus terjadi sehingga tinggal 30 milimeter/tahun

pada awal proses konfigurasi tektonik yang baru (Char-shin Liu et al, 1983 dalam

Natawidjaja, 1994).

Setelah itu kecepatan mengalami kenaikan yang mencolok sampai sekitar

76 milimeter/tahun (Sieh, 1993 dalam Natawidjaja, 1994). Proses tumbukan ini,

menurut teori “indentasi” pada akhirnya mengakibatkan terbentuknya banyak

sistem sesar geser di bagian sebelah timur India, untuk mengakomodasikan

perpindahan massa secara tektonik (Tapponier dkk, 1982). Keadaan Pulau

Sumatera menunjukkan bahwa kemiringan penunjaman, punggungan busur muka

dan cekungan busur muka telah terfragmentasi akibat proses yang terjadi.

Kenyataan menunjukkan bahwa adanya transtensi (trans-tension) Paleosoikum

tektonik Sumatera menjadikan tatanan tektonik Sumatera menunjukkan adanya

tiga bagian pola (Sieh, 2000). Bagian selatan terdiri dari lempeng mikro Sumatera,

yang terbentuk sejak 2 juta tahun lalu dengan bentuk, geometri dan struktur

sederhana, bagian tengah cenderung tidak beraturan dan bagian utara yang tidak

selaras dengan pola penunjaman.

Bagian selatan Pulau Sumatera memberikan kenampakan pola tektonik:

(1) Sesar Sumatera menunjukkan sebuah pola geser kanan en echelon dan terletak

pada 100-135 kilometer di atas penunjaman, (2) lokasi gunungapi umumnya

sebelah timur-laut atau di dekat sesar, (3) cekungan busur muka terbentuk

sederhana, dengan kedalaman 1 ~ 2 kilometer dan dihancurkan oleh sesar utama,

(4) punggungan busur muka relatif dekat, terdiri dari antiform tunggal dan

44

berbentuk sederhana, (5) sesar Mentawai dan homoklin, yang dipisahkan oleh

punggungan busur muka dan cekungan busur muka relatif utuh, dan (6) sudut

kemiringan tunjaman relatif seragam. Bagian utara Pulau Sumatera memberikan

kenampakan pola tektonik: (1) sesar Sumatera berbentuk tidak beraturan, berada

pada posisi 125 ~ 140 kilometer dari garis penunjaman, (2) busur vulkanik berada

di sebelah utara sesar Sumatera, (3) kedalaman cekungan busur muka 1 ~ 2

kilometer, (4) punggungan busur muka secara struktural dan kedalamannya sangat

beragam, (5) homoklin di belahan selatan sepanjang beberapa kilometer sama

dengan struktur Mentawai yang berada di sebelah selatannya, dan (6) sudut

kemiringan penunjaman sangat tajam. Bagian tengah Pulau Sumatera memberikan

kenampakan tektonik: (1) sepanjang 350 kilometer potongan dari sesar Sumatera

menunjukkan posisi memotong arah penunjaman, (2) busur vulkanik memotong

dengan sesar Sumatera, (3) topografi cekungan busur muka dangkal, sekitar 0.2 ~

0.6 kilometer, dan terbagi-bagi menjadi berapa blok oleh sesar turun miring , (4)

busur luar terpecah-pecah, (5) homoklin yang terletak antara punggungan busur

muka dan cekungan busur muka tercabik-cabik, dan (6) sudut kemiringan

penunjaman beragam.

Proses penunjaman miring di sekitar Pulau Sumatera ini mengakibatkan

adanya pembagian / penyebaran vektor tegasan tektonik, yaitu slip-vector yang

hampir tegak lurus dengan arah zona penunjaman yang diakomodasi oleh

mekanisme sistem sesar anjak. Hal ini terutama berada di prisma akresi dan slip-

vector yang searah dengan zona penunjaman yang diakomodasi oleh mekanisme

sistem sesar besar Sumatera. Slip-vector sejajar palung ini tidak cukup

45

diakomodasi oleh sesar Sumatera tetapi juga oleh sistem sesar geser lainnya di

sepanjang Kepulauan Mentawai, sehingga disebut zona sesar Mentawai (Diament,

1992). Selanjutnya sebagai respon tektonik akibat dari bentuk melengkung ke

dalam dari tepi lempeng Asia Tenggara terhadap Lempeng Indo-Australia,

besarnya slip-vector ini secara geometri akan mengalami kenaikan ke arah barat-

laut sejalan dengan semakin kecilnya sudut konvergensi antara dua lempeng

tersebut.

Gambar 2.30 Tatanan Tektonik Sumatera

Pertambahan slip-vector ini mengakibatkan terjadinya proses peregangan

di antara sesar Sumatera dan zona penunjaman yang disebut sebagai lempeng

mikro Sumatera (Suparka dkk, 1991). Oleh karena itu slip-vector komponen

sejajar palung harus semakin besar ke arah barat-laut. Sebagai konsekuensi dari

46

kenaikan slip-vector pada daerah busur-muka ini, maka secara teoritis akan

menaikkan slip-rate di sepanjang sesar Sumatera ke arah barat-laut.

Pengukuran offset sesar dan penentuan radiometrik dari unsur yang

terofsetkan di sepanjang sesar Sumatera membuktikan bahwa kenaikan slip-rate

memang benar-benar terjadi (Natawidjaja, Sieh, 1994). Pengukuran slip-rate di

daerah Danau Toba menunjukkan kecepatan gerak sebesar 27 milimeter/tahun, di

Bukit Tinggi sebesar 12 milimeter / tahun, di Kepahiang sebesar 11

milimeter/tahun (Natawidjaja, 1994) demikian pula di selat Sunda sebesar 11

milimeter/tahun (Zen dkk, 1991) Sesar Sumatera sangat tersegmentasi. Segmen-

segmen sesar sepanjang 1900 kilometer tersebut merupakan upaya mengadopsi

tekanan miring antara lempeng Eurasia dan India–Australia dengan arah

tumbukan 10°N-7°S. Sedikitnya terdapat 19 bagian dengan panjang masing-

masing segmen 60-200 kilometer, yaitu segmen Sunda (6.75°S-5.9°S), segmen

Semangko (5.9°S-5.25°S), segmen Kumering (5.3°S-4.35°S), segmen Manna

(4.35°S-3.8°S), segmen Musi (3.65°S-3.25°S), segmen Ketaun (3.35°S-2.75°S),

segmen Dikit (2.75°S-2.3°S), segmen Siulak (2.25°S-1.7°S), segmen Sulii (1.75°S

-1.0°S), segmen Sumani (1.0°S-0.5°S), segmen Sianok (0.7°S-0.1°N), segmen

Barumun (0.3°N-1.2°N), segmen Angkola (0.3°N-1.8°N), segmen Toru (1.2°N-

2.0°N), segmen Renun (2.0°N-3.55°N), segmen Tripa (3.2°N-4.4°N), segmen

Aceh (4.4°N-5.4°N), segmen Seulimeum (5.0°N-5.9°N).

Tatanan tektonik regional sangat mempengaruhi perkembangan busur

Sunda. Di bagian barat, pertemuan subduksi antara lempeng benua Eurasia dan

lempeng samudra Australia mengkontruksikan busur Sunda sebagai sistem busur

47

tepi kontinen (epi-continent arc) yang relatif stabil, sementara di sebelah timur

pertemuan subduksi antara lempeng samudra Australia dan lempeng-lempeng

mikro Tersier mengkontruksikan sistem busur Sunda sebagai busur kepulauan

(island arc) kepulauan yang lebih labil.

Perbedaan sudut penunjaman antara propinsi Jawa dan propinsi Sumatera

Selatan busur Sunda mendorong pada kesimpulan bahwa batas busur Sunda yang

mewakili sistem busur kepulauan dan busur tepi kontinen terletak di selat Sunda.

48

BAB III

METODE PENELITIAN

3.1 Waktu dan Tempat Penelitian

Penelitian dilakukan selama enam bulan dari Januari 2010 sampai dengan

Juni 2010 yang dilaksanakan di Badan Meteorologi Klimatologi dan Geofisika, Jl.

Angkasa I No. 2 kemayoran Jakarta Pusat.

3.2 Detail Gempa Bumi Hari/ Tanggal : Minggu, 9 Mei 2010

Pukul : 12:59:41 WIB,

Lokasi : 3.61 LU – 95.84 BT, 66 km Barat Daya Meulaboh NAD

Kedalaman/Kekuatan : 50 km/7.2 SR

Pada kasus gempabumi ini BMKG mengeluarkan keputusan berpotensi tsunami.

Gambar 3.1. Peta lokasi episenter gempa bumi Meulaboh – NAD

49

3.3 Alat dan Bahan Penelitian

Peralatan yang digunakan dalam penelitian ini terdiri dari: Notebook PC

Intel Core i3 dengan SDRAM 2048MB DDR3 dan processor 2.26 GHz dengan

sistem operasi Windows 7 yang dilengkapi dengan Program-program yang

dipakai dalam penelitian ini, yaitu:

1. Microsoft Office 2007

2. PDFCreator

3. Command Prompt

4. Notepad

5. Dimas.

6. Focal Mechanism: Azmstak, dan Pinv.

3.4 Data

Data yang digunakan dalam penelitian ini adalah data seismik yang

berupa data waktu tiba dan arah gerakan pertama gelombang P dari gempabumi

kuat yang terjadi yang terjadi di Meulaboh-Nanggroe Aceh Darussalam, 9 Mei

2010 yang diperoleh dari Pusat Gempa Nasional BMKG Pusat Jakarta yang

selanjutnya dikonversi agar dapat dibuka oleh program Dimas.

Lalu data sekunder gempabumi diperoleh dari database gempa

internasional, yang dikelola oleh United States Geological Service (USGS) dan

Badan Meteorologi Klimatologi dan Geofisika (BMKG) yaitu berupa hasil

penelitian mekanisme fokus pada tanggal yang sama.

50

3.5 Tahapan Penelitian

Gambar 3.2. Diagram Alir Tahapan Penelitian

51

Langkah-langkah penelitian dalam menyelesaikan mekanisme fokus

dengan menggunakan polaritas gelombang P adalah sebagai berikut:

1. Membuka Program Dimas dan memasukan data digital gempa bumi Aceh 9

Mei 2010 yang diperoleh dari BMKG.

2. Menentukan arah gerakan pertama gelombang P (polaritas gelombang P).

3. Mengkonversi faktor c (compresi) yang ditandai dengan gerakan awal

gelombang P mengarah keatas menjadi 1 dan faktor d (dilatasi) yang ditandai

dengan gerakan awal gelombang P mengarah kebawah menjadi -1

4. Membuka program notepad untuk memasukkan nilai polaritas gelombang,

latitude, longitude dan jumlah stasiun yang digunakan, selanjutnya disimpan

dalam format DAT yang kemudian data ini akan menjadi input dalam program

Azmtak yang akan menghasilkan azimuth, sudut take off

5. Output dari program Azmtak akan menjadi input untuk program Pinv. Output

dari program Pinv adalah pengeplotan azimut dan sudut take off dan

menghasilkan bidang bola yang di dalamnya terdapat kumpulan polaritas

awal gelombang P berupa kompresi maupun dilatasi. Kemudian menentukan

mekanisme fokus dan parameter bidang sesar dip, strike dan rake.

6. Membuat model mekanisme fokusnya di Command Prompt dalam file PS

untuk selanjutnya dibuka menggunakan program PDFCreator

7. Hasil diagram mekanisme fokus dalam program PDFCreator ini ditransfer ke

bentuk file PDF.

8. Penentuan bidang sesar dari dua bidang nodal yang diperoleh.

52

9. Strike, dip dan rake yang ditentukan dari solusi bidang sesar yang telah

diperoleh yang selanjutnya digunakan untuk interpretasi tipe dan arah sesar

penyebab gempa bumi.

10. Membandingkan solusi mekanisme fokus yang diperoleh pada penelitian ini

dengan hasil penelitian mekanisme fokus lainnya yaitu BMKG dan USGS

untuk kejadian gempa bumi yang sama.

3.6 Interpretasi Data

Hasil yang diperoleh dari Azmstak yang berupa Beach Ball dapat

dilihat mekanisme sesar dari gempabuminya yaitu dengan melihat posisi titik

pusat lingkaran terdapat pada daerah kompresi (diarsir) atau pada daerah

dilatasi (tanpa arsiran) dan posisi kedua nodal plane yang melingkupi Beach

Ball tersebut. Kemudian dibuat model bidang patahan dengan besar sudut

solusi bidang sesar Strike, Dip dan Rake/Slip sudah ditentukan oleh program

Azmstak.

Mekanisme gempa bumi maka akan terlihat jelas tipe sesar yang

menyebabkan gempa itu terjadi. Berdasarkan bentuk Beach Ball Focal

Mechanism beserta sudut Strike, Dip, Rake/Slip dan bentuk bidang patahan,

Dari hasil analisa keseluruhan akan diperoleh mekanisme fokal gempa

Meulaboh, 9 Mei 2010 yang sebenarnya.

53

BAB IV

HASIL DAN PEMBAHASAN

4.1 Hasil Polaritas Gelombang P

Orientasi bidang sesar atau patahan yang ditimbulkan oleh impuls

gelombang yang dianalisis dari data stasiun yang belum ditentukan hasil

pembacaan dari impuls pertama gelombang primer (P) adapun pengolahan impuls

gelombang tersebut menggunakan software Azmtak. Input data berupa koordinat

waktu dan lokasi kejadian, magnitudo, kedalaman hiposenter, jumlah data yang

digunakan, waktu bacaan gelombang P untuk setiap stasiun dan koordinat lokasi

setiap stasiun pencatat gempa bumi pada gempa bumi di Meulaboh, Nanggroe

Aceh Darussalam pada hari Minggu 9 Mei 2010.

Data signal gempa bumi yang telah dikonversi dan bisa dibuka oleh

program Dimas adalah data digital gelombang P untuk gempa Meulaboh 9 Mei

2010. Setelah ditentukan arah pertama gelombang P, yang mana bisa saja

kompresi dan dilatasi yang ditandai dengan 1 dan -1. Lalu dibuat kedalam

program notepad dengan format latitude, longitude, kedalaman gempa, jumlah

stasiun, nama-nama stasiun dan nilai kompresi (1) dan dilatasi (-1).

54

Gambar 4.1. Format data gempa untuk input ke program Azmtak

55

4.2 Mekanisme Fokus Gempa Utama

Hasil pengumpulan dan seleksi data diperoleh dari arah gerakan pertama

gelombang P di stasiun yang berupa gerakan ke atas (kompresi) dan gerakan ke

bawah (dilatasi). Arah gerakan pertama gelombang P ini akan menjadi salah satu

input untuk program Azmtak dengan nilai 1 untuk gerak kompresi dan -1 untuk

gerak dilatasi. Hasilnya berupa data azimuth dan take off angle dari setiap stasiun.

Seperti pada tabel 4.1 dibawah ini

Tabel 4.1 Hasil Pengolahan data Azmtak

STASIUN IMPULS TAKE OFF ANGLE (º) AZIMUTH (º)

AAI 1.00 33.69 102.30 BBSI 1.00 35.67 108.56 BJI -1.00 53.30 128.15

BLSI -1.00 59.58 133.45 BSI -1.00 74.45 343.85 CBJI 1.00 57.07 132.16 CER -1.00 19.69 235.56 CNB 1.00 24.95 132.60

COEN 1.00 29.22 111.44 DSRI 1.00 63.65 114.77 EIL 1.00 25.05 301.31

GRM 1.00 21.40 234.25 GSI 1.00 71.68 142.85 IPM -1.00 68.94 79.27 JAY 1.00 30.59 97.10 JCJI -1.00 55.44 128.92 KLI -1.00 60.38 132.85

KMSI 1.00 35.64 95.48 KSM 1.00 57.40 98.01 LBMI 1.00 34.17 96.98 LEM -1.00 55.86 131.39 LHSI -1.00 26.91 96.02 LWLI 1.00 60.95 136.17 MALT 1.00 25.21 311.65

56

MAW -1.00 21.43 192.49 MMRI 1.00 35.36 114.92 NLAI 1.00 34.15 101.92 PBKI 1.00 54.01 111.41 PDSI -1.00 67.57 134.11 PMBI 1.00 61.97 125.93 PPBI 1.00 61.06 118.96 PSI -1.00 70.94 106.35

RGRI 1.00 66.16 121.08 SBJI -1.00 58.07 133.21 SKJI -1.00 56.81 134.58 SMPI 1.00 31.08 96.72 STKI 1.00 55.35 102.37 SWI 1.00 32.89 96.49 TNTI 1.00 34.29 94.37 TOO 1.00 25.50 136.50 TPI 1.00 59.01 118.02 TSI -1.00 72.06 92.20

WAMI 1.00 30.95 99.68

Dari data tersebut, dengan nilai compresi (c) sebanyak 28 stasiun dan

dilatasi (d) sebanyak 15 stasiun. Apabila semakin banyak nilai data yang berupa

compresi maka kemungkinan sesar untuk naik semakin besar, bila nilai dilatasi

banyak maka kemungkinan sesar untuk turun semakin besar pula.

Kemudian dengan perintah PINV akan didapatkan hasil berupa dip, strike,

dan rake secara otomatis. Adapun hasil yang diperoleh dari perintah PINV berupa

bola focus bidang nodal kompresi, dilatasi dengan nilai strike, dip, dan rake.

57

Gambar 4.2 Bola Fokus Gempa Bumi Meulaboh 9 Mei 2010 Hasil Olahan Program Azmstak

Dalam menginterpresentasikan bola fokus perlu diingat bahwa sumbu (P)

pressure dan tension (T) merupakan arah dari gaya yang bekerja di hiposenter,

sementara gelombang P compressi dan dilatasi merupakan arah dari gerakan

menuju stasiun. Untuk mengetahui bagaimana suatu gempa bumi berpola sesar

normal (normal fault), kemudian sesar naik (thrust fault), sesar mendatar (strike

slip fault), dan Gerakan kombinasi antara sesar mendatar dengan sesar naik atau

turun disebut (oblique fault) yaitu :

1. Jika hypocenter atau pusat diagram berada didalam compresi (daerah yang

diarsir / diwarnai ) dengan kata lain sumbu T satu kuadran dengan focus,

maka dapat diinterpresentasikan sebagai gempabumi berpola sesar naik (thrust

fault).

58

2. Jika pusat diagram (hiposenter) berada dalam kuadran delatasi (daerah yang

tidak diarsir/putih) atau dengan kata lain sumbu P satu kuadran dengan dengan

focus, maka diinterpretasikan sebagai gempabumi berpola sesar turun (normal

fault).

3. Jika pusat diagram (hiposenter) berada atau dekat pada dua garis nodal, maka

disebut mekanisme strike slip.

4. Jika terdapat kombinasi antara sesar mendatar dengan sesar naik atau sesar

turun disebut oblique fault.

Dalam pengukuran sudut, apabila sudut rake (λ) bernilai postif (+) untuk

sesar naik (thrust/reverse fault) menandakan bahwa blok hanging wall bergerak

keatas terhadap foot wall. Dan apabila rake (λ) bernilai negative untuk sesar turun

(normal/gravity fault) menandakan bahwa blok hanging wall bergerak kebawah

terhadap foot wall. Untuk harga sudut rake (λ) mendekati atau sama dengan 0˚

atau 180˚ menandakan bahwa gempabumi tersebut berpola strike slip.

Pada gempa Meulaboh, 9 Mei 2010 ini pada umumnya titik-titik kompresi

terdistribusi dominan di daerah tenggara, ada pula titik-titik kompresi yang berada

disebelah barat tetapi sangat sedikit, sedangkan titik titik dilatasi berada didaerah

timur dan cenderung ke arah tenggara. Distribusi dengan sumbu T (Tarikan)

terkonsentrasi di sebelah Utara dan distribusi dengan sumbu P (Tekanan) terletak

disebelah Barat Daya.

Nilai orientasi bidang sesar untuk Nodal I didapatkan yaitu Strike: 345º,

Dip: 26º, dan Rake: 140º. Sedangkan untuk Nodal II didapatkan Strike: 113º, Dip:

74º, serta Rake: 70º.

59

Dari hasil gambar dan nilai-nilai orientasi bidang sesar dapat diketahui

bahwa tipe sesar dari gempa Meulaboh, 9 Mei 2010 adalah Reverse/Thrust Fault

atau sesar naik dimana hanging wall bergerak keatas terhadap foot wall dengan

dominasi pada sumbu P.

4.3 Perbandingan Mekanisme Fokus Gempa dengan Penelitian dari

Instansi Lainnya

Berdasarkan hasil analisis mekanisme pada sumber gempa yang dilakukan

oleh BMKG dan USGS – USA, bahwa gempa bumi Meulaboh merupakan gempa

yang terjadi akibat sesar naik pada subduksi lempeng Indo-Australia dan Eurasia.

Dari pembacaan mekanisme fokus tersebut, didapat bahwa dari data BMKG

pensesaran yang terjadi adalah sesar naik berorientasi Barat Daya - Tenggara

dengan arah strike 345º/131º dan kemiringan bidang sesar (dip) 30º/64º dan rake

120º/74º.

Gambar 4.3. Hasil analisis mekanisme fokus gempa Meulaboh 9 Mei 2010

(sumber BMKG)

60

Sedangkan data mekanisme fokus dari USGS pensesaran yang terjadi adalah

sesar naik berorientasi Barat Daya – Tenggara dengan arah strike 134º/308º dan

dip sesar 72º/18º serta rake 92º/84º

Gambar 4.4. Hasil analisis mekanisme fokus gempa Meulaboh 9 Mei 2010

(sumber USGS)

Dapat dilihat bahwa penyelesaian semua kejadian gempa bumi yang telah

diselesaikan baik oleh BMKG maupun USGS memberikan tipe sesar yang sama

dengan yang diselesaikan oleh penulis, tetapi memiliki nilai parameter-parameter

fokus yang berbeda sehingga memungkinkan kesalahan penentuan arah sesar.

Perbedaan ini dapat terjadi karena penggunaan gelombang seismik yang

berbeda dalam setiap metode. Penulis menggunakan polaritas gelombang P begitu

pula dengan BMKG sehingga perbedaan yang terlihat tidak terlalu besar. USGS

dengan momen tensor solution menggunakan gelombang permukaan, USGS pun

melakukan penelitian dengan centroid momen tensor solution menggunakan

61

gelombang badan (gelombang P dan S). Perbedaan kelajuan gelombang seismik

menyebabkan waktu tiba setiap gelombang di stasiunpun berbeda.

Penggunaan gelombang seismik yang berbeda dalam metode-metode yang

berbeda ini akan menghasilkan interpretasi yang berbeda pula, dan gelombang P

dengan cepat rambat tercepat diharapkan memiliki interpretasi dan solusi yang

lebih akurat, karena gelombang ini mudah ditentukan dan dibedakan dari

gelombang lainnya pada seismogram.

62

BAB V

PENUTUP

5.1 Kesimpulan

Dari hasil penelitian yang telah dilakukan dapat disimpulkan sebagai

berikut :

1. Gempa bumi Meulaboh (Nanggroe Aceh Darussalam) tanggal 9 Mei 2010,

magnitude 7.2 SR diakibatkan oleh aktifitas lempeng Indo-Australia yang

menunjam di bawah lempeng benua Eurasia dengan mekanisme fokus berupa

sesar reverse/thrust fault.

2. Mekanisme fokus gempa Meulaboh (NAD) tersebut diperoleh orientasi sesar

berarah barat daya-tenggara dengan arah bidang sesar strike 345º/113º dan

kemiringan bidang sesar (dip) 26º/113º serta susut pergeserannya rake

140º/70º

3. Penelitian mekanisme fokus gempa bumi yang telah diselesaikan baik oleh

USGS dengan hasilnya yaitu strike 134º/308º, dip 72º/18º, dan rake 92º/84º

maupun BMKG dengan hasilnya strike, dip, serta rake 345º/131º, dip 30º/64º,

dan rake 120º/74º, diperoleh solusi tipe sesar yang sama dengan hasil pada

penelitian ini, tetapi memiliki nilai parameter fokus yang berbeda. Solusi

mekanisme fokus yang nilai parameter fokusnya paling mendekati hasil pada

penelitian ini adalah penelitian yang dilakukan oleh BMKG.

63

5.2 Saran

1. Penentuan bidang sesar dengan menggunakan polaritas awal gelombang P

dilakukan dengan meminimalkan kesalahan data yang diperoleh, sehingga

akan diperoleh nilai yang tepat dapat menentukan bidang nodal dalam

menentukan nilai strike, dip dan rake sebagai parameter solusi bidang

sesar. Untuk itu perludiperhatikan akurasi dari bentuk awal gelombang P

tersebut apakah tergolong kompresi atau dilatasi.

2. Metode polarisasi pertama gelombang primer ini mempunyai tingkat

akurasi yang tinggi, Sebaiknya dilakukan penelitian lebih lanjut untuk

gempa menengah dan gempa dalam sehingga di peroleh suatu kemiringan

pergeseran lempeng di daerah Sumatera khususnya meulaboh dengan

jelas.

64

DAFTAR PUSTAKA

Bath, M. 1979. Introduction to Seismology. Stuttgart: Birkhauser Verlag Basel,

Boston. Baxter, S. 2000. Earthquake Basics. Delaware: University of Delaware Newark. Daryono,2004.Aspek Seismitas dan Tektonik di Alor. http://64.203.71.11/kompas-

cetak/0412/16/ilpeng/1440960.htm. Daryono, 2004. Bali Memang Rawan Gempa. http:// www.balipost.co.id/

balipostcetaK /2004/1/8/op2.htm. Elburg. M, Foden. J. D, Van Bergen M.J, Zulkarnain. I. (2002). Along- and

Across-Arc Geochemical Constraints on Sources and Transfer Processes in the Sunda-Banda Arc, Indonesia. Max Planck Institute for Chemistry, PO Box 3060, 55020 Mainz, Germani. erlburg@mpch-mainz.mpg.de.

Natawidjaja, D. H. 2007. Tectonic Setting Indonesia dan Pemodelan Sumber

Gempa dan Tsunami. Geoteknologi – LIPI. http:// www.pirba.ristek.go.id/str/DannyHilman_ RISTEK _20Aug2007_c.pdf.

Rasmid. 2006. Identifikasi Mekanisme Sumber Gempa Bumi di Selatan Pulau

Jawa. Skripsi. Universitas Indonesia: Fakultas Matematika dan Ilmu Pengetahuan Alam Program Sarjana Ekstensi Fisika.

Rusydi, M. 1998. Studi Kegempaan di Daerah Sulawesi. Tesis. Yogyakarta:

Universitas Gadjah Mada. Santoso, D. 2002. Pengantar Teknik Geofisika. Bandung: Penerbit ITB. Sianturi, H.L. 1997. Studi Kemungkinan Penggunaan Polarisasi Gelombang S

untuk Pengecekan Penyelesaian Mekanisme Sumber Gempa Bumi. Tesis. Yogyakarta: Universitas Gadjah Mada.

65

Sianturi, H. L. 2005. Bahan Ajar Seismologi. Kupang: Universitas Nusa Cendana. Suetsugu, Daisuke. 1995. Training Course In Seismology and Earthquakeengineering II Source Mechanism Practice. Japan: Japan International Cooperation Agency Tipler, 1991. Fisika untuk Sains dan Teknik. Jakarta: Penerbit Erlangga. Waluyo, 1992. Seismotectonics of Eastern Indonesian Region. Ph.D. Thesis. Saint

Louis University, USA.

66

LAMPIRAN I

DATA DIGITAL GEMPA BUMI MEULABOH

(NANGGROE ACEHDARUSSALAM) 9 MEI 2010

SEISMOGRAM PADA STASIUN GEMPA AAI

SEISMOGRAM PADA STASIUN GEMPA BBSI

SEISMOGRAM PADA STASIUN GEMPA BJI

67

SEISMOGRAM PADA STASIUN GEMPA BLSI

SEISMOGRAM PADA STASIUN GEMPA CBJI

SEISMOGRAM PADA STASIUN GEMPA CER

68

SEISMOGRAM PADA STASIUN GEMPA CNB

SEISMOGRAM PADA STASIUN GEMPA COEN

SEISMOGRAM PADA STASIUN GEMPA DSRI

69

SEISMOGRAM PADA STASIUN GEMPA EIL

SEISMOGRAM PADA STASIUN GEMPA GRM

SEISMOGRAM PADA STASIUN GEMPA GSI

70

SEISMOGRAM PADA STASIUN GEMPA IPM

SEISMOGRAM PADA STASIUN GEMPA JAY

SEISMOGRAM PADA STASIUN GEMPA JCJI

71

SEISMOGRAM PADA STASIUN GEMPA KLI

SEISMOGRAM PADA STASIUN GEMPA KMSI

SEISMOGRAM PADA STASIUN GEMPA KSM

72

SEISMOGRAM PADA STASIUN GEMPA LBMI

SEISMOGRAM PADA STASIUN GEMPA LEM

SEISMOGRAM PADA STASIUN GEMPA LHSI

73

SEISMOGRAM PADA STASIUN GEMPA LWLI

SEISMOGRAM PADA STASIUN GEMPA MALT

SEISMOGRAM PADA STASIUN GEMPA MAW

74

SEISMOGRAM PADA STASIUN GEMPA MMRI

SEISMOGRAM PADA STASIUN GEMPA NLAI

SEISMOGRAM PADA STASIUN GEMPA PBKI

75

SEISMOGRAM PADA STASIUN GEMPA PDSI

SEISMOGRAM PADA STASIUN GEMPA PPBI

SEISMOGRAM PADA STASIUN GEMPA PSI

76

SEISMOGRAM PADA STASIUN GEMPA RGRI

SEISMOGRAM PADA STASIUN GEMPA SBJI

SEISMOGRAM PADA STASIUN GEMPA SKJI

77

SEISMOGRAM PADA STASIUN GEMPA SMPI

SEISMOGRAM PADA STASIUN GEMPA STKI

SEISMOGRAM PADA STASIUN GEMPA SWI

78

SEISMOGRAM PADA STASIUN GEMPA TNTI

SEISMOGRAM PADA STASIUN GEMPA TOO

SEISMOGRAM PADA STASIUN GEMPA TPI

79

SEISMOGRAM PADA STASIUN GEMPA TSI

SEISMOGRAM PADA STASIUN GEMPA WAMI

80

LAMPIRAN II

GAMBAR SOFTWARE SEIS-PC UNTUK DAERAH MEULABOH DAN

SEKITARNYA

81

LAMPIRAN III

GAMBAR DIAGRAM ROSE UNTUK DAERAH MEULABOH DAN

SEKITARNYA

82

LAMPIRAN IV

TABEL TIME LINE GEMPABUMI MEULABOH – NAD 9 MEI 2010

Waktu

(WIB)

Interval

Waktu

(menit)

Time Line Gempabumi Meulaboh – NAD

9 Mei 2010

12:59:41 18:10:23 Terjadi Gempa bumi

13:00:17 00:00:36 Live signal dan Stasiun Status Blinking (SNSI, KCSI,

LHMI)

13:00:20 00:00:39 Start Interactive Tool Seiscomp3

13:00:57 00:01:16 Hasil first location Seiscomp3: OT= 13:59:40 WIB,

3.65 LS – 95.90 BT Mag = 7.0 SR Kedlmn:10 km,

yang diikuti bunyi alarm

13:02:50 00:03:09 Update interaktif by Seiscomp3: OT= 13:59:40 WIB,

3.66 LS – 95.84 BT, Mag= 7.0 SR, Kedlmn = 10 km

13:03:10 00:03:29 Commit seiscomp3: OT= 13:59:41 WIB, 3.67 LS –

95.93 BT, Mag= 7.2 SR, Kedlmn = 10 km

13.03.25 00:03:44 Keputusan Seismik OT= 13:59:41 WIB, 3.67 LS –

95.93 BT, Mag= 7.2 SR, Kedlmn = 30 km

13:03:31 00:03:50 Export data ke desiminasi

13:03:38 00:03:57 Keputusan Final seismic

13:03:40 00:03:59 Keputusan untuk Diseminasi: OT= 13:59:41 WIB,

3.67 LS – 95.93 BT, Mag= 7.2 SR, Kedlmn = 30 km

Berpotensi Tsunami

83

13:03:43 00:04:02 Cek log status dikirim / diterima

13:05:45 00:06:04 Breaking News Warning Tsunami di TPI

13:06:55 00:07:02 Informasi dirasakan dari Masyarakat Terasa di Medan

III-IV MMI

13:07:02 00:07:21 Informasi dirasakan masyarakat Terasa di Nias III-IV

MMI

13:08:00 00:08:19 Breaking News Warning Tsunami di Indosiar

13:09:00 00:09:19 Informasi dirasakan dari Stasiun Geofisika Mata Ie

Banda Aceh IV-V MMI di Meulaboh

13:15:00 00:15:19 Wawancara Metro TV (Fauzi Ph.D)

13:18:00 00:18:19 Wawancara TV One (Drs. Jaya Murjaya M.Si.)

13:23:00 00:23:19 E_mail dari JMA 14:00:00 WIB 9.60 LU – 96.00 BT

Mag = 7.3 SR Kedlm = 30 KM

14:19:00 1:19:19 Disseminasi/sms: Ancaman Tsunami dinyatakan telah

berakhir.

84

LAMPIRAN V

PERBANDINGAN PARAMETER GEMPABUMI MEULABOH, 9 MEI 2010

No. Institusi Waktu

gempa (wib)

Lokasi Kedalaman Magnitudo

1 BMKG 12:59:41 3.610 LU – 95.840BT 30 km 7.2

2 U S G S 12:59:43 3.590 LU – 96.040 BT 45 km 7.4

3 G F Z 12:59:44 3.670 LU – 99.870 BT 56 km 7.2

4 JMA 12:00:00 3.600 LU – 96.00

0 BT 30 km 7.3

5 ITEWC 12:59:44 3.830 LU – 96.120 BT 54 km 7.4

6 CEA 12:59:45 3.870 LU – 96.240 BT 47 km 7.2

85

LAMPIRAN VI

GEMPABUMI SUSULAN SAMPAI DENGAN TANGGAL 10 MEI 2010

No Tanggal Waktu (WIB) Kekuatan

(SR)

Pusat Gempa Kedalaman (km) Lintang Bujur

1 09/05/2010 15:05:09 3.7 3.47 N 95.87 E 10

2 09/05/2010 17:50:21 3.7 3.76 N 95.85 E 40

3 09/05/2010 17:59:39 3.9 2.32 N 95.07 E 20

4 10/05/2010 03:04:10 3.9 3.32 N 95.72 E 58