Digital_94683-Metode Metode Perhitungan Gempa Susulan Untuk Memperkirakan Berakhirnya Aktivitas Gempa Bumi Susulan

7/24/2019 Digital_94683-Metode Metode Perhitungan Gempa Susulan Untuk Memperkirakan Berakhirnya Aktivitas Gempa B

1/78

METODE-METODE PERHITUNGAN GEMPA SUSULAN

UNTUK MEMPERKIRAKAN BERAKHIRNYA AKTIVITAS

GEMPA BUMI SUSULAN

Disusun oleh:

Siti Neli Habibati

103097029848

PROGRAM STUDI FISIKA

JURUSAN MATEMATIKA DAN ILMU PENGETAHUAN ALAM

FAKULTAS SAINS DAN TEKNOLOGI

UNIVERSITAS ISLAM NEGERI

SYARIF HIDAYATULLAH

JAKARTA

2008 M / 1429 H


2/78

METODE-METODE PERHITUNGAN GEMPA SUSULAN

UNTUK MEMPERKIRAKAN BERAKHIRNYA AKTIVITAS

GEMPA BUMI SUSULAN

Siti Neli Habibati

PROGRAM STUDI FISIKA

JURUSAN MATEMATIKA DAN ILMU PENGETAHUAN ALAM

FAKULTAS SAINS DAN TEKNOLOGI

UNIVERSITAS ISLAM NEGERI

SYARIF HIDAYATULLAH

JAKARTA

2008 M / 1429 H


3/78

ABSTRAK

Indonesia merupakan negara yang rawan terhadap bencana gempa bumi, halini karena indonesia berada pada pertemuan tiga lempeng yang lempengnya

saling bergerak yang menyebabkan terjadinya gempa bumi. Setiap gempa bumi

yang terjadi biasanya menimbulkan gempa bumi susulan, untuk itu telah

dilakukan penelitian untuk gempa yang terjadi di Yogyakarta dengan pusat

gempa berada pada koordinat 8,26 LS dan 110,33 BT pada kedalaman 33

kilometer, gempa Padang yang terjadi pada 6 Maret 2007 dengan pusat gempa

berada pada 0,55 LS dan 100,47 BT pada kedalaman 33 kilometer, gempa

Bengkulu yang terjadi pada 12 September 2007 pada kedalaman 10 Km.

Dari gempa utama biasanya akan terjadi gempa susulan, lamanya gempa

susulan tidak sama dalam setiap gempa bumi, untuk memperkirakan berakhirnya

aktivitas gempa susuan diperlukan suatu parameter dengan menggunakanbeberapa metode, metode yang digunakan dalam penelitian ini adalah metode

Omori, Mogi I, Mogi II, dan Utsu. Dari metode tersebut diperoleh nilai koefisien

korelasi yang mendekati 1 atau -1, interpretasi dari koefisien korelasi adalah

frekuensi gempa bumi susulan menurun terhadap waktu berkaitan dengan proses

untuk mencapai kesetimbangan baru.

Dari analisa diperoleh nilai koefisien korelasi gempa susulan Yogyakarta

sebesar -0.9943 menggunakan metode Mogi 2, -0.9825 untuk gempa bumi

susulan Padang menggunakan metode Mogi I dan -0.8695 untuk gempa

Bengkulu menggunakan metode Mogi 2.

Kata Kunci: Gempa Susulan, Omori, Mogi I, Mogi 2 dan Utsu .


4/78

ABSTRACT

Indonesia represent state wich is gristle to earthquake disaster, this

matter because Indonesia located at the convergence of three tectonic plate, each

other causing the happening of earthquake. Every earthquake that happened

usually followed by aftershock, for that have been conducted by reseach for the

earthquake of that happened in Yogyakarta located at 8,26 N and 110,33 E of 33

Km depth, Padang earthquake that happened at March 6, 2007 with Epicenter at

0,55 N and 100,47 E of 33 Km depth and Bengkulu that happened at September

12, 2007 of 10 Km.

From mainshock usually will happened aftershock the durationaftershock different in earthquake, to estimate activity aftershock finish needed a

parameter by using some method, wich is used in this reseach is Omori, Mogi I,

Mogi II, and Utsu. From the method obtained by coefficient correlation value

coming near 1 or -1, interpretation from coefficient correlation representative

frequency occurrence of aftershock decay to process new balance.

From analysis obtained at aftershock Yogyakarta coefficient correlation -

0.9943, Padang - 0.9825and Bengkulu - 0.8695.

Key Word: Aftershock, Omori, Mogi I, Mogi II and Utsu.


5/78

KATA PENGANTAR

Bismillahirrahmaanirrahiim.

Tiada kata yang pantas diucapkan selain ungkapan segala puja serta puji syukur

kehadirat Allah SWT. yang telah melimpahkan rahmat dan karunia-Nya yang

tiada terhingga hingga penulis dapat menyelesaikan karya tulis ini.

Dalam kesempatan ini penulis mengucapkan terima kasih yang tulus dan

mendalam kepada:

1.

kedua orang tuaku Bapak H. Maluf Amin, S.Pd dan Ibu Hj. Muajah yang

selalu memberikan supportnya dalam bentuk materi, immateri moral

spiritual sehingga penulis dapat meneyelesaikan karya tulis ini, semoga

Allah mengabulkan doa-doanya dan memberikan kasih sayang dan

keridhoan-Nya pada mereka serta mengampuni dosa-dosa keduanya.

2. Keluargaku yang lain, kakaku Zaki dan K Nana, adiku Kamal, Abdur dan

Fairuz yang memberikan suport agar karya tulis ini dapat segera

terselesaikan.

3.

Bapak Drs. Riyadi, M.Si selaku Pembimbing I dan Bapak Drs. Sutrisno,

M.Si selaku pembimbing II yang telah meluangkan waktu dan

bimbingannya dalam menyelesaikan tugas akhir ini.

4.

Bapak Dr. Syopiansyah Jaya Putra, M.Sis selaku Dekan Fakultas Sains

dan Teknologi.


6/78

5. Bapak Suharjono selaku Kepala Bidang Gempa Bumi BMG Pusat

Jakarta yang telah memberikan kesempatan dalam pengambilan data

dalam menyelesailkan tugas akhir ini.

6. Bapak Bayu dan staf Bidang Gempa Bumi BMG Pusat Jakarta yang tidak

bisa penulis sebut satu persatu, yang telah banyak membantu penulis

dalam menyelesaikan tugas akhir ini.

7. Seluruh Staf pengajar Prodi Fisika Jurusan MIPA UIN Syarif

Hidayatullah Jakarta yang telah meluangkan waktu dan tenaga serta

pikiran dan membekali penulis dengan ilmu pengetahuan selama penulis

kuliah di UIN Jakarta.

8.

Pemimpin Perpustakaan dan Petugasnya dalam memberikan fasilitas dan

kemudahan untuk menyelesaikan karya tulis ini.

9.

Ibu Nunung selaku Kepala Lab. Geofisika yang selalu memberikan

bimbingan dan arahannya kepada penulis sehingga penulis bisa

menyelesaikan tugas akhir ini.

10.Nunu, Rida, Iin, Sari, semoga tali ukhuwah diantara kita tak pernah putus.

Terima kasih untuk hangatnya persahabatan selama ini.

11.

Teman-teman fisika angkatan 2003, yang tidak dapat disebut satu persatu,

temen-temen kos: K Ref, Mba Fahim untuk pinjaman komputer dan

Flashdisknya, Lina yang menjadi teman sharing, K Mae terima kasih atas

pengertiannya.

12.

Mas Ai, yang berusaha meluangkan waktu dan tenaganya, serta dukungan

dan semangatnya sehingga penulis dapat menyelesaikan karya tulis ini.


7/78

Bagaimanapun penulis menyadari bahwa dalam karya tulis ini masih

banyak terdapat kekurangan. Untuk itu, penulis akan sangat berterima kasih

atas saran dan kritik yang membangun dari pembaca, besar harapan penulis

agar karya tulis ini dapat bermanfaat.

Akhirnya, hanya pada Allah SWT penulis memohon semoga bagi

mereka semua dilimpakan pahala yang berlipat ganda dan segala bantuan

yang telah diberikan dicatat sebagai ibadah di sisi-Nya.

Jakarta, Maret 2008

Penulis


8/78

DAFTAR ISI

Halaman judul ......................................................................................... i

Kata pengantar ........................................................................................ ii

Daftar Isi ................................................................................................. iv

DAFTAR TABEL................................................................................... vi

DAFTAR GAMBAR .............................................................................. vii

DAFTAR LAMPIRAN........................................................................... viii

BAB I PENDAHULUAN

1.1

Latar Belakang ............................................................................ 1

1.2Perumusan Masalah .................................................................... 3

1.3Tujuan Penelitian ........................................................................ 4

1.4Batasan Masalah ......................................................................... 4

1.5

Sistematika penulian ................................................................... 5

BAB II TINJAUAN PUSTAKA

2.1 Konsep Umum Gempa Bumi...................................................... 7

2.2 Karakteristik Gempa Bumi ......................................................... 11

2.3 Gempa Bumi Susulan.................................................................. 16

2.4 Mekanisme Gempa Bumi Susulan.............................................. 19


9/78

2.5 Hubungan Frekuensi Gempa Bumi Susulan dengan Waktu ....... 21

2.6 Metode Least Square................................................................... 23

BAB III METODE PENELITIAN

3.1 Lokasi Daerah Penelitian ......................................................... 28

3.2 Data .......................................................................................... 33

3.3 Metode Pengolahan Data Gempa Yogyakarta ......................... 33

3.4 Analisa Gempa Padang ........................................................... 48

BAB IV HASIL DAN PEMBAHASAN

4.1 Data Historis Gempa Yogyakarta ............................................ 50

4.2 lokasi Gempa Bumi Padang..................................................... 51

4.3 Survey Pasca Gempa Bumi...................................................... 52

4.4 Hasil Pengolahan Data ............................................................. 54

BAB V PENUTUP

5.1 Kesimpulan .............................................................................. 57

5.2 Saran......................................................................................... 58


10/78

DAFTAR LAMPIRAN

Lampiran 1. Jaringan Monitoring Gempa Susulan Yogyakarta....................... 61

Lampiran 2. Up Dating Data Gempa Yogyakarta............................................ 62

Lampiran 3. Peta Isoseismal Gempa Padang................................................... 63


11/78

DAFTAR TABEL

Tabel Halaman

3.1 Interval dan Frekuensi Gempa Susulan Yogyakarta............................. 33

3.2 Perhitungan Regresi linier Metode Omori ............................................ 35

3.3 Interval dan Frekuensi Gempa Suuslan ................................................. 39

3.4 Perhitungan Regresi Linier Metode Mogi I .......................................... 39

3.5 Perhitungan Regresi Linier Metode Mogi II......................................... 43

3.6 Perhitungan Regresi Linier Metode Utsu .............................................. 46

3.7 Interval Frekuensi Gempa Susulan Padang ........................................... 49

4.1 Historis Gempa Yogyakarta .................................................................. 50

4.4 Hasil Pengolahan Gempa Yogya .......................................................... 54

4.4 Hasil Pengolahan Gempa Padang ......................................................... 56


12/78

DAFTAR GAMBAR

Gambar Halaman

1.1Peta Tektonik Indonesia.................................................................... 2

2.1 Perbatasan Lempeng Dunia .............................................................. 8

2.2 Compresive stress, Tensile Stress, Shear Stress................................ 12

3.1 Patahan-patahan Gempa Yogyakarta ............................................... 29

4.1 Peta Pusat Gempa Yogyakarta.......................................................... 51

4.2 Peta Pusat Gempa Padang ................................................................... 52

4.3 Grafik Distibusi Gempa Susulan....................................................... 53


13/78


14/78

Aaustralia dan lempeng Pasifik. Arah pergerakan lempeng Eurasia adalah ke

arah timur, lempeng Indo-Australia ke arah utara dan lempeng pasifik ke arah

barat. Gempa bumi yang terjadi di daerah Sumatera, Jawa, Nusa Tenggara dan

Maluku bagian selatan secara umum disebabkan oleh aktivitas subduksi

(penyusupan), yaitu dengan adanya pergerakan relatif (penunjaman) lempeng

Indo-Australia yang mengarah ke utara menunjam ke bawah lempeng Eurasia.

Gambar 1.1 Peta Tektonik Indonesia

Gempa bumi kuat yang terjadi di daerah subduksi sering dirasakan

sampai ke daerah utara pulau Jawa sehingga dapat mengakibatkan kerusakan

pada beberapa bangunan. Umumnya gempa bumi yang besar disebabkan oleh

pemecahan batuan di dalam bumi yang segera diikuti oleh usaha

pengembalian ke kedudukan setimbang (Teori pantulan elastis; H.F Reid,

1911). Pelepasan tenaga di dalam bumi inilah yang kemudian dirambatkan ke

permukaan sebagai gelombang gempa dan tenaga potensial yang ada telah


15/78

diubah menjadi tenaga gerak. Sedang adanya goncangan susulan (after shock)

menunjukan bahwa usaha pengembalian ke bentuk setimbang tidak dapat

dipenuhi seketika, melainkan secara bertahap.

Dengan kata lain gempa bumi susulan adalah gempa bumi yang timbul

setelah terjadi gempa yang besar. Hal ini disebabkan pada saat gempa bumi

yang besar terjadi belum semua energi yang tersisa dilepaskan, maka

pelepasan energi yang tersisa inilah yang menjadi penyebab gempa bumi

susulan terjadi

Secara umum gempa susulan mempunyai karakteristik menurun

jumlahnya terhadap waktu. Pola penurunan ini dapat dianalisa dengan

pendekatan metode statistik dengan menggunakan data gempa susulan selama

beberapa hari. Dari penurunan gempa susulan secara statistik dapat diketahui

perkiraan berakhirnya aktivitas gempa susulan.

Beberapa metode pendekatan statistik yang digunakan dalam

penelitian ini adalah metode Omori, Mogi I, Mogi II, dan Utsu. Gempa

susulan dapat menghancurkan bangunan-bangunan yang rusak dikarenakan

gempa utama.

1.2Perumusan Masalah

Penelitian ini bertujuan untuk memperkirakan kapan gempa susulan

akan berakhir dengan cara menganalisa dan menelaah metode-metode yang

dipakai melalui pendekatan statistik, sehingga peneliti dapat mengetahui

kapan aktivitas gempa susulan berakhir


16/78

1.3 Tujuan Penelitian

Penelitian ini bertujuan untuk menentukan metode yang paling baik

(mendekati kenyataan) yang kemudian dapat digunakan bagi pengguna atau

petugas survey lapangan dalam memperkirakan kapan berakhirnya gempa

susulan dihitung sejak gempa utama terjadi. Sehingga dapat memberikan

informasi lebih cepat kepada instansi terkait untuk dijadikan pedoman dalam

mengambil keputusan langkah selanjutnya.

Informasi perkiraan kapan gempa akan berakhir atau keadaan aman

akan terjadi, yang akan dibutuhkan oleh pemerintah daerah setempat untuk

memperkirakan sarana, kebutuhan yang diperlukan masyarakat dalam

pengungsian selama keadaan darurat terjadi.

Untuk memprediksikan apakah gempa utama bisa menimbulkan

tsunami atau tidak menimbulkan tsunami.

1.4Batasan Masalah

Data yang digunakan untuk menghitung menggunakan metode tersebut

adalah:

a.

Gempa bumi Yogyakarta tanggal 27 Mei 2006 dengan parameter gempa

utama sebagai berikut:

Origin time : 05.53.58 WIB


17/78

Lokasi : 8,26 LS 110,33 BT

Kedalaman : 33 km

Magnitude : 5,9 Skala Richter

b. Gempa bumi yang terjadi di Padang (Sumatera Barat), hari selasa

tanggal 6 Maret 2007, dengan parameter gempa sebagai berikut:

Origin Time : 10. 49. 41 WIB

Lokasi : 0,55 LS 100, 47 BT

Kedalaman : 33 km

Magnitudo : 5,8 Skala Richter

a.

Metode pendekatan statistik yang digunakan adalah metode kuadrat

terkecil (least square) yang dimasukan dalam metode-metode perhitungan

peluruhan gempa berikut ini:

1.

Metode Omori

2. Metode Mogi I

3. Metode Mogi II

4. Metode Utsu.

1.5Sistematika Penulisan

Sistematika penulisan skripsi ini adalah sebagai berikut:

BAB I: PENDAHULUAN

Bab ini berisi tentang Latar Belakang, Perumusan Masalah, Tujuan

Penelitian, Batasan Masalah, dan Sistematika Penulisan.


18/78

BAB II: LANDASAN TEORI

Bab ini menjelaskan tentang kondisi seismisitas di Indonesia,

membahas tentang konsep umum gempa bumi, teori tektonik

lempeng, teori dasar tentang gempa susulan, kemudian metode yang

digunakan untuk perhitungan peluruhan gempa.

BAB III: METODE PENELITIAN

Bab ini menjelaskan tentang data dan metode pengolahan yang

menguraikan tentang waktu dan lokasi penelitian, peralatan yang

digunakan, pengumpulan data hasil team survey, pengolahan data

Omori, Mogi 1, Mogi 2, Utsu, sedangkan metode statistik yang

digunakan ialah metode regresi linier untuk perhitungan secara

manual.

BAB IV: HASIL ANALISA DAN PEMBAHASAN

Hasil pengolah data, analisa aktivitas gempa susulan, dan

interpretasi data dari metode-metode yang digunakan.

BAB V: PENUTUP

Merupakan kesimpulan dari hasil-hasil penelitian dan saran untuk

penelitian selanjutnya


19/78

BAB II

TINJAUAN PUSTAKA

2.1 Konsep Umum Gempa Bumi

2.1.1 Teori Lempeng Tektonik

Model Geodinamika dikenal sebagai tektonik bulat dunia baru atau lempeng

tektonik yang telah berkembang dalam waktu 30 tahun terakhir ini. Hampir

seluruh permukaan bumi terletak pada lempeng tektonik baik lempeng tektonik

lautan (oceanic crust) maupun lempeng tektonik benua (continental crust). Model

ini mewakili suatu tinjauan bahwa bumi ini bergerak berdasarkan terapungnya

continental dan terapungnya lantai samudera (oceanic floor spreading) dan aliran

konveksi dalam selimut bumi (mantel) sebagai motor penggeraknya.

Dalam seismologi thermal dikenal dua jalur tektonik utama yaitu jalur

mediterania dan jalur circum pasifik. Daerah-daerah yang terletak pada dua jalur

utama tersebut merupakan daerah yang rawan gempa bumi tektonik, termasuk

Indonesia. Biasanya jalur-jalur tersebut merupakan daerah pertemuan antara dua

tektonik lempeng atau lebih.

Daerah pertemuan antara dua lempeng tektonik terjadi dalam tiga bentuk:

1.

Daerah pemekaran (divergen) masing-masing lempeng bergerak saling

menjauh

2. Daerah pertemuan bisa dalam bentuk tumbukan atau penunjaman


20/78

3. Daerah yang saling bergerak satu sama lain saling berpapasan (sesar

transform).

2.1.2 Jalur Gempa Bumi Indonesia

Bumi ini terdiri dari dua lempeng yaitu lempeng benua dan lempeng

samudra, pertemuan antara dua lempeng ini bisa bermacam bentuknya, yang

dikenal sebagai daerah subduction zone. Di Indonesia terlihat di sepanjang pesisir

barat Sumatera, selatan Jawa sampai ke Laut Banda. Lempeng samudera dan

benua yang dimaksud adalah Lempeng Australia yang menunjam ke bawah

Lempeng Eurasia (Eropa dan Asia, di mana Indonesia bagian barat termasuk di

dalamnya).

Pada gambar 2.1 di bawah ini, subduction zoneditandai dengan simbol

segitiga. Segitiga yang menghadap ke arah Indonesia maksudnya adalah

menggambarkan Lempeng Australia yang masuk menunjam ke bawah Lempeng

Eurasia, bisa dilihat bahwa pesisir barat Sumatera, selatan Jawa sampai ke Laut

Banda adalah jalur subduction. Artinya sepanjang daerah itu adalah daerah rawan

gempa.


21/78

Gambar 2.1 Perbatasan Lempeng Dunia

Jalur gempa bumi dunia (benioff zone) akan mengikuti jalur

subductionkarena memang gempa bumi adalah salah satu produk dari jalur

tersebut selain jalur gunung api, juga hasil tambang bumi. Jadi kesimpulan umum

dari subduction zone adalah tidak hanya menghasilkan gempa bumi saja, tetapi

juga bisa memberikan fenomena alam yang menakjubkan dan kekayaan hasil

bumi yang menguntungkan secara ekonomi karena daerah yang dilalui jalur

tersebut memiliki hasil tambang bumi.

2.1.3 Mekanisme Terjadinya Gempa Bumi

Lempeng samudra yang menunjam akan bergesekan dengan lempeng benua

selama dia menunjam, dua lempeng ini mempunyai daya elastis, analoginya

adalah penggaris plastik yang bisa dilengkungkan, pada saat daya elastisnya sudah

melewati batas, maka dia akan melepaskan energi, demikian juga lempeng

tektonik yang akan menghasilkan energi berupa gempa bumi. Gempa bumi di

wilayah Indonesia yang sering menimbulkan kerugian dan korban adalah gempa

bumi tektonik.

Gempa bumi (Earthquake) terjadi akibat adanya lempeng tektonik menderita

stress (tegangan) yang terakumulasi secara terus menerus dimana lempeng

samudera yang rapat massanya lebih besar ketika bertumbukkan dengan lempeng

benua di zona tumbukkan (subduksi) akan menyusup ke bawah. Gerakan lempeng


22/78

itu akan mengalami perlambatan akibat gesekan dari selubung bumi. Perlambatan

gerak itu menyebabkan penumpukan 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 dan akan menggetarkan permukaan bumi dan

bangunan-bangunan yang ada di atasnya. Proses ini menimbulkan getaran partikel

ke segala arah, dan jika sampai di permukaan bumi akan terasakan sebagai gempa

bumi.

Jenis gempa bumi berdasarkan terjadinya:

a.

Gempa Vulkanik

Gempa bumi ini disebabkan oleh adanya aktivitas gunung berapi (vulkanik),

yang biasa terjadi sebelum gunung api meletus.

b. Gempa Tektonik

Gempa bumi ini disebabkan oleh adanya aktivitas tektonik, yaitu pergeseran

lempeng-lempeng tektonik secara mendadak yang mempunyai kekuatan dari yang

sangat kecil hingga sangat besar.

c. Gempa Runtuhan

Gempa yang terjadi karena aktivitas penambangan di gua-gua kapur dan

gua-gua tempat pertambangan lainnya.

d. Gempa Buatan

Gempa yang ditimbulkan oleh adanya peledakan nuklir dan dinamit.

Jalur utama terjadinya gempa bumi, terdiri atas:


23/78

1. Jalur gempa bumi Circum pasifik

2.

Jalur ini dimulai dari Amerika Tengah (Aldilleras de Los Andes, Chili,

Equador dan Carribia), Mexiko, California, British Colombia, Alaska,

Aulation Island, Kamachatka, Jepang, Taiwan, Philipina, Indonesia

(Sulawesi Utara, Irian) Malenasia, Polinesia dan berakhir di New Zealand.

3. Jalur gempa bumi Mediteran (Tran Asiatic)

4. Jalur gempa bumi Mid Atlantic

2.2Karakteristik Gempa Bumi

Getaran-getaran gempa terjadi dalam berbagai frekuensi. Proses perpecahan

bisa saja terjadi dalam berbagai frekuensi. Proses perpecahan bisa saja terjadi

dalam hitungan beberapa detik hingga satu menit untuk satu gempa bumi yang

besar. Gelombang seismik yang digerakan oleh retakan dapat berlangsung dari

beberapa detik sampai dengan beberapa menit.

2.2.1 Teori Gelombang Elastisitas

Teori elastisitas yang dikembangkan pada awal abad ke-19 merupakan

bagian dari mekanika medium kontinu yang dimungkinkan dapat diabaikannya

struktur molekul dari materi dan melukiskan fenomena makroskopis yang terjadi

dengan metode analisis matematika. Cauchy danNaviermula-mula menganggap

bahwa benda padat adalah suatu sistem yang terdiri dari partikelpartikel medium.

Gelombang elastis disebut juga gelombang seismik karena menjalar pada medium

elastik (bumi). Osilasi partikel-partikel medium terjadi akibat interaksi antara


24/78

gaya gangguan (gradient stress)melawan gaya elastik. Dalam teori elastisitas,

tegangan yang bekerja pada suatu medium kontinyu akan mengakibatkan

regangan (strain)pada medium itu.

Parameter-parameter dari gelombang elastisitas adalah sebagai berikut:

1. Stress

Stress yaitu gaya persatuan luas

T = A

F

(2.1)

Dimana:

F adalah gaya, dan A adalah luas

Tipe-tipe stress:

a.

Tensile stress / compressive stress yaitu bila gaya tegak lurus dengan luas,

tensile sress ini akan menambah panjang internal sedangkan compressive

stress menambah pendek material

b. Shear stress yaitu bila gaya sejajar dengan luas, menghasilkan deformasi

geser.

Gamabar 2.2 a). Compressive stress

b). Tensile stress

c). Shear stress

l

(a) (b) (c)

l l F


25/78

2. Strain (regangan) ialah perbandingan antara pertambahan panjang atau

pemendekan ()

dengan panjang semula ()

Sifat penjalaran gelombang seismik terdiri atas:

1. Gelombang badan (body waves), yaitu gelombang yang menjalar melalui

bagian dalam bumi, gelombang ini terdiri dari:

a. Gelombang Longitudinal atau Gelombang P (gelombang primer), yaitu

gelombang yang arah gerak partikelnya sejajar dengan arah penjalarannya.

b.

Gelombang Transversal atau gelombang S (Sekunder), yaitu gelombang

yang arah gerak partikelnya tegak lurus dengan arah penjalarannya.

2. Gelombang Permukaan (surface waves), yaitu gelombang yang menjalar di

sepanjang permukaan bumi. Gelombang ini terdiri dari:

a.

Gelombang Love (L) dan Gelombang Rayleigh (R). Gelombang love

merupakan gelombang yang partikelnya sama dengan gelombang SH

(Transversal Longitudinal). Gelombang Rayleigh yaitu gelombang yang

gerakan partikelnya merupakan elips dimana bidang elips ini berdiri

vertikal dan berimpit dengan arah menjalarnya dan gerak partikelnya ke

belakang (bawah, maju, atas, mundur).

b. Gelombang Stonely, seperti gelombang Rayleigh, tetapi menjalar melalui

batas dua lapisan di dalam bumi.

c. Gelombang Channel, adalah gelombang yang menjalar melalui lapisan

yang berkecepatan rendah di dalam bumi.


26/78

Berdasarkan kecepatan penjalaran gelombangnya, maka kecepatan

gelombang terbesar adalah kecepatan gelombang primer, kemudian

sekunder, love dan rayleigh. Getaran tanah disebabkan oleh gelombang

badan (body wave) dan gelombang permukaan (surface wave). Gelombang

badan terdiri dari gelombang P dan S yang menembus tubuh kerak bumi,

yang bergetar dengan cepat. Gelombang P menjalar dengan kecepatan

kira-kira 6 km perjam, membuat goncangan awal dan mengakibatkan

bangunan-bangunan bergoyang dalam gerak naik turun. Sedangkan

gelombang S yang menjalar pada kecepatan 4 km perdetik dalam satu

gerakan seperti sebuah lecutan, menyebabkan gerakan yang tajam dan

akan menggoyangkan bangunan-bangunan menyamping dan tentunya

akan menyebabkan kerusakan yang lebih besar. Gelombang S ini biasanya

yang paling merusak karena dilihat dari arah penjalarannya yang searah

dengan medium perambatannya.

Gelombang permukaan akan menggetarkan tanah secara horizontal

dan vertikal. Gelombang ini berdurasi sangat lama dan akan menyebabkan

bangunan-bangunan tinggi bergoyang dan menimbulkan gerakan

gelombang ringan dalam perairan bahkan dalam jarak yang jauh dari

episenter.

Kedalaman pusat gempa merupakan faktor terpenting dalam

menentukan karakteristik gelombang dan kerusakan yang akan

ditimbulkan. Kedalaman ini bisa sangat dalam (dari 300-700 km),

menengah (60-300 km), dan yang dangkal (kurang dari 60 km).


27/78

Gempa bumi dengan pusat yang dalam jarang menimbulkan

kerusakan yang besar karena energi gelombang akan melemah ketika

mencapai permukaan. Sehingga gempa dengan pusat yang dangkal lebih

umum dan sangat merusak karena sangat dekat dengan permukaan.

2.2.2. Skala-Skala Gempa Bumi

1. Magnitudo

Magnitudo (kekuatan) gempa bumi merupakan jumlah energi yang

dilepaskan di pusatnya dan diukur dengan satuan Skala Richter. Skala ini

dikembangkan oleh seorang ahli seismologi bernama Charles Richter. Dalam

penentuannya skala ini dapat dikonversi dari jarak episenter. Peningkatan satu

satuan skala sebanding dengan peningkatan 30 kali energi yang dilepaskan di

pusatnya. Dapat dibayangkan jika satu gempa bumi dengan magnitudo 7,5 Skala

Richter akan melepaskan 30 kali lebih banyak energi dibandingkan dengan satu

gempa dengan magnitudo 6,5 Skala Richter. Magnitudo yang paling kecil yang

masih bisa dirasakan oleh manusia adalah 3,5 Skala Richter.

Jenis gempa berdasarkan kekuatan gempa (magnitudo), terdiri atas:

a.

Gempa sangat besar (great earthquake), yaitu gempa bumi dengan

magnitudo > 8 Skala Richter.

b. Gempa besar (major earthquake), yaitu gempa bumi dengan magnitudo

7 sampai dengan 8 Skala Richter.

c.

Gempa sedang (moderate earthquake), yaitu gempa bumi dengan

magnitudo antara 5 sampai 7 Skala Richter.


28/78

d. Gempa kecil (small earthquake), yaitu gempa bumi dengan magnitudo 3

sampai 5 Skala Richter .

e.

Gempa mikro (micro earthquake), yaitu gempa bumi dengan magnitudo

antara 1 sampai 3 Skala Richter.

2. Intensitas

Intensitas gempa bumi merupakan skala kedua yang dipakai dalam

menyatakan sebuah gempa bumi. Skala intensitas menunjukan tingkat kerusakan

di permukaan bumi. Skala ini dikembangkan oleh Mercalli pada tahun 1902

seorang ahli seismologi dari Italia dan sekarang lebih dikenal dengan skala

Mercalli yang dimodifikasi digunakan untuk menggambarkan intensitas pengaruh

gempa bumi terhadap manusia, bangunan dan permukaan bumi dalam satuan

angka dari I sampai XII. Skala lain yaitu Medvedev - Sponhever - Karnik yang

lebih familiar digunakan di Eropa. Berdasarkan kedalaman sumber gempa, di

Indonesia terdiri dari:

a. Gempa dangkal (shallow earthquake), yaitu gempa bumi dengan

kedalaman 0-65 km.

b.

Gempa menengah (intermediete earthquake), yaitu gempa bumi dengan

kedalaman 66-450 km.

c. Gempa dalam (deep earthquake), yaitu gempa bumi dengan kedalaman >

450 km.

2.3. Gempa Bumi Susulan


29/78

Suatu masalah yang hampir selalu muncul jika terjadi bencana gempa bumi

tektonik adalah masalah gempa bumi susulan (aftershock). Tak ada gempa bumi

yang diramalkan dan ditetapkan dalam pengertian waktunya, lokasinya dan energi

yang dikeluarkannya .

Sampai saat ini memang belum ada kesepakatan di antara para ahli gempa

bumi mengenai definisi yang eksak untuk gempa bumi tersebut. Namun demikian

secara umum dapat dikatakan bahwa gempa bumi susulan adalah serentetan

gempa bumi yang terjadi setelah gempa bumi besar yang pada umumnya

menimbulkan bencana. Gempa bumi besar (Magnitudo > 5,5 Skala Richter) yang

tidak menimbulkan bencana dan diikuti oleh gempa susulan juga sering terjadi,

peristiwa demikian kurang menarik perhatian karena tidak ada dampak langsung

yang dirasakan manusia.

Daerah terjadinya gempa susulan ialah di sekitar lokasi terjadi sumber

gempa bumi utama. Lokasi penyebaran gempa bumi susulan berkaitan langsung

dengan luas bidang sesar gempa utama (Abe 1979, Kanamori, 1977). Rentetan

gempa bumi susulan tersebut dapat dianggap sebagai mekanisme untuk mencapai

keadaan setimbang di tempat dimana gempa bumi utama setelah terjadinya

pelepasan energi yang sangat besar dalam waktu singkat. Setelah mengalami

gempa kuat, tanah hampir berada dalam keadaan terus bergerak mulai dari gempa

susulan hingga beberapa jam kemudian. Hal yang sering terjadi di daerah gempa

bumi adalah kepanikan yang terjadi yang disebabkan adanya isu gempa susulan

yang berkepanjangan dengan kekuatan yang lebih besar.


30/78

Untuk mengantisipasi hal tersebut maka perlu diberikan informasi yang baik

untuk gempa bumi susulan dengan melalui perhitungan dengan menggunakan

beberapa metode, kemudian kita pilih mana metode yang terbaik yang kita

gunakan untuk mendapatkan pengukuran dengan kenyataan di lapangan.

2.3 Pola Aktivitas Gempa Bumi Susulan

Peneliti-peneliti terdahulu telah memprediksikan gempa bumi memiliki tipe-

tipe tertentu, menurut Mogi (1967) berdasarkan urutan waktu tejadinya gempa

dibagi menjadi tiga jenis. Yaitu:

a. Main Shock - Aftershock

Yakni gempa bumi utama yang diikuti aktivitas gempa bumi susulan yang

menurun terhadap waktu. Gejala ini terjadi pada daerah pusat gempa dengan

struktur batuan yang homogen dan tegangan mekanis yang tersebar merata.

b. Foreshock Mainshock Aftershock

Yaitu gempa bumi utama (Mainshock) yang diawali aktivitas gempa bumi

pendahuluan (foreshock) dan diikuti oleh gempa susulan. Jumlah gempa bumi

pendahuluan tersebut meningkat menjelang terjadinya gempa bumi utama,

sedangkan aktivitas gempa bumi susulan menurun terhadap waktu. Gejala ini

terjadi pada daerah pusat gempa dengan struktur batuan yang tidak homogen dan

distribusi tegangan mekanis yang tidak merata.

c. Earthquakeswarm

Yakni aktivitas gempa bumi dengan kekuatan kecil yang berkepanjangan

tanpa gempa bumi utama. Gejala ini terjadi pada daerah pusat gempa bumi dengan


31/78

struktur batuan yang sangat tidak homogen di bawah pengaruh tegangan mekanis

yang sangat tidak merata. Jumlah gempa bumi susulan dapat mencapai ratusan

kali dalam sehari, jumlah ini akan menurun terhadap waktu secara cepat atau

perlahan tergantung pada struktur batuan dan distribusi tegangan mekanis di

sekitar sumber gempa bumi utama.

2.4 Mekanisme Gempa Bumi Susulan

Gempa bumi yang mempunyai frekuensi banyak dapat dikatakan sebagai

deretan gempa bumi susulan. Gempa bumi susulan yang dapat dirasakan dapat

dikatakan sebagai patahan lokal dari pada lapisan permukaan bumi. Bila dimulai

dengan patahan besar pada kedalaman tertentu di permukaan bumi, bagian yang

terbanyak mengumpulkan tegangan energi pada saat pelepasan energi tersebut

akan menjadi gempa utama.

Tempat dimana energi tersebut dilepaskan disebut sebagai episenter gempa

dan akan terjadi patahan, karena banyak sekali tegangan energi yang tertinggal di

dalam dan di sekitar daerah patahan tersebut dan juga konsentrasi tegangan yang

tinggi di sekitarnya maka akan terjadi bentuk-bentuk rekahan dan patahan-

patahan.

Meskipun tegangan rata-rata di daerah ini menurun akibat terjadinya gempa

utama dan konsentrasi tegangan setempat menjadi tidak stabil karena ada yang

tegangannya bertambah secara tiba-tiba setelah gempa utama terjadi yang ini

akan menyebabkan terjadinya patahan-patahan.


32/78

Tegangan elastis yang keluar menurut Beniof (1951) merupakan bagian

yang terpenting dalam pemakaian tegangan sisa. Meskipun mekanisme gempa

bumi susulan ini agak berbeda dengan pendapat Beniof pada beberapa ketentuan.

Dalam model Beniof model gempa bumi susulan disebabkan oleh

pergerakan patahan yang sama yang ditimbulkan oleh gempa bumi utama. Pada

model lain gempa susulan tidak selalu terjadi pada patahan yang sama dan

biasanya terjadi di dalam daerah patahan yang luas yang mengelilingi gempa bumi

utama. Sifat-sifat mekanisme gempa bumi susulan dapat disebutkan sebagai

berikut:

1.

Gempa bumi susulan terjadi pada daerah yang terangkat naik pada

waktu timbulnya gempa bumi utama (Ishomoto, 1937) daerah ini

bersesuaian dengan daerah patahan karena volume daerah ini

bertambah akibat suatu proses patahan.

2.

Konstanta b dalam hubungan magnitudo dengan frekuensi dari gempa

susulan lebih besar dari pada gempa bumi normal lainnya. Kecuali

gempa bumi pendahuluan (Mogi 1963; Sajehiro 1964). Nilai b lebih

besar menunjukkan keadaan patahan dari pada daerah-daerah gempa

bumi susulan.

3. Gempa bumi susulan terjadi pada daerah yang luas dan sering terjadi

pada satu sisi patahan disekeliling gempa bumi utama (Matuzawa,

1962). Sedangkan distribusi yang tidak serupa dari model patahan

sebagai akibat dari sifat struktur patahan yang peka.


33/78

4. Gempa bumi susulan jarang terjadi pada gempa dalam (Matuzawa,

1954; Mogi, 1963). Hal ini disebabkan kondisi batuan dalam yang

berbeda dengan di permukaan terutama tekanan dan suhu tinggi.

5. Bagian terpenting dari fenomena gempa bumi susulan yaitu distribusi

waktu tertentu.

2.5.Hubungan Frekuensi Gempa Bumi Susulan Dengan Waktu

Hubungan antara banyaknya gempa susulan (frekuensi) dengan interval

waktu dimana interval waktu ini bisa dalam hitungan jam atau hari. Oleh beberapa

ahli gempa telah dipelajari ada hubungan konkrit pelepasan tegangan energi

gempa dengan waktu. Dimana Mogi, Omori dan Utsu telah merumuskan

hubungan tersebut.

Menurut Omori (1894), tingkat aktivitas gempa bumi susulan dalam

hubungan antara frekuensi dan waktu adalah:

n (t) =ct

K

+ ..(2.2)

Dimana n (t) = frekuensi gempa

t = waktu gempa bumi susulan (hari )

K, c = konstanta

Proses terjadinya patahan tergantung pada tingkat konsentrasi tegangan

energi dan homogenitas dari patahan itu sendiri dimana kurva yang merupakan

fungsi frekuensi gempa dan waktu dari gempa bumi pada daerah yang elastis yang

disertai patahan-patahan lokal di bawah tegangan konstan yang diperkirakan

merupakan suatu eksponensial.


34/78

Mogi (1962) sesuai dengan percobaan di laboratorium, kurva frekuensi

gempa bumi elastis di bawah beban konstan dinyatakan dengan fungsi

eksponensial, maka di daerah gempa susulan yang mempunyai tekanan konstan

diharapkan kurvanya juga merupakan kurva eksponensial.

Dengan mengambil rumus dari Mogi I untuk gempa susulan yang terjadi

lebih dari 100 hari, hubungan antara frekuensi dan waktu adalah sebagai berikut:

n (t) = a . t h .(2.3)

Dimana

n (t) = frekuensi gempa bumi susulan

t = waktu gempa susulan (hari)

a, h = adalah konstanta

Mogi juga menghitung untuk gempa bumi susulan dengan interval waktu

sampai dengan 100 hari.

Rumus Mogi 2 digunakan untuk menghitung hubungan frekuensi gempa susulan

dengan waktu untuk 100 hari.

Rumus:

n (t) = a. e pt (2.4)

Dimana:

n (t) = frekuensi gempa susulan

t = waktu (hari gempa susulan)

a, p = konstanta


35/78

Utsu juga menghitung gempa susulan untuk interval < 100 hari. Menurut

Utsu (1957) bahwa tingkat aktivitas gempa bumi susulan dengan t < 100 hari

dalam hubungan antara frekuensi terhadap waktu, adalah:

Rumus:

N (t) =p)ct(

K

+ ..(2.5)

dimana :

n(t) = frekuensi gempa susulan

t = waktu gempa bumi susulan (hari)

K, p, c= adalah konstanta

Menurut pendapat Utsu, nilai c mempunyai jangkauan 0,01 sampai 1,5,

untuk Indonesia harga c yang dipakai adalah 0,01 tegangan energi berkurang

dengan cepat setelah terjadi gempa besar dan berangsur-angsur mendekati

kestabilan lagi.

Untuk mendapatkan nilai-nilai konstanta dari persamaan (2.2), (2.3), (2.4),

(2.5) pada hubungan antara frekuensi dan waktu biasanya ditentukan dengan

metode kuadrat terkecil (least square), dimana hubungan antara frekuensi dan

waktu pada 4 persamaan di atas dapat dianggap sebagai suatu hubungan linier

dimana nantinya koefisien-koefisien persamaan dapat dicari dalam persamaan:

Y (i) = a + b * X (i)

Dimana: Y (i) = adalah frekuensi gempa susulan

X (i) = adalah waktu

2.6 Metode Least Square


36/78

Apabila ada dua variabel X dan Y mempunyai hubungan, maka nilai

variabel X yang sudah diketahui dapat dipergunakan untuk memprediksikan atau

menaksir Y. Ramalan pada dasarnya merupakan perkiraan atau taksiran mengenai

terjadinya suatu kejadian.

Variabel Y yang nilainya akan diramalkan disebut variabel tidak bebas

(dependent variabel), sedangkan variabel X yang nilainya dipergunakan untuk

meramalkan nilai Y disebut variabel bebas (independent variabel) atau variabel

peramal (predictor) dan seringkali disebut variabel yang menerangkan

(explanatory).

Dalam penggunaan rumus-rumus peluruhan gempa bumi susulan ini maka

bentuk persamaan harus dipermudah dengan cara mengubah persamaan Omori,

Mogi 1, Mogi 2, Utsu kedalam bentuk persamaan kuadrat terkecil atau least

square dimana akan didapatkan:

OMORI : n (t) =cT

K

+

kk

c

tn

1

)(

1+=

Y A B X

MOGI 1 : n (t) = a. t-b

; t > 100 hari

Log n (t) = log a - b log t

t


37/78

Y A B x

MOGI 2 : n (t) = a e-bt

; t < 100 hari

Ln n (t) = ln a - b t

Y A B x

UTSU: n(t) =( )bct

a

+

N (t) = a. (t + 0,01)b

Log n (t) = Log a b log t+0.01

Y A B X

Metode persamaan kuadrat terkecil (least square) mempunyai bentuk umum

Regresi Linier:

Q =2i

n

i

e = n

i

ii BxAy2)(

i = 1, 2, 3.n

e = error

A, B = Konstanta

Penurunan parsial positif pada A dan B, maka diperoleh nilai minimum Q, yaitu:


38/78

0)(2 ==

in

i

i BxAyA

Q..1

BAyB

Q n

i

i = (2 x i ) = 0 .2

Diperoleh persamaan normal, yaitu :

nA + B =n

i

i

n

i

i yx .1

A i

n

i

i

n

i

i

n

i

i yxxBx =+2 2

Persamaan 1 didapat :

A = i

i

n

i

i xnn

Byn

11

A = xBy

Hasil ini disubstitusikan pada persamaan 2, didapat:

( ) in

i

i

n

i

i

n

i

i yxxBxxBy =+ 2

B =

n

i

ii

n

i

i

n

i

i

n

i

i xyyxxxx2

B =

ii

iii

xxx

xyyx2

r =

( ){ } ( ){ }

2222 ..

..

yynxxn

yxxyn


39/78

Dimana: n = banyak data

r = koefisien korelasi

Keterangan :

1.

Bila nilai r mendekati -1, maka hubungan antara variabel y dan x adalah:

negatif sangat kuat.

2.

Bila nilai r mendekati 1, maka hubungan antara variabel y dan x adalah:

positif sangat kuat.

3.

Bila nilai r mendekati nol, maka tidak ada hubungan antara variabel y dan x.

-1 1 r


40/78

BAB III

METODE PENELITIAN

3.1 Lokasi Daerah Penelitian

3.1.1 Geologi Gempa Bumi Yogyakarta

Adapun lokasi penelitian yaitu daerah Yogyakarta dan Padang, dimana

daerah Yogyakarta terletak pada koordinat -07 48 LS' 110 21' BT,

pemantauan stasiun Badan Meteorologi dan Geofisika (BMG) Yogyakarta,

mencatat gempa tektonik yang berkekuatan 5,9 skala Richter (SR) ini terjadi pada

pukul 05.53.58 WIB di lepas pantai Samudera Hindia. Posisi episentrum terletak

pada koordinat 8,26 LS dan 110,33 BT atau pada jarak 38 kilometer selatan

Yogyakarta pada kedalaman 33 kilometer. Melihat perspektif terjadinya gempa

yang menimpa daerah Bantul dan Yogyakarta. Menurut para ahli seismologi,

pusat gempa terletak di sekitar Pantai Parangtritis. Lalu apakah yang

menyebabkan terjadinya gempa bumi di daerah Bantul, Yogya dan sekitarnya?

Benarkah ada patahan bumi di daerah Bantul? Bila kita berjalan dari Imogiri ke

arah Parangtritis, maka kita melihat pemandangan yang menakjubkan. Di sebelah

kanan terdapat Sungai Opak, sedangkan di sebelah kiri terdapat barisan perbukitan

yang memanjang dari Imogiri sampai ke Parangtritis.

Jika dilihat dari peta, barisan perbukitan tersebut adalah relatif lurus,

apalagi kalau dilihat dari satelit atau foto udara barisan perbukitan tersebut adalah

suatu tanda awal adanya patahan bumi, di daerah Pantai Parangtritis terdapat


41/78

sumber air panas padahal letaknya jauh dari Gunung Merapi. Sumber air panas

ini menunjukkan bahwa adanya aktivitas magma di bawah permukaan yang

memanasi akuifer air tanah di daerah Parangtritis. Adanya magma yang sampai

naik ke dekat permukaan bumi juga menunjukkan bahwa ada rekahan dalam bumi

dimana magma bisa naik. Kemudian di barisan perbukitan tersebut akan terlihat

tumpukan longsoran batuan yang berbentuk segitiga. Secara geologi, ini disebut

triangular facet yang mencirikan adanya patahan bumi. Patahan seperti ini

biasanya disebut patahan turun (normal faulting), dimana perbukitan merupakan

bagian blok patahan yang relatif naik dan dataran Sungai Opak merupakan blok

patahan yang turun. Untuk selanjutnya kita sebut patahan ini adalah patahan

Opak. Sedangkan di Sungai Progo juga terlihat kelurusan dari satelit yang

menunjukkan patahan turun, ini disebut patahan Progo, di mana blok di sebelah

timur relatif turun terhadap blok di sebelah barat.


42/78

Gambar. 3.1 Patahan-patahan gempa Yogya

Secara geologi daerah dataran Bantul merupakan sebuah terban (graben),

dibatasi oleh patahan Opak di sebelah timur dan patahan Progo di sebelah barat.

Terban Bantul ini terbentuk sudah lama dan sekarang sudah tertutupi oleh

endapan dari letusan Gunung Merapi sehingga menjadi lahan yang subur. Patahan

Opak ini teraktifkan kembali sehingga terjadi gempa bumi yang melanda Bantul

dan Yogyakarta. Banyak kerusakan yang terjadi di daerah Bantul, karena

memang Bantul merupakan terban. Sehingga bisa dibayangkan bila terban

tersebut bergerak, maka akibatnya sangat dahsyat. Gempa utama yang menjadi

pusat gempa bumi terjadi di Parangtritis. Setelah itu, juga terjadi dua gempa

susulan yang tercatat di usgs.gov, dengan pusat gempa di daerah Klaten. Gempa

susulan ini terjadi karena pergerakan patahan Opak yang besar ini memicu

bergeraknya patahan lainnya (synthetic fault) di daerah Klaten. ketiga pusat

gempa tersebut terbentuk oleh patahan yang berbeda. Kalau patahan Opak ini

teraktifkan kembali, maka gempa yang ditimbulkan akan lebih dahsyat.

Setelah trauma dengan gempa yang menimbulkan tsunami di Aceh tahun

2004. Tentunya kepanikan warga adalah kemungkinan terbentuknya tsunami.

Berdasarkan studi dari kejadian tsunami besar di dunia, ada benang merah yang

menghubungkannya, Sebagian besar tsunami terjadi karena berasosiasi dengan

terjadinya longsoran bawah laut yang besar. Longsoran bawah laut yang besar

dimungkinkan terjadi karena dipicu oleh gempa bumi. Dengan demikian, gempa

bumi yang tidak memicu longsoran bawah laut tidak menimbulkan tsunami.


43/78

Sedangkan di Aceh, gempa bumi tersebut memicu terjadinya longsoran bawah

laut yang besar sehingga terjadi tsunami yang dahsyat. Seperti kita ketahui,

longsoran bawah laut rawan terjadi pada lereng dasar laut. Lereng dasar laut ini

terdapat di sepanjang pantai Samudera Hindia, dari Aceh sampai ke Pulau Timor.

Profil bawah laut ini adalah laut dangkal sampai kira-kira kedalaman 200 meter

kemudian terdapat lereng bawah laut (continental slope) yang sangat terjal sampai

ke palung laut yang dalamnya >2000 meter, lereng bawah laut inilah yang rawan

longsor yang mungkin menimbulkan tsunami. Berbagai studi dan simposium telah

membahas tentang proses terjadinya tsunami.

Studi tersebut mencakup tsunami-tsunami yang besar seperti di Aceh,

pantai utara Papua Nugini, Hawai, pantai California, pantai timur dan barat

Kanada, sunami tidak terjadi sewaktu gempa di Yogyakarta tetapi kita tidak boleh

lengah dan harus tetap waspada. Salah satu cara untuk mengetahui potensi longsor

bawah laut adalah dengan memetakan dasar laut (bathymetric mapping) terutama

di bagian lerengnya. Dari pemetaan bawah laut, bisa diketahui apakah ada potensi

longsor atau tidak. Untuk itu diperlukan pemetaan bawah laut mulai dari pantai

Aceh Timur sampai selatan pulau Timor, dengan adanya data yang vital ini,

mudah-mudahan bisa mengantisipasi terjadinya tsunami di kemudian hari. Karena

selain adanya ancaman gunung berapi, kita juga menghadapi ancaman tsunami.


44/78

3.1.2 Penyebab Gempa Bumi Padang

Pada pukul 10:49:41 WIB gempa mengguncang wilayah Padang,

Sumatera Barat. Menurut informasi dari BMG, gempa berkekuatan 5,8 Skala

Richter dengan pusat gempa bumi berada pada koordinat 0,55 LS dan 100,47

BT, pada kedalaman 33 km dan berjarak 16 km barat daya Batusangkar, Sumatera

Barat. Gempa bumi ini tidak menimbulkan tsunami, karena terjadi di darat.

Sementara menurut pusat pengamatan gempa bumi USGS Amerika

Serikat, pusat gempa berkekuatan 6,3 pada Skala Richter berada pada koordinat

0,536 LS dan 100, 498 BT pada kedalaman 30 km, berjarak 50 km timur laut

Padang Sumatera Barat. Guncangan gempa terasa di Riau dengan intensitas III-IV

MMI (Modified Mercalli Intensity) bahkan hingga Singapura dan Malaysia.

Menurut informasi dari Kepala Badan Geologi DESDM Bambang Dwiyanto,

M.Sc, penyebab terjadinya gempa bumi di darat ini adalah aktifitas sesar besar

Sumatera yang berarah relatif barat laut-tenggara. Sementara itu daerah sekitar

pusat gempa bumi tersusun oleh endapan Kuarter berupa alluvial sungai, endapan

alluvial pantai, endapan rombakan gunung api serta endapan batu gamping Tersier

yang terlapukkan dengan kuat, bersifat urai dan belum terkonsolidasi sehingga

rentan terhadap guncangan gempa bumi.


45/78

3.2 Data

Data historis gempa yang diperoleh dengan menggunakan beberapa sumber

data. Sumber data yang dipakai di Indonesia yaitu:

ISS : International Seismologycal Summary

USGS : Prelimenery Determination of Epicenter, program yang dilakukan oleh

United States of Coast and Geodetic Survey

G-R : Gutenberg B and Richter C.F Seismicity of The Earth and Assiciated

Phenomena, Princeton University Press, 1949.

MET : Record of The Meteorogical and Geophysical Institute, Jakarta.

Dalam karya tulis ini penulis menggunakan data gempa bumi dari PGN (Pusat

Gempa Nasional) Jakarta dan BMG Padang.

3.3 METODE PENGOLAHAN DATA

Dari catatan hasil survey gempa bumi Yogyakarta di Badan Meteorologi

dan Geofisika Pusat Jakarta, diperoleh data selama 6 hari setelah gempa utama,

sebagai berikut:

Tabel 3.1 Interval dan Frekuensi Gempa Susulan

Interval (t)

hari

1 2 3 4 5 6

Frek 431 268 152 109 46 31


46/78

gempa n(t)

Dimana:

t : interval dalam hari

n (t) : frekuensi gempa susulan perhari

n : lama pengambilan data atau banyaknya interval, dimana terlihat

n = 6

Tabel di atas adalah hasil pengumpulan data dari pembacaan seismogram yang

merupakan banyaknya gempa susulan perhari setelah gempa utama terjadi.

3.3.1 Analisa Manual Metode Omori

Analisa pertama adalah pendekatan dengan model Omori dimana rumus

yang digunakan adalah:

ct

ktn

+=)(

Rumus ini dalam perhitungan dan untuk memudahkan analisa harus dirubah

dengan pendekatan metode statistik regresi linier.

Dengan metode regresi linier didapatkan perubahan persamaan menjadi:

)(

1

tn= t

kk

c 1+

Persamaan umum dari regresi linier adalah:


47/78

Y= A + B.x

Dari data di atas dibuat sebuah tabel yang merupakan fungsi dari persamaan

diatas.

)(

1

tn :Y : frekuensi gempa

k

c :A : konstanta

k

1 :B : konstanta

t : x : interval waktu

Dimana n = 6 yang merupakan lama pengambilan data.

Tabel 3.2 Perhitungan regresi Linier Metode Omori

NO n (t) Y X X.Y X2 Y2

1 431 0.002320 1 0.002320 1 0.00005383

2 268 0.003731 2 0.00746 4 0.00001392

3 152 0.006578 3 0.0197 9 0.00004328

4 109 0.009174 4 0.03669 16 0.00008416

5 46 0.00217 5 0.10869 25 0.0004725

6 31 0.00322 6 0.19354 36 0.001040

Total 1037 0.07580 21 0.36843 91 0.0016592


48/78

Dari tabel di atas diperoleh hasil untuk masing-masing kolom adalah:

=y 0.07580 01263.0=y

= 21x 5.3=x

36843.0=xy

912 = x 0016592.02 =y

( ) 00574.02

=y ( ) 4412

=x

Dengan demikian konstanta A dan B sudah dapat dihitung dengan menggunakan

rumus:

B = ) )xxxxyxy */*2

B = (0.36843-0.01263*21)/(91-3.5*21)

B = 0.00589

Dengan demikian diperoleh konstanta b = 0.00589

B =k

1

k = 169.77


49/78

Untuk perhitungan konstanta A dapat dilakukan dengan rumus sebagai berikut:

A = )xby *

A = 0.01263 - 0.00589 * 3.5

= 0.02359

Dengan demikian konstanta A didapat = 0.02359

Konstanta c mempunyai hubungan dengan A sebagai berikut :

A =k

c

Maka

C = A* k

C = 0.02359* 169.77

C = 4.0048

Dengan demikian didapat konstanta sebesar

C = 4.0048

Coefisien korelasi dapat dihitung dengan menggunakan rumus:

r = ( n * xy - x * y)/sqrt ((n * x2 (x)2* (n * y2 (y)2)


50/78

Jika harga setiap satuan dimasukan, maka akan diperoleh persamaan sebagai

berikut:

r = (6* 0.36843 21 * 0.07580)/ sqrt ((6 * 91- 441) * (6 * 0.0016592

0.00574))

r = 0.6178 / 0.6656

r = 0.9296

Omori merumuskan:

n (t) =)( Ct

k

+

Jika harga masing-masing dimasukan akan didapat:

n (t) =)004874.4(

77.169

+t

Untuk n(t) = 1

1 = 169.77/ (t + 4.004874)

t + 4.004874 = 169.77

t = 169.77 - 4.004874

t = 165.76

Dengan didapatnya harga t = 165.76 maka dengan menggunakan metode Omori

akan diperoleh bahwa gempa susulan akan berakhir pada hari ke 166.

3.3.2 Analisa Manual Metode Mogi 1

Mogi menyatakan hubungan antara frekuensi gempa susulan dan waktu

dapat dirumuskan:

n (t) = a * t

-b


51/78

Dalam perhitungan rumus Mogi I ini harus dikonversikan dulu kemetode regresi

linier yang mempunyai rumus pokok:

Y= A + B .X

Maka rumus mogi I ini harus dilinearkan dulu dengan cara dilog kan sehingga

akan mempunyai bentuk:

Log n (t) = Log a b Log t

Diamana persamaan diatas didapat dengan memisalkan:

Y = Log n(t) log a = A

b = B log t = x

dengan menggunakan tabel yang sama dengan Omori akan diperoleh hubungan:

Tabel 3.3 Interval dan frekuensi Gempa Susulan

Interval (t)

hari

1 2 3 4 5 6

Frek

gempa n(t)

431 268 152 109 46 31

Dari rumus peluruhan gempa susulan Mogi I yang telah dikonversikan ke metode

regresi linier, maka dibuat tabel untuk memudahkan perhitungan.


52/78

Tabel 3.4 Perhitungan Regresi Linier Metode Mogi 1

NO n (t) Log n(t) =

y

Log t = x X*Y X2 Y2

1. 431 2.6344 0.0 0.0 0.0 6.940063

2. 268 2.4281 0.30103 0.73093 0.09062 5.8956

3. 152 2.1818 0.4771 1.04093 0.2276 4.76025

4. 109 2.0374 0.6021 1.22671 0.3625 4.15099

5. 46 1.6627 0.6989 1.16206 0.4886 2.7645

6. 31 1.4913 0.77815 1.160455 0.6055 2.2239

Total 1037 12.4357 2.85728 5.321085 1.77482 26.7253

Dari tabel di atas didapatkan hasil untuk masing-masing kolom adalah:

=y 12.4357 0726.2=y

x = 2.85728 4762.0=x

xy = 5.321085

( ) 64.1542 =y ( ) 1640.82 =x

77482.12 = x 7253.262 =y

Jika harga satuan dimasukkan maka akan diperoleh nilai konstanta b

B = ( ) ( )xxxxyxy */* 2

B = -1.4508


53/78

Dengan demikian diperoleh harga b = -1.4508

Harga a bisa dicari degan memasukkan harga ke

A = ( )*xby

Akan menjadi :

A = 2.0726 + 1.4508 * 0.4762

A = 2.7634

Maka diperoleh harga A = 2.7634dari permisalan didapat:

Log a = A

Maka

a= 102.7634

a = 579.962

Korelasi r dapat dihitung dengan menggunakan rumus:

r = ( n * xy - x * y)/sqrt ((n * x2 (x)

2* (n * y

2 (y)

2)

Jika harga-harga di atas dimasukkan, maka akan diperoleh nilai:

r = -0.9521

Dari hasil perhitungan di atas, didapat harga r = -0.9521

Dari rumus Mogi I dibawah ini

n (t) = a * t-b

Jika harga a dan b dimasukkan diperoleh

n (t) = 579.962 * t-b

Untuk n(t) = 1

1= 579.962 * t-1.45

Log (1) = log 579.962 + (-1.45 log t)


54/78

0 = log 579.962 1.45 log t

1.45 log t = log 579.962

1.45 log t = 2.7633

Log t = 2.7633/ 1.45

Log t = 1.9057

t = 80.42

Dari perumusan Mogi I di atas didapat t = 80.42yang berarti gempa susulan

diperkirakan berakhir pada hari ke 80 setelah gempa utama terjadi, jadi menurut

metode Mogi I gempa susulan akan berakhir setelah 80 hari.

3.3.3 Analisa Manual Metode Mogi 2

Mogi 2 menyatakan hubungan antara frekuensi gempa susulan dan waktu

dapat dirumuskan

n (t) = a * e-bt

Dalam perhitungan rumus Mogi 2 ini harus dikonversikan ke metode regresi linier

yang mempunayi rumus pokok:

Y = A + B * x

Maka rumus Mogi 2 ini harus dilinearkan dulu dengan cara di In kan sehingga

akan mempunyai bentuk

Ln n(t) = ln a b* t

Dimana persamaan diatas didapat dengan memisalkan:

Ln n(t) = y ln a = A

b = B t = x


55/78

n = 6

Dengan melihat hasil konversi rumus Mogi 2 kebentuk linier, maka dapat dibuat

tabel perhitungan untuk Mogi 2.

Tabel 3.5 Perhitungan Regresi Linier Metode Mogi 2

NO n (t) Ln (t) = Y T = X X * Y X2 Y2

1. 431 6.06610 1 6.06610 1 36.797569

2. 268 5.59098 2 11.1819 4 31.259057

3. 152 5.02388 3 15.07164 9 25.23937

4. 109 4.69135 4 18.7654 16 22.008764

5. 46 3.82864 5 19.1432 25 19.1432

6. 31 3.43399 6 20.60394 36 11.792287

Total 1037 28.63494 21 90.83224 91 146.24024

=y 28.63494 77249.4=y

x = 21 5.3=x

xy = 90.83224

( ) 95.8192 =y ( ) 4412 =x

912 = x 240.1462 =y 24

Dengan didapatnya hasil perhitungan tabel Mogi 2 maka komponen komponen

tersebut dipakai untuk menghitung konstanta yang diperlukan.

Konstanta b dapat dihitung dengan rumus:


56/78

B = ) )xxxxyxy */* 2

Jika harga masing-masing dimasukkan akan didapat perhitungan B sebagai

berikut:

B = (90.83224 4.7724 * 21)/ (91 3.5 * 21)

B = -0.5365

Maka didapat harga b sebesar -0.5365

Harga konstanta A dapat dihitung dengan menggunakan rumus

A = ( )*xby

Jika harga masing-masing dimasukkan harga konstanta A akan didapat

A = 4.7724 + 0.5365 * 3.5

A = 6.65024

Maka didapat harga A = 6.65024

Dari permisalan diatas diketahui bahwa

Ln a = A

Maka konstanta a Mogi 2 dapat dicari dengan

Ln a = 6.65024

a = 772.969

maka besar harag a = 772.969

koefisien korelasi r dapat dicari dengan rumus


Jika harga komponen dimasukkan, akan didapat


57/78

r = (6 * 90.83224 21* 28.63494)/ sqrt ((6 * 91 441) (6* 141.7557

819.95))

r = -0.9943522

Dengan demikian harga r didapat -0.9943522

Kembali kepersamaan Mogi 2, bahwa hubungan antara frekuensi dan interval

adalah

n (t) = a * e-bt

Dengan memasukkan harga masing-masing didapat

n (t) = 772.969 * e-0.536 t

Bila n (t) = 1 maka

0.53 t = 6.65024

t = 6.65024/ 0.53

t = 12.54

Dengan demikian jika menggunakan persamaan metode Mogi 2 akan didapat

bahwa gempa susulan diperkirakan akan berakhir pada hari ke 13 setelah gempa

utama terjadi.

3.3.4 Analisa Manual Perhitungan Metode Utsu

Analisa metode ke 4 adalah menggunakan rumus dari Utsu, model dari Utsu

ini hampir sama dengan model dari Mogi I hanya Utsu memasukkan konstanta c

pada t seperti terlihat dibawah ini

n (t) =b

ct

a

)( +


58/78

Konversi rumus Utsu kedalam metode regresi linier akan didapat dengan

logaritmik, dimana didapat:

Log n (t) = log a b * log (t + 0.01)

Rumus dari regresi linier

Y = A + B * x

Dengan permisalan sebagai berikut:

Log n (t) = y log a = A

b = B X = Log (t + 0.01)

Sampel yang kita gunakan masih sama, dengan lama pengambilan data selama 6

hari.

Tabel 3.6 Perhitungan Regresi Linier Metode Utsu

NO n (t) Log n (t) = y Log (t +

0.01) = X

X*Y X2 Y

2

1. 431 2.6344 0.004321 0.01114 0.00001867 6.940063

2. 268 2.4281 0.3032 0.736199 0.09193 5.8956

3. 152 2.1818 0.4786 1.0442094 0.22906 4.76025

4. 109 2.0374 0.6031 1.228755 0.3637 4.15099

5. 46 1.6627 0.6998 1.1635594 0.4897 2.7645

6. 31 1.4913 0.7789 1.161573 0.6067 2.2239

Total 1037 12.4357 2.867921 6.38965 1.781108 26.7353


59/78

Dari tabel di atas didapat harga-harga untuk tiap komponen adalah sebagai berikut

=y 12.4357 0726.2=y

x = 2.867921 4779.0=x

xy = 6.38965

( ) 64.1542 =y ( ) 22497.82 =x

7811.12 = x 7353.262 =y

Harga b dari regresi linier akan di hitung dengan rumus

B = ) )xxxxyxy */* 2

Dengan memasukkan masing - masing nilai akan didapat persamaan

b= -1.458431

Harga konstanta A dapat dicari dengan rumus persamaan sebagi berikut:

A = ( )*xby

Dengan memasukkan harga masing-masing komponen didapat persamaan

A = 2.0726 +1.458431 * 0.47798

A = 2.0726 +0.697115433

A = 2.76978

Log a = A

a = 588.54

Maka konstanta a didapat = 588.54

Perhitungan koefisien korelasi dapat dilakukan dengan rumus:


60/78


Dengan memasukkan harga masing-masing didapat persamaan

r = -0.9529

Kembali ke rumus Utsu bahwa

n (t) =b

ct

a

)( +

Jika dimasukkan harga masing-masing akan didapat:

n (t) =45.1)01.0(

77.35

+t

Jika n (t) = 1 didapat persamaan

1 =45.1

)01.0(

547.588

+t

(t + 0.01)1.45 = 588.547

1.45 log (t + 0.01) = log 588.547

1.45 log (t + 0.01) = 2.769781434

Log (t + 0.01) = 1.910194092

t + 0.01 = 81.31938629

t = 81.30938629

Dengan demikian menggunakan rumus Utsu didapat bahwa gempa diperkirakan

akan berakhir setelah 81 hari sejak gempa utama terjadi.


61/78

3.4 Metode Pengolahan dan Analisa Manual Gempa Padang

Analisa gempa ini adalah gempa bumi Padang yang terjadi pada tanggal 6

Maret 2007, dari data yang ada di BMG Padang, diperoleh data selama 10 hari

setelah gempa utama. Seperti pada tabel 3.7 di bawah ini.

Tabel 3.7 Interval Frekuensi Gempa Bumi Susulan Padang

Tabel di atas adalah hasil pengumpulan data dari pembacaan seismogram

yang merupakan banyaknya gempa susulan perhari setelah gempa utama terjadi.

Untuk tahap selanjutnya adalah analisa data dengan menggunakan metode Omori,

Mogi 1, Mogi 2, dan Utsu. Setelah melakukan pengolahan data dan mencobanya

seperti pada cara gempa Yogyakarta, maka diperoleh:

Metode Omori : dengan menggunakan metode ini diperkirakan gempa susulan

Padang akan berakhir pada hari ke 74.

Interval(t) hari

1 2 3 4 5 6 7 8 9 10

Frekgempa

n (t)

468 355 114 69 31 22 21 14 13 12


62/78

Metode Mogi 1 : dengan cara yang sama seperti pada gempa Yogyakarta, gempa

susulan diperkirakan akan berakhir pada hari ke 37.

Metode Mogi 2 : dengan cara yang sama seperti pada gempa Yogyakarta, gempa

susulan diperkirakan akan berakhir pada hari ke 9.

Metode Utsu : dengan menggunakan metode ini gempa susulan Padang akan

diperkirakan akan berakhir pada hari ke 84.

3.5 Metode Pengolahan Gempa Bengkulu

Di bawah ini adalah data banyaknya gempa susulan selama 10 hari

Tabel 3.8 interval frekuensi gempa susulan Bengkulu

Interval

(t)

1 2 3 4 5 6 7 8 9 10

Frek.

Gempa

12 41 8 7 6 5 7 4 2 1

Tabel di atas adalah banyaknya gempa susulan dalam tiap hari selama 10 hari,

untuk tahap selanjutnya adalah analisa data menggunakan metode Omori, Mogi 1,

Mogi 2, dan Utsu. Dengan cara yang sama seperti pengolahan data gempa

Yogyakarta diperoleh sebagai berikut:

1. Metode Omori : diperkirakan gempa susulan berakhir di hari ke 15.

2. Metode Mogi 1 : diperkirakan gempa susulan berakhir di hari ke 13.

3. Metode Mogi 2 : diperkirakan gempa susulan berakhir di hari ke 12.

4. Metode Utsu : diperkirakan gempa susulan berakhir di hari ke 13.


63/78

BAB IV

HASIL DAN PEMBAHASAN

4.1 Data Historis Gempa Yogyakarta

Sejak tahun 1800 sudah tercatat 6 gempa merusak seperti yang ditampilkan

pada tabel 4.1. Gempa yang terjadi pada hari Sabtu tanggal 27 Mei 2006, jam 5:53

WIB pagi adalah gempa yang berasosiasi dengan patahan Opak yang membujur

dari selatan Parangtritis sampai ke Klaten.

Tabel 4.1 historis gempa Yogyakarta

No. Tanggal Dampak Intensitas

1 10/07/1867 Sejumlah 372 rumah roboh di Jogyakarta dan Surakarta,dan 5 orang korban meninggal.

VIII-IX

27/09/19372

8,7S-110,8E

Terasa sampai ke Lombok. 2200 rumah roboh di Klaten,pipa dalam tanah putus, 326 rumah roboh di Prambanan.

Banyak rumah yang rusak di Jogyakarta, seorangmeninggal

VIII-IX

23/07/19433

8,6S-109,9E

Kerusakan terjadi di pantai selatan Jawa Tengah, antaraGarut dan Surakarta. 213 korban meniggal, 2096 lukaberat dan 2800 rumah rusak berat

VIII

12/10/1957

18:57:13

8,3S-110,3E

4

h=87, M6,4

Dirasakan di Yogyakarta VII

13/03/1981

23:22:35

8,8S-110,4E

5

h=51, M5,6

Terasa di Jogyakarta, beberapa rumah mengalami

keretakan, termasuk hotel Ambarukmo Jogyakarta

VII

26/05/2006

22:54:00.4

8,03S-110,32E

6

h=11.87, M5,9

Di Bantul, Prambanan, Klaten dan Jogyakarta. 4.772orang meninggal dan 17.772 luka berat dan ringan,

kerusakan bangunan 204.831 rumah roboh. Di JawaTengah 1.010 orang meninggal dan 18.527 luka berat

dan ringan, kerusakan bangunan 185.246 rumah roboh,*)

IX

*) Sumber Data Satkorlak Yogyakarta Update data tgl 05 Juni 2006 jam 16:00 W


64/78

Di bawah ini adalah lokasi gempa utama yang terjadi di Yogyakarta

4.2. Lokasi Gempa Bumi Padang

Telah dijelaskan sebelumnya bahwa gempa besar yang mengguncang

padang dan sekitarnya dipicu oleh pelepasan energi di patahan Sumatera (sesar

semangko) yang melalui segmen singkarak.Patahan Sumatera yang memanjang

di sepanjang Pulau Sumatera bergerak sekitar 1 centimeter setiap tahun akibat

desakan lempeng Indo Australia kepada lempeng Eurasia. Bagian barat bergerak

ke selatan dan bagian timur bergerak ke utara. Jika lama tidak terjadi gempa besar

berarti sedang terjadi pengumpulan energi dipatahan. Sementara itu, sudah 60

tahunan tidak terjadi gempa besar di segmen Singkarak yang meliputi wilayah di

sekitar Danau Singkarak, Sumatera Barat, dimana gempa besar sebelumnya terjadi


65/78

tahun 1926 dan 1943, menurut penelitian segmen sudah bergerak sekitar 60

centimeter sehingga cukup kuat untuk memicu gempa besar. Di bawah ini adalah

lokasi episenter gempa bumi utama dan gempa susulan.

4.3 SURVEI PASCA GEMPA BUMI

Data gempa bumi susulan merupakan informasi yang penting karena :

1. Dapat menunjukkan zona sesar yang merupakan daerah yang

mengalami deformasi pada saat gempa bumi utama.


66/78

2. Dapat digunakan untuk memprediksi waktu peluruhan gempa bumi

susulan yang terjadi, setelah hasil rekaman gempa bumi jumlahnya

mencukupi (minimal 3 hari).

Secara alami gempa bumi besar selalu diikuti oleh gempa-gempa susulan yang

akan berkurang frekuensi maupun kekuatannya terhadap waktu. Untuk memonitor

gempa bumi susulan harus dipasang peralatan seismograph di sekitar lokasi

gempa bumi utama.

Rekaman gempa bumi susulan dari tiap-tiap stasiun dianalisa untuk

menentukan lokasi dan magnitudenya. Informasi gempa susulan dilaporkan ke

Gubernur dan tembusannya disampaikan kepada Bupati dan Walikota melalui

Satlak masing-masing setiap hari. Informasi ini juga disebarkan kepada mass

media dan masyarakat yang menginginkan secara langsung.

4.3.1 Grafik Peluruhan Frekuensi Gempa Susulan

Hasil analisa data gempabumi susulan selama 13 hari dengan pengelompokan

tiap hari, diperoleh hasil sebagai berikut :

Jumlah gempa bumi susulan berkurang secara eksponensial, dan diperkirakan

gempa bumi susulan akan berakhir setelah (11 3) hari, setelah gempa utama

terjadi. Grafik gempa bumi susulan Yogyakarta hingga tanggal 29 Mei 2006

seperti terlihat dibawah ini.


67/78

Distribusi Gempa Susulan menurut Magnitudonya (per 12 jam)

sampai dengan tanggal 10 Juni 2006 (pukul 06.00 WIB)

103

150

130

103

68

60

55

37

27

11

16

10 1013 15

5 5 6 3 4 5 46 6

36 7 5

113

2225

8

16

5

12

57

1 23

86 4 4 3 4 2 2 3 3 2 3 1

41

23

10

1 1 1 2 1 1 1 1 1 1 1 1

0

20

40

60

80

100

120

140

160

Magnitude dan Waktu

J

um

lah

Gem

pa

27 MEI 28 MEI 29 MEI 30 MEI 31 MEI 01 JUNI 02 JUNI

1 - 2 SR

2 - 3 SR

3 - 4 SR

> 4 SR

LEGENDA:

BMG

03 JUNI 04JUNI 05 JUNI 06 JUNI 07 JUNI 08 JUNI 09 JUNI

4.4 Hasil pengolahan data

4.4.1 Analisa Gempa susulan Yogyakarta

Dari pengolahan data untuk setiap metode yang digunakan diperoleh hasil

masing-masing nilai koefisien korelasi yang menggambarkan hubungan frekuensi

gempa dan waktu. Dibawah ini adalah tabel hasil pengolahan data gempa susulan

Yogyakarta.

METODE t (hari) r t (pembulatan)

OMORI 165,76 -0.9296 166 hari

MOGI1 80.42 -0.9521 80 hari

MOGI2 12.54 -0.9943 13 hari

UTSU 81,30 -0,9529 27 hari


68/78

Dari tabel di atas terlihat adanya perbedaan hasil dari masing-masing metode

hal ini memberikan gambaran bahwa dengan menggunakan rumus Omori yang

memiliki nilai korelasi r = -0.9296, diperkirakan gempa susulan berakhir pada hari

ke 166 setelah genpa utama terjadi. Sedangkan dengan menggunakan metode

Mogi 1 yang memiliki nilai korelasi r = -0.9251 gempa susulan diperkirakan akan

berakhir pada hari ke 80, dan metode Mogi 2 dengan nilai koefisien korelasi r = -

0,9943 diperkirakan gempa susulan akan berakhir pada hari ke 13 dan metode

Utsu dengan nilai koefisien korelasi -0.9529 diperkirakan gempa susulan akan

berakhir pada hari ke 81, dari beberapa metode yang digunakan dapat dilihat

bahwa nilai koefisien korelasi metode Omori dan metode Mogi 1 kurang

mendekati 1 atau -1, hal inilah yang menyebabkan ke 2 metode ini kurang

menunjukan kesesuaian perhitungan untuk memperkirakan berakhirnya gempa

bumi susulan untuk daerah Yogyakarta dan sekitarnya. Interpretasi dari koefisien

korelasi adalah frekuensi gempa bumi susulan menurun terhadap waktu berkaitan

dengan proses untuk mencapai kesetimbangan yang baru.

4.4.2 Analisa Gempa Susulan Padang

Dalam analisa ini metode yang digunakan masih sama yakni metode Omori,

Mogi 1, Mogi 2 dan Utsu, dari pengolahan data yang telah dilakukan pada Bab 3

sebelumnya diperoleh hasil sebagai berikut:


69/78

METODE t (hari) r t (pembulatan)

OMORI 100,931 0.98322 101 hari

MOGI 1 36.69 -0.9825 37 hari

MOGI 2 14,44 -0.9505 14 hari

UTSU 36.887 -0.9795 37 hari

Dari hasil perhitungan tersebut dapat kita lihat bahwa metode yang paling

mendekati yaitu yang memiliki koefisien korelasi -1 adalah Mogi 1, dengan nilai

koefisien korelasi sebesar -0.9825 sedangkan metode yang lainnya yaitu metode

Omori, Mogi 2 dan Utsu kurang menunjukan kesesuaian dengan perhitungan,

artinya bahwa metode yang cocok untuk memprediksikan gempa susulan Padang

berakhir yaitu metode yang hasil perhitungannya mendekati kenyataan dilapangan

adalah metode Mogi 1.


70/78

BAB V

PENUTUP

1. Kesimpulan

Dari studi kegempaan dan perhitungan distribusi peluruhan gempa bumi

susulan daerah Yogyakarta dan Padang dapat diambil kesimpulan sebagai

berikut:

1. Distribusi gempa susulan daerah Yogyakarta berarah membujur tenggara-

timur laut dari daerah Sanden (kab. Bantul) sampai dengan Tulung (kab.

Klaten). Peta isoseismal (skala intensitas) menunjukan orientasi arah

dampak gempa yang membujur sejajar dengan garis sesar Opak.

Sedangkan distribusi gempa susulan Padang berarah bagian tenggara

yang sejajar dengan sesar semangko.

2. Metode yang sesuai dan mendekati kenyataan dilapangan untuk daerah

gempa bumi Yogyakarta adalah metode Mogi 2 yang memiliki nilai

koefisien korelasi yang baik yaitu -0.9943 dengan kata lain bahwa

terjadinya penurunan frekuensi gempa bumi susulan akan mendekati nol

bersesuaian dengan bertambahnya waktu.

3. Metode yang sesuai untuk memperkirakan berakhirnya gempa bumi

susulan Padang adalah metode Mogi 1 dengan nilai koefisien korelasi -

0.9825, dan untuk gempa Bengkulu metode yang baik yaitu Mogi 2


71/78

dengan nilai r = -0.8695 gempa susulan diperkirakan berakhir pada hari ke

12.

4. Gempa bumi susulan Padang diperkirakan akan berakhir pada hari ke 37

setelah gempa bumi utama.

5. Gempa bumi susulan Yogyakarta diperkirakan akan berakhir pada hari ke

13 setelah gempa bumi utama.

6. Saran

Guna pemetaan gempa susulan lebih rinci untuk identifikasi sesar yang

menyebabkan gempa, diletakkan penempatan sensor seismik untuk mendapatkan

data yang valid. Berdasarkan analisa statik sejarah kegempaan di Padang dan

sekitarnya, ada peluang terjadinya gempa merusak setiap kurang lebih 60 tahun.

Dengan data dan teori yang sama penelitian ini dapat dikembangkan dengan

metode yang lebih cepat dan akurat. Disarankan agar rencana tata ruang daerah

mempertimbangkan aspek kegempaan ini guna memperkecil bencana yang

mungkin timbul diwaktu mendatang.


72/78

DAFTAR PUSTAKA

Alzwar Muzir, et al. Pengantar Dasar Ilmu Gunung Api.(Bandung: Nova, 1987)

Amir Harsono, Analisa Pola Aktivitas Gempa Bumi Susulan Menggunakan

Program Visual Basic. [skripsi]. Jakarta: Universitas Athohiriah,

Fak. Teknik Informatika; 2006

Arum Sari, SR. Penentuan Percepatan Maksimum Tanah Permukaan di Daerah

Bandung dan Sekitarnya dengan menggunakan metode Mc. Guire

R.K [Skripsi]. Jakarta: UIN, Fakultas MIPA; 2006.

Fakultas MIPA UIN, Pedoman Penulisan Skripsi(Jakarta: UIN Press, 2004)

Fakultas Teknik, Jur Geologi.Diktat Geologi. ( Jakarta: Universitas Trisakti )

George D. Garland. Intrudoction to Geophysics Mantle Core and Crust.(London:

Toppan Company lmited, 1971)

Harjadi Prih P.J, Gunawan Taufik, Sulaeman & Weniza. Spatial and Temporal

analysis of after shock distribution of Aceh earthquake, Desember

26, 2004.Jurnal Meteorologi dan Geofisika;2007; 7 :1-6

L. Don & Florence Leet, Gempa Bumi Penjelasan Ilmiah dan sederhana

Yogyakarta: Kreasi Wacana

Mogi K. On time distribution of aftershock accompaniying the recent major

earthquakes in near japan. Bull earthquakes (Res. Inst Vol 40; 1963)

Omori, F. On the aftershock of earthquake. Jour. Coll. (Univ. of Tokyo Vol 7;

1894)

Supranto, J. Statistik Teori dan Aplikasi, Ed Ke 6. (Jakarta: Erlangga, 2000)


73/78

Http://id. Wikipedia. Org/wiki/Gempa_Susulan, 25 April 2007, pk. 08.30 WIB

Http://www.seis.nagoya-u.ac.ip/~irwan/jogjaeq/jogjaeq.html , 25 April 2007, pk

08:36

http://volcano.und.nodak.edu/, 2mei 2007, pk. 11.20


74/78

LAMPIRAN I

Jaringan Monitoring Gempa Susulan Yogyakarta


75/78

LAMPIRAN 2Up dating Data Gempa Yogyakarta


76/78

LAMPIRAN 3

Peta Isoseismal Gempa Padang

VIII-IX

VII-VIII

VI-VII

V-VI

V-VI


77/78

1822

1926 (~7)

1984 (6.4(

1987 (6.6)

1921191619841987

1892

1822

1943

19091995

1952

1926

1942

1893

1900

193319941908

1990

1997

1936

1964

19671893

1892 (7.7)

1900

1908

1916

1933 (7.5)

1942 (7.3)

1936 (7.2)

1952 (6.8)

1979 (6.6)

1943 (7.3)

1990 (6.5)

1997 (6.5)

1964 (6.5)

1921 ( >7)

1994 (6.9)

1995 (7.0)

1909 (7.6)

1967 (6.8)

Historical Earthquakes along The Sumatran Fault Zone

2000

Seismic Gap?

23 destructive events in the past 200 years or

1-2 large earthquakes occur every decade

6 March 2007

(M6.3 & 6.1)


78/78

Documents

Digital_94683-Metode Metode Perhitungan Gempa Susulan Untuk Memperkirakan Berakhirnya Aktivitas Gempa Bumi Susulan