Gunung-API Dan Mitigasi Bencana Erupsi

8/16/2019 Gunung-API Dan Mitigasi Bencana Erupsi

1/19

IV.3. Gunung-Api dan Mitigasi Bencana Erupsi

Hendra Grandis, Hasanuddin Z. Abidin, Prihadi Soemintadiredja,

Niniek R. Herdianita dan Djoko Santoso

1. Pendahuluan

Gunung-api adalah rekahan pada kerak bumi tempat keluarnya lelehan batuan cair

(yang disebut magma) dan gas atau material lainnya ke permukaan bumi. Letusan atau

erupsi gunung-api terjadi ketika material panas muncul ke permukaan bumi yang dapat

mengancam keselamatan harta-benda dan jiwa manusia, kerusakan lingkungan serta

kerugian lainnya. Secara geologi Indonesia terletak pada daerah tektonik aktif dimana

terjadi pertemuan atau tumbukan beberapa lempeng tektonik. Tumbukan lempeng-

lempeng tersebut dapat menyebabkan bencana alam terutama gempa bumi dan aktivitas

gunung-api.

Di dunia terdapat sekitar 500 gunung-api aktif dengan rata-rata dalam satu tahun 50

gunung-api mengalami erupsi. Berdasarkan catatan sejarah sejak tahun 1600-an bencana

gunung-api telah menelan korban sebanyak kurang-lebih 260.000 jiwa. Dari jumlah

tersebut kira-kira 160.000 jiwa atau 67% diantaranya adalah korban akibat bencana

gunung-api di Indonesia. Dua letusan gunung-api terbesar dalam masa sejarah pernah

terjadi di Indonesia, yakni Gunung Tambora pada tahun 1815 dan Gunung Krakatau

pada tahun 1883, masing-masing menimbulkan korban jiwa sebanyak 92.000 dan

36.000 orang.

Sebagai peristiwa atau fenomena alam, erupsi gunung-api merupakan salah satu bahaya

alam (natural hazard ) yang tidak dapat dihindarkan keberadaan maupun kejadiannya.Kondisi tektonik Indonesia memposisikan kehidupan manusia dan lingkungan di

Indonesia menjadi rentan terhadap bencana alam (natural disaster ) akibat erupsi

gunung-api. Oleh karena itu diperlukan kajian dan tindakan yang dapat meminimumkan

dampak erupsi gunung-api (mitigasi). Di samping itu, fenomena-fenomena yang

mendahului terjadinya erupsi gunung-api dapat dimanfaatkan untuk mengantisipasi

bencana akibat erupsi gunung-api tersebut.

Selain menyimpan potensi bahaya, gunung-api juga memberikan manfaat bagi

kehidupan manusia. Banyaknya gunung-api di Indonesia juga menempatkan Indonesia

sebagai salah satu negara dengan potensi energi panas bumi (geotermal) yang sangat

besar. Energi geotermal merupakan salah satu energi alternatif yang harus

dikembangkan pemanfaatannya di Indonesia mengingat semakin menipisnya cadangansumber energi berbasis fosil terutama migas dan batubara. Dari potensi energi geotermal

Indonesia sebesar hampir 30.000 MW baru sekitar 1000 MW atau kurang dari 5% yang

telah dimanfaatkan. Dalam hal ini, teknologi yang dikembangkan untuk pemantauan

dan mitigasi bencana gunung-api dapat pula diterapkan dalam eksplorasi daerah prospek

geotermal, demikian pula sebaliknya.


2/19

Di Indonesia, mengingat jumlah gunung-api nya yang relatif cukup banyak, bahaya

letusan gunung-api harus mendapatkan perhatian yang serius baik dari pemerintah

maupun masyarakat. Indonesia mempunyai 129 gunung-api aktif (lihat Tabel 4.3.1)

serta 271 titik erupsi yang merupakan konsekuensi dari interaksi dan tumbukan antara

beberapa lempeng benua.

Tabel 4.3.1. Distribusi dan tipe gunung-api di Indonesia (Katili & Siswowidjojo, 1994).

Pulau Jumlah Gunung-apiTotal

/Kawasan Tipe-A Tipe-B Tipe-C

Sumatera 12 12 6 30

Jawa 21 8 5 34

Bali 2 - - 2

Nusa Tenggara 20 3 5 28

Laut Banda 9 1 - 10

Sulawesi Utara 6 2 5 13

Sangihe 5 - - 5Halmahera dan sekitarnya 5 2 - 7

Total 80 28 21 129Tipe-A : Gunung-api yang tercatat mempunyai letusan freatik ataupun magmatik sejak 1600.Tipe-B : Gunung-api yang tercatat tidak mempunyai letusan freatik ataupun magmatik sejak

1600, tapi menunjukkan kegiatan solfatara dan fumarol. Tipe-C : Gunung-api yang tercatat tidak mempunyai aktivitas vulkanik, tapi hanya

menunjukkan kegiatan solfatara dan fumarol.

Dengan jumlah penduduk sekitar 200 juta, dan juga kenyataan bahwa P. Jawa yang

penduduknya paling padat juga mempunyai gunung-api yang paling banyak, maka tidak

dapat dipungkiri bahwa bahaya letusan gunung-api adalah sesuatu yang nyata bagirakyat Indonesia. Oleh sebab itu pemantauan aktivitas gunung-api di Indonesia haruslah

selalu dilaksanakan secara maksimal dan terus menerus.

2. Gunung-Api dan Potensi Bahayanya

Pembentukan Gunung-Api

Terbentuknya gunung-api atau proses volkanisme berhubungan erat dengan aktivitas

tektonik. Di Indonesia kegiatan tektonik yang berhubungan dengan pembentukan

gunung-api adalah penunjaman kerak bumi (subduction). Morfologi gunung-api sangat

beragam yang dipengaruhi oleh komposisi magma yang dihasilkan, tingkat kekuatanletusan, jumlah gas dan fluida lain dan interaksinya dengan magma. Secara umum

gunung-api diklasifikasikan berdasarkan aktivitas, morfologi dan bentuk erupsinya.

Komposisi magma berhubungan erat dengan lokasi, dalam hal ini lempeng tektonik

tempat terbentuknya suatu gunung-api. Pada zona subduksi, gunung-api seperti di

Indonesia umumnya dicirikan oleh bentuk menjulang tinggi dengan lereng yang curam

yang disebut gunung-api strato.


3/19

Gunung-api kaldera merupakan gunung-api yang paling eksplosif di bumi. Kaldera

adalah cekungan atau depresi yang terdapat pada puncak gunung-api yang sangat besar,

jauh lebih besar dari lubang kawah. Kaldera terbentuk akibat letusan atau keluarnya

magma dari kantung magma dangkal. Keluarnya magma dalam jumlah besar

menyebabkan keruntuhan puncak gunung-api dan membentuk depresi atau cekungan

yang cukup besar. Contoh gunung-api kaldera diantaranya: Yellowstone, Long Valleydan Crater Lake di Amerika Serikat, Aso di Jepang, Taupo di Selandia Baru, Krakatau,

Toba dan Bromo (Kaldera Tengger) di Indonesia dan sebagainya.

Sebaran gunung-api di Indonesia merupakan bagian dari rangkaian gunung-api Sirkum

Pasifik dan Mediteranea. Gunung-api tersebut membentuk jalur melengkung seperti

busur, yang dapat dibagi menjadi empat busur, yaitu:

a. Busur gunung-api Sunda, yakni deretan gunung-api yang terletak di Pulau

Sumatra, Jawa, dan Kepulauan Nusa Tenggara Barat serta Timur.

b. Busur gunung-api Banda, adalah deretan gunung-api yang terletak di Kepulauan

Banda.c. Busur gunung-api Maluku, yaitu deretan gunung-api yang tersebar di Kepulauan

Maluku – Halmahera.

d. Busur gunung-api Sulawesi Utara – Sangihe, adalah deretan gunung-api yang

tersebar di Sulawesi Utara dan Kepulauan Sangihe atau Sangir-Talaud.

Bahaya Gunung-api

Gunung-api aktif berpotensi menimbulkan berbagai jenis fenomena yang disebut

sebagai bahaya (hazard ). Bencana (disaster ) terjadi jika terdapat persinggungan antara

bahaya tersebut dengan kepentingan manusia dan kondisi lingkungan. Letusan gunung-

api selain menimbulkan kerugian dan korban juga dapat mengubah tanah, air danlingkungan pada umumnya secara drastis bahkan pada jarak yang jauh dari pusat erupsi.

Bahaya gunung-api dapat dikelompokkan menjadi bahaya primer atau langsung dan

bahaya sekunder atau tak-langsung. Bahaya primer terjadi hanya selama letusan

gunung-api sedang berlangsung. Bahaya sekunder tidak terbatas hanya pada saat

berlangsungnya aktivitas erupsi. Erupsi volkanik yang dahsyat dapat menimbulkan

pencemaran udara, gangguan kesehatan penduduk sekitar, gangguan lalu-lintas udara,

mempengaruhi cuaca dan iklim meskipun sementara. Bahaya longsor dan aliran lumpur

dapat terjadi meskipun tidak terjadi erupsi volkanik.

a. Aliran Lava

Lava adalah magma yang keluar melalui lubang erupsi dan mengalir di permukaan

Aliran lava sangat berbahaya. Kecepatan alir lava sangat dipengaruhi oleh komposisi

kimia magma. Magma riolitik yang kaya akan SiO2 akan mengalir lebih lambat

dibanding magma basaltik dan andesitik. Viskositas magma juga dipengaruhi oleh suhu

magma. Semakin tinggi suhu magma, viskositasnya akan semakin rendah, sehingga lava

semakin mudah mengalir. Aliran lava yang kental dan tebal dapat membentuk kubah

lava yang dapat runtuh atau longsor dan menghasilkan aliran piroklastik.


4/19

b. Aliran Piroklastik

Aliran piroklastik ( pyroclastic flow) adalah campuran fragmen batuan, abu, gas

volkanik dan udara bersuhu tinggi (200-700°C) yang mengalir menuruni lereng dengan

kecepatan tinggi (lebih dari 70 km/jam). Aliran piroklastik yang juga sering disebut

sebagai awan panas terjadi pada saat erupsi eksplosif yang meruntuhkan dinding kawahatau kubah lava hasil aktivitas sebelumnya. Endapan aliran piroklastik pada lembah di

lereng gunung-api dapat menyebabkan terjadinya bahaya gunung-api yang lain yaitu

lahar.

c. Tephra

Tephra adalah jatuhan yang berasal dari lontaran material volkanik padat dengan

berbagai ukuran mulai dari bom/batu volkanik sampai abu volkanik yang menyertai

letusan dalam kawah dengan kekuatan sangat besar. Material padat tersebut didorong

oleh gas bertekanan tinggi dan sebagian mengikuti lintasan peluru atau proyektil.

Kecepatan proyektil dapat mencapai lebih dari 300 meter/detik dan jarak horisontal

maksimum dapat melebihi 5 km dari titik asal, bergantung ukuran proyektil dan

kekuatan letusan. Fragmen yang paling kecil berupa abu volkanik terbang ke udara

membentuk kolom erupsi dan kemudian jatuh mengikuti arah angin.

d. Lahar

Lahar adalah istilah yang diadopsi dari bahasa Indonesia untuk aliran lumpur volkanik

(volcanic mudflow). Lahar merupakan aliran material volkanik yang telah bercampur

dengan air (danau kawah atau air permukaan) dan mengalir menuruni lereng atau

mengikuti lembah dan sungai dengan kecepatan tinggi. Campuran ini terdiri dari

berbagai ukuran fragmen batuan mulai dari debu volkanik sampai bongkahan dengan

ukuran besar. Lahar terutama disebabkan oleh curah hujan yang tinggi selama dan

setelah erupsi volkanik. Lahar dapat menyebabkan bahaya tak langsung karena dapat

merusak lingkungan. Aliran lahar dapat menyebabkan kerusakan lahan subur yang

kemudian menyebabkan bahaya kelaparan.

e. Longsor

Longsor (landslide) adalah gerakan massa batuan dan tanah yang terjadi ketika lereng

gunung-api runtuh dan meluncur ke bawah. Kecepatan tinggi dan momentum yang

besar menyebabkan longsoran mencapai jarak yang jauh dan bahkan menerjang

penghalang alamiah berupa punggungan atau bukit. Longsoran yang mencapai sungai di

lereng gunung-api dapat mengalir lebih jauh dalam bentuk lahar. Longsoran yang

membawa apa saja yang diterjangnya sering pula disebut sebagai longsoran puing

(debris avalanche).

f. Gas Volkanik

Gas volkanik yang terlarut dalam magma terlepas ke udara saat terjadi erupsi. Gas

volkanik mengikuti pergerakan angin sehingga dapat menyebar jauh dari lubang kawah.

Gas volkanik terutama berupa uap air, karbon dioksida (CO2) dan sulfur dioksida (SO2)

serta aerosol bersifat asam yang terbawa bersama partikel tephra dan partikel garam

berukuran mikroskopik. Gas yang paling berbahaya bagi manusia, binatang dan


5/19

pertanian adalah SO2, CO2 dan HF. Gas karbon dioksida lebih berat dari udara sehingga

cenderung menuju tempat yang lebih rendah dan terkumpul di dekat permukaan tanah.

Konsentrasi gas CO2 yang berlebihan di suatu tempat sangat mematikan bagi manusia

dan binatang. Sulfur dioksida dapat menyebabkan hujan asam lokal dan polusi udara.

g. Gempa Bumi

Proses naiknya magma dari dapur magma ke lubang kawah selama aktivitas erupsi

sering disertai dengan terjadinya gempa bumi volkanik. Umumnya pengaruh gempa

bumi volkanik hanya bersifat lokal dengan tingkat kekuatan jauh lebih rendah dari pada

gempa bumi tektonik. Meskipun demikian getaran gempa bumi volkanik dapat memicu

longsornya lereng gunung-api yang tidak stabil.

h. Tsunami

Tsunami volkanik dapat timbul jika tanah longsor, aliran piroklastik dan lahar masuk ke

laut atau danau besar. Tsunami volkanik dapat juga disebabkan oleh dislokasi dasar laut

oleh gunung-api lepas pantai. Runtuhnya struktur bangunan gunung-api (volcanic

edifice) yang dipicu oleh letusan gunung-api atau gempa dapat mengarah ke pergeseran

lereng yang selanjutnya menimbulkan tsunami. Meletusnya G. Krakatau tahun 1883

menimbulkan tsunami yang menyebabkan korban dalam jumlah besar.

3. Mitigasi Bencana Gunung-Api

Mitigasi adalah usaha untuk meminimumkan dampak suatu bencana. Mitigasi bencana

gunung-api merupakan usaha yang melibatkan beberapa bidang keilmuan atau keahlian

sehingga bersifat multi-disiplin. Usaha mitigasi bencana gunung-api diantaranya dengan

menghindarkan penduduk dari daerah bahaya, misalnya dengan melakukan evakuasi

menjelang terjadinya letusan. Untuk itu salah satu hal yang mutlak perlu dilakukanadalah pemantauan gunung-api yang menerus sehingga tingkat kegiatan gunung-api

tersebut dapat diduga atau diketahui.

Ada beberapa metode pemantauan aktivitas gunung-api yang telah diaplikasikan

sekarang ini (Banks et al., 1989; McGuire et al., 1995; Scarpa and Tilling, 1996), yaitu

antara lain metode seismik, metode visual, metode deformasi, metode kimia gas,

metode termal, metode gaya-berat, metode geomagnetik, dan metode penginderaan jauh

(dengan menggunakan sistem video, citra satelit dan sebagainya) seperti yang

ditunjukkan pada Gambar 4.3.1. Metode-metode ini dapat diimplementasikan secara

episodik dengan selang waktu tertentu, maupun secara kontinyu. Patut dicatat di sini

bahwa metode yang paling banyak digunakan untuk pemantauan gunung-api di

Indonesia saat ini adalah metode seismik yang pada dasarnya digunakan untukmengevaluasi aktivitas yang terjadi di dalam gunung-api.

Pemantauan yang bersifat terus-menerus maupun pengukuran parameter fisis yang

menggambarkan struktur internal gunung-api secara sporadis sangat bermanfaat bagi

usaha mitigasi bencana gunung-api. Beberapa aspek yang berhubungan bidang

keilmuan / keahlian yang berperan dalam usaha mitigasi bencana gunung-api antara lain

adalah sebagai berikut:


6/19

Geofisika

a. Gempa Volkanik

Aktivitas gunung-api yang mengarah pada letusan hampir selalu didahului oleh

peningkatan jumlah gempa volkanik. Gempa volkanik terjadi karena adanya gerakanatau dorongan magma yang kuat dari dalam bumi mendekati permukaan bumi melalui

lubang kepundan. Pada umumnya intensitas gempa volkanik lebih lemah jika

dibandingkan dengan gempa tektonik. Pemantauan aktivitas kegempaan (seismisitas)

menggunakan jaringan pengamatan gempa bumi (seismograf) secara terus menerus

perlu dilakukan pada suatu gunung-api aktif.

• Metode Visual

• Metode Seismik

• Metode Deformasi

• Metode Kimia Gas

• Metode Termal

• Metode Gaya Berat

• Metode Geomagnetik• Metode Inderaja

METODE PEMANTAUAN

AKTIVITAS GUNUNGAPI • Episodik

• Kontinyu

Implementasi

• Metode Visual

• Metode Seismik

• Metode Deformasi

• Metode Kimia Gas

• Metode Termal

• Metode Gaya Berat

• Metode Geomagnetik• Metode Inderaja

METODE PEMANTAUAN

AKTIVITAS GUNUNGAPI • Episodik

• Kontinyu

Implementasi

Gambar 4.3.1. Metode-metode pemantauan aktivitas gunung-api, diacu dari USGS-Volcano

(2006).

Terdapat beberapa tipe gempa yang terjadi pada gunung-api yang dapat digunakan

sebagai petunjuk adanya peningkatan aktivitas yang mengarah pada erupsi gunung-api

tersebut, yaitu:

Gempa volkanik frekuensi tinggi dengan frekuensi dominan sekitar 5-15 Hz, dicirikan

sebagai sinyal pada seismograf dengan fasa gelombang P dan gelombang S yang dapat

dibedakan. Fokus gempa umumnya berada pada kedalaman besar (1-20 km) dan

berasosiasi dengan proses perekahan batuan akibat terdesak oleh naiknya magma.

Gempa frekuensi tinggi sering disebut pula sebagai gempa tipe A atau gempa volkano-

tektonik (VT).


7/19

Gempa volkanik frekuensi rendah dengan frekuensi dominan sekitar 1-5 Hz,

dicirikan sebagai sinyal pada seismograf dengan fasa gelombang P dan gelombang S

yang tidak dapat dibedakan. Fokus gempa umumnya dangkal (kurang dari 1 km) dan

berasosiasi dengan fenomena getaran atau vibrasi magma pada kantung magma. Gempa

frekuensi tinggi sering disebut pula sebagai gempa tipe B dan jumlahnya meningkat

tajam sebelum terjadi letusan.

Tremor volkanik tercatat di seismograf sebagai getaran yang hampir terus menerus

(kontinyu) baik bersifat harmonik maupun tidak teratur. Getaran ini menunjukkan

keberadaan magma yang sudah sangat dekat dengan permukaan.

Pola seismisitas gunung-api umumnya sangat kompleks dan sulit diinterpretasi.

Meskipun demikian pengamatan terhadap aktivitas kegempaan tersebut telah berhasil

memperkirakan letusan beberapa gunung-api aktif sehingga dapat mengurangi jumlah

korban jiwa. Sebagai contoh tremor volkanik telah berhasil digunakan untuk

memprediksi letusan Mount Saint Helens di Amerika Serikat tahun 1980 dan Gunung

Pinatubo di Filipina tahun 1991. Contoh kasus serupa di Indonesia diantaranya adalah

letusan Gunung Merapi tahun 2006 dan Gunung Kelud 2007. Pemantauan gunung-apimenggunakan jaringan seismograf telah dilakukan secara sistematik oleh Pusat

Vulkanologi dan Mitigasi Bencana Geologi untuk gunung-api yang dianggap berbahaya

dengan tingkat aktivitas cukup tinggi.

b. Magnetik

Pengukuran medan magnet yang menghasilkan peta anomali magnetik di daerah

volkanik bermanfaat untuk memperkirakan struktur bawah-permukaan mengingat

batuan volkanik memiliki sifat kemagnetan yang sangat kontras. Struktur internal

gunung-api kemungkinan besar sangat berpengaruh pada pola evolusi atau aktivitas

gunung-api tersebut di masa yang akan datang.

Untuk keperluan mitigasi bencana gunung-api, pengukuran data magnetik dengan

resolusi spasial yang cukup tinggi perlu dilakukan secara sistematik pada semua

gunung-api aktif. Kemajuan dalam bidang instrumentasi magnetik dan navigasi

memungkinkan pengukuran data magnetik secara airborne yang disebut sebagai survey

aeromagnetik. Namun demikian pemetaan anomali magnetik secara konvensional

melalui survey ground magnetic dapat saja dilakukan sebagai alternatif.

Selain pemetaan anomali magnetik yang bersifat “statik” dapat pula dilakukan

pengukuran medan magnetik secara kontinyu sebagai bagian dari pemantauan aktivitas

gunung-api aktif. Penelitian yang telah dilakukan di Gunung Merapi menunjukkan

adanya perubahan anomali magnetik periode sangat panjang (lebih dari 10 tahun), periode menengah (1-2 tahun) dan periode pendek (dalam orde bulan). Perubahan

anomali magnetik periode menengah diduga berkorelasi kuat dengan periode aktivitas

Gunung Merapi (Zlotnicki dkk, 2000).

Dengan asumsi bahwa temperatur magma telah melampaui temperatur Curie batuan

maka magma tidak memiliki sifat kemagnetan atau memiliki intensitas magnetisasi

lebih rendah relatif terhadap batuan sekitarnya. Kondisi tersebut dapat menimbulkan


8/19

anomali magnetik yang bervariasi sesuai dengan perubahan posisi magma selama proses

aktivitas volkanik. Grandis dkk (2004) melakukan simulasi yang menggambarkan

perubahan anomali magnetik pada beberapa titik di sekitar puncak sebagai respons

perubahan posisi benda anomali non-magnetik yang bergerak secara bertahap naik dari

kedalaman 5000 meter mendekati permukaan bumi. Hasil simulasi tersebut

diperlihatkan pada Gambar 4.3.2.

Secara umum data hasil pemantauan anomali magnetik Gunung Merapi memiliki pola

yang identik dengan hasil simulasi, namun dengan amplitudo yang lebih kecil dan

interval waktu perubahan yang relatif lama. Hal tersebut menunjukkan bahwa simulasi

numerik yang telah dilakukan tidak dapat merepresentasikan mekanisme yang

sebenarnya. Pada kasus Gunung Merapi, perubahan anomali magnetik yang timbul

diasumsikan lebih didominasi oleh mekanisme piezo-magnetik (Zlotnicki, 2000), yaitu

perubahan medan magnet akibat perubahan tekanan magma. Sementara itu asumsi yang

digunakan pada simulasi adalah adanya fenomena termo-magnetik.

Mogi dkk (2003) juga melakukan simulasi proses erupsi Usu Volcano (Hokkaido,

Jepang) pada tahun 2000 dan berhasil memperoleh pola perubahan anomali magnetikyang sesuai dengan data pengamatan (Gambar 4.3.3). Simulasi dan data tersebut

mengindikasikan adanya letusan menyamping (lateral blast ). Keberhasilan pemantauan

gunung-api aktif dengan pengukuran anomali medan magnet secara kontinyu cukup

menjanjikan, terutama untuk prediksi aktivitas volkanik jangka menengah. Hal tersebut

dimaksudkan sebagai komplemen pemantauan seismisitas dengan jangka yang lebih

pendek. Oleh karena itu penelitian lebih lanjut dan implementasi di lapangan perlu

segera dilakukan secara lebih intensif.

0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20

Easting (km)

0

2

4

6

8

10

12

14

16

18

20

N o r t h i n g ( k m )

REF

sta-1

sta-2

sta-3

sta-4

N

0 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15

time

-20

-10

0

10

20

m a g n e t i c a n o m a l y ( n T )

sta-1

sta-2

sta-3

sta-4

Gambar 4.3.2. Kontur ketinggian kerucut gunung-api dan posisi 4 titik pengamatan di sekitar

puncak (kiri), perubahan anomali magnetik hasil simulasi pada ke 4 titik pengamatan tersebut

(kanan).


9/19

Gambar 4.3.3. Simulasi perubahan anomali magnetik sebagai respons perubahan posisi atau

trayektori bola dipol (atas) dan data hasil pemantauan anomali magnetik di Usu Volcano,

Hokkaido, Jepang (bawah) (Mogi dkk, 2003).

c. Gravitasi

Sebagaimana pengukuran medan magnet, pengukuran anomali gravitasi yang bersifat

“statik” dapat dimanfaatkan untuk memperkirakan struktur bawah-permukaan mengingat

batuan volkanik memiliki kontras rapat massa dengan batuan di sekitarnya. Di samping itu

pengukuran anomali gravitasi yang bersifat “dinamik” bersama pengukuran deformasi

menggunakan teknik geodetik (dibahas pada bagian berikutnya) dapat dimanfaatkan untuk

prediksi erupsi gunung-api. Namun mengingat perubahan rapat-massa yang terlibat sangat

kecil maka diperlukan pengukuran gravitasi yang lebih teliti yaitu pada skala mikro-Gal.

Secara teoritik perubahan harga gravitasi akibat perubahan ketinggian (Free AirGradient , FAG) adalah -308.6 mikroGal/m. Dengan asumsi kantong magma sebagai

titik massa ( point source) sebagaimana model Mogi pada pemodelan deformasi, maka

Bouguer Corrected Free Air Gradient (BCFAG) berharga antara -253 sampai -230

mikroGal/m untuk rapat massa 2000 kg/m3 dan 2800 kg/m3.dengan harga FAG teoritik.

Kedua parameter tersebut (FAG dan BCFAG) memberikan batasan yang

memungkinkan prediksi erupsi berdasarkan hasil pemantauan gravitasi-mikro dan

deformasi (Williams-Jones dan Rymer, 2002).


10/19

Harga FAG sebaiknya didasarkan pada hasil pengukuran di titik pengamatan dengan

cara mengukur gravitasi-mikro pada dua ketinggian yang berbeda (misal 1 meter).

Setelah diketahui FAG dan BCFAG maka hasil pemantauan gravitasi-mikro (g) dan

deformasi (h) antar waktu dapat di-plot sebagaimana Gambar 4.3.3 untuk

memperkirakan kondisi gunung-api yang sedang dipantau.

Zona 1 pada Gambar 4.3.4 berasosiasi dengan intrusi magma berkecepatan rendah

dengan viskositas magma tinggi sehingga interaksi dengan kantung magma rendah.

Terjadi peningkatan massa total (net) pada sistem yang menghasilkan g/h yang

berada pada Zona 1 atau sepanjang garis BCFAG. Peningkatan rapat massa atau tidak

ada perubahan rapat massa (sepanjang garis BCFAG) merupakan indikasi bahwa

magma tidak dapat naik ke permukaan dan gunung-api dapat dianggap dalam kondisi

stabil.

Zona 2 pada Gambar 4.3.4 berasosiasi dengan intrusi magma berkecepatan tinggi

dengan viskositas magma rendah sehingga terjadi interaksi magma baru dengan kantung

magma. Pemanasan dan percampuran magma menghasilkan peningkatan massa total

(net) namun terjadi penurunan rapat massa yang menghasilkan g/h yang berada pada

Zona 2 atau antara garis FAG dan BCFAG. Pada kondisi ini peningkatan tekanan gas

dalam kantung magma dapat digunakan sebagai indikasi atau prekursor aktivitas erupsi.

Gambar 4.3.4. Plot harga gradien gravitasi terhadapketinggian (FAG) dan FAG yang telah dikoreksi

Bouguer (BCFAG) yang dapat digunakan sebagaiindikator tingkat aktivitas gunung-api (Williams-Jones

dan Rymer, 2002).

d.

Resistivitas

Resistivitas atau konduktivitas merupakan parameter fisika yang paling sensitif dan

berhubungan erat dengan fenomena termal. Pada daerah volkanik, interaksi intensif

antara magma dengan batuan sekitarnya dan air-tanah menyebabkan fenomena

hidrotermal yang membentuk zona konduktif. Oleh karena itu metode geofisika yang

memungkinkan perkiraan distribusi resistivitas dapat digunakan untuk penyelidikan

struktur bawah-permukaan suatu daerah volkanik.


11/19

Metode magnetotelurik (MT) merupakan salah satu metode geofisika yang dapat

memperkirakan struktur internal gunung-api berdasarkan distribusi resistivitas bawah-

permukaan. Survey MT di Usu Volcano berhasil memetakan adanya intrusi resistif pada

lingkungan batuan tersier konduktif. Intrusi tersebut adalah produk letusan tahun 1977-

1978 yang mengalami proses pendinginan sehingga bersifat resistif. Di samping itu

metode MT juga berhasil mengidentifikasi adanya lapisan lava resistif kuarter.Meskipun demikian model resistivitas berdasarkan data MT tersebut kurang tegas

mengindikasikan keberadaan kantong magma konduktif (Matsushima dkk, 2001).

Gambar 4.3.4 menunjukkan perubahan data MT (TM-mode) sebagai respons perubahan

model 2-D magma konduktif yang mensimulasikan aktivitas atau erupsi volkanik

(Grandis dkk, 2005). Pemodelan 3-D yang dapat memperhitungkan struktur bawah-

permukaan dan kondisi topografi daerah volkanik secara lebih realistis masih menjadi

bahan kajian penelitian yang sangat intensif (Grandis, 2008; Spichak dkk, 2004).

Gambar 4.3.5. Perubahan profil resistivitas semu (TM-mode) akibat perubahan struktur 2-D

yang menggambarkan kenaikan magma konduktif mendekati permukaan.

Geodesi

Saat terjadinya erupsi gunung-api selalu disertai dengan bergeraknya material-material

kerak atau kulit bumi. Hal ini mengakibatkan terjadinya deformasi di permukaan bumi.

Salah satu cara mitigasi bencana gunung-api adalah dengan memonitor deformasi

permukaan bumi yang terjadi. Deformasi diukur secara geodetik, sehingga diketahui

area dan kecepatan terjadinya deformasi. Hal ini sebenarnya tergantung dari ukuran dan

kedalaman tubuh magma.


12/19

Selama ini sudah banyak diketahui bahwa letusan-letusan gunung-api yang eksplosif

sering diawali oleh deformasi berupa kenaikan permukaan tanah yang relatif cukup

besar (Scarpa and Gasparini, 1996). Bahkan untuk gunung-api yang sudah lama tidak

menunjukkan aktivitasnya, adanya fenomena deformasi tubuh gunung-api yang

bersangkutan, merupakan salah satu indikator yang dapat dipercaya dari kebangkitan

kembali aktivitas gunung-api tersebut. Disamping itu menurut Van der Laat (1997) sertaDvorak and Dzurisin (1997), deformasi permukaan gunung-api, yang berupa vektor

pergeseran titik dan vektor kecepatan perubahannya, dapat memberikan informasi

tentang karakteristik dan dinamika dari kantong (reservoar) magma. Informasi gejala

deformasi tersebut dapat dimodelkan untuk menentukan lokasi, kedalaman, bentuk,

ukuran dan perubahan-perubahan tekanan sumber penyebab deformasi. Kemungkinan

besar fakta tersebut adalah pembentukan kantong magma dan kantong hidrotermalnya.

Dalam hal ini laju pemasukan magma ke tubuh gunung-api dan volume muntahan

magmanya, seandainya terjadi letusan, akan dapat diduga dengan menggunakan data

dan informasi deformasi (Dvorak and Dzurisin, 1997).

Pada prinsipnya deformasi dari tubuh gunung-api dapat berupa penaikan permukaan

tanah (inflasi) ataupun penurunan permukaan tanah (deflasi), seperti yang diilustrasikan pada Gambar 4.3.6. Deformasi yang berupa inflasi umumnya terjadi karena proses

gerakan magma ke permukaan yang menekan permukaan tanah di atasnya. Dalam hal

ini deformasi yang maksimal biasanya teramati tidak lama sebelum letusan gunung-api

berlangsung. Sedangkan deformasi berupa deflasi umumnya terjadi selama atau sesudah

masa letusan. Pada saat itu tekanan magma di dalam tubuh gunung-api telah melemah.

Pada saat itu permukaan tanah cenderung kembali ke posisinya semula.

In fl as i (Penaikan Muka Tanah ) Def las i (Penurunan Muka Tanah )

Magma

Tubuh gunung api yang terangkat

menjelang letusan

Magma

Tahap letusandan sesudahnya,

permukaantanah menurun.

Gambar 4.3.6. Gejala deformasi pada gunung-api aktif.

Gejala deformasi gunung-api akan menyebabkan pergeseran posisi suatu titik di tubuh

gunung-api. Pergeseran posisi tersebut dapat terjadi baik dalam arah horisontal maupun

vertikal. Menurut Van der Laat (1997), nilai pergeseran ini bisa mencapai puluhanmeter pada gunung-api silisik yang membentuk kubah lava. Pada gunung-api yang

kantong magmanya masih jauh di bawah permukaan atau gerakan naiknya magma

relatif lambat, deformasi yang teramati relatif kecil, kadang-kadang nilai strain-nya

lebih kecil dari 0.1 ppm/tahun.

Pemantauan deformasi suatu gunung-api dapat dilakukan dengan menggunakan

berbagai macam sensor atau sistem, dan berdasarkan moda implementasinya dapat


13/19

diklasifikasikan atas dua tipe, yaitu metode episodik dan metode kontinyu seperti yang

ditunjukkkan pada Gambar 4.3.7. Pada metode episodik, pemantauan dilakukan secara

episodik dalam selang waktu tertentu. Metode deformasi episodik ini umumnya

menggunakan data-data pengamatan terestris, seperti jarak (dari EDM, Electronic

Distance Measurement), arah (dari theodolit), beda tinggi (dari sipat datar), dan

perubahan gaya berat (dari pengukuran mikrogravitas); dan sekarang ini juga mulaimenggunakan data pengamatan GPS. Sedangkan pada metode deformasi kontinyu

pemantauan dilakukan secara terus menerus. Metode deformasi kontinyu ini umumnya

menggunakan sensor-sensor tiltmeter, extensiometer, dan dilatometer, yang hanya

mengkarakterisir deformasi yang sifatnya sangat lokal. Patut ditekankan di sini bahwa

GPS yang dikombinasikan dengan sistem telemetri/komunikasi data juga dapat

digunakan untuk memantau deformasi gunung-api secara kontinyu. Baik untuk metode

episodik maupun kontinyu, dapat diperkirakan bahwa GPS akan punya peran yang

penting dalam proses pemantauan deformasi gunung-api di masa-masa mendatang.

Episodik

Pengukuran Jarak (EDM)

Pengukuran Sudut

Pengukuran Beda Tinggi (Sipat Datar) Pengukuran Mikro Gravitasi

Survai GPS Periodik

INSAR (Interferometric SAR)

Tiltmeter

Extensiometer

Dilatometer

Jaringan GPS Kontinyu

Kontinyu

METODE

DEFORMASI

Gambar 4.3.7. Metode deformasi untuk pemantauan gunung-api.

Patut dicatat bahwa secara operasional pemantauan deformasi gunung-api dengan GPS,

baik secara episodik maupun kontinyu, sudah diterapkan di banyak gunung-api diseluruh dunia. Contoh-contoh kasus dalam hal ini bias dilihat di USGS-Volcano (2006).

Untuk kasus gunung-api di Indonesia, pemantauan gunung-api secara episodik dengan

metode survei GPS telah diterapkan di beberapa gunung-api. Gambar 4.3.8.

menunjukkan beberapa lokasi gunung-api yang deformasinya dipelajari dengan survei

GPS yang dilaksanakan oleh Kelompok Keilmuan (KK) Geodesi ITB bekerjasama

dengan Pusat Vulkanologi dan Mitigasi Bencana Geologi Departemen ESDM.

Guntur

Papandayan

BromoBatur

P. JAWA

Ijen

Semeru

KeludGalunggung

Tangkuban Perahu

STUDIED VOLCANOES

Guntur

Papandayan

BromoBatur

P. JAWA

Ijen

Semeru

KeludGalunggung

Tangkuban Perahu

GUNUNGAPI YANG DIPELAJARI

Guntur

Papandayan

BromoBatur

P. JAWA

Ijen

Semeru

KeludGalunggung

Tangkuban Perahu

STUDIED VOLCANOES

Guntur

Papandayan

BromoBatur

P. JAWA

Ijen

Semeru

KeludGalunggung

Tangkuban Perahu

GUNUNGAPI YANG DIPELAJARI

Gambar 4.3.8. Beberapa gunung-api yang dipantau secara episodik.


14/19

Survei GPS di gunung-gunung-api yang ditunjukkan pada Gambar 4.3.8 tidak dimulai

pada tahun yang sama; yaitu Guntur sejak 1996, Papandayan sejak 1998, Kelud sejak

1999, Batur sejak 1999, Galunggung sejak 2001, Bromo sejak 2001, Ijen sejak 2002,

Tangkuban Perahu sejak 2002, dan Semeru sejak 2003. Umumnya survei di gunung-

gunung tersebut dilaksanakan setahun sekali. Beberapa hasil dari studi deformasi

gunung-api dengan metode survei GPS tersebut diberikan di Abidin et al. (1997, 1998a,1998b, 1999, 2000, 2001, 2004, 2005).

Geologi dan Geokimia

a. Komposisi gas

Gunung-api melepaskan gas-gas volkanik, seperti H2S, H2, CO, CO2, HCl, HF dan He.

Beberapa penelitian menunjukkan, bahwa erupsi gunung-api hampir selalu ditandai

dengan terjadinya peningkatan kandungan gas-gas volkanik ini. Untuk itu dalam

melakukan mitigasi bencana gunung-api, salah satu cara adalah dengan memonitor

kandungan gas di keluaran-keluaran gas, seperti fumarola, solfatara, steam vent , dll.

Pengambilan sampel gas dilakukan secara periodik untuk melihat perubahan kandungan

gas-gas volkanik yang bertujuan untuk memantau aktivitas gunung-api. Studi di G.

Merapi menunjukkan, bahwa erupsi Merapi pada November 1994 ditandai dengan

meningkatnya kandungan gas H2, CO2, CO, SO2 dan HCl terhadap kandungan uap air,

serta rasio SO2/H2S dan H2/H2S(Priatna dan Kadarsetia, 2007).

Peningkatan aktivitas G. Tangkuban Parahu pada April 2005 juga ditandai dengan

peningkatan kandungan gas CO2 dan H2S yang terjadi sesuai dengan peningkatan

aktivitas seismik dan deformasi (Dana dkk, 2006).

b. Manifestasi panasbumi di permukaan

Perubahan fisik manifestasi atau kenampakan panasbumi di permukaan dapat dijadikan

cara memonitor kondisi gunung-api dengan mudah. Perubahan ini menunjukkan adanya

perubahan komposisi kimia air dan gas panasbumi dan dapat mengindikasikan

pergerakan magma ke permukaan.

Magma melepaskan gas-gas volkanik seperti CO2 dan H2S yang dapat terkondensasi ke

dalam air tanah atau air permukaan. Hal ini akan mengakibatkan perubahan tipe air

panasbumi dari air klorida yang mempunyai derajat keasaman sekitar netral, menjadi air

sulfat dan bikarbonat yang ber-pH asam. Perubahan ini dapat diamati dari perubahan

fisik mata air panas atau kolam air panas yang tadinya bening dan jernih berubah

menjadi keruh. Gas-gas volkanik tersebut juga dapat merubah pola alterasi batuan disekitar keluaran gas. Alterasi akan didominasi oleh mineral-mineral lempung, seperti

kaolinit dan smektit, yang berasosiasi dengan alunit dan residu silika.

Mazot dkk (2007) menunjukkan perubahan karakteristik dan komposisi kimia

manifestasi panasbumi di Papandayan sebelum dan setelah erupsi tahun 2002. Terdapat

peningkatan kandungan gas-gas volkanik seperti HCl, SO2, H2S dan HF pada air di

danau kawah sebelum terjadinyanya erupsi, sehingga merubah tipe air danau (Gambar


15/19

4.3.9, Mazot dkk, 2007). Pembentukan alterasi argilik lanjut terlihat dari material-

material yang terlempar saat erupsi terjadi. Meskipun demikian, setelah erupsi

November 2002, kandungan gas-gas volkanik pada air danau kawah kembali normal.

Seperti halnya karakteristik kimia air danau kawah G. Kelud yang menunjukkan

peningkatan temperatur dan kandungan unsur-unsur terlarut, seperti SO4, Cl, B, F, Ca,K dan Fe (Gambar 4.3.10), disamping peningkatan kandungan gas-gas volkanik, seiring

dengan peningkatan aktivitas vulkanisme (Kadarsetia dkk, 2006).

Gambar 4.3.9. Plot antara kandungan Cl dengan SO4 dan Mg dalam air sebelum (1994-2002)

dan setelah (2003-2005) erupsi Papandayan (Mazot dkk, 2007).

c. Vulkanostatigrafi

Vulkanostratigrafi mempelajari urut-urutan endapan volkanik yang dihasilkan dari

aktivitas gunung-api. Dengan mempelajari urutan batuan, komposisi mineralogi dan

kimia endapan tersebut, dapat diketahui karakteristik erupsi gunung-api yang terjadi.

Dengan melakukan pentarikhan umur batuan volkanik, maka akan diketahui

terjadinyanya erupsi gunung-api yang menghasilkan endapan tersebut. Selanjutnya

dapat diketahui tipe erupsi yang terjadi dan siklus waktu terjadinya.


16/19

Gambar 4.3.10. Kandungan K, Ca dan Fe air danau kawah G. Kelud antara tahun 1987 hingga2005 (Kadarsetia dkk, 2006).

4. Kesimpulan dan Penutup

Beberapa aspek mitigasi bencana gunung-api yang disampaikan pada tulisan ini masih

bersifat garis besar yang dapat dikembangkan lebih lanjut, baik dalam tataran riset

maupun implementasi yang bersifat pemantauan rutin. Aspek lain yang juga perlu

diperhatikan dan dikembangkan adalah manajemen bencana khususnya bencana akibat

erupsi gunung-api.

Elemen-elemen yang menunjang hal itu khususnya dari segi sumber daya manusia banyak tersebar di berbagai institusi pendidikan dan penelitian. Untuk itu diperlukan

sinergi dan kerja-sama yang baik demi membangun keunggulan dalam bidang

volkanologi di tingkat regional bahkan internasional. Dengan demikian ilmu

pengetahuan dan teknologi yang berhubungan dengan kegunung-apian dapat lebih

dikembangkan di Indonesia secara signifikan mengingat potensi yang cukup besar

dalam bidang ini.

Daftar Pustaka

Abidin, H.Z., O.K. Suganda, M.A. Kusuma, I. Meilano, B. Setyadji, D. Muhardi, R.Sukhyar, J. Kahar, and T. Tanaka, 1997, Monitoring the Deformation of Guntur

Volcano (West Java, Indonesia) Using GPS Survey Method : Status and Future

Plan. Proceedings of International Symposium on Natural Disaster Prediction

and Mitigation, Kyoto, December 1-5, pp. 81 – 88.

Abidin, H.Z., 1998a, Monitoring the deformation of volcanoes in Indonesia using

repeated GPS survey method: status, results and future plan. Proceedings of the


17/19

International Workshop on Advances in GPS Deformation Monitoring, ISBN : 1-

86308-073-2, Curtin University, Perth, 24-25 September, Paper no. 18.

Abidin, H.Z., I. Meilano, O.K. Suganda, M.A. Kusuma, O. Yolanda, D. Muhardi, B.

Setyadji, R. Sukhyar, J. Kahar, and T. Tanaka, 1998b, Some Aspects of Volcano

Deformation Monitoring Using Repeated GPS Surveys. Proceedings of Spatial

Information Science, Technology and Its Applications, Wuhan, China, 13-16

December, pp. 92 - 109.

Abidin, H.Z., I. Meilano, O.K. Suganda, M.A. Kusuma, I. Meilano, M. Gamal, W.S.

Tjetjep, R. Sukhyar, A.D. Wirakusumah, T. Tanaka, J. Kahar, C. Rizos, and M.S.

Widodo, 1999, The Status of Deformation Monitoring of Active Volcanoes in

Indonesia with GPS Satellite System. Proceedings of the 28th Annual Convention

of Indonesian Association of Geologists, Vol. IV : Developments in Engineering,

Environment, and Numerical Geology, Jakarta, 30 Nov. - 1 Dec. 1999, pp. 261 -

277.

Abidin, H.Z., D. Darmawan, O.K. Suganda, M. A. Kusuma, I. Meilano, F. Anthony, M.

Gamal, and A.D. Wirakusumah, 2000, Studi Deformasi Gunung Papandayan

Dengan Metode Survei GPS. Prosiding Pertemuan Ilmiah Tahunan HAGI

(Himpunan Ahli Geofisika Indonesia) ke-25, ISBN : 979-95053-4-8, Bandung, 3-4

Oktober, pp. 330-335.

Abidin, H.Z., D. Darmawan, M. A. Kusuma, M. Hendrasto, O.K. Suganda, M. Gamal, F.

Ki-mata, and C. Rizos, 2001, Studi Deformasi Gunung Kelut Dengan Metode

Survei GPS. Surveying & Geodesi, Jurnal Ilmiah Jurusan Teknik Geodesi ITB,

ISSN : 0852-0569, Vol. XI, No.2, Mei, pp. 11 - 18.

Abidin, H.Z., M. Hendrasto, H. Andreas, D. Darmawan, M.A. Kusuma, M. Gamal, O.K.

Suganda, I. Kusnadi, dan A.D. Wirakusumah, 2002, Studi Deformasi Gunung-api

Batur Dengan Metode Survei GPS. Surveying & Geodesi, Jurnal Ilmiah Jurusan

Teknik Geodesi ITB, ISSN : 0852-0569, Vol. XII, No.3, September, pp. 1 – 10.Abidin, H.Z., H. Andreas, M. Gamal, M. Hendrasto, Ony K. Suganda, M.A. Purba-

winata, Irwan Meilano, and F. Kimata, 2004, The Deformation of Bromo

Volcano as Detected by GPS Surveys Method. Journal of Global Positioning

Systems, Vol.3, No. 1-2, pp.16-24.

Abidin, H.Z., H. Andreas, M. Gamal, O.K. Suganda, I. Meilano, M. Hendrasto, M.A.

Kusuma, D. Darmawan, M.A. Purbawinata, A.D. Wirakusumah, and F. Kimata,

2005, Ground De-formation of Papandayan Volcano Before, During and After

Eruption 2002 as Detected by GPS Surveys. GPS Solutions. Springer-Verlag

GmbH, ISSN: 1080-5370 (Paper) 1521-1886 (Online), DOI: 10.1007/s10291-005-

0009-1.

Banks, N.G., R.I. Tilling, D.H. Harlow, and J.W. Ewert, 1989, Volcano monitor-ing andshort term forecast. In Volcanic Hazards (ed. R.I. Tilling), Ameri-can

Geophysical Union, Washington, D.C., USA.

Dana, I.N., Kadarsetia, E., Primulyana, S., Hendrasto, M. and Nasution, A., 2006,

Peningkatan kegiatan Gunung-api Tangkubanparahu Jawa Barat pada bulan April

2005. Jurnal Geologi Indonesia, Vol. 1, No. 4, 193-200.


18/19

Dvorak, J.J., and D. Dzurisin, 1997, Volcano Geodesy : The Search for Magma

Reservoirs and the Formation of Eruptive Vents. Review of Geophysics, Vol. 35,

No. 3, August, pp. 343 - 384.

Grandis, H., Widarto, D.S., Yudistira, T., dan Herawati A., 2004, Simulasi fenomena

volkano-magnetik menggunakan pemodelan magnetik 3-D. Prosiding PIT HAGI

ke-29, Yogyakarta.

Grandis, H., Widarto, D.S., dan Sumintadiredja, P., 2005, Pencitraan struktur internal

gunung-api aktif menggunakan metode magnetotellurik (MT). Laporan

Penelitian RUT X.

Grandis, H., 2008, Magnetotelluric (MT) inversion for 3-D conductivity model

resolution using Markov Chain Monte Carlo (MCMC) algorithm: Preliminary

results. Jurnal Geofisika 2006/1.

Kadarsetia, E., Primulyana, S., Sitinjak, P., dan Saing, U.B., 2006, Karakteristik

kimiawi air danau kawah Gunung-api kelud, Jawa Timur pasca letusan tahun

1990. Jurnal Geologi Indonesia, Vol. 1, No. 4, 185-192.

Katili, J.A., dan S.S. Siswowidjojo, 1994, Pemantauan Gunung-api di Filipina dan

Indonesia. Ikatan Ahli Geologi Indonesia (IAGI).

Matsushima, N., Oshima, H., Ogawa, Y., Takakura, S., Satoh, H., Utsugi, M., and

Nishida, Y., 2001, Magma prospecting in Usu Volkano, Hokkaido, Japan using

magnetotelluric soundings. J. Volcanol. Geotherm. Res, 109, 263-277.

Mazot, A., Berbard, A., and Sutawidjaja, I.S., 2007, Hydrothermal system of the

Papandayan volcano, West Java, Indonesia and its geochemistry evolution of

thermal water after the November 2002 eruption. Jurnal Geologi Indonesia, Vol. 2,

No. 1, 15-29.

McGuire, W.J., 1995, Monitoring active volcanoes – an introduction, In Moni-toring

Active Volcanoes by B. McGuire, C.R.J. Kilburn, and J. Murray (Eds), pp. 1-31,UCL Press Limited, London, 421 pp.

Mogi, T., Sato, H., Saba, M., Tanimoto, K., Nishida, Y., Takada, M., Utsuki, M.,

Hashimoto, T., and Sasai, Y., 2003, Electric and Magnetic field change

associated with the 2000 Usu Volcano eruption. IUGG General Assembly,

Sapporo – Japan.

Priatna, and Kadarsetia, E., 2007, Characteristics of volcanic gas correlated to the

eruption activity; Case study in the Merapi Volcano, periods of 1990 – 1994.

Jurnal Geologi Indonesia, Vol. 2, No. 4, 235-246.

Scarpa, R., and P. Gasparini, 1996, A Review of Volcano Geophysics and Volcano-

Monitoring Methods. In Monitoring and Mitigation of Volcano Hazards by R.

Scarpa and R.I. Tilling (Eds.), Springer Verlag, Berlin, pp. 3 - 22.

Scarpa, R., and R.I. Tilling (Eds.), 1996, Monitoring and Mitigation of Volcano

Hazards. Springer Verlag, Berlin, 841 pp.

Spichak V.V., Yamaya, Y., and Mogi, T., 2004, ANN modeling of 3-D conductivity

structure of the Komagatake volcano (Hokkaido, Japan) by MT data. Proc. IV

Int. Symp. MEEMSV-2004. La Londe Les Maures. France. 121-124.


19/19

USGS-Volcano (2006). Situs internet dari U.S. Geological Survey Volcano Hazards

Program. Alamat situs : http://volcanoes.usgs.gov.

van der Laat, R. (1996) “Ground-Deformation Methods and Results.” In Monitoring

and Mitigation of Volcano Hazards by R. Scarpa and R.I. Tilling (Eds.),

Springer Verlag, Berlin, pp. 147 - 168.

Williams-Jones, G., Rymer, H., 2002, Detecting volcanic eruption precursors: a new

method using gravity and deformation measurements. J. Volcanol. Geotherm.

Res, 113, 379-389.

Zlotnicki, J., Bof, M., Perdereau, L., Yvetot, P., Tjetjep, W., Sukhyar, R., Purbawinata,

M.A., and Suharno, 2000, Magnetic monitoring at Merapi volcano, Indonesia. J.

Volcanol. Geotherm. Res, 100, 321-336.

Documents

Gunung-API Dan Mitigasi Bencana Erupsi