Penentuan anomali perubahan kecepatan gelombang primer dengan kecepatan gelombang sekunder (vp/vs) pada daerah Papua Barat :studi kasus gempa bumi Manokwari

PENENTUAN ANOMALI PERUBAHAN KECEPATAN

GELOMBANG PRIMER DENGAN KECEPATAN GELOMBANG

SEKUNDER (

) PADA DAERAH PAPUA BARAT

STUDI KASUS GEMPA BUMI MANOKWARI

Skripsi

Oleh:

AGUNG SATRIYO

106097003249

PROGRAM STUDI FISIKA

FAKULTAS SAINS DAN TEKNOLOGI

UNIVERSITAS ISLAM NEGERI SYARIF HIDAYATULLAH

JAKARTA

PENENTUAN ANOMALI PERUBAHAN KECEPATAN

GELOMBANG PRIMER DENGAN KECEPATAN

GELOMBANG SEKUNDER (Vp/Vs)

PADA DAERAH PAPUA BARAT

STUDI KASUS GEMPA BUMI MANOKWARI

SKRIPSI

Diajukan untuk Memenuhi Persyaratan Memperoleh Gelar Sarjana Sains (S.Si.) pada Fakultas Sains dan Teknologi

Universitas Islam Negeri Syarif Hidayatullah Jakarta.

Oleh :

Agung Satriyo

NIM. 106 097 003 249

PROGRAM STUDI FISIKA

FAKULTAS SAINS DAN TEKNOLOGI

UNIVERSITAS ISLAM NEGERI SYARIF HIDAYATULLAH

JAKARTA

PENENTUAN ANOMALI PERUBAHAN KECEPATAN

GELOMBANG PRIMER DENGAN KECEPATAN

GELOMBANG SEKUNDER (Vp/Vs)

PADA DAERAH PAPUA BARAT

STUDI KASUS GEMPA BUMI MANOKWARI

Skripsi

Diajukan untuk Memenuhi Persyaratan Memperoleh Gelar Sarjana Sains (S.Si.) pada Fakultas Sains dan Teknologi

Universitas Islam Negeri Syarif Hidayatullah Jakarta.

Oleh : Agung Satriyo NIM. 106 097 003 249

Pembimbing I, Pembimbing II,

Drs. Sutrisno, M.Si. Edi Sanjaya, M.Si. NIP. 19590202 198203 1005 NIP. 19730715 200212 1001

Mengetahui,

Ketua Program Studi Fisika

Drs. Sutrisno, M.Si. NIP. 19590202 198203 1005

PENGESAHAN SKRIPSI

Skripsi berjudul “PENENTUAN ANOMALI PERUBAHAN KECEPATAN

GELOMBANG PRIMER DENGAN KECEPATAN GELOMBANG

SEKUNDER (Vp/Vs) PADA DAERAH PAPUA BARAT STUDI KASUS GEMPA BUMI MANOKWARI” telah diujikan dalam sidang munaqasyah Fakultas Sains dan Teknologi UIN Syarif Hidayatullah Jakarta pada 29 Juni 2010. Skripsi ini telah diterima sebagai salah satu syarat memperoleh gelar Sarjana Sains ( S.Si ) pada Program Studi Fisika.

Sidang Munaqasyah

Penguji I, Penguji II,

Ir. Asrul Aziz, M.SAE. Arif Tjahjono, ST, M.Si. NIP. 19510617 198503 1001 NIP. 19751107 200701 1015

Mengetahui,

Dekan Fakultas Sains dan Teknologi Ketua Program Studi Fisika

DR. Syopiansyah Jaya Putra, M.Sis. Drs. Sutrisno, M.Si. NIP. 19680117 200112 1001 NIP. 19590202 198203 1005

LEMBAR PERNYATAAN

Dengan ini saya menyatakan bahwa :

1. Skripsi ini merupakan hasil karya asli saya yang diajukan untuk memenuhi salah satu persyaratan memperoleh gelar Strata 1 di UIN Syarif Hidayatullah Jakarta.

2. Semua sumber yang saya gunakan dalam penulisan ini telah saya cantumkan sesuai dengan ketentuan yang berlaku di UIN Syarif Hidayatullah Jakarta.

3. Jika dikemudian hari terbukti bahwa karya ini bukan hasil karya asli saya atau merupakan hasil jiplakan dari karya orang lain, maka saya bersedia menerima sanksi yang berlaku di UIN Syarif Hidayatullah Jakarta.

Jakarta , 29 Juni 2010

L

Pada suatu masa, aku m Berawal dari sebait k Melalui rona bahagiam Bersama sang kekasih hat

Susahku adalah t Meski Namun tanpa le

Se

-senandung cinta ini unt

Hai jama'ah jin dan m langit dan bumi, maka

ku persembahkan untuk: Ibu, Bapak, Pakde, da terkhusus seseorang y semesta ini.

LEMBAR PERSEMBAHAN

a, aku mengenal cinta darimu

t kasih yang kau tawarkan padaku

ona bahagiamu membantuku menatap dunia kali pertama asih hati yang setia menyelaraskan mimpimu

Satu masa terlewati dalam hidupku Detik pun berganti abad

u adalah tangis hatimu dan bahagiaku adalah tawa j ski jarang ’ku memaknai rasa yang kau nikmati anpa lelah kau membingkai ceria hanya untukku, buah hat

Senandung cinta i ’ku persembahkan setulus hangatny Setelah sekian lama ’ku rajut dalam benang ke Bahagia dan merana ingin ’ku nikm (meski) kini kekasih hatimu (yang dulu) tak

Namun bersabarlah sebab ak

ni untukmu, Ibu (ARDhane)-

n manusia, jika kamu sanggup menembus (mel aka lintasilah, kamu tidak dapat menembusnya

kekuatan. (QS. Ar-Rahman : 33)

n untuk:

, dan sebuah keluarga kecil di kota Balikpapan. yang telah bersedia membagi ruang dan waktu di

ama

a jiwamu ati

u, buah hatimu a ini untukmu, Ibu nya cinta kasihmu nang keikhlasan hatimu u nikmati bersamamu tak lagi menemani bab aku masih disini

elintasi) penjuru a kecuali dengan

i

ABSTRAK

Studi penentuan nilai anomali merupakan salah satu studi yang digunakan sebagai precursor gempa bumi, sekaligus untuk mengetahui kondisi perubahan susunan batuan dibawah permukaan bumi akibat terjadinya gempa bumi berdasarkan perubahan kecepatan gelombang primer dan kecepatan gelombang sekunder. Daerah penelitian bearada di koordinat 1,6673o LU – 2,8333o LS ; 132o BT – 136o BT, daerah ini mempunyai intensitas terjadi gempa besar dengan studi kasus gempa bumi Manokwari. Penelitian ini menggunakan diagram wadati yang merupakan pendekatan metode least square. Hasil interpretasi menunjukan perubahan nilai dari bulan September 2008 – Januari 2009 semakin meningkat dengan anomali 1,023%. Nilai Januari 2009 merupakan nilai tertinggi karena pada bulan tersebut terjadi gempa bumi besar. Sedangkan dari bulan Januari 2009 – Juni 2009 terjadi penurunan nilai

dengan anomali 1,612%.

ii

ABSTRACT

Studies determining the value of anomaly is one of the studies used

as precursors of earthquakes, as well as to know the condition of changes in the composition of rock under the earth's surface caused by the earthquake based on changes in wave velocity of primary and secondary wave velocity. The research area is West of Papua because this area has a large intensity earthquake with a

case study that the coordinates of the earthquake Manokwari 1.6673o N – 2.833o

S ; 132o E – 136o E. This study uses wadati diagram which is the method of least

square approach. The interpretation shows the change in value of from

September 2008 - January 2009 increased by 1.023% anomaly. The value of in January 2009 is the highest value for the month a large earthquake.

Meanwhile, from January 2009 - Juni 2009 to be impaired anomaly

1,612%.

iii

KATA PENGANTAR

Puji serta syukur kehadirat Illahi Rabbi, Allah SWT, Sang Maha Pencipta, dan Maha Berkehendak atas segala apa yang terjadi di alam semesta ini, yang telah senantiasa melimpahkan segala rahmat, taufiq, dan hidayah-Nya kepada penulis sehingga penulis dapat melaksanakan dan menyelesaikan skripsi ini. Shalawat beserta salam tak lupa tercurahkan kepada junjungan kita, manusia biasa namun memiliki kemampuan yang luar biasa, Nabi Besar Muhammad SAW, beserta kepada keluarga dan para sahabat, semoga kita akan selalu menjadi umat Beliau yang selalu beristiqomah hingga akhir zaman.

Skripsi ini berjudul “Penentuan Anomali Perubahan Kecepatan Gelombang Primer Dengan Kecepatan Gelombang Sekunder ( ) Pada

Daerah Papua Barat. Studi Kasus Gempa Bumi Manokwari” yang disusun untuk memenuhi salah satu syarat memperoleh gelar Sarjana Sains Program Studi Fisika Fakultas Sains dan Teknologi Universitas Islam Negeri Syarif Hidayatullah Jakarta.

Selama menyelesaikan skripsi ini, tidak terlepas dari dukungan, bantuan, dan kemudahan baik secara langsung maupun tidak langsung dari berbagai pihak. Untuk itu penulis menghaturkan ungkapan terimakasih penulis secara mendalam kepada:

1. Ibunda Hirawati, BA, Ayahanda Dadan Suwandi, BSc, dan Pakde Dayat yang selalu mencurahkan kasih sayang, untaian doa, dukungannya baik

iv

secara moriil dan materiil, pengorbanan, dan rasa cintanya yang tak terhingga dan begitu mendalam yang selalu tercurah sepanjang massa dan Mas heri yang selalu memberikan suport. Semoga Allah SWT selalu memberikan kasih sayang dan rahmatnya.

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

3. Bapak Drs. Sutrisno, M.Si sebagai Ketua Program Studi Fisika dan sebagai Pembimbing I, yang telah memberikan bimbingan serta ilmunya. 4. Bapak Edi Sanjaya, M.Si sebagai Pembimbing II, yang selalu meluangkan

waktu di tengah kesibukannya dan bersabar membimbing.

5. Bapak Ir. Asrul Aziz, M.SAE, sebagai Penguji I, yang telah berkenan menguji skripsi ini.

6. Bapak Arif Tjahjono, ST, M.Si, sebagai Sekretaris Prodi Fisika dan Penguji II, yang telah memberikan kemudahan dalam administrasi, dan berkenan menguji skripsi ini.

7. Bapak Hardiyatno, Bapak Subagyo, Mas Arif, Mas Bayu, Mas Fadly, Mas Jajat, Mas Oktifar, Mas Ramdhan, serta teman-teman PGN BMKG yang lainnya yang tak dapat saya sebutkan satu per satu. Terimakasih atas kontribusinya dengan memberikan bantuan dan kemudahan selama ini. 8. Bapak Yadin, S.Ag, beserta keluarga yang telah memberikan motivasi,

serta wejangan-wejangan yang sangat membangun.

9. Keluarga besar Fisika 2006. Terkhusus para sahabat: Adjie, Bahtiar, Kia, Iif, Ize, Cindi, Sani, Karima, Shila, Dewi, Anna, Devi, Rinan, Absory,

v

Iwe, dan Dono, terima kasih telah memberi keceriaan dalam kebersamaan selama ini. Semoga ukhuwah kita selalu terjaga hingga akhir waktu.

10.“Baka Family” (Anggy, Imam, Musthafa, dan Sabda), “Rohis 50”

(Endah, Mutiara, Kiki), “PAO” (Nurul, Dwi), “SAHID 117” (Salam, Winda, Fauzanah, Fatwa, Fitri). Semoga Allah selalu menjaga ukhuwah kita.

11.Annisa Rahmadanita yang telah membagi ruang dan waktu di dalam kehidupan ini, dan telah menjadi motivator, dan inspirator bagi penulis. Semoga Allah SWT melindungimu selalu.

Semoga Allah SWT membalas semua kebaikan yang telah diberikan.

Sebagai manusia yang tak luput dari kesalahan dan kekurangan, penulis menyadari bahwa skripsi ini masih jauh dari kesempurnaan. Dengan hati terbuka, penulis memohon kritik dan saran yang membangun untuk menyempurnakan skripsi ini.

Akhirnya besar harapan penulis, semoga skripsi ini dapat bermanfaat bagi para pembaca dan dapat dikembangkan untuk penelitian selanjutnya.

Jakarta, 29 Juni 2010,

vi

DAFTAR ISI

HALAMAN JUDUL LEMBAR PENGESAHAN LEMBAR PERNYATAAN LEMBAR PERSEMBAHAN

ABSTRAK ... i

ABSTRACT ... ii

KATA PENGANTAR ... iii

DAFTAR ISI ... vi

DAFTAR GAMBAR ... ix

DAFTAR TABEL ... xi

DAFTAR LAMPIRAN ... xii

BAB I PENDAHULUAN ... 1

1.1. Latar Belakang ... 1

1.2. Rumusan Masalah ... 3

1.3. Batasan Masalah ... 4

1.4. Tujuan Penelitian ... 5

1.5. Manfaat Penelitian ... 5

vii

BAB II LANDASAN TEORI ... 7

2.1. Teori Lempeng Tektonik ... 7

2.1.1. Teori Pengapungan Benua... 7

2.1.2. Struktur Dalam Bumi ... 10

2.1.3. Pergerakan Lempeng Tektonik ... 14

2.2. Gempa Bumi ... 23

2.2.1. Proses Terjadi Gempa Bumi ... 27

2.2.2. Gelombang Gempa Bumi ... 32

2.2.3. Jenis-Jenis Gempa Bumi ... 37

2.3. Pola Tektonik Daerah Papua ... 43

2.4. Prediksi Gempa Bumi ... 48

BAB III METODE PENELITIAN ... 51

3.1. Waktu dan Tempat Penelitian ... 51

3.2. Pengambilan Data Penelitian ... 52

3.3. Pengolahan Data ... 53

3.3.1. Menentukan Perubahan Kecepatan Gelombang Primer Dengan Kecepatan Gelombang Sekunder ( ) ... 54

3.3.2. Menentukan Hubungan dan Dengan Menggunakan Diagram Wadati ... 57

3.3.3. Menentukan Anomali Perubahan Kecepatan Gelombang Primer Dengan Kecepatan Gelombang Sekunder ( )... 58

viii

3.4. Penentuan Koefesien Korelasi ... 58

BAB IV HASIL DAN PEMBAHASAN ... 63

4.1. Menentukan Besar Nilai ... 63

4.2. Menentukan Besar Anomali Nilai ... 74

BAB V KESIMPULAN DAN SARAN ... 81

5.1. Kesimpulan ... 81

5.2. Saran ... 82

DAFTAR PUSTAKA ... 83

ix

DAFTAR GAMBAR

Gambar 2.1. Gambar 2.2. Gambar 2.3. Gambar 2.4. Gambar 2.5. Gambar 2.6. Gambar 2.7. Gambar 2.8. Gambar 2.9. Gambar 2.10. Gambar 2.11. Gambar 2.12. Gambar 2.13. Gambar 2.14. Gambar 2.15. Gambar 2.16. Gambar 2.17. Gambar 2.18. Gambar 2.19.

Bentuk bumi purba ... Proses pergerakan lempeng-lempeng benua ... Bentuk bumi sekarang ... Struktur dalam bumi klasik berdasarkan komposisi kimia ... Penjalaran gelombang P dan S dalam struktur bawah bumi Struktur dalam bumi modern berdasarkan sifat fisik ... Arus konveksi energi panas dalam perut bumi ... Lempeng-lempeng tektonik dunia ... Batas lempeng divergen ... Batas lempeng konvergen ... Tumbukan lempeng benua dengan lempeng samudera ... Struktur tektonik lempeng pada daerah batas lempeng konvergen (benua-samudera) ... Tumbukan lempeng samudera dengan lempeng samudera .. Tumbukan lempeng benua dengan lempeng benua ... Batas lempeng transform ... Deformasi batuan akibat stress ... Kurva stress dan strain dalam kegempaan ... Jalur utama gempa bumi dunia (Ring Of Fire) ... Penjalaran gelombang P (Preasure Wave) ...

9 9 10 11 12 14 15 15 16 17 19 20 21 22 23 24 25 26 32

x Gambar 2.20. Gambar 2.21. Gambar 2.22. Gambar 2.23. Gambar 3.1. Gambar 3.2. Gambar 3.3. Gambar 3.4. Gambar 3.5. Gambar 4.1. Gambar 4.2. Gambar 4.3. Gambar 4.4. Gambar 4.5. Gambar 4.6. Gambar 4.7. Gambar 4.8.

Penjalaran gelombang S (Shear Wave) ... Perbandingan gerakan partikel gelombang P, SV, L, dan R. Peta tektonik aktif Indonesia timur menunjukan batas lempeng dan jalur patahan aktif ... Peta historis gempa merusak di Papua ... Lokasi penelitian penentuan anomali perubahan kecepatan gelombang primer dengan kecepatan gelombang sekunder (Vp/Vs) ...

Bentuk umum gelombang seismik dari gempa bumi ... Model penjalaran gelombang gempa bumi ... Diagram wadati ... Alur pengolahan data penentuan anomali perubahan kecepatan gelombang primer dengan kecepatan gelombang sekunder (Vp/Vs) ...

Diagram wadati gempa bumi 11 September 2008 ... Diagram wadati Januari 2009 ... Nilai Vp/Vs bulan September 2008 – September 2009 ...

Diagram wadati bulan September 2008 – Januari 2009 ... Perubahan anomali sebelum gempa besar Januari 2009 ... Diagram wadati bulan Januari 2009 – Juni 2009 ... Perubahan anomali sesudah gempa besar Januari 2009 ... Perubahan anomali sebelum gempa besar Agustus 2009 ...

33 34 46 47 51 54 55 58 62 65 69 71 75 76 77 78 79

xi

DAFTAR TABEL

Tabel 4.1. Tabel 4.2.

Tabel 4.3. Tabel 4.4.

Laporan gempa bumi 11 September 2008 ... Penentuan nilai ts-tp dan tp-OT gempa bumi 11 September

2008 ... Pengolahan manual data gempa bumi 11 September 2008 .. Frequensi pencatatan gempa bumi Januari 2009 ...

64

64 66 70

xii

DAFTAR LAMPIRAN

Lampiran A.

Lampiran B. Lampiran C. Lampiran D.

Hasil pengolahan data gempa bulan Oktober 2008 – September 2009 ... Diagram wadati ... Stasiun-stasiun gempa bumi di Indonesia ... Peta seismisitas daerah penelitian ...

85 92 97 102

1

BAB I

PENDAHULUAN

1.1

Latar Belakang

Secara geografis dan peta identifikasi sebaran lempeng tektonik, negara Indonesia merupakan wilayah yang dilalui oleh tiga lempeng tektonik aktif dunia yaitu Lempeng Indo-Australia dan Lempeng Eurasia bertemu di sepanjang barat Sumatra, selatan Jawa, selatan Nusa Tenggara, dan berakhir di Laut Banda; Lempeng Pasifik dan Lempeng Indo-Australia bertemu di sepanjang utara Pulau Papua dan berakhir di Laut Banda; sedangkan Lempeng Eurasia dan Lempeng Pasifik bertemu di sepanjang Laut Maluku dan berakhir di Laut Banda. Berdasarkan jalur pertemuan ke tiga lempeng tektonik tersebut, ketiganya bertemu di bagian timur Negara Indonesia tepatnya di Laut Banda. Daerah pertemuan dari tiga lempeng tektonik tersebut biasa disebut dengan three junction zone.

Pulau Papua terletak di ujung pertemuan lempeng kerak bumi. Dimana Lempeng Pasifik yang menyusup di bawah pulau Papua yang berada di Lempeng Indo-Australia memiliki kecepatan pergerakan sekitar 110 mm/tahun. Pergerakan tersebut mengakibatkan terbentuknya pegunungan yang memanjang dari “Kepala Burung” hingga Pegunungan Cycloof di Jayapura dibagian utara. Daerah Papua juga terdapat patahan yang memanjang dari Sorong hingga Yapen dan terus ke Memberamo Hilir hingga di selatan Jayapura. Dibagian tengah terdapat pegunungan tengah dan patahan yang rumit seperti Patahan Weyland, Siriwo,

2

Direwo, Kurima dan lain-lain. Disamping itu ada patahan yang memanjang dari Manokwari ke arah Nabire dan dinamakan Patahan Wandamen atau Patahan Ransiki. Sedangkan Lempeng Indo-Australia yang menyusup dibawah Lempeng Eurasia mengakibatkan terjadinya patahan di dasar laut sebelah selatan Fak-Fak hingga di selatan Kaimana dan sebagian selatan Nabire yang dinamakan Patahan Aiduna.

Dampak nyata akibat tumbukan Lempeng Pasifik terhadap Lempeng Indo-Australia adalah terjadi beberapa gempa bumi besar di kota Manokwari, diantaranya gempa bumi tanggal 10 Oktober 2002 pada koordinat epicenter 1.707o LS ; 134.165o BT dengan kekuatan 7,6 SR dan kedalaman 10 Km, gempa bumi Manokwari 7 Januari 2008 pada koordinat epicenter 0.68o LS ; 134.18o BT dengan kekuatan 6,2 SR dan kedalaman 31 Km. Gempa bumi merusak terakhir tercatat terjadi 4 Januari 2009 pada koordinat epicenter 0.54o LS ; 132.89o BT dengan kekuatan 7,9 SR kedalaman 10 Km yang menyebabkan terjadinya retakan tanah, merenggut korban jiwa, banyak bangunan yang rusak bahkan rata dengan tanah di kota Manokwari (ARIEF, DKK, 2009).

Berdasarkan uraian diatas Papua memiliki kondisi tektonik yang kompleks dan tingkat resiko kegempaan yang cukup tinggi, maka perlu diadakan studi awal indikasi gempa bumi mengenai perkembangan keadaan tektonik secara berkala. Salah satu metode dalam memprediksi kegempaan ialah metode , dengan metode yaitu menentukan anomali perubahan kecepatan primer dengan kecepatan sekunder dalam periode waktu tertentu sebagai precursor gempa bumi

3

diharapkan dapat memperkirakan tanda-tanda terjadinya gempa bumi dengan magnitude besar yang akan terjadi dalam periode waktu tertentu.

1.2

Rumusan Masalah

Kemajuan teknologi pemantauan gempa bumi tektonik yang didukung rekam jejak yang terintegrasi secara global hingga saat ini, belum dapat memperkirakan terjadinya gempa bumi. Analisis data global dengan berbagai metode prediksi kegempaan masih terbatas. Kendala utama dalam memprediksi waktu terjadinya gempa bumi dengan magnitude besar ialah memperkecil jangkauan waktu dalam memprediksi gempa bumi serta terjadi penyimpangan dalam memperoleh dan mengolah data berbagai parameter kegempaan. Penganalisaan data dilakukan secara berkala karena peningkatan skala kegempaan yang sering terjadi diluar prediksi. Di samping akibat perubahan anomali energi dan adanya transfer energi dari aktifitas lempeng-lempeng serta patahan-patahan dan atau sesar-sesar di sekitar daerah penelitian yang selalu bergerak setiap waktu, juga melemahkan struktur lempeng tektonik tersebut.

Berdasarkan uraian di atas maka dapat dirumuskan pokok permasalahan dalam penelitian ini adalah sebagai berikut:

a) Bagaimana menentukan parameter gempa bumi yang berperan memprediksi gempa bumi?

b) Bagaimana sifat penjalaran gelombang gempa bumi baik gelombang primer maupun gelombang sekunder yang menjalar di lapisan litosfir?

4

1.3

Batasan Masalah

Berdasarkan uraian pada latar belakang di atas maka batasan masalah dalam penelitian ini adalah sebagai berikut:

a) Wilayah penelitian berada di wilayah Papua Barat khususnya daerah Manokwari 0,8333o LS ; 134o BT dengan batasan wilayah 1,6673o LU – 2,8333o LS ; 132o BT – 136o BT.

b) Data yang digunakan adalah laporan rekaman seismograph berdasarkan gempa bumi yang terjadi di wilayah penelitian. Data tersebut diperoleh dari PGN (Pusat Gempa Nasional) BMKG pusat berdasarkan rekaman stasiun gempa bumi disekitar wilayah penelitian dengan menggunakan perangkat lunak MSDP. MSDP ialah program pengolahan data gelombang seismik gempa bumi yang diciptakan oleh Negara China yaitu oleh lembaga China Earthquake Association

(CEA) dengan operasi sistem menggunakan Linux GNOME.

c) Laporan gempa bumi pada daerah penelitian yang di analisa berdasarkan laporan rekaman seismograph tersebut mulai dari bulan September 2008 – September 2009 dengan periode waktu satu bulan. d) Perhitungan nilai ini didasarkan pada diagram Wadati.

5

1.4

Tujuan Penelitian

Berdasarkan uraian di atas, tujuam penelitian ini adalah:

a) Menentukan dan menganalisa perubahan nilai sebelum gempa besar Manokwari pada tanggal 4 Januari 2009 serta perubahan nilai

sesudah gempa besar tersebut terjadi.

b) Menentukan dan menganalisa anomali perubahan nilai sebelum gempa besar pada tanggal 4 Januari 2009 serta anomali perubahan nilai

sesudah gempa besar tersebut terjadi.

1.5

Manfaat Penelitian

Sebagai bahan informasi dini kepada pemerintahan pusat maupun pemerintahan daerah setempat dan masyarakat untuk digunakan sebagai studi awal indikasi atau precursor gempa bumi dari perubahan-perubahan kecepatan gelombang primer dan kecepatan gelombang sekunder. Hal ini perlu dilakukan penelitian lebih lanjut dan mendalam lagi baik di tempat penelitian ini maupun di tempat-tempat lain yang memiliki aktivitas tektonik tinggi sehingga di masa mendatang penelitian ini dapat dipakai untuk memprediksi terjadinya gempa bumi.

1.6

Sistematika Penulisan

BAB I PENDAHULUAN

Bab ini terdiri dari latar belakang, rumusan permasalahan, batasan masalah, tujuan penelitian, manfaat penelitian, dan sistematika penulisan.

6 BAB II LANDASAN TEORI

Bab ini terdiri dari teori lempeng tektonik, gempa bumi, pola tektonik daerah papua, dan prediksi gempa bumi.

BAB III METODE PENELITIAN

Bab ini terdiri dari waktu dan tempat penelitian, pengambilan data penelitian, pengolahan data, dan penentuan koefisien korelasi.

BAB IV HASIL DAN PEMBAHASAN

Bab ini terdiri dari hasil pengolahan data dan pembahasan.

BAB V PENUTUP

7

BAB II

LANDASAN TEORI

2.1

Teori Lempeng Tektonik

Setiap harinya planet Bumi selalu diguncang dengan gempa, baik yang dapat dirasakan oleh manusia maupun yang hanya tercatat dengan alat

seismograph saja. Pada masyarakat tradisional dan awam, gempa bumi

disebabkan oleh bermacam-macam hal sesuai dengan kepercayaan masyarakat setempat, sebagian masyarakat Jawa tradisional mempercayai bahwa gempa bumi disebabkan karena suatu mahluk besar yang membebani bumi sedang bergerak, sedangkan masyarakat Jepang kuno mempercayai gempa bumi disebabkan oleh semacam ikan Lele (cat fish) yang sedang bergerak, dan banyak kepercayaan lain yang disebabkan karena hal-hal yang misterius. Hal yang terjadi sebenarnya adalah terjadinya pergerakan lempeng tektonik.

2.1.1 Teori Pengapungan Benua (Continental Drift)

Pengamatan mengenai pengapungan benua ini telah dilakukan oleh beberapa pengamat peta bumi diantaranya ialah Sir Francis Bacon (1620). Ia menyatakan adanya suatu kesamaan bentuk garis pantai antara pantai timur benua Amerika Selatan dengan benua Afrika Barat. Selanjutnya Antonio Snider Pellegrini (1855) membenarkan pernyataan Sir Francis Bacon dengan membuat sketsa yang memperlihatkan kedua benua tersebut bersatu. Sketsa tersebut

8

menunjukan bahwa pada awalnya ke dua benua tersebut merupakan suatu satu kesatuan yang kemudian pecah dan terpisah menjadi dua benua.

Seorang ahli meteorologi dan fisika Jerman Alfred Wegener (1915) mengungkapkan konsep ”Pengapungan Benua” (Continental Drift). Konsep tersebut berdasarkan “Teori Benua Hanyut” yang menyatakan bahwa benua-benua bergerak melintasi permukaan bumi yang ditandai dengan kesamaan geologi, geografi, serta kesamaan fosil di beberapa belahan bumi yang berbeda benua. Fosil-fosil tumbuhan tropis yang diketemukan pada batubara di Eropa Utara, hal ini membuktikan bahwa Eropa di masa lampau terletak lebih dekat ke daerah khatulistiwa. Demikian juga dengan goresan es pada batuan dekat khatulistiwa, menunjukan bahwa batuan tersebut dulunya berada di daerah kutub. Selain itu

Alfred Wegener juga menyatakan bahwa benua-benua pernah bersatu (sekitar 300 juta tahun lalu) membentuk benua raksasa yang disebut Pangea, dan satu lautan besar Pantalasia. Kemudian benua raksasa tersebut terpecah menjadi dua benua yang diberi nama Lauransia dan Gondwana Kedua benua tersebut terpisah oleh Samudera Thetis. Selanjutnya Benua Lauransia terpecah menjadi Eurasia,

Greenland, dan Amerika Utara, sedangkan Benua Gondwana terpecah menjadi

Amerika Selatan, Afrika, Antartika, India, dan Australia. Bukti dari pemecahan ke

dua Benua dapat dibuktikan oleh adanya kesamaan garis pantai, dan juga ditemukannya persamaan fosil serta struktur batuan dibeberapa tempat belahan bumi yang berbeda.

Gamba

Gambar 2.1 _{Bentuk bumi purba}

ar 2.2 _{Proses pergerakan lempeng-lempeng benu}

9

2.1.2 Struktur Dal

A. Struktur Dalam B Untuk meng mempelajari sifat ge bumi dengan mempe permukaan bumi. Da waktu dan tidak sesua waktu tempuh gelomba tersebut tidak meram densitas), namun gelom mempunyai densitas be bulatan yang homoge

Gambar 2.3 _{Bentuk bumi sekarang}

Dalam Bumi

Bumi Klasik

ngetahui struktur dalam bumi, dapat dike gelombang gempa yang merambat di dalam

pelajari waktu tempuh perambatan gelomba ari hasil mempelajari waktu tempuh itu, dida suai dengan hasil yang diperhitungkan berdas

bang yang diperlukan. Hal ini menyatakan ba rambat dalam satu jenis medium (mempun gelombang tersebut merambat melalui beberap

s bervariasi. Dengan kata lain, bumi tidak lah m gen melainkan terdiri dari beberapa lapisan

10

diketahui dengan m struktur dalam bang sampai ke didapatkan variasi dasarkan jarak dan bahwa gelombang punyai satu nilai apa medium yang h merupakan suatu n yang konsentris

dengan densitas yang dan mengecil ketika m

Dari hasil te berdasarkan komposis a) Inti Bumi (Cor

Inti bumi terdi dengan besar de b) Selebung Bum

Mempunyai menyusunnya (Si), dan oksige c) Kerak Bumi (E

Mempunyai de benua dan k almunium (Al almunium (sia (sima).

Gambar

g berbeda. Densitas yang besar terakumulasi pa menjauh dari pusat bumi.

tersebut, struktur dalam bumi dibagi menj posisi kimia yang menyusunnya yaitu:

ore)

rdiri dari besi (Fe) dan nikel (Ni), hal ini didas r densitas dari kedua unsur tersebut yaitu 9,5 –

umi (Mantle)

densitas 3,3 – 5,7 gr/cm3 dengan uns a yaitu magnesium (Mg), besi (Fe), almunium igen (O).

(Earth Crust)

densitas rata-rata 2,7 gr/cm3 dan hanya te kerak samudera yang terbentuk dari unsur

l), dan magnesium (Mg). Kerak benua terdiri sial) dan kerak samudera terdiri dari silikon

r 2.4 _{Struktur dalam bumi klasik berdasarkan komp}

11

i pada pusat bumi,

enjadi 3 bagian

dasarkan kesamaan – 14,5 gr/cm3.

unsur-unsur yang unium (Al), silikon

terdiri dari kerak unsur silikon (Si), ri dari silikon dan kon dan magnesium

12

B. Struktur Dalam Bumi Modern

Semakin berkembangnya ilmu pengetahuan tentang kegempaan yaitu dengan mempelajari sifat perambatan gelombang-gelombang gempa bumi primer (P) dan sekunder (S), ditemukan kembali fakta yang menyatakan bahwa lapisan struktur dalam bumi tidak hanya berdasarkan komposisinya saja, namun juga adanya perubahan sifat fisik (physical property) seperti kuat batuan (rock strengh)

dan fasanya baik padat maupun cair.

Berikut ini adalah struktur dalam bumi berdasarkan sifat fisiknya (physical property):

a) Inti Dalam dan Inti Luar (inner core dan outer core)

Dari sifat fisiknya yang tidak dapat merambatkan gelombang S (Gambar 2.5) inti luar bumi diperkirakan berfasa cair, namun gelombang S itu kembali muncul ketika rambatan gelombang tersebut semakin kedalam, dari kenyataan ini dapat disimpulkan bahwa inti bumi terdiri dari dua bagian, inti bumi bagian luar berfasa cair dan inti bumi bagian dalam berfasa padat, namun jika dilihat dari segi komposisinya diperkirakan mempunyai kesamaan unsur penyusunnya.

13

b) Mesosfir (mesosphere)

Kekuatan (strength) material padat sangat dipengaruhi oleh suhu dan tekanan. Suatu material padat bila dipanaskan akan berkurang atau hilang kekuatan yang dimilikinya. Dengan adanya perbedaan suhu dan tekanan, selubung dan kerak bumi dibedakan menjadi tiga bagian yang mempunyai kekuatan yang berbeda. Semakin besar suhu dan tekanan yang ada, semakin besar pula kekuatan dari batuan tersebut. Hal ini berarti batuan yang mempunyai kekuatan besar berada dekat dengan inti bumi dan semakin berkurang kekuatannya terhadap batuan yang menjauh dari inti bumi.

c) Astenosfir (asthenosphere)

Lapisan ini terbentuk akibat terjadinya keseimbangan antara suhu dan tekanan disini sedemikian rupa dan menjadikan materialnya dalam keadaan mendekati titik leburnya. Karena hampir melebur mengakibatkan struktur lapisan ini menjadi lemah dan memungkinkan material tersebut untuk mengalir dan mudah terdeformasi.

d) Litosfir (lithosphere)

Lapisan ini merupakan lapisan yang batuan, dan mempunyai sifat dingin, kuat, dan kaku (rigid). Litosfir memiliki bentuk yang patah-patah atau pecah-pecah dan menjadi lempeng-lempeng yang besar. Lempeng-lempeng tersebut selalu bergerak seolah-olah terapung diatas astenosfir dan lebih dikenal sebagai lempeng tektonik.

14 Gambar 2.6 _{Struktur dalam bumi modern berdasarkan sifat fisik.}

2.1.3 Pergerakan Lempeng Tektonik

Lempeng tektonik ialah lapisan litosfir bumi yang memiliki sifat kaku, tegar, dan elastis serta memiliki bentuk yang terpecah-pecah akibat dari sifat kekakuannya dan ketegarannya sehingga tidak dapat mempertahankan diri dari usikan atau getaran bumi yang berlangsung secara terus-menerus. Faktor penyebab terjadinya pergerakan yang dialami oleh lempeng-lempeng tektonik adalah adanya arus konveksi panas di dalam selubung atau mantel bumi (Gambar 2.7).

15 Gambar 2.7 _{Arus konveksi energi panas dalam perut bumi}

Berdasarkan kaidah kedua thermodinamika, energi panas bumi tidak tetap tersimpan di pusat bumi melainkan dapat mendesak keluar sepanjang waktu. Energi panas bumi tersebut terus bergerak di dalam mantel bumi, dan ketika tekanan yang dimilikinya sudah tinggi, energi tersebut berusaha untuk segera keluar dari mantel bumi menuju astenosfir dan terus bergerak sehingga menggerakan lapisan litosfir yang terapung di atas astenosfir.

16

Berdasarkan tipe pergerakan lempeng tektonik di perbatasan antara lempeng, lempeng tektonik dibagi menjadi tiga yaitu batas lempeng divergen

(divergent plate boundary), batas lempeng konvergen (convergent plate

boundary), dan batas lempeng transform (transform plate boundary).

A. Batas Lempeng Divergen (Divergent Plate Boundary)

Pada tipe divergen ini, lempeng-lempeng tektonik yang bertemu, bergerak saling terpisah atau menjauh satu sama lain. Akibat pola pergerakannya yang saling menjauh itu maka akan terbentuk ruang antar lempeng di perbatasan lempeng-lempeng tersebut, namun ruang antar lempeng tersebut akan segera terisi olah bahan batuan cair baru yang terinjeksi dari astenosfir yang berada dibawahnya dan akan mendingin membentuk batuan padat yang baru di tepian lempeng lalu mendorong lantai samudera yang sudah terbentuk sebelumnya menjauhi pusat pemekaran. Proses ini dikenal sebagai pemekaran lantai samudera

(sea floor spreading).

17

Proses pemekaran lantai samudera ini terjadi di punggungan samudera di Atlantik. Umur kerak samudera disana relatif muda, karena mekanisme ini berlangsung secara terus-menerus sejak 165 juta tahun yang lalu dengan kecepatan pemekaran antara 2 cm/tahun sampai 10 cm/tahun.

Tidak semua pusat pemekaran terjadi di samudera seperti di tengah Atlantik ini. Pada benua pemekaran mengkin saja terjadi, namun hal tersebut sangat langka, kelangkaan itu diindikasikan karena kerak benua jauh lebih tebal dibandingkan dengan kerak samudera. Pemekaran benua dapat berhenti setiap saat, tidak seperti pemekaran samudera yang selalu terjadi hingga sekarang ini.

B. Batas Lempeng Konvergen (Convergent Plate Boundary)

Pada tipe konvergen ini, dua lempeng bertumbukan maka salah satu ujung dari salah satu lempeng melengkung ke bawah lempeng yang lainnya dan terus masuk sampai ke lapisan astenosfir. Lapisan litosfir yang telah sampai di lapisan astenosfir akan kehilangan kekakuannya dan akan melebur, karena lapisan astenosfir memiliki suhu tinggi yang sanggup meleburkan lapisan litosfir yang masuk didalamnya.

18

Dalam batas lempeng konvergen terdapat tiga macam kemungkinan yang terjadi di tempat pertemuan antara lempeng berdasarkan jenis lempeng yang bertemu atau bertumbukan. Batas lempeng konvergen ini dapat terjadi antara lempeng samudera dengan lempeng samudera, lempeng benua dengan lempeng benua, serta lempeng benua dengan lempeng samudera. Pada umumnya jika pertemuan lempeng terjadi antara dua lempeng yang sejenis, maka tidak akan mengakibatkan terjadinya peristiwa subduksi karena ke dua lempeng tersebut mempunyai densitas atau rapat massa yang sama. Dengan kata lain peristiwa subduksi umumnya terjadi pada tumbukan antara lempeng benua dengan lempeng samudera.

Tumbukan Lempeng Benua Dengan Lempeng Samudera

Pada tipe tumbukan lempeng benua dengan lempeng samudera ini umumnya terjadi peristiwa subduksi. Peristiwa subduksi ialah melengkungnya lempeng samudera ke bawah lempeng benua dengan sudut lebih dari 45o menuju lapisan astenosfir yang berada dibawahnya. Zona ini dinamakan zona subduksi. Pada zona subduksi terdapat karakteristik khas, zona ini ialah sebagai tempat terjadinya atau tebentuknya busur magmatik (magmatic arc), bancuh (melenge), punggungan dan cekungan busur depan (fore arc ridge and fore arc

Gambar Busur m berkait Terbent tumbuka rekaha aktifita magma strato busur v Bancuh batuan (chaoti

r 2.11 _{Tumbukan lempeng benua dengan lempeng}

ur magmatik (magmatic arc)

Busur magmatik ialah wilayah aktifitas kaitan dengan penujaman lempeng dan be bentuk akibat menaiknya hasil leburan lapis bukan yang terjadi dan bermigrasi ke perm

han-rekahan sebagai jalur gunung api strato. itas gunung strato terbentuk pada lempeng s matik ini disebut busur (island arc) dan bila o terbentuk pada lempeng benua, busur magm ur vulkanik kontinental (continental volcanic ar

uh (melange)

Bancuh (yang berarti campuran) ialah jalur uan yang merupakan campuran acak-acaka

haotic) pecahan berbagai batuan dan teranjakan (t

19

ng samudera

as magma yang berbentuk busur. pisan litosfir dari rmukaan melalui o. Jika rangkaian samudera, busur a aktifitas gunung metik ini disebut

arc).

ur yang terdiri dari kan atau kacau

20

Punggungan Busur Depan (fore arc ridge) dan Cekungan Busur Depan (fore arc basin)

Bentuk topografi utama dalam zona konvergen ialah palung

(trench) dan busur magmatik. Pada umumnya diantara palung dan

busur magmatik dapat kita jumpai punggungan busur depan dan cekungan busur depan. Punggungan busur depan terbentuk oleh penebalan kerak akibat sesar tanjakan pada ujung lempeng yang ditabrak. Contoh dari punggungan busur depan dan cekungan busur depan ialah Pulau Sumatera.

Busur Cekungan Belakang (back arc basin)

Busur cekungan belakang berada di belakang sejajar dengan busur magmatik. Gejala ini diperlihatkan oleh menipisnya kerak dan suatu bukaan berupa cekungan berbentuk busur.

Gambar 2.12 _{Struktur tektonik lempeng pada daerah batas lempeng kovergen}

Tumbukan Le Bila ke lempeng akan menghasilkan cenderung ber hingga ke pe

(volcanic-arc)

bertumbuknya Mariana dan akan membent

Gambar 2.

Tumbukan Le Contoh Asia yang seb India yang ter di antaranya bawah benua

empeng Samudera Dengan Lempeng Samuder ke dua lempeng samudera bertumbukan maka kan melengkung masuk di bawah lempeng yan n gunung api. Gunung api yang terbentuk da erada di lantai samudera, jika gunung api it permukaan laut maka akan terbentuk bus

c) yang terletak jauh dari palung laut ya ke dua lempeng tersebut seperti kepul n Tonga. Jika aktifitas itu berlangsung terus

ntuk busur kepulauan seperti kepulauan Filiphi

2.13 _{Tumbukan lempeng samudera dengan lempe}

empeng Benua Dengan Lempeng Benua oh dari peristiwa ini adalah bersatunya India

ebelumnya terpisahkan oleh lempeng samude erus mendekati benua Asia mengakibatkan lem a tertekan, terlipat, dan terdeformasi, lalu i nua dan membentuk busur kepulauan. Dengan b

21

udera

a salah satu ujung ang lain dan akan dari tumbukan ini itu terus tumbuh busur gunung api sebagai tempat pulauan Aleutian, us menerus, maka phina dan Jepang.

peng samudera

dia dengan benua udera. Pergerakan empeng samudera u ia menyusup ke n bersatunya India

dengan benua Himalaya dan zona suture (s

BENYAMIN, D

Gamba

C. Batas Lempeng T Pada tipe trans dengan arah yang be kerak baru seperti hal ciri utama yaitu men Hal ini berarti bahw dalam kombinsi yan tersebut. Wilayah pa pergerakan sesar trans banyak terjadi di sam

nua Asia mengakibatkan terbentuknya forma dan daerah merekatnya India dengan benua A

(suture zone) yang dikenal dengan nama ophi

, DKK, 2006).

bar 2.14 _{Tumbukan lempeng benua dengan lempe}

Transform (Transform Plate Boundary)

nsform ini, lempeng-lempeng yang bertemu sa berlawanan, tanpa disertai pembentukan atau halnya tipe divergen dan konvergen. Sesar trans nghubungkan segmen-segmen sistem punggun hwa sesar ini menghubungkan batas konverge

ang bervariasi sesuai dengan pergerakan patahan San Andreas di Califonia Utara nsform di benua, karena sesar transform pada mudera.

22

masi pegunungan Asia dinamakan

ophiolites (SAPIE,

peng benua

u saling bergesekan tau penghancuran ansform memiliki punggungan samudera. gen dan divergen n relatif lempeng a adalah contoh da umumnya lebih

23 Gambar 2.15 _{Batas lempeng transform}

2.2

Gempa Bumi

Gempa bumi merupakan suatu gejala alam yang disebabkan oleh pelepasan energi regangan elastis batuan pada setiap pergerakan lempeng tektonik atau akibat adanya deformasi batuan yang terjadi pada lapisan litosfir. Menurut

“Elastic Rebound Theory” menyatakan bahwa gempa bumi merupakan gejala

alam yang disebabkan oleh pelepasan energi renggangan elastis batuan yang disebabkan oleh adanga deformasi batuan (GUTTENBERG, B,. RICHTER, C,. F, 1944).

Deformasi batuan terjadi pada lapisan litosfir yang disebabkan oleh adanya stress (tekanan) dan strain (tarikan) pada lapisan bumi. Stress dan strain

secara kontinyu menarik, membengkokkan dan mematahkan batuan pada lapisan litosfir. Akibat yang disebabkan stress pada batuan tergantung pada cara kerja dan sifatnya, yaitu:

1. stress uniform menekan dengan besar yang sama dari segala arah.

2. differensial stress menekan tidak dari semua arah yang disebabkan oleh gaya-gaya tektonik.

24

3. differensial stress terdiri dari tensional stress yang menarik batuan,

compressional stress yang menekan batuan, dan shear stress yang

menyebabkan pergeseran dan translasi pada batuan.

Gambar 2.16 _{Deformasi batuan akibat stress}

Apabila batuan mengalami stress, batuan akan terdeformasi melalui tahapan sebagai berikut :

1. elastic deformation, yaitu deformasi sementara atau tidak permanent.

Dimana batuan yang terkena stress dan kemudian stressnya hilang akan kembali dan pada bentuk dan volumenya semula. Peristiwa ini disebut sebagai elastisitas batuan yang disebut elastic limit yang apabila dilampui, batuan tidak akan kembali pada kondisi awal.

2. duclite deformation, yaitu deformasi dimana batas deformasi batuan

terlewati dan mengalami perubahan bentuk dan volume batuan.

3. fracture, yaitu deformasi dimana batasan elastis ductile deformation

25 Gambar 2.17 _{Kurva stress dan strain dalam kegempaan}

Gempa bumi yang terjadi akibat adanya pergerakan lempeng-lempeng yang saling bertumbukan dan juga akibat aktifitas gunung berapi, pada umumnya terjadi di jalur utama gempa bumi yang dikenal dengan ”Ring Of Fire”. Jalur ini juga merupakan zona subduksi, karena pertemuan lempeng-lempeng tektonik di jalur ini berbentuk konvergen serta lempeng-lempeng tektonik yang bertemu mempunyai densitas yang berbeda yaitu lempeng samudera bertumbukan dengan lempeng benua.

Terdapat tiga jalur utama gempa bumi yang merupakan batas pertemuan dari beberapa lempeng-lempeng tektonik aktif serta tempat gunung api aktif berada, yaitu:

1. Jalur gempa bumi Sirkum Pasifik mulai dari Cardilles de los Andes (Chili, Equator, dan Karibia) Amerika Tengah, California British Columbia, Alautian Island, Kachatka, Jepang, Taiwan, Filiphina, Indonesia, Polynesia, dan berakhir di New Zealand.

26

2. Jalur gempa bumi Mediteran atau Trans Asiatic mulai dari Azores, Mediteran (Maroko, Portugal, Italia, Balkan, Rumania), Turki, Kaukasus, Irak, Iran, Afganistan, Himalaya, Burma, Indonesia (Sumatera, Jawa, Nusa Tenggara, dan Laut Banda), dan akhirnya bertemu dengan jalur Sirkum Pasifik di daerah Maluku.

3. Jalur gempa bumi Mir-Atlantik mengikuti Mid-Atlantik Rodge yaitu Spitsbergen, Iceland, dan Atlantik Selatan.

Berdasarkan analisa dari data gempa yang pernah terjadi di dunia, sebanyak 80% dari gempa di dunia terjadi di jalur gempa bumi Sirkum Pasifik yang juga merupakan jalur vulkanik, lalu 15% terjadi di jalur gempa bumi Mediteran dan sisanya sebesar 5% tersebar di Mid-Atlantik dan tempat-tempat lainnya (SALEH, MUHAMMAD, DKK, 2003).

27 2.2.1 Proses Terjadi Gempa Bumi

Menurut (GRAY, CHRIS, 20010), terjadinya gempa bumi dibagi kedalam lima tahapan, dan dalam setiap tahapannya terjadi perubahan fisis di dalam perut bumi. Perubahan ini merupakan precursor geofisika, dan hal ini dapat membantu para ilmuwan memprediksi gempa bumi. Untuk memahami bagaimana precursor dapat timbul dan manfaatnya dalam studi prediksi gempa bumi, kelima tahapan gempa bumi ini harus dipahami. Berikut ini akan dijelaskan secara terperinci kelima tahapan tersebut:

Tahap I, gempa bumi diawali dengan adanya penumpukan regangan elastis. Regangan elastis perlahan-lahan terbentuk di dalam batuan, dan batuan tersebut menjadi partikel yang dikompresi secara bersama.

Tahap II, batuan tersebut sekarang dikemas seketat mungkin, dan satu-satunya cara batuan dapat berubah bentuk adalah untuk memperluas dan menempati volume yang lebih besar. Peningkatan volume ini disebut

dilatancy. Kenaikan volume ini disebabkan oleh pembentukan

microcracks. Dalam bentuk microcracks, air yang biasanya mengisi

pori-pori dan retakan pada batuan terpaksa keluar bersama material-material yang berada di dalam microcracks tersebut, sama seperti ketika Anda menginjak pasir pantai basah. Udara sekarang mengisi pori-pori dan retakan pada batuan. Selama proses ini, batuan menjadi lebih kuat dan dapat menyimpan strain lebih besar lagi dan menyebabkan batuan semakin elastis. Proses ini dapat dideteksi di permukaan dengan mengangkat dan memiringkan tanah.

28

Tahap III, masuknya air dan deformasi tidak stabil di zona sesar. Selama tahap ini, air terpaksa kembali ke pori-pori retakan pada batuan yang disebabkan oleh tekanan air disekitarnya, seperti ketika air mengisi jejak di pasir. Batuan tersebut telah disaring di luar kapasitas normalnya. Fase ini merupakan fase dimana batuan tersebut menentukan sendiri batas kekuatannya untuk menerima strain dan stress dari luar, dan masuknya air juga mencegah terhjadinya generasi selanjutnya dari microcracks, sehingga batuan tersebut berhenti berkembang. Selain itu, air di batuan berfungsi sebagai pelumas untuk rilis, dan pada akhirnya ketegangan meningkat.

Tahap IV, patahnya sesar atau terjadinya gempa bumi. Akhirnya, batuan tidak dapat lagi menahan tekanan. Sesar tiba-tiba patah, menghasilkan gempa bumi. Ketika sesar patah, energi elastis yang tersimpan dalam batuan dilepaskan dalam bentuk energi panas dan gelombang seismik. Gelombang seismik ini lah yang merupakan gelombang gempa bumi. Tahap V, tegangan drop tiba-tiba diikuti oleh gempa susulan. Sebagian besar energi regangan elastis dilepaskan oleh gempa utama, namun pecah dan mengakibatkan terjadi gempa susulan lebih kecil. Gempa susulan melepaskan energi regangan sisa, dan akhirnya ketegangan di daerah berkurang dan kondisi kembali stabil.

Teori yang menjelaskan secara umum terjadinya gempa bumi adalah

29

daerah atau area yang mengalami deformasi batuan. Energi yang tersimpan dalam deformasi ini berbentuk elastis strain dan akan terakumulasi sampai daya dukung batuan mencapai batas maksimum. Ketika batuan tersebut telah mencapai batas kemampuan maksimumnya dalam mengakumulasikan energi, batuan tersebut akan pecah dan akan menimbulkan rekahan atau patahan serta getaran pada bumi.

Mekanisme dari “Elastic Rebound Theory” adalah jika terdapat dua buah gaya yang bekerja pada lapisan litosfir dengan arah yang berlawanan, batuan pada lapisan tersebut akan mengalami deformasi, karena batuan mempunyai sifat elastisitas. Bila gaya yang bekerja pada batuan terjadi dalam waktu yang lama dan terus menerus, dengan demikian energi yang terakumulasi oleh batuan tersebut semakin besar, maka lama kelamaan sifat elastisitas batuan akan mencapai batas maksimum akibat terlalu besar energi yang terakumulasi oleh batuan tersebut sehingga akan mulai terjadi pergeseran pada daerah tersebut. Akibatnya batuan akan mengalami patahan secara tiba-tiba sepanjang bidang fault (Gambar 2.16). Setelah itu batuan akan kembali stabil, namun sudah mengalami perubahan bentuk maupun posisi. Pada saat batuan mengalami gerakan yang tiba-tiba akibat pergeseran batuan, energi stress yang tersimpan akan dilepaskan dalam bentuk getaran yang dikenal sebagai gempa bumi.

Tegangan atau stress (σ) terjadi karena adanya gaya tekan (F) yang mengenai suatu luas permukaan (A) yang secara matematis dapat ditulis sebagai berikut:

30 = ∆ … … … . … (2.2)

dimana:

σ = tegangan/stress

F = gaya ( ) A = luas penampang ( )

ε = renggangan/strain

∆l = perubahan panjang benda ( ) lo = panjang mula-mula ( )

Menurut Hukum Hooke, bahwa stress berbanding lurus dengan strain. Perbandingan strees dan strain disebut dengan Modulus. Ada tiga macam modulus, yaitu:

a) Modulus Young, melukiskan pertambahan panjang suatu benda (∆l)

= _{. ∆ … … … . (2.3)}.

Dimana:

E = modulus Young

b) Modulus Bulk (k), melukiskan pertambahan volume suatu benda

= ._{. ∆ … … … . (2.4)}

Dimana:

31

c) Modulus Rigiditas atau Shear (µ), melukiskan perubahan bentuk benda akibat kekenyalannya.

Teori elastisitas kecepatan rambat gelombang P adalah:

= " + 43$_{% &}

'

… … … . . (2.5)

sedangkan kecepatan gelombang S:

= )$_%*' … … … (2.6)

dengan

= 3( − 2-)

$ = 2( + -) = 2 ∆ ( + -) = 2 ( + -)

dimana:

= kecepatan gelombang P ( .) = kecepatan gelombang S ( .)

ρ = rapat jenis bahan/densitas /01 ₂3

k = modulus Bulk

µ = modulus Rigiditas

32

E = modulud Young

ε = regangan 4∆ 5 (SUBARJO, 2003)

2.2.2 Gelombang Gempa Bumi

Gelombang gempa bumi (gelombang seismik) adalah gelombang elastis yang disebabkan karena adanya gerakan tanah yang tiba-tiba atau adanya suatu letusan baik di dalam atau di permukaan bumi. Gelombang ini akan menjalar ke seluruh bagian dalam bumi dan juga melalui permukaan bumi (ISMAIL, S, 1989).

Ada dua tipe utama gelombang seismik, yaitu:

1. Gelombang Badan (Body Waves) yaitu gelombang yang menjalar melalui bagian dalam bumi, yang terdiri dari:

a. Gelombang Primer (Preasure Wave) (P) atau gelombang longitudinal atau gelombang kompresi adalah gelombang yang gerakan pertikelnya searah dengan arah penjalaran gelombang. Gelombang ini datang paling awal serta dapat menjalar pada semua fasa medium (padat, cair dan gas).

33

b. Gelombang Sekunder (Shear Wave) (S) atau gelombang transversal adalah gelombang yang gerakan pertikelnya tegak lurus dengan arah penjalaran gelombangnya. Gelombang sekunder dapat dibagi menjadi dua, yaitu:

a. Gelombang SV (shear vertical) adalah gelombang sekunder yang gerakan partikelnya terpolarisasi pada bidang vertikal.

b. Gelombang SH (shear horizontal) adalah gelombang sekunder yang gerakan partikelnya horizontal.

Gambar 2.20 _{Penjalaran gelombang S (Shear Wave)}

Gelombang primer merupakan yang diteruskan lewat gelombang melalui bumi oleh gerakan mendorong dan menarik, sedangkan gelombang sekunder melaju lewat gelombang melalui bumi oleh gerakan menjepit dan memutar. Gerakan dorong-tarik memungkinkan gelombang-gelombang melaju melalui massa batuan yang lebih cepat dari gerakan memutar, sebab putaran itu adalah gerakan yang lebih rumit dan memerlukan waktu yang lama untuk menyelesaikannya. Pada sebagian

34

besar batuan, gelombang yang memiliki gerakan dorong-tarik melaju 1,7 kali lebih cepat daripada gerakan memutar. Hal inilah yang menyebabkan gelombang primer lebih cepat perambatannya dibandingkan gelombang sekunder (L, DON,. FLORENCE,. FEET, 2006).

2. Gelombang Permukaan (Surface Waves) yaitu gelombang yang menjalar sepanjang permukaan bumi, yang terdiri dari:

a. Gelombang Rayleigh (R) yaitu gelombang yang arah gerakan partikelnya adalah eliptic retrograd.

b. Gelombang Love (L) yaitu gelombang yang terpadu pada permukaan bebas medium berlapis. Gerakan pertikelnya seperti gerakan gelombang SH.

c. Gelombang Stonley yaitu gelombang yang terpadu pada bidang batas antara 2 medium. Gerakan partikelnya serupa dengan gelombang SV.

a) Gambar tampak samping

P SV L R

b) Gambar tampak atas

P SV L R

35

Menurut (SUBARJO, 2003), dasar teori yang digunakan dalam pengamatan gempa bumi adalah persamaan gelombang elastic untuk media yang

homogeny isotropic yang dapat ditulis:

%6 7_{6 = (9 + $)}8 _6;6:

8 + $∇ 78 … … … . … … … . (2.7)

Dimana: i = 1, 2, 3

: = >6?_6A@

@ =

67

6; +6B6C +66D … … … (2.8)

dimana:

θ = perubahan volume atau dilatasi

ρ = rapat jenis bahan/densitas /01 ₂3

Uj = vektor tegangan komponen ke i

Xj = komponen sumbu koordinat ke i

t = waktu (F G )

λ = kontanta Lame

µ = modulus Rigiditas

∇ = HI HJGH =_{6; +}6 _{6C +}6 _6D6

Untuk bengun tiga dimensi, secara lengkap persamaan (2.7) dapat ditulis sebagai berikut:

36 %6 7_{6 = (9 + $)}8 _6;6:

8 + $∇ 78 … … … (2.9H)

%6 B_{6 = (9 + $)}8 _6C6:

8+ $∇ B8 … … … (2.9L)

%6₆ 8 = (9 + $)_6D6:

8 + $∇ 8 … … … . . … … … . (2.9J)

Jika persamaan diatass dideferesialkan terhadap x, y, dan z dan kemudian hasilnya di jumlahkan, diperoleh persamaan:

6 :

6 =(9 + 2$)% ∇ : … … … . (2.10) Persamaan (2.10) merupakan gerak gelombang yang merambat dengan kecepatan:

B = N(9 + 2$)_% … … … (2.11)

Gelombang tersebut dalam Seismologi dikenal sebagai gelombang primer (P). Jika persamaan (2.9b) dan (2.9c) masing-masing dideferensiasikan terhadap y dan z kemudian hasilnya dikurangkan, diperoleh persamaan:

%_{6 O}6 6_{6C −}6B_{6DP = $∇ O}6_{6C −}6B_{6DP … … … (2.12)}

Dengan:

=6_{6C −}6B_{6D … … … . … … … … (2.13)}

Subtitusikan persamaan (2.13) ke (2.12), maka diperoleh:

6

37 Persamaan (2.14) menyatakan persamaan gerak gelombang sekunder (S) yang merambat dengan kecepatan:

B = N$_{% … … … . . (2.15)} B = N(9 + 2$)_% FH B = N$_%

B

B = N9$ + 2 G H 9 = $ B

B = Q3

(SUBARJO, 2003)

2.2.3 Jenis-Jenis Gempa Bumi

A. Gempa Bumi Berdasarkan Sumber Gempa

Ditinjau dari penyebabnya, penyebab terjadinya gempa bumi dapat dibagi empat penyebab utama yaitu:

1. Gempa tektonik adalah gempa bumi yang berasal dari pergeseran lapisan-lapisan batuan sepanjang bidang sesar di dalam bumi.

2. Gempa vulkanik adalah gempa bumi yang berasal dari aktifitas atau letusan gunung berapi, aktifitas tersebut berasal dari pergerakan magma yang berada di dalam gunung berapi.

3. Gempa runtuhan atau gempa longsoran adalah gempa bumi yang berasal dari berasal dari runtuhnya gua kapur atau daerah pertambangan atau daerah tanah longsor.

38

4. Gempa buatan adalah gempa bumi yang berasal dari adanya aktivitas manusia di kulit bumi atau permukaan bumi yang menyebabkan getaran yang cukup kuat.

B. Gempa Bumi Berdasarkan Kedalaman Gempa

Menurut (SUBARJO, 2003), kedalaman sumber gempa bumi adalah jarak dari titik fokus gempa bumi (hipocenter) dengan permukaan di atas fokus

(epicenter). Berdasarkan kedalaman sumber gempa, gempa dapat dikelompokan

menjadi tiga, yaitu:

1. Gempa bumi dangkal, dimana kedalaman hipocenternya kurang dari 66 Km di bawah permukaan bumi.

2. Gempa bumi menengah, dimana kedalaman hipocenternya antara 66 Km – 450 Km di bawah permukaan bumi.

3. Gempa bumi dalam, dimana kedalaman hipocenternya lebih dari 450 Km di bawah permukaan bumi.

C. Gempa Bumi Berdasarkan Kekuatan Gempa a) Magnitude (Skala Richter)

Perhitungan besar gempa bumi dengan skala Richter diukur berdasarkan perhitungan logaritma (basis 10) terhadap nilai amplitude

maksimum dari rekaman fase gelombang gempa bumi yang di rekam oleh

seismometer Wood-Anderson, pada jarak 100 Km dari pusat gempa. Skala

39

daerah California Selatan, namun dalam perkembangannya skala ini banyak diadopsi untuk gempa-gempa yang terjadi di tempat lainnya bahkan hingga di seluruh dunia.

Ada beberapa metode yang biasa dipakai dalam menentukan enegi gempa bumi, yaitu meneliti besaran simpangan gelombang dengan menggunakan gelombang badan (body wave) yang merambat di bumi, dikenal dengan nama Magnitude Body (Mb), metode lainnya menggunakan gelombang permukaan (surface magnitude) yang disebut Magnitude Surface

(Ms), dan Magnitude Durasi (Md) yaitu metode yang bedasarkan rentang waktu gempa bumi. Ketiga metode ini mempunyai korelasi antara satu dengan yang lainnya sehingga bisa menjadi penentuan magnitude suatu gempa bumi (SALEH, MUHAMMAD,. DKK, 2003).

Berdasarkan kekuatan sumber gempa, gempa dapat dikelompokan menjadi empat, yaitu:

1. Gempa sangat besar, M > 8,0 2. Gempa besar, 7,0 < M < 8,0 3. Gempa sedang, 4,5 < M < 7,0 4. Gempa mikro, 1,0 < M < 4,5

dimana M adalah Magnitude (SUBARJO, 20003). b) Intensitas (Skala Mercalli)

Menurut (SALEH, MUHAMMAD,. DKK, 2003), intensitas adalah ukuran kerusakan akibat gempa bumi yang berdasarkan hasil pengamatan dampak yang ditimbulkan gempa bumi terhadap manusia, struktur bangunan,

40

dan lingkungan pada tempat tertentu. Besar intensitas bervariasi, selain bergantung dari besar kekuatan gempa bumi pada sumber gempa, tetapi juga tergantung pada jarak tempat atau wilayah tertentu ke sumber gempa bumi, serta kondisi geologisnya.

Skala Mercalli ditemukan oleh seorang ahli gunung berapi berbangsa Italia yang bernama Giuseppe Mercalli pada tahun 1902. Skala Mercalli ini didasarkan pada informasi dari orang-orang yang selamat dari gempa bumi. Bedasarkan hal tersebut, Mercalli menemukan 12 ukuran besarnya gempa bumi, yaitu:

1. Tidak terasa.

2. Terasa oleh orang yang berada di bangunan tinggi. 3. Getaran dirasakan seperti ada kereta yang berat melintas

4. Getaran dirasakan seperti ada benda berat yang menabrak dinding rumah, benda yang tergantung bergoyang-goyang.

5. Dapat dirasakan di luar rumah, hiasan dinding bergerak, benda kecil di atas rak mampu jatuh.

6. Terasa oleh hampir semua orang, dinding rumah rusak.

7. Dinding pagar yang tidak kuat pecah, orang tidak dapat berjalan atau berdiri.

8. Bangunan yang tidak kuat akan mengalami kerusakan. 9. Bangunan yang tidak kuat akan mengalami kerusakan tekuk. 10.Jembatan dan tangga rusak, terjadi tanah longsor.

41

12.Seluruh bangunan hancur lebur.

Skala Mercalli tersebut di modifikasi kembali oleh ahli seismologi yang bernama Harry Wood dan Frank Neumann dan digunakan untuk tempat-tempat yang tidak terdapat peralatan seismometer. Skala Modifikasi Intensitas Mercalli (MMI) mengukur kekuatan gempa bumi sebagai berikut:

Skala I MMI: Getaran tidak dirasakan kecuali dalam keadaan luar biasa oleh beberapa orang (biasanya pada orang yang berada di gedung bertingkat).

Skala II MMI: Getaran dirasakan oleh beberapa orang, benda-benda ringan yang digantung bergoyang.

Skala III MMI: Getaran dirasakan nyata dalam rumah, terasa getaran seakan-akan ada truk lewat.

Skala IV MMI: Pada siang hari dirasakan oleh orang banyak dalam rumah, di luar beberapa orang terbangun, gerabah pecah, jendela pecah, pintu bergemerincing, dinding berbunyi karena pecah-pecah .

Skala V MMI: Getaran dirasakan oleh hampir semua penduduk, orang banyak terbangun, gerabah pecah, jendela dan sebagainya pecah, barang-barang terpelanting, pohon–pohon, tiang–tiang, dan lain-lain tampak bergoyang, bandul lonceng dapat berhenti.

Skala VI MMI: Getaran dirasakan oleh semua penduduk, kebanyakan terkejut dan lari keluar, plester dinding jatuh dan cerobong asap dari pabrik rusak. Kerusakan ringan.

42

pada rumah-rumah dan bangunan dengan konstruksi yang baik dan tidak baik, cerobong asap pecah atau retak-retak, terasa oleh orang-orang yang naik kendaraan.

Skala VIII MMI: Kerusakan ringan pada bangunan-bangunan konstruksi yang kuat, retak-retak pada bangunan yang kuat, dinding dapat lepas dari rangka rumah, cerobong asap dari pabrik-pabrik dan monument roboh, air menjadi keruh.

Skala IX MMI: Kerusakan pada bangunan-bangunan yang kuat, rangka-rangka rumah menjadi tidak lurus, banyak retak-retak pada bangunan yang kuat, rumah tampak agak pindah dari pondamennya, pipa-pipa dalam tanah putus.

Skala X MMI: Bangunan dari kayu yang kuat rusak, rangka-rangka rumah lepas dari pondamennya, tanah terbelah, rel kereta api melengkung, tanah longsor di tiap-tiap sungai dan di tanah-tanah curam, air bah.

Skala XI MMI: Bangunan-bangunan hanya sedikit yang tetap berdiri. Jembatan rusak, terjadi lembah, pipa dalam tanah tidak dapat dipakai sama sekali, tanah terbelah, rel kereta melengkung sekali.

Skala XII MMI: Hancur sama sekali, gelombang tampak pada permukaan tanah, pemandangan menjadi gelap, benda-benda terlempar ke udara.

43

D. Gempa Bumi Berdasarkan Tipe Gempa

Berdasarkan tipenya, gempa dikelompokan menjadi tiga tipe, yaitu:

a) Tipe I : ini gempa bumi utama diikuti gempa susulan tanpa didahului oleh gempa pendahuluan (fore shock).

b) Tipe II : Sebelum terjadi gempa bumi utama, diawali dengan adanya gempa pendahuluan dan selanjutnya diikuti oleh gempa susulan yang cukup banyak.

c) Tipe III : Tidak terdapat gempa bumi utama. Magnitude dan jumlah gempa bumi yang terjadi besar pada periode awal dan berkurang pada periode akhir dan biasanya dapat berlangsung cukup lama dan bisa mencapai 3 bulan. Tipe gempa ini disebut tipe swarm dan biasanya terjadi pada daerah vulkanik seperti gempa Gunung Lawu pada tahun 1979.

2.3

Pola Tektonik Daerah Papua

Kepulauan Indonesia merupakan suatu daerah dengan struktur yang kompleks. Wilayah ini terletak pada zona interaksi antar tiga lempeng utama dunia, Lempeng Eurasia yang relatif diam, Lempeng Pasifik yang relatif bergerak ke arah Barat, dan Lempeng Indo-Australia yang relatif bergerak ke arah Utara. Sejumlah lempeng-lempeng kecil lainnya yang selalu bergerak berada di antara zona interaksi lempeng-lempeng besar dan menghasilkan zona-zona konvergensi dalam berbagai bentuk dan arah. Gerak-gerak lempeng yang rumit itu kemudian

44

dimanifestasikan dalam bentuk-bentuk deformasi seperti gempa bumi, gunung api ataupun gerak - gerak vertikal.

Pusat-pusat gempa bumi terdapat di sepanjang jalur subduksi, yaitu di sebelah barat Sumatera, di selatan Jawa sampai Nusa Tenggara serta di daerah sekitar sesar mendatar seperti Sesar Semangko di Sumatera, Sesar Palu di Sulawesi dan Sesar Sorong di Irian Jaya.

Pulau Papua terletak di ujung pertemuan lempeng samudera yaitu Lempeng Pasifik yang menyusup di bawah Papua bergerak ke arah Baratdaya dengan kecepatan 12 cm/tahun dan Lempeng Indo-Australia yang menyusup di bawah Lempeng Eurasia bergerak ke utara sekitar 7 cm/tahun.

Dua gaya akibat tumbukan Lempeng Indo-Australia dan Pasifik di bagian utara Papua terdapat pegunungan yang memanjang dari “Kepala Burung” hingga Pegunungan Cycloof di Jayapura, di daerah tersebut terdapat patahan yang memanjang dari Sorong hingga Yapen dan terus ke Memberamo Hilir hingga di selatan Jayapura. Di bagian tengah terdapat pegunungan tengah dan patahan yang rumit seperti Patahan Weyland, Siriwo, Direwo, Kurima dan lain-lain. Disamping itu ada patahan yang memanjang dari Manokwari ke arah Nabire dan dinamakan Patahan Wandamen atau Patahan Ransiki. Akibat penyusupan Lempeng Indo-Australia dibawah Lempeng Eurasia menyebabkan terjadi patahan di dasar laut sebelah selatan Fak-Fak hingga di selatan Kaimana dan sebagian selatan Nabire yang dinamakan Patahan Aiduna (Gambar 2.21).

Wilayah Papua yang dihimpit oleh pergerakan dua lempeng besar, yaitu Lempeng Pasifik yang bergerak ke arah Baratdaya dengan kecepatan 12 cm/tahun

45

dan Lempeng Indo-Australia yang bergerak ke utara sekitar 7 cm/tahun. Dua gaya tektonik aktif inilah yang menyebabkan terbentuknya puncak Jayawijaya, pegunungan tertinggi di Indonesia yang sekarang masih terus membumbung naik beberapa millimeter per tahun.

Akibat dihimpit oleh dua lempeng besar ini, di wilayah Papua terbentuk dua zona besar patahan aktif yakni zona kompresi dari tabrakan Lempeng Pasifik dan Pulau Papua yang kompleks yaitu, jalur Patahan Besar Sorong, dan jalur Patahan Besar Aiduna-Tarairua. Dengan kecepatan gerak relatif Lempeng Pasifik yang sangat cepat ini, maka bisa dipastikan bahwa wilayah ini mempunyai potensi bencana gempa lebih dua-kali lipat lebih besar dibandingkan wilayah Sumatra-Jawa yang pergerakan lempengnya hanya 5 cm/tahun - 7 cm/tahun. Patahan geser Sorong menurut pengukuran survey GPS mempunyai laju pergerakan sampai 10 cm/tahun. Jadi Patahan Sorong merupakan Patahan mendatar dengan laju pergerakan paling cepat di dunia. Patahan San Andreas di California Selatan yang sangat terkenal di dunia saja hanya mempunyai laju percepatan 3 cm/tahun, sama dengan laju pergerakan maksimum di Patahan Sumatra. Potensi gempa yang sangat tinggi ini didukung fakta sudah sangat seringnya gempa-gempa besar merusak terjadi di masa lalu dengan kekuatan lebih besar dari skala magnitude 7 SR, bahkan sebagian lebih besar dari 8 SR, misalnya gempa-tsunami di Biak tahun 1996 8,2 SR yang memakan korban ribuan jiwa. Terakhir gempa besar terjadi tahun 2004 dengan kekuatan 7,1 SR – 7,6 SR, hanya beberapa bulan sebelum gempa-tsunami Aceh. Sebagian dari sumber-sumber patahan gempa tersebut ada di bawah laut, sehingga berpotensi tsunami. Pada tahun 1864 di timur

46

Manokwari pernah terjadi gempa yang membangkitkan tsunami setinggi 12 meter. Pada waktu itu korbannya mencapai 250 orang padahal populasi manusia di pantai tentu masih sangat sedikit.

Gambar 2.22 _{Peta tektonik aktif Indonesia timur menunjukan batas lempeng dan jalur}

patahan aktif.

Daerah Manokwari berada pada sistem Sesar Sorong-Yapen di sebelah selatan dan Palung Papua di sebelah Utara, sehingga Manokwari merupakan daerah seismik aktif yang sering terjadi gempa. Palung Papua dan Pegunungan Medial menggambarkan gerak sesar mendatar dan sesar naik. Berdasarkan gempa di Pulau Yapen pada tahun 1979 dengan kekuatan 7,6 SR di sepanjang barat daya pantai Papua menunjukan bahwa telah terjadi pergerakan sesar mendatar aktif di daerah sistem Sesar Sorong. Pada gempa tahun 1971 dengan kekuatan 8,0 SR

47

menunjukkan adanya pergerakan sesar naik dan sesar turun di daerah lempeng Wandamen di bagian “Leher Burung” dan sebelah selatan zona saturasi Pegunungan Medial.

Gambar 2.23 _{Peta historis gempa merusak di Papua}

Lempeng Carolina merupakan lempeng mikro terpisah disebelah utara Papua. Gambaran topografi dan seismik refleksi di sepanjang Palung Papua memperlihatkan zona subduksi aktif, begitu juga dengan hasil-hasil penelitian sebelumnya yang menggunakan pendekatan solusi mekanisme sumber gempa mengindikasikan bahwa terdapat zona subduksi di bawah sebelah utara laut Papua (HAMILTON, 1979).

48

2.4

Prediksi Gempa Bumi

Prediksi gempa bumi merupakan kegiatan yang sangat mengandung resiko sosial dibanding dengan prakiraan cuaca. Secara teoritis gempa bumi merupakan gejala alam biasa oleh sebab itu sebelum peristiwa alam itu terjadi semestinya akan terdapat perubahan parameter fisis yang mendahuluinya atau yang disebut sebagai precursor. Hasil eksperimen di laboratorium menunjukkan bahwa sebelum terjadi gempa bumi maka batuan di sekitarnya akan mengalami perubahan parameter-parameter seperti tahanan listrik akan menurun, adanya perubahan stress dan strain, adanya fluktuasi unsur radon, perubahan permukaan air bawah tanah, perubahan suhu air bawah tanah, dan lain-lain.

Secara teoritis gempa bumi memang dapat diprediksi, namun para peneliti mengalami kesulitan karena beberapa hal, diantaranya terbatasnya kondisi pengamatan terutama peralatannya, tidak periodiknya aktivitas gempabumi, ketidaktentuannya proses gempa bumi, dan luasnya daerah jangkauan.

Kegiatan prediksi gempa bumi, mencakup tiga hal yaitu, kapan gempa bumi akan terjadi?, dimana terjadinya?, dan seberapa besar kekuatannya?. Di Jepang kegiatan ini mulai dilakukan sejak tahun 1965 dimana dalam perencanaannya terdapat empat bagian, yaitu pengamatan untuk kegiatan prediksi jangka panjang, pengamatan untuk kegiatan prediksi jangka pendek, penelitian dasar, dan kerjasama dengan institusi luar.

Pada prediksi jangka panjang pengamatan yang dilakukan adalah pengamatan geodesi, geomagnet, geologi, seismologi, seismic velocity, statistik dan lain-lain. Sedangkan untuk jangka pendek melakukan pengamatan geodesi

49

(survei ulang pengamatan ground movement, temporal variation, dan gravity),

geochemical (ground water level, ground water quality, dan unsur-unsur radio aktif), dan pengamatan geomagnet. Sedang penelitian dasar meliputi percobaan-percobaan di laboratorium dan di lapangan yang meliputi experiment fracture dari sample batuan, pengukuran stress, dan lain-lain.

Di Cina kegiatan ramalan gempa bumi dilakukan dengan intensif dan dikonsentrasikan pada pengamatan precursor. Di negara itu telah dibagun jaringan pengamatan precursor yang terdiri dari ratusan stasiun pengamatan crustal

deformation, hydro chemestry, ground water level, magnet bumi, dan ground

resistivity, serta banyak stasiun pengamatan yang lain seperti gravity, stress-strain dan electromagnetic.

Kegiatan prediksi gempa bumi di Cina dilakukan dengan empat metode, yaitu: seismo-geological method, statistic analisys of seismicity (Gutenberg Richter Law), Corelation analisys (position of / solar activity, gravity) dan

precursor method. Diantara 4 metode tersebut yang menjadi andalan adalah

metode pengamatan precursor. Pada metode ini prinsipnya adalah sebelum terjadi gempa bumi akan didahului oleh anomali parameter-parameter fisis seperti perubahan yang menyolok dari parameter stress-strain, temperatur air bawah tanah, unsur radioaktif, geomagnet, resistivity, gravity, dan lain-lain bahkan akan ada perubahan dari tingkah laku binatang. Metode pengamatan precursor dipakai untuk prediksi jangka sedang dan pendek sedangkan metode yang lain dipakai untuk jangka panjang (SULAIMAN, R,. dan GUNAWAN, T,. M,. P, 2009).

50

Ada beberapa metode yang dikenal sebagai precursor gempa bumi diantaranya metode periode ulang gempa bumi distribusi Weibull, metode perubahan kecepatan gelombang primer dengan kecepatan gelombang sekunder

51

BAB III

METODE PENELITIAN

3.1

Waktu dan Tempat Penelitian

Penelitian penentuan anomali perubahan kecepatan gelombang primer dengan kecepatan gelombang sekunder ( ) pada daerah Papua Barat ini dimulai dari Januari 2009 sampai dengan Juni 2010. Adapun penelitian ini menggunakan data sekunder yang dimiliki oleh BMKG pusat berdasarkan pencatatan dari stasiun-stasiun gempa bumi yang berada di wilayah penelitian dengan menggunakan perangkat lunak MSDP. Tempat pengolahan data dan interpretasi data sekunder ini dilakukan di Pusat Gempa Nasional (PGN) Badan Meteorologi Klimatologi dan Geofisika (BMKG) Jl. Angkasa 1 No: 2, Kemayoran, Jakarta Pusat.

Gambar 3.1 _{Lokasi penelitian penentuan anomali perubahan kecepatan gelombang}

52

3.2

Pengambilan Data Penelitian

Pengambilan data dengan menggunakan parameter dan pembacaan fase gelombang primer dan fase gelombang sekunder pada gempa-gempa yang terjadi di wilayah penelitian. Data tersebut berdasarkan laporan rekaman seismograph

yang terekam oleh stasiun-stasiun gempa bumi di sekitar wilayah penelitian yang berada di database BMKG pusat. Pengambilan data pada databese BMKG pusat dilakukan dengan menggunakan perangkat lunak MSDP.

MSDP merupakakan perangkat lunak yang dikembangkan oleh China

Earthquake Administration (CEA). MSDP memenuhi syarat dasar sebagai

perangkat lunak analisis gempa. MSDP mampu mengkombinasikan perolehan data umum, protokol transfer data mendekati waktu nyata, prosedur-prosedur otomatis untuk menentukan lokasi, kedalaman, magnitude, alarm hasil otomatis dan visualisasi sinyal seismic dan pemetaan hasil analisa gempa bumi. Kelebihan lain MSDP dari perangkat lunak lain yang dimiliki oleh BMKG pusat ialah mampu menjadi server database yang dapat menyimpan seluruh parameter gempa bumi termasuk sinyal seismic wave dalam waktu yang lama.

Parameter-parameter gempa bumi yang dapat diperoleh dari MSDP untuk penelitian ini adalah lokasi (epicenter) terjadinya gempa bumi dalam koordinat geografis, waktu terjadinya gempa bumi (origin time), waktu yang ditempuh gelombang primer dan gelombang sekunder yang merambat dari pusat gempa bumi menuju stasiun-stasiun gempa bumi di sekitar wilayah penelitian

( FH ), dan kekuatan gempa bumi yang terjadi (magnitude) dengan skala Richter.

97

Lampiran C

Stasiun-Stasiun Gempa Bumi di Indonesia

BMKG – INDONESIA (LIBRA)

No Kode Deskripsi Stasiun Lintang Bujur Elevasi

1 IA_AAI Ambon -3.6872 128.1943 171.0

2 IA_ABJI Asem Bagus Java -7.7957 114.2342 141 3 IA_APSI Ampana Sulawesi -0.9109 121.6487 139

4 IA_BASI Baing Sumba -10.219 120.5777 80.84

5 IA_BATI Kupang Timor -10.206 123.6630 339.0 6 IA_BBKI Banjar Baru Kalimantan -3.4625 114.8411 112.0 7 IA_BBSI Bau BauButon -5.4885 122.5695 97.0 8 IA_BKSI Bulukumba Sulawesi -5.3219 120.1224 0.0 9 IA_BLJI Banyuglugur Java -7.7455 113.5946 251 10 IA_BLSI Bandar Lampung Sumatra -5.3676 105.2451 152.0 11 IA_BMNI Bima Sumbawa -8.5400 118.6926 52.0 12 IA_BNSI Bone Sulawesi -4.4006 120.1065 244 13 IA_BSSI Benteng P.Selayar -6.1428 120.4904 114.30

14 IA_BWJI Bawean -5.8512 112.6578 56.0

15 IA_BYJI Banyu Wangi Java -8.214 114.3557 99.5 16 IA_CBJI Citeko Java -6.6981 106.9350 1014.0 17 IA_CGJI Cigeulis Java -6.6135 105.6929 182 18 IA_CLJI Cilacap Java -7.7187 109.0150 50.0 19 IA_CNJI Cibinong Java -7.3090 107.1297 586 20 IA_DBJI Dramaga Java -6.5538 106.7497 212.0 21 IA_DNP Denpasar Bali -8.6774 115.2097 58.0 22 IA_DSRI Dabo Singkep -0.4793 104.5778 64.0

23 IA_EDFI Ende Flores -8.7497 121.6903 914.340

24 IA_EGSI Enggano Bengkulu -5.3526 102.2767 35.73 25 IA_GLMI Galela Maluku 1.8381 127.7879 130.21 26 IA_GMJI Gumukmas Java -8.2733 113.4441 79

27 IA_GRJI Gresik Java -6.9145 112.4793 85

28 IA_JAY Jayapura Irian Jaya -2.5145 140.7043 460.0 29 IA_JCJI Jatiwangi Java -6.7344 108.2630 74.0 30 IA_KASI Kota Agung Sumatra -5.5236 104.4960 43

31 IA_KCSI Kotacane Aceh 3.5220 97.7715 204.749

32 IA_KKSI Kolaka Sulawesi -4.1718 121.6513 89.03 33 IA_KLI Kotabumi Sumatra -4.8363 104.8705 32.0

98 34 IA_KMMI Kalianget Java -7.0412 113.9157 43.0 35 IA_KMPI Kaimana Papua -3.6616 133.7044 90.04 36 IA_KMSI Kotamubagu Sulawesi 0.5745 123.9806 227 37 IA_KPJI Karang Pucung Java -7.3332 108.9312 456 38 IA_KRAI Karang Ratu Ambon -3.3184 128.3950 124.5 39 IA_KRJI Kerinci Sumatra -2.0912 101.4619 803.0 40 IA_KRK Karangkates Java -8.1522 112.4506 331.0

41 IA_LASI Langsa Aceh 4.4572 97.9704 4.3

42 IA_LBMI Labuha Bacan -0.6379 127.5008 118.0 43 IA_LHSI Lahat Sumatra -3.8267 103.5233 189 44 IA_LWLI Liwa Sumatra -5.0175 104.0589 935.0 45 IA_MASI Muara Aman Bengkulu -3.1415 102.2396 384.50

46 IA_MBSI MBSI -3.7611 102.2714 27.0

47 IA_MDSI Muara Dua Sumatra -4.4860 104.1783 132 48 IA_MJSI Majene Sulawesi -3.5008 118.9149 306.00 49 IA_MKBI Muko-Muko Bengkulu -2.4474 101.2396 48.21

50 IA_MLSI Meulaboh Aceh 4.2668 96.4040 96.94

51 IA_MMPI Merauke Irian Jaya -8.5182 140.4141 94.0 52 IA_MPSI Mapaga Sulawesi 0.3373 119.898 164 53 IA_MRSI Marisa Sulawesi 0.4770 121.9405 95 54 IA_MSAI Masohi Seram -3.3462 128.9285 76.0 55 IA_MSSI Masamba Sulawesi -2.5547 120.3241 116.0 56 IA_MTKI Muara Teweh Kalimantan -0.9418 114.8959 114.896 57 IA_MTNI Mataram Plombok -8.6360 116.1707 106.0 58 IA_NBBI Rangdo Negare Bali -8.4597 114.9420 300.74

59 IA_NGJI Ngawi Java -7.3675 111.4612 137

60 IA_NLAI Namlea Ambon -3.2390 127.0998 97

61 IA_PBKI Pangkalan Bun Kalimantan -2.7047 111.6697 78.0 62 IA_PBSI Pulau Batu Sumatra -0.0547 98.2800 22 63 IA_PCJI Pacitan Java -8.1947 111.1771 693 64 IA_PDSI Padang Sumatra -0.9118 100.4618 270.0 65 IA_PLKI Palangkaraya Kalimantan -2.2261 113.9453 69.0 66 IA_PPBI Pangkal Pinang Bangka -2.1615 106.1364 66.0 67 IA_PPSI Pulau Pagai Sumatra -2.7664 100.0097 11 68 IA_PWJI Pagerwojo Java -8.0219 111.8042 213 69 IA_RBSI Rajabasa Sumatra -5.8444 105.7421 219 70 IA_RGRI Rengat Sumatra -0.3491 102.3338 37.0 71 IA_RKPI Ransiki Papua -1.5107 134.1773 106.20 72 IA_RPSI Rantau Parapat Sumatra 2.6951 98.9239 1062 73 IA_SBJI Serang Java -6.1117 106.1318 64.0 74 IA_SBSI Sibolga Sumatra 1.3988 99.4309 288.0 75 IA_SGKI Sangata Kalimantan -0.5302 117.6043 178.94

99

76 IA_SGSI Sangihe 3.6860 125.5286 106.0

77 IA_SISI Saibi Sumatra -1.3264 99.0895 30

78 IA_SKJI Sukabumi Java -7.0053 106.5630 99.0 79 IA_SKSI Soroako Sulawesi -2.5283 121.3345 602.30 80 IA_SLSI Sarolangun Jambi -2.3924 102.5927 76.83 81 IA_SMKI Samarinda Kalimantan -0.4462 117.2086 102.0 82 IA_SMPI Sarmi Irian Jaya -1.9811 138.7105 106

83 IA_SNSI Sinabang Aceh 2.4089 96.3267 14.48

84 IA_SPSI Sidrap Sulawesi -3.9646 119.7691 142 85 IA_SRBI Singaraja Bali -8.0848 115.2126 98

86 IA_SRPI Serui Papua -1.8700 136.2400 87.91

87 IA_STKI Sintang Kalimantan 0.0656 111.4771 82.0 88 IA_SWI Sorong Irian Jaya -0.8630 131.2598 0.0 89 IA_SWJI Sawahan Java -7.7349 111.7669 723.0 90 IA_TBJI Tambak Boyo Java -6.8179 111.8481 44

91 IA_TGJI Tegal Java -6.8680 109.1211 41.0

92 IA_TNG Tangerang Java -6.1720 106.6469 42.0 93 IA_TPRI Tanjung Pinang Sumatra 0.9184 104.5263 38.0 94 IA_TRSI Tarutung Sumatra 2.0255 98.9594 985.0 95 IA_TSI Tuntungan Sumatra 3.5012 98.5645 72.0 96 IA_TTSI Tana Toraja Sulawesi -3.0451 119.8189 941 97 IA_TWSI Taliwang Sumbawa -8.7381 116.8821 86.60 98 IA_UWJI Ujung Watu Jawa -6.4191 110.9474 61.52 99 IA_WBSI Waikabubak Sumba -9.6411 119.3911 456.67 100 IA_WOJI Wonogiri Jawa -7.8372 110.9236 183.62 101 IA_CMJI Cimerak Java -7.7838 108.4485 81 102 IA_KBKI Kotabaru Kalimantan -3.2995 116.1667 58 103 IA_MNSI Mandailing Natal Sumatra 0.7955 99.5796 295 104 IA_SDSI Sungai Dareh Sumatra -0.9325 101.4280 200

JISNET – JEPANG

No Kode Deskripsi Stasiun Lintang Bujur Elevasi

105 IA_BAKI Biak -1.1915 136.1070 89.0

106 IA_BJI Banjarnegara Java -7.3329 109.7096 629.0 107 IA_BSI Banda Aceh Sumatra 5.4964 95.2961 192.0 108 IA_KDI Kendari Sulawesi -3.9574 122.6193 55.0 109 IA_KHK Kahang-Kahang Bali -8.3640 115.6096 220.0 110 IA_KSI Kepahiang Sumatra -3.6517 102.5929 539.0 111 IA_LEM Lembang Java -6.8266 107.6176 1293.0 112 IA_MNI Manado Sulawesi 1.44397 124.8399 191.0 113 IA_PCI Palu Sulawesi -0.9054 119.8366 150.0 114 IA_PPI Padangpanjang Sumatra -0.4568 100.3970 0.0

100 115 IA_TARA Tarakan Kalimantan 3.32712 117.5704 95.0

116 IA_TLE Tual Kai -5.6373 132.7373 113.0

117 IA_TPI Tanjung Pandang Belitung -2.7563 107.6535 25.0 118 IA_WAMI Wamena Irian Jaya -4.0959 138.9500 1673.0 119 IA_WSI Waingapu Sumba -9.6689 120.2977 48.0

GFZ – JERMAN

No Kode Deskripsi Stasiun Lintang Bujur Elevasi

120 IA_BDNI Bandaneira -4.5224 129.9045 16.0

121 IA_BKB Balikpapan Kalimantan -1.1073 116.9048 110.0 122 IA_BKNI Bangkinang Sumatra 0.3262 101.0396 65.0 123 IA_CISI Cisomped Java -7.5557 107.8153 544.0

124 IA_FAKI Fakfak -2.9192 132.2650 0.0

125 IA_BDNI Genyem -2.5927 140.1680 58.0

126 IA_GSI Gunungsitoli Nias 1.3039 97.5755 107.0

127 IA_JAGI Jajag Java -8.4703 114.1520 171.0

128 IA_LHMI Lhokseumave Sumatra 5.2288 96.9472 3.0 129 IA_LUWI Luwuk Sulawesi -1.0418 122.7717 6.0 130 IA_MMRI Maumere Flores -8.6357 122.2376 137.0 131 IA_MNAI Manna Sumatra -4.3605 102.9557 154.0 132 IA_PMBI Palembang Sumatra -2.9024 104.6993 25.0

133 IA_SAUI Saumlaki -7.834 131.299 0.0

134 IA_SANI Sanana -2.0497 125.9880 24.0

135 IA_SMRI Semarang Java -7.0492 110.44067 203.0

136 IA_SOEI Soe -9.7553 124.2672 0.0

137 IA_TNTI Ternate 0.7718 127.3667 43.0

138 IA_TOLI Tolitoli Sulawesi 1.1214 120.7944 86.0

139 IA_UGM Wanagama -7.9125 110.5231 350.0

CEA – CHINA

No Kode Deskripsi Stasiun Lintang Bujur Elevasi

140 IA_AAII Ambon -3.6871 128.1940 160.0

141 IA_GTOI Gorontalo 0.76 122.8700 301.0

142 IA_IGBI Ingas -8.8181 115.1456 248.0

143 IA_KLSI Kotabumi -4.6871 104.7320 88.0

144 IA_LBFI Labuhan Bajo -8.4835 119.8921 123.0

145 IA_MMSI Mamuju -2.6892 118.9090 221.0

146 IA_MWPI Manokwari -0.93 134.0431 70.0

147 IA_TNGI Tangerang -6.1720 106.6470 75.0

148 IA_TPTI Tapaktuan 3.2617 97.1773 9.0

149 IA_YOGI Yogyakarta -7.8170 110.2950 171.0

101

CTBTO – AUSTRIA

No Kode Deskripsi Stasiun Lintang Bujur Elevasi

151 IA_BATI Kupang, NTT -10.207 123.6633

152 IA_PSI Prapat 2.8010 98.9240 1051.0

153 IA_LEM Lembang -6.8266 107.6176

102

Lampiran D