REANALISIS GEMPABUMI MENTAWAI DENGAN DECONVOLUSI-INVERSI W-PHASE SEBAGAI ACUAN PREDIKSI TSUNAMI

Transkripsi

1 REANALISIS GEMPABUMI MENTAWAI DENGAN DECONVOLUSI-INVERSI W-PHASE SEBAGAI ACUAN PREDIKSI TSUNAMI Skripsi Diajkan ntk memenhi persyaratan memperoleh gelar Sarjana Sains pada Fakltas Sains dan Teknologi Universitas Islam Negeri Syarif Hidayatllah Jakarta Oleh ARIF NUROKHIM NIM : PROGRAM STUDI FISIKA FAKULTAS SAINS DAN TEKNOLOGI UNIVERSITAS ISLAM NEGERI SYARIF HIDAYATULLAH JAKARTA 2011 M / 1432 H i

2 PENGESAHAN UJIAN Skripsi yang berjdl Reanalisis Gempa bmi Mentawai dengan Deconvolsi-Inversi W-Phase sebagai Acan Prediksi Tsnami telah diji dan dinyatakan lls dalam sidang Mnaqosyah Fakltas Sains dan Teknologi, Universitas Islam Negeri Syarif Hidayatllah Jakarta pada hari Jm at tanggal 18 febrari Skripsi ini telah diterima sebagai salah sat syarat ntk memperoleh gelar Sarjana Strata Sat ( S1 ) Jrsan Fisika. Jakarta, Tim Pengji, Pengji I Pengji II Arif Tjahjono, M.Si Asrl Aziz, M.Si NIP : NIP : Mengetahi, Dekan Fak. Sains dan Teknologi Keta Jrsan Fisika DR. Syopiansyah Jaya Ptra, M.Sis Drs. Strisno, M.Si NIP : NIP : ii

3 LEMBAR KEASLIAN SKRIPSI Dengan ini saya menyatakan bahwa Skripsi ini merpakan karya tlis saya sendiri dan bkan merpakan tiran, salinan ata dplikat dari skripsi yang telah dipergnakan ntk mendapatkan gelar kesarjanaan baik dilingkngan Universitas Islam Negeri Syarif Hidayatllah Jakarta mapn di pergran tinggi lain, serta belm pernah dipblikasikan. Pernyataan ini dibat dengan penh kesadaran dan rasa tanggng jawab serta bersedia menerima segala resikonya jika ternyata pernyataan diatas tidak benar. Jakarta, Janari 2011 ARIF NUROKHIM NIM iii

4 Sesngghnya dalam penciptaan langit dan bmi dan silih bergantinya malam dan siang terdapat tanda-tanda bagi orang orang yang berakal (Al Imron :190) Dan telah Kami jadikan di bmi ini gnng-gnng yang kokoh spaya bmi it (tidak) gncang bersama mereka dan telah Kami jadikan pla di bmi ini jalan-jalan yang las, agar mereka mendapat petnjk. Dan kami jadikan langit it sebagai atap yang terpelihara,sedang mereka berpaling dari segala tanda-tanda kekasaan Allah yang terdapat padanya (Al Anbiyaa : 31-32) Tidakkah kam melihat bahwa Allah mengarak awan, kemdian mengmplkan antara (bagian-bagian) nya kemdian menjadikannya bertindih-tindih. Maka kelihtanlah olehm hjan kelar dari celah-celahnya. Dan Allah (jga) menrnkan (btiran-btiran) es dari langit, yait dari gmpalan-gmpalan awan seperti gnng-gnng, maka di timpakan-nya (btiran-btiran) es it kepada siapa yang di kehendaki-nya. Kilaan kilat awan it hampir-hampir menghilangkan penglihatan. (An Nr : 43) Terima kasih atas setitik motivasi ini ya Allah iv

5 KATA PENGANTAR Bismillahirahmanirrahim, Pji sykr penlis panjatkan kehadirat Allah SWT yang telah melimpahkan rahmat dan karnia-nya sehingga penlis dapat menyelesaikan Skripsi yang berjdl REANALISIS GEMPABUMI MENTAWAI DENGAN DECONVOLUSI-INVERSI W-PHASE SEBAGAI ACUAN PREDIKSI TSUNAMI dengan baik. Skripsi ini merpakan salah sat syarat kellsan menemph perkliahan jenjang Sarjana (S1) di Program Stdi Fisika, Jrsan Geofisika - Universitas Islam Negeri Syarif Hidayatllah Jakarta. Penysnan skripsi ini tidak terlepas dari bantan dan dkngan dari berbagai pihak. Oleh karena it pada kesempatan ini penlis menyampaikan terima kasih kepada: 1. Bapak DR. Syopiansyah Jaya Ptra, M.Sis Selak Dekan Fakltas Sains dan Teknologi Universitas Islam Negeri Syarif Hidayatllah - yang telah memberikan izin penlisan skripsi. 2. Bapak Drs. Strisno, M.Si. selak Keta Jrsan Program Stdi Fisika Universitas Islam Negeri Syarif Hidayatllah yang telah memberikan izin, bimbingan dan arahan kepada penlis. 3. Ib Siti Ahmiatri Saptari, M.Si. Selak Dosen Pembimbing II yang dengan sabar membimbing, mengarahkan, memberikan saran kepada penlis sampai selesai penlisan skripsi ini. 4. Remblan di langit hatik, Rahay Ummi hikmah yang telah menginspirasi, memotivasi dan memberikan semangat dalam kliah dan proses penlisan skripsi ini hingga selesai. Semoga kebarakahan atas kelarga kecil kita sayang. 5. Orang ta dan merta beserta kelarga atas do a dan dknganya yang tak terhingga sehingga terselesaikanya skripsi dan kliah di UIN Syarif Hidayatllah Jakarta. v

6 6. Teman- teman kliah dari BMKG Sirojdin, Novi dan mas fazi yang bersama - sama dalam ska dka menjalani kliah di UIN Syarif Hidayatllah Jakarta. 7. Teman - teman Fisika UIN angkatan 2006, 2007 dan 2008 yang tidak bisa disebtkan disini yang dengan kebersamaan dan kekompakanya selama dalam menjalani perkliahan di UIN Syarif Hidayatllah Jakarta. 8. Teman - teman kantor kelompok 1 & 5 khssnya dan teman - teman staf operasional Gempabmi dan Tsnami BMKG yang tidak bisa disebtkan disini yang ters menyemangati dan memberikan toleransi selama menjalani perkliahan di UIN Syarif Hidayatllah Jakarta. 9. Terkhss ntk teh Okke (atas oleh-oleh W-phase dari Jepang-nya dan jga lappie-nya yang dengan senang hati di pinjamkan) serta sabar atas waktnya yang tergangg dengan kehadirank. 10. Teman - teman kajian di Mshola Al-Badriyah yang memotivasi dan memberikan semangat dalam menjalani perkliahan di UIN Syarif Hidayatllah Jakarta. Penlis berharap semoga pihak yang telah membant dalam penysnan skripsi ini mendapatkan balasan kebaikan dari Allah Sbhanah Wa Ta ala. Penlis menyadari bahwa tlisan ini masih jah dari semprna karena keterbatasan kemampan dan pengetahan penlis sendiri. Penlis hanya berharap semoga karya kecil ini dapat memberikan kemanfaatan bagi kehidpan, dan menambah kebaikan ketika menghadapi hari pembalasan. Untk perbaikan skripsi ini, penlis mengharapkan kritik, saran dan pendapat yang membangn. Jakarta, Janari 2011 Penlis vi

7 DAFTAR ISI JUDUL...i LEMBAR PENGESAHAN...ii LEMBAR KEASLIAN SKRIPSI...iii KATA PENGANTAR...v DAFTAR ISI...vii DAFTAR GAMBAR...ix DAFTAR TABEL...x DAFTAR LAMPIRAN...xi ABSTRAK...xii BAB I PENDAHULUAN Latar belakang Tjan penlisan Manfaat penlisan Batasan masalah Sistematika penlisan 7 BAB II TINJAUAN PUSTAKA 2.1 Teori Gempa bmi Jenis-jenis Gempa bmi Gelombang gempa bmi Skala kekatan Gempa bmi W-phase...22 vii

8 2.6 Inversi W-phase Simlasi tsnami Parameter patahan dan deformasi dasar lat...27 BAB III METODE PENELITIAN 3.1 Data Metode Penelitian...31 BAB IV HASIL DAN PEMBAHASAN BAB V PENUTUP 5.1 Kesimplan Saran...46 DAFTAR PUSTAKA...47 viii

9 DAFTAR GAMBAR Gambar 1.1. Lempeng tektonik di Indonesia...2 Gambar 1.2. Daerah rawan tsnami di Indonesia...3 Gambar 2.1. Skematik proses gempa bmi...9 Gambar 2.2. Penjalaran gelombang P dan S 15 Gambar 2.3. Penjalaran gelombang permkaan.. 16 Gambar 2.4. Seismogram gempa bmi 17 Gambar 2.5. Geometri patahan Gambar 3.1. Peta sebaran stasin Global. 30 Gambar 3.2. Contoh seismogram velocity record 31 Gambar 3.3. W-phase gempa bmi Mentawai..35 Gambar 3.4. posisi tide gage...36 Gambar 4.1. Matching W-phase observasi dan sintetis 38 Gambar 4.2. focal mechanism hasil inversi..39 Gambar 4.3. pemodelan patahan...41 Gambar 4.4. Grafik wakt tiba gelombang tsnami.42 Gambar 4.5. Grafik tinggi gelombang tsnami maksimal 42 Gambar 4.6. Grafik tinggi gelombang terhadap wakt...43 Gambar 4.7. hasil observasi tide gage di pantai Padang 44 ix

10 DAFTAR TABEL Tabel 4.1. parameter centroid sebagai inpt inversi W-phase...38 Table 4.2. parameter focal dan Mw hasil inversi..39 Tabel 4.3. hasil perhitngan patahan dan deformasi dasar lat x

11 DAFTAR LAMPIRAN LAMPIRAN I LAMPIRAN II LAMPIRAN III LAMPIRAN IV LAMPIRAN V : Perbandingan Waveform Observasi dan Sintetis : Hasil simlasi tsnami : Otpt hasil Inversi : Perbandingan lokasi hasil analisa dari berbagai instansi : Hasil analisa gempa mentawai oleh BMKG dengan system Seiscomp3 LAMPIRAN VI LAMPIRAN VII : Seismisitas Indonesia : Sorce Code Sintetic Waveform xi

12 ABSTRAK Penelitian mennjkkan inversi W-phase ntk menganalisa lang gempa bmi Mentawai 25 oktober 2010 dengan menggnakan data long-periode seismograf jaringan global. Perbandingan magnitde moment (Mw) dengan deconvolsi-inversi W-phase menghasilkan parameter gempa yang hampir sama dengan parameter gempabmi yang di release oleh Global CMT, yait magnitde moment sebesar Mw = 7,8 SR ntk GCMT dan Mw = 7,89 SR ntk inversi W- phase. Patahan dan deformasi dasar lat akibat gempa Mentawai sebesar : Panjang 106,217 kilometer, lebar 53,11 kilometer dan slip 5.14 meter dengan Strike 0 317,5, Dip 0 4,6, dan Rake Hasil simlasi tsnami dengan TUNAMI-N2, perkiraan datangnya gelombang tsnami menghantam pantai yait Sibar-bar sekitar 10 menit setelah gempa, Sibiga 11 menit, Pagai Utara 16 menit, Sipora 26 menit, Enggano 35 menit, Telk Dalam 48 menit, Seblat 66 menit, dan Padang 70 menit. Untk daerah yang dekat dengan smber, dimana tsnami datang krang dari 30 menit, analisa W-phase tidak dapat dignakan ntk peringatan dini tsnami, karena analisis W-phase memberikan informasi long-periode dari smber gempa bmi yang lebih cepat dari inversi GCMT. Sangat di rekomendasikan kepada Badan Meteorologi Klimatologi dan Geofisika (BMKG), agar metode inversi W-phase dignakan dalam pdating peringatan dini tsnami di Indonesia. xii

13 BAB I PENDAHULUAN 1.1 Latar Belakang Masalah Indonesia terletak di daerah seismik yang sangat aktif di karenakan tepat berada di dekat perteman tiga lempeng tektonik tama yait lempeng Erasia (Erasian plate) di sebelah tara, lempeng Pasifik (Pacific plate) di sebelah timr dan Indo-Astralia (Indo-Astralian plate) di sebelah selatan, selain jga lempeng kecil seperti lempeng Filipina (Philippine plate) di sekitar Slawesi dan Malk. Interaksi antara lempeng tektonik ini menyebabkan tingkat seismisitas yang sangat tinggi di daerah Indonesia. Lempeng Indo-Astralia bergerak kearah timr lat dengan kecepatan 71 mm/tahn. Lempeng ini berinteraksi dengan lempeng Erasia yang relatif diam, menyebabkan zona sbdksi membjr sepanjang pla Smatera dan Jawa hingga Nsa Tenggara. Daerah inilah yang merpakan daerah gempa bmi aktif. Lempeng tektonik Indonesia, dapat dilihat pada gambar.1.1. Lempeng pasifik yang bergerak kearah barat dengan kecepatan 110 mm/tahn, berinteraksi dengan lempeng Indo-Astralia menyebabkan zona sbdksi di sebelah tara Papa hingga Malk. Disekitar Pla Slawesi, tmbkan keda lempeng tersebt bertem dengan lempeng kecil yait Lempeng Filipina menyebabkan adanya triple jnction (perteman tige lempeng). Perteman tiga lempeng tersebt menyebabkan daerah Slawesi, Malk, Papa 1

14 Barat merpakan daerah seismik paling aktif. (Darwin Harahap, 1999, Pendahlan Geofisika Gambar.1.1 Lempeng tektonik Indonesia Indonesia jga merpakan daerah yang rawan dengan gelombang tsnami, dikarenakan hampir 60 % dari selrh las wilayah Indonesia adalah latan. Gempa bmi tektonik, yang di akibatkan gesekan antar lempeng, merpakan pembangkit tsnami terbesar yang terjadi di Indonesia. Zona potensi tsnami terbesar di Indonesia yait sepanjang pantai selatan pla Smatera, selatan pla Jawa, pla Flores, daerah pantai pla Slawesi dan daerah pantai pla Papa. Dari tahn 1992 hingga desember 2010, terjadi 24 gempa bmi yang berpotensi tsnami. Dari 24 gempa tersebt, 7 diantaranya mengakibatkan tsnami mersak. (Tri Handayani, 2009, W Phase Analysis for Tsnami Warning). Gambar.1.2 mennjkkan daerah rawan tsnami di Indonesia 2

15 Gambar 1.2. Daerah Rawan Tsnami di Indonesia Gempa bmi Mentawai yang terjadi pada tanggal 25 Oktober 2010 tepatnya pada posisi episenter LS BT dengan wakt kejadian gempa (Origin Time) 14:42:22 UTC ata (21:42:22 WIB) adalah salah sat contoh gempabmi yang menimblkan gelombang tsnami yang ckp tinggi. Gempa berkekatan 7,2 SR (BMKG) ini, mengakibatkan sedikitnya 77 desa tersap gelombang tsnami. Menrt laporan akhir dari Pemerintah Kabpaten Keplaan Mentawai, Smatera Barat, gempa dan tsnami Mentawai menyebabkan kersakan material yang sangat besar dan korban jiwa sekitar 456 jiwa. (Detik.com 25 november 2010). Berdasarkan prosedr standar operasional Psat Gempa Nasional, Badan Meteorologi, Klimatologi, dan Geofisika (BMKG), gempabmi dengan magnitdo 7.0 SR, kedalaman <70 km, episenter di lat, maka dikelarkan 3

16 warning tsnami sebagai peringatan awal kepada masyarakat sekitar episenter ntk melakkan evakasi ke tempat yang lebih aman. Sejak di bangnnya Ina-TEWS (Indonesia Tsnami Early Warning System), diharapkan dalam 5 menit pertama setelah terjadi gempabmi, informasi gempabmi yang berpotensi tsnami telah tersampaikan. Informasi tersebt disampaikan kepada media elektronik dan cetak, pemerintah daerah dan pejabat terkait mapn masyarakat secara langsng. Oleh karena hal tersebt, di harapkan sebah metode penentan parameter gempabmi yang tepat sebagai langkah awal ntk meningkatkan ketepatan warning tsnami. Penentan skala kekatan relatif gempa bmi yang ada saat ini, menggnakan hasil pengkran amplitde awal gelombang P, rekaman sinyal gempabmi (seismogram) yang tercatat di stasin pencatat gempa. Metode ini menghasilkan nilai magnitde dalam wakt yang sangat cepat, dikarenakan wakt tiba gelombang P merpakan gelombang yang pertama kali tercatat oleh seismometer. Akan tetapi, hasil dari penghitngan metode ini belm sepenhnya menggambarkan energi yang dilepaskan di smber gempabmi, dikarenakan dalam proses penjalarannya energi yang berpa gelombang seismik mengalami pelemahan karena absorbsi dari batan yang dilalinya, sehingga energi yang sampai ke stasin pencatat krang dapat menggambarkan energi gempabmi di psat gempabmi. (Gnawan Ibrahim dan Sbardjo, 2003, Pengetahan Seismologi) Metode penentan skala kekatan relatif gempabmi yang lain adalah menggnakan hasil pengkran amplitde gelombang Srface (gelombang 4

17 Rayleigh dan gelombang Love), dimana gelombang ini tiba beberapa saat setelah gelombang S (seknder). Metode ini menghasilkan nilai magnitde yang relatif baik dalam merepresentasikan energi yang dipancarkan oleh gempa bmi hingga permkaan. Kekrangan dari metode ini membthkan wakt yang relatif lama, sekitar 30 menit, ntk mendapatkan hasil penghitngan magnitde ini dikarenakan gelombang Srface merpakan gelombang yang paling akhir dalam rtan wakt tiba gelombang gempa bmi. Dalam penelitian ini diperkenalkan metode inversi W-phase ntk menentkan magnitdo moment (Mw) dan mekanisme smber (sorce mechanism) gempa bmi. Magnitde moment merpakan jenis magnitde yang paling lengkap dimana magnitde ini mempergnakan moment seismik sebagai faktor penent besarnya magnitde. Momen seismik dapat diestimasi dari dimensi pergeseran bidang sesar ata dari analisis karakteristik gelombang gempabmi yang direkam di stasin pencatat khssnya dengan seismograf periode bebas (broadband seismograph). Dengan memaskkan dimensi pergeseran bidang sesar pada smber gempa, sehingga magnitde ini dapat dengan tepat menggambarkan seberapa besar energi yang dipancarkan oleh gempa bmi. Dengan demikian, metode ini diharapkan menjadi sebah solsi awal ntk meningkatkan ketepatan informasi dan warning tsnami berdasarkan hasil penghitngan parameter gempabmi (hiposenter dan magnitdo) yang dikelarkan oleh BMKG. 5

18 1.2.Tjan Penlisan Tlisan ini bertjan ntk : 1. Menganalisa lang gempabmi mentawai dengan metode inversi W- Phase ntk menentkan Magnitde moment (Mw) 2. Menentkan parameter smber seismik (seismic sorce) gempa bmi Mentawai 25 Oktober Membat simlasi tsnami ntk memprediksi wakt tiba dan ketinggian gelombang tsnami 1.3.Manfaat Penlisan Dari penelitian ini, diharapkan dapat memberikan manfaat antara lain : 1. Dapat menentkan besarnya momen seismik dan Magnitdo moment (Mw) yang merpakan gambaran energi gempa bmi. 2. Dapat menentkan parameter smber seismik gna penentan panjang, lebar, besar regangan dari patahan akibat gempa bmi Mentawai. 3. Sebagai evalasi, dengan memberikan informasi pembanding berpa besar kekatan gempabmi. 4. Dapat melakkan simlasi Tsnami ntk memperkirakan wakt tiba dan ketinggian gelombang tsnami. 6

19 5. Dapat menambah pengetahan bar tentang metode penentan parameter gempabmi dan tsnami 1.4. Batasan Masalah Dalam penelitian ini, lingkp penelitian dibatasi berpa : 1. Penentan besarnya Magnitdo moment gempabmi Mentawai 25 Oktober 2010 dengan Metode inversi W-phase. 2. Penentan parameter smber seismik dan parameter patahan serta Deformasi dasar lat sebagai inpt awal simlasi tsnami Mentawai. 3. Penentan wakt tiba gelombang tsnami di pantai dan ketinggiannya berdasarkan simlasi yang dilakkan Sistematika Penlisan Dalam penysnan skripsi ini, sistematika yang penlis gnakan adalah : Bab I Pendahlan berisi tentang latar belakang, tjan, manfaat, batasan masalah dan sistematika penlisan. Bab II Tinjaan Pstaka menjelaskan tentang teori mekanisme gempabmi, jenis-jenis gempa bmi, gelombang gempabmi, skala kekatan gempa bmi, W-phase, Inversi W-phase, parameter patahan dan deformasi dasar lat, serta simlasi tsnami. Bab III Data dan Pengolahan Data berisi tentang data yang dignakan dan pengolahan data penelitian. 7

20 Bab IV Analisa dan Pembahasan menjelaskan tentang Retrieving W- phase, Inversi W-phase, Parameter patahan dan deformasi dasar lat, simlasi wakt tiba dan tinggi gelombang tsnami. Bab V Pentp memberikan kesimplan dan saran berdasarkan hasil penelitian. 8

21 BAB II TINJAUAN PUSTAKA 2.1 Gempa bmi Dalam teori patahan (fractre theory) disebtkan bahwa akibat patahan yang terjadi dengan tiba-tiba pada saat terjadi gempabmi akan dilepaskan sejmlah energi tertent. Energi yang dipancarkan tersebt berpa gelombang seismik yang dapat dirasakan oleh seismograf (Reid,1911) yang disebt gempabmi. (Darwin harahap,1999, Pendahlan Geofisika). Dari keterangan di atas dapat dikatakan bahwa gempa bmi merpakan hasil pelepasan energi dari sat patahan pada kerak bmi yang terjadi secara tiba-tiba. Patahan tersebt bkan merpakan sat titik, tetapi dapat berpa zona dengan bentangan (jarak) hingga beberapa kilometer. Proses terjadinya gempa bmi dapat dilihat pada gambar 2.1. A B A B A B (a) (b) (c) Gambar 2.1. Skematik proses gempa bmi Garis tebal vertikal mennjkkan patahan ata falt pada bagian bmi yang padat. Gambar-gambar di atas diterangkan sebagai berikt : 9

22 Gambar (a) : pada keadaan ini mennjkkan bahwa sat lapisan yang belm terjadi perbahan-perbahan bentk strktr bmi. Gambar (b) : pada keadaan ini mennjkkan bahwa sat lapisan batan telah mendapat dan mengandng tegangan (stress), dimana telah terjadi perbahan bentk strktr batan. Untk daerah A mendapat tegangan ke atas, sedang daerah B mendapat tegangan ke bawah. Proses ini berjalan ters hingga tegangan yang terjadi di daerah ini ckp besar ntk merbahnya menjadi gesekan antara daerah A dan daerah B. Dalam krn wakt yang ckp lama, lapisan batan tidak akan mamp lagi ntk menahan tegangan, sehingga terjadi sat pergerakan ata perpindahan yang tiba-tiba dari keda blok tersebt. Pada saat itlah terjadi patahan/sesar sambil dipancarkan sejmlah energi yang berpa gelombang seismik yang biasa disebt gempa bmi. Gambar (c) : pada keadaan inilah mennjkkan bahwa sat lapisan batan yang sdah patah, karena adanya pergerakan yang tiba-tiba dari batan. Gerakan perlahan-lahan di daerah sesar (falt) ini berjalan ters, dimana selrh proses di atas berlang kembali dan sebah gempa bar timbl lagi di daerah tersebt setelah beberapa wakt. Demikianlah proses it berlangsng secara tersmeners.(reid,1906). Teori ini dikenal sebagai Elastic Rebond Theory. (Gnawan Ibrahim & Sbardjo,2003, Pengetahan Geofisika). Dari penjelasan tersebt, maka syarat-syarat terjadinya gempa bmi antara lain gerakan relatif kerak bmi, pembangnan stress (tegangan), dan pelepasan tegangan. 10

23 2.2 Jenis-Jenis Gempa Bmi Berdasarkan penyebabnya, gempa bmi dapat dibedakan menjadi : a. Gempa bmi tektonik Gempabmi ini disebabkan oleh adanya aktivitas tektonik, yait pergeseran lempeng lempeng tektonik secara mendadak yang mempnyai kekatan dari yang sangat kecil hingga yang sangat besar. Gempabmi ini banyak menimblkan kersakan ata bencana alam di bmi, getaran gempa bmi yang kat mamp menjalar keselrh bagian bmi b. Gempa bmi vlkanik Gempa bmi ini terjadi akibat adanya aktivitas magma, yang biasa terjadi sebelm gnng api melets. Apabila keaktifannya semakin tinggi maka akan menyebabkan timblnya ledakan yang jga akan menimblkan terjadinya gempabmi. Gempabmi tersebt hanya terasa di sekitar gnng api tersebt. c. Gempa bmi rnthan Gempabmi ini biasanya disebabkan oleh pergerakan permkaan tanah (longsor), ga rnth, dan lain sebagainya yang menimblkan getaran-getaran. Biasanya terjadi pada daerah kapr atapn pada daerah pertambangan, gempabmi ini jarang terjadi dan bersifat lokal. d. Gempa bmi batan 11

24 Gempa bmi batan adalah gempa bmi yang disebabkan oleh aktivitas dari mansia, seperti peledakan dinamit, nklir ata pal yang dipklkan ke permkaan bmi. Berdasarkan kekatannya ata magnitde (M) (Hagiwara,1964), gempabmi dapat dibedakan atas : a. Gempabmi sangat besar (great earthqake) M > 8,0 SR b. Gempabmi besar (major earthqake) 7,0 < M 8,0 SR c. Gempabmi sedang (moderate earthqake) 5,0 < M 7,0 SR d. Gempabmi kecil (small earthqake) 3,0 < M 5,0 SR e. Gempabmi mikro (micro earthqake) 1,0 < M 3,0 SR f. Gempabmi ltra mikro (ltramicro earthqake) M 1,0 SR Berdasarkan kedalaman smber (h), gempabmi digolongkan atas : a. Gempabmi dalam (deep earthqake) h > 300 Km b. Gempabmi menengah (intermediate earthqake) 80 < h < 300 Km c. Gempabmi dangkal (Shallow earthqake) h < 80 Km Berdasarkan tipenya, Mogi membedakan gempabmi atas: a. TypeI : Pada tipe ini gempa bmi tama diikti gempa sslan tanpa didahli oleh gempa pendahlan (fore shock). b. Type II : Sebelm terjadi gempa bmi tama, diawali dengan adanya gempa pendahlan dan selanjtnya diikti oleh gempa sslan yang ckp 12

25 banyak. c. Type III: Tidak terdapat gempa bmi tama. Magnitde dan jmlah gempabmi yang terjadi besar pada periode awal dan berkrang pada periode akhir dan biasanya dapat berlangsng ckp lama dan bisa mencapai 3 blan. Tipe gempa ini disebt tipe swarm dan biasanya terjadi pada daerah vlkanik seperti gempa gnng Law pada tahn Perbedaan klasifikasi ata pengelompokan gempa bmi diatas disebabkan oleh kerak bmi (crst), distribsi kedalaman smber gempa dan kepentingan dalam kerekayasaan Gelombang Gempa Bmi Gelombang seismik adalah gelombang elastik yang menjalar ke selrh bagian dalam bmi dan melali permkaan bmi, akibat adanya lapisan batan yang patah secara tiba tiba ata adanya sat ledakan. Gelombang tama gempa bmi terdiri dari da tipe yait gelombang bodi (Body Wave) dan gelombang permkaan (Srface Waves) Gelombang Bodi (Body Waves) Gelombang body merpakan gelombang yang menjalar melali bagian dalam bmi dan biasa disebt free wave karena dapat menjalar ke segala arah di dalam bmi. Gelombang bodi terdiri atas : 1. Gelombang primer 13

26 Gelombang primer merpakan gelombang longitdinal ata gelombang kompresional, gerakan partikelnya sejajar dengan arah perambatannya. Gelombang kompresional disebt gelombang primer (P) karena kecepatannya paling tinggi diantara gelombang yang lain dan tiba pertama kali. 2. Gelombang seknder. Gelombang seknder merpakan gelombang transversal ata gelombang shear, gerakan partikelnya terletak pada sat bidang yang tegak lrs dengan arah penjalarannya. Gelombang shear disebt gelombang seknder (S) karena tiba yang keda setelah gelombang P. Gelombang seknder terdiri dari da komponen, yait gelombang SH dengan gerakan partikel horizontal dan gelombang SV dengan gerakan partikel vertikal. 14

27 Gambar 2.2. arah penjalaran gelombang P dan S Gelombang Permkaan (Srface Waves) Gelombang permkaan merpakan gelombang elastik yang menjalar sepanjang permkaan bmi dan biasa disebt sebagai tide waves. Karena gelombang ini terikat hars menjalar melali sat lapisan ata permkaan. Gelombang permkaan terdiri dari: 1. Gelombang Love (L) dan gelombang Rayleigh (R), yang menjalar melali permkaan bebas dari bmi. Gelombang L gerakan partikelnya sama dengan gelombang SH dan memerlkan media yang berlapis. Gelombang R lintasan gerak partikelnya merpakan sat ellips. Bidang ellips ini vertikal dan berimpit dengan arah penjalarannya. Gerakan partikelnya ke belakang (bawah maj atas mndr). Gelombang R menjalar melali permkaan media yang homogen. 15

28 2. Gelombang Stonely, arah penjalarannya seperti gelombang R tetapi menjalar melali batas antara da lapisan di dalam bmi. 3. Gelombang Channel, yait gelombang yang menjalar melali lapisan yang berkecepatan rendah (low velocity layer) di dalam bmi. Gelombang Love dan Rayleigh ada jga yang memberi simbl LQ dan LR dimana L singkatan dari Long karena gelombang permkaan mempnyai sifat periode panjang dan Q adalah singkatan dari Qerwellen yait nama lain dari Love, seorang Jerman yang menemkan gelombang ini. Gambar 2.3. penjalaran gelombang permkaan 16

29 Gambar 2.4. seismogram gempa bmi 2.4. Skala Kekatan Gempa Bmi Ukran kekatan gempabmi yang merpakan gambaran besarnya energi pada smber gempabmi yang terlepas saat gempabmi terjadi dan merpakan hasil pengamatan Seismograf disebt dengan nama Magnitde. Magnitde menggnakan skala Richter (SR). Ada beberapa magnitde yang dignakan pada saat ini diantaranya : Magnitde Lokal (ML) Magnitde lokal (ML) pertama kali diperkenalkan oleh Richter di awal tahn 1930-an dengan menggnakan data kejadian gempabmi di daerah California yang direkam oleh Seismograf Woods-Anderson. Menrtnya dengan mengetahi jarak episenter ke seismograf dan mengkr amplitde maksimm dari sinyal yang tercatat di seismograf maka dapat dilakkan pendekatan ntk mengetahi besarnya gempabmi yang terjadi. (USGS, 2002) Magnitde lokal mempnyai rms empiris sebagai berikt : 17

30 ML = log a + 3 log Dengan a = amplitde getaran tanah ( m), = jarak Stasin pencatat ke smber gempabmi (km) dengan 600 km. Saat ini penggnaan ML sangat jarang karena pemakaian seismograf Woods-Anderson yang tidak mm. Selain it penggnaan kejadian gempabmi yang terbatas pada wilayah California dalam menrnkan persamaan empiris membat jenis magnitde ini paling tepat dignakan hanya ntk daerah tersebt. Oleh karena it dikembangkan jenis magnitde yang lebih tepat ntk penggnaan yang lebih las dan mm Magnitde Bodi (mb) Terbatasnya penggnaan magnitde lokal ntk jarak tertent membat dikembangkannya tipe magnitde yang bisa dignakan secara las. Salah satnya adalah mb ata magnitde bodi (Body-Wave Magnitde). Magnitde ini didefinisikan berdasarkan catatan amplitde dari gelombang P yang menjalar melali bagian dalam bmi (Lay. T and Wallace.T.C. 1995). Secara mm dirmskan dengan persamaan : mb = log ( a / T ) + Q ( h, Dengan a = amplitdo getaran ( m), T = periode getaran (detik) dan Q (h, ) = koreksi jarak dan kedalaman h yang didapatkan dari pendekatan empiris. 18

31 Magnitde Permkaan (Ms) Selain Magnitde bodi dikembangkan pla Ms ata Magnitde permkaan (Srface-wave Magnitde). Magnitde tipe ini didapatkan sebagai hasil pengkran terhadap gelombang permkaan (srface waves). Untk jarak 600 km seismogram periode panjang (long-period seismogram) dari gempabmi dangkal didominasi oleh gelombang permkaan. Gelombang ini biasanya mempnyai periode sekitar 20 detik. Amplitde gelombang permkaan sangat tergantng pada jarak dan kedalaman smber gempa h. Gempabmi dalam tidak menghasilkan gelombang permkaan, karena it persamaan Ms tidak memerlkan koreksi kedalaman. Magnitde permkaan mempnyai bentk rms sbb: Ms = log a + log + Dengan a = amplitde maksimm dari pergeseran tanah horisontal pada periode 20 detik, = Jarak (km), dan adalah koefisien dan konstanta yang didapatkan dengan pendekatan empiris. Persamaan ini dignakan hanya ntk gempa dengan kedalaman sekitar 60 km. Hbngan antara Ms dan mb dapat dinyatakan dalam persamaan : mb = Ms ata Ms = 1.59 mb

32 Magnitde Momen (Mw) Kekatan gempabmi sangat berkaitan dengan energi yang dilepaskan oleh smbernya. Pelepasan energi ini berbentk gelombang yang menjalar ke permkaan dan bagian dalam bmi. Dalam penjalarannya energi ini mengalami pelemahan karena absorbsi dari batan yang dilalinya, sehingga energi yang sampai ke stasin pencatat krang dapat menggambarkan energi gempabmi di hiposenter. Berdasarkan Teori Elastik Rebond diperkenalkan istilah momen seismik (seismic moment). Momen seismik dapat diestimasi dari dimensi pergeseran bidang sesar ata dari analisis karakteristik gelombang gempabmi yang direkam di stasin pencatat, khssnya dengan seismograf periode bebas (broadband seismograph). Mo = µ D A Dengan Mo = momen seismik, µ = rigiditas, D = pergeseran rata-rata bidang sesar, A = area sesar. Secara empiris hbngan antara momen seismik dan magnitde permkaan dapat dirmskan sebagai berikt: log Mo = 1.5 Ms Ms = magnitde permkaan (Skala Richter). 20

33 Kanamori (1997) dan Lay. T and Wallace. T. C, (1995) memperkenalkan Magnitde momen (moment magnitde) yait sat tipe magnitde yang berkaitan dengan momen seismik namn tidak bergantng dari besarnya magnitde permkaan : Mw = ( log Mo / 1.5 ) Dengan Mw = magnitde momen, Mo = momen seismik. Meskipn dapat menyatakan jmlah energi yang dilepaskan di smber gempabmi dengan lebih akrat, namn pengkran magnitde momen lebih komplek dibandingkan pengkran magnitde ML, Ms dan mb. (Gnawan Ibrahim dan Sbardjo, 2003, Pengetahan Seismologi) Magnitde Drasi (Md) Magnitde Drasi (Dration Magnitde) merpakan fngsi dari total drasi (lama wakt / panjang) sinyal gempa bmi yang terekam oleh seismograf. Magnitde Drasi (Md) ntk sat stasin pengamat persamaannya adalah : Md = a 1 + a 2 log + a 3 + a 4 h Dengan Md = magnitde drasi, = drasi sinyal (detik), = jarak episenter (km), h = kedalaman hiposenter (km) dan a 1,a 2,a 3, dan a 4 adalah konstante empiris. 21

34 Magnitde drasi sangat bergna dalam kass sinyal yang sangat besar amplitdenya (off-scale) yang mengabrkan jangkaan dinamis sistem pencatat sehingga memngkinkan terjadinya kesalahan pembacaan apabila dilakkan estimasi menggnakan Ml. (Massinon. B, 1986) W-Phase W-phase adalah sebah fase gelombang long periode dengan wakt tiba antara fase gelombang P dan fase gelombang S (tiba setelah gelombang P, sebelm gelombang S). W-phase memberikan informasi-informasi Long periode dari smber, yang lebih cepat daripada gelombang srface (srface wave). Fase ini pertamakali teridentifikasi pada record seismogram gempa bmi dan tsnami Nicaraga tahn 1992 dan oleh karena perbedaan gelombang tersebt, maka diberikan nama W-phase).( Hiroo Kanamori and Lis Rivera, 2008, Sorce Inversion of W phase: Speeding p Seismic Tsnami Warning) W-phase dapat diinterpretasikan sebagai sperposisi dari energi long periode terkait jga dengan beberapa fase gelombang, seperti gelombang P, PP, SP, dan S dengan kecepatan grop antara 4,5 km/s sampai 9,0 km/s, dengan periode berkisar antara 100 s hingga 1000 s. Pada periode ini, dari s, pelepasan energi yang sangat signifikan tetap berada pada lapisan mantel, dimana variasi strktr secara lateral relatif kecil. Keadaan ini mengakibatkan propagasi dari W-phase tidak terlal terpengarh oleh tingkat heterogenitas yang tinggi pada strktr lapisan dangkal yang diakibatkan oleh perbedaan lempeng bena dan 22

35 samdera (Kanamori,1993, Aplication of the W-phase Sorce Inversion Method to Regional Tsnami Warnaing). Untk sebah smber moment tensor, dapat dihitng displacement pada sat lokasi r sebagai sebah fngsi wakt t, ditnjkkan dengan persamaan : r 1 exp t / 2 m m m m m l l l n n n, t M: n l r y n l r 0 (1) m m2 l, m, n cl l n n Q cos t Dimana r : y m l n normal mode M : sorce moment tensor n m l r 0 : strain tensor n m Q : qality factor l m l : n C energi dengan n C m l V n y m l m r. y r dv (2) n l Dimana : densitas batan, integrasi terhadap volme bmi V. (Kanamori dan Rivera,2008,Sorce Inversion of W phase: Speeding p Seismic Tsnami Warning). Kisaran kecepatan grop W-phase dari 4,5 km/s 9,0 km/s, mengakibatkan energi W-phase tiba dalam interval wakt yang sangat singkat setelah wakt tiba 23

36 gelombang P. Untk mengekstrak W-phase, dignakan proses deconvolsi time window dari W-phase dengan drasi dari 15 s ( dalam derajat) setelah gelombang P yang berisi sebagian besar energi W-phase Inversi W-Phase Proses inversi W-phase, mengikti prosedr sebagaimana yang dilakkan oleh Kanamori dan Rivera (2008). Dalam proses inversi, diasmsikan sebagai inversi sebah bagian titik smber (spatial point sorce), sama seperti yang dilakkan oleh Harvard University dan Global Centroid Moment Tensor (GCMT).(Dziewonski dkk.1981; Ekstrom dkk 2005). Posisi/lokasi titik smber tersebt dinamakan lokasi centroid (centroid location). Titik smber ini berbah-bah terhadap wakt dengan diberikannya sebah time history. Jika lokasi centroid dan time history smber diketahi, inversi yang dilakkan merpakan inversi linier dengan element moment tensor M ij, yang diformlasikan sebagai : 1,1 w1 1,1 w2 1,1 w3 1,1 w4 1,1 w5 2,2 w1 2,2 w2 2,2 w3 2,2 w4 2,2 w5 3,3 w1 3,3 w2 3,3 w3 3,3 w4 3,3 w5 1,2 w1 1,2 w2 1,2 w3 1,2 w4 1,2 w5 1,3 w1 1,3 w2 1,3 w3 1,3 w4 1,3 w5 2,3 w1 2,3 w2 2,3 w3 2,3 w4 2,3 w5 M M M M M M = w1 w2 w3 w4 w5 (3) 1,1 wn 2,2 wn 3,3 wn 1,2 wn 1,3 wn 2,3 wn wn 24

37 Dimana M kl : element k-l moment tensor smber., l t : k wi displacement pada stasion i wi t : W-phase pada stasion i Vektor kolom sisi kanan merpakan gabngan W-phase hasil observasi (seismogram), dan vektor kolom sisi kiri merpakan gabngan sintetik displacement sebah nit smber yang dihitng dengan salah sat dari enam element dasar moment tensor. Seperti yang telah dijelaskan di atas, diasmsikan bahwa lokasi centroid dan fngsi sorce time telah diketahi. Dalam penelitian ini dignakan cara yang telah dilakkan oleh Harvard Centroid Moment Tensor, dengan menggnakan fngsi smber trianglar, dimana digambarkan dengan da bah parameter, yait half dration, t h, dan centroid delay, t d. Half dration adalah setengah lebar segitiga moment rate fnction dan centroid delay adalah posisi sementara lokasi episenter di psat segitiga yang dikr dari origin time perkiraan. (Tri Handayani, 2009, W Phase Analysis for Tsnami Warning) Simlasi Tsnami Dalam penelitian ini, sebagai media simlasi dignakan program simlasi tsnami TUNAMI-N2 sebagai smber model nmerik tsnami. TUNAMI-N2 merpakan kependekan dari Tohok University s Nmerical Analysis Model for Investigation of Near-field tsnami No 2. Program simlasi ini merpakan metode analisa secara nmerik ntk meneliti tsnami near field berdasarkan pada simlasi tsnami secara nmerik 25

38 dengan menggnakan leap-frog scheme. Program ini dibat oleh Dr. Fmihiko Imamra dkk di DCRC (The Disaster Control Research Center), Universitas Tohok. Interval grid yang dignakan dalam tsimlasi ini dignakan interval 1arc.menit ata sama dengan 111 km/60 = 1850 m, percepatan gravitasi (g) 9,8 m 2 s, kedalaman bathymetry maksimm ( h maks ) meter. Kondisi kestabilan interval grid secara temporal ditliskan dengan mengikti : t 2 x gh maks (4) Pengatran wakt interval temporal ( t) sebesar 3 detik, dimana nilai ini lebih rendah dari kondisi kestabilan. Interval temporal ini dignakan ntk membatasi sampling wakt gelombang (waveform) dan wakt snapshot file film tsnami. Dalam komptasi nmerik, distribsi kecepatan gelombang tsnami digambarkan oleh bathymetri (Satake, IISEE Lectre Note 2009). Program TUNAMI-N2 menggnakan bathymetri wilayah sebagai data maskan (inpt data). Dalam skripsi ini dignakan data bathymetri dari GEBCO (General Bathymetric Chart of Ocean) yang telah didigitasi dari peta latan (natical charts) dengan interval grid sat menit Parameter patahan dan deformasi dasar lat Untk simlasi tsnami, dibthkan hasil penghitngan parameter patahan dan deformasi dasar lat sebagai kondisi awal. Parameter smber yang diperlkan dan perl dihitng : Koordinat lokasi patahan (lintang,bjr, dan kedalaman) 26

39 Panjang patahan (L) Lebar patahan (W) sdt strike ( ) sdt dip (δ) sdt rake (λ) slip amont () Dalam penelitian ini, dignakan parameter patahan berdasarkan hasil dari inversi W-phase. Dari inversi W-phase didapatkan lokasi centroid (lintang, bjr, kedalaman), yang diasmsikan terletak di psat patahan (bintang merah dalam gambar 2.5). Setelah ditentkan lokasi centroid-nya, geser lokasi centroid dari psat ke pojok kiri ntk menentkan lokasi koordinat dari patahan (bintang bir dalam gambar 2.5) sebagai parameter inpt TUNAMI-N2. Gambar 2.5. geometry patahan (Seth wysession,2002) 27

40 Dari inversi W-phase, didapatkan parameter smber sebagai hasil dari proses inversi, yait strike ( ), dip (δ), rake (λ) dan seismic moment ( M 0 ). Dengan penghitngan menggnakan pendekatan empiris (Geller, 1979), sehingga didapatkan panjang (L) dan lebar patahan (W) M 0 (7,26x10 ) L ; L 2W (5) Dimana M 0 = moment seismic (dyne centimeter) L = panjang patahan (km) W = lebar patahan (km) Slip amont () dihitng dengan : M 0 x x L x W (6) Dengan ridigity, 3.0 m 10 2 x 10 N / (gempa bmi dangkal) Microsoft exel. Parameter-parameter patahan di atas, dapat dihitng dengan mdah menggnakan 28

41 BAB III METODE PENELITIAN 3.1. Data Penelitian Dalam penelitian ini, dignakan data rekaman broadband seismograf dari jaringan seismik global. Data ini didownload dari database IRIS (Incorporated Research Instittion for Seismology) Data Management System (DMS) dari website : mennjkkan lokasi stasin seismik global yang dignakan dalam penelitian skripsi ini. Gambar 3.1. peta sebaran stasin Global Seismograph Network IRIS-DMC 29

42 Data yang dignakan adalah 1 sample-per-second rekaman komponen vertikal 0 (chanel LHZ) ntk jarak stasin sekitar < 90 di ambil dari database dalam jaringan/network tersebt yait II (IRIS/IDA), IU(IRIS/USGS), GE (GEOPHONE), G (GEOSCOPE). Contoh seismogram gempa bmi Mentawai 25 oktober 2010, dapat dilihat pada gambar 3.2. Smb y adalah kecepatan (m/s) dan smb x mennjkkan wakt (s). Gambar 3.2. contoh seismogram velocity record (m/sec) gempa Mentawai 3.2. Metode Penelitian Data seismogram hasil download dari database IRIS-DMC dalam format MiniSeed, yang mana merpakan raw-data asli dari rekaman broadband seismograf long periode komponen vertikal. Dalam format ini, data hars di convert dengan Rdseed kedalam bentk data SAC (Seismic Analysis Code) dengan menggnakan peranti lnak 30

43 Linx. Setelah terconvert selrh data, dilakkan proses deconvolsi data. Data seismogram hasil download merpakan gabngan dari parameter smber seismik, strktr bagian dalam bmi dan impls instrment respons seismometer. Proses deconvolsi ini bergna ntk memisahkan seismogram dari faktor instrment respons, sehingga data akhir yang dihasilkan, diharapkan adalah data mrni dari smber seismik. Dari data mrni ini, kemdian dilakkan retrieve W-phase dan inversi W-phase. Sebelm proses retrieve dilakkan, sebagai catatan bahwa data sinyal gempa merpakan catatan sinyal velocity dalam bentk time series. Sedangkan retrieve W-phase dilakkan pada catatan sinyal displacement dalam time domain. Proses mengbah sinyal velocity time series kedalam displacement time domain ini ckp rmit. Sebelmnya, sinyal catatan velocity dilakkan integrasi didapatkan displacement time series. Dignakan time deconvolsi sehingga didapatkan accelerasion/percepatan time series. Kemdian accelerasi time series dilakkan band pass filtering dalam time domain dilanjtkan dengan da kali integrasi, akhirnya didapatkan displacement dalam time domain. Selanjtnya dilakkan retrieve dan inversi W-phase. Proses inversi dilakkan dengan convolsi Green fnction dengan data observasi. Proses ini secara sederhana adalah mencari RMS terkecil hasil matching antara sinyal observasi di stasin pencatat dengan sintetis waveform (Green s fnction). Hasil inversi ini menghasilkan moment tensor, besar magnitde serta focal mechanism. Secara singkat diagram alir penelitian dapat dijelaskan sebagai berikt : 31

44 START DATA (seed) Extract to SAC Deconvolsi Green s fnction Retrieve W-phase Filtering RMS (3.0, 1.3, 0.9) No Inversi Yes Ot pt: Seismic moment, Magnitde moment (Mw), focal mechanism Parameter patahan & deformasi dasar latt Simlasi Tsnami Wakt tiba dan tinggi gelombang tsnami END Dalam penelitian ini, dignakan 1 sample-per-second data rekaman seismograf komponen vertikal (komponen LHZ) yang diambil dari database IRIS, dengan drasi 15 (derajat) detik setelah wakt tiba gelombang P. jarak stasin yang dignakan dengan 32

45 0 radis 90 dari psat gempa dengan diberikan bandpass filter dari 0,001-0,005 Hz (dari 200s-1000s). Kemdian dihitng sebah nit smber sintetis ntk setiap stasin menggnakan Green s fnction. Kanamori dan Rivera (2008) telah membat database Green s fnction ini ntk tiga komponen displacement ntk jarak , dengan interval dari 0 0 0,1 0,2 dan kedalaman antara km. Interval kedalaman bervariasi seiring meningkatnya kedalaman dari 2 km hingga 10 km. Database Green fnction yang telah di bat Kanamori dan Rivera ntk spheriodal mode sebanyak , toroidal mode sebanyak , dan radial mode sebanyal 152, lengkap ntk periode 12 s. (Kanamori and Rivera, 2008, Sorce Inversion of W phase: Speeding p Seismic Tsnami Warning,Geophysics J. Intl) Gambar 3.3 mennjkkan contoh hasil retrieve Wphase setelah inversi ntk tiap stasin. Tanda bintang merah dalam lingkaran (gambar sebelah kiri) adalah lokasi gempa bmi, dan titik merah dalam lingkaran adalah stasin. Titik merah pada waveform (gambar sebelah kanan) merpakan W-phase yang diambil dari stasin tersebt. 33

46 Gambar 3.3. W-phase gempa bmi Mentawai 25 oktober 2010 Dari hasil inversi W-phase, kemdian dilanjtkan persiapan ntk membat simlasi tsnami dengan program TUNAMI-N2. Data seismic moment hasil inversi dignakan ntk menghitng parameter patahan dan deformasi dasar lat berpa slip, dip, rake, panjang patahan, lebar patahan, sebagai maskan awal simlasi tsnami. Persiapan selanjtnya setelah didapatkan hasil parameter patahan dan jga deformasi dasar lat, selanjtnya membat model patahan akibat gempa bmi dalam program TUNAMI-N2. Selain it, ntk mendapatkan hasil rekaman tinggi gelombang dan jga wakt tibanya, kita tempatkan tide gage model pada titik-titik di dekat pantai sebagai titik pencatat tinggi gelombang tsnami. Dalam penelitian ini, ditempatkan 8 titik 34

47 tide gage yang tersebar di berbagai pla. Letak 8 tide gage tersebt dapat dilihat dalam gambar 3.4. Gambar 3.4. posisi tide gage pencatat tinggi gelombang 35

48 BAB IV ANALISIS DAN PEMBAHASAN Gempabmi Mentawai tercatat hampir di selrh seismograf broadband, jaringan seismik global. Akan tetapi dalam peenelitian ini hanya terbatas hingga Hal ini dikarenakan sifat dari getaran it sendiri, waveform (gelombang) yang tercatat pada 0 seismograf dengan jarak > 70 merpakan gelombang very long-periode, berpa gelombang Rayleigh, yait salah sat gelombang permkaan (Kanamori,1993). Dari batas radis yang telah di tentkan ( 90 ) didapatkan sejmah 60 catatan gelombang/waveform dari jaringan stasin global dalam lingkp < Sebanyak 60 stasin tersebt, tersebar di beberapa negara. Setelah dilakkan proses deconvolsi dan inversi, hanya sebanyak 30 stasin saja yang dapat dignakan dalam penelitian ini. Selebihnya, yait 30 stasin yang lain dihilangkan. Pemilihan stasin ini, berdasarkan nilai RMS terkecil dari hasil matching data observasi dengan database sintetik Green fnction yang telah di bat oleh Kanamori dan Rivera (2008). Hasil matching data tersebt ditnjkkan dalam gambar 4.1. Dari 30 stasion tersebt,selanjtnya dilakkan retrieve W-phase dengan proses inversi. Parameter awal yang dignakan sebagai acan titik centroid adalah data parameter gempabmi hasil lokalisasi BMKG dengan SeiscomP3, dan time delay( t d ) serta half dration t h diambil dari data awal GCMT, yang bisa dilihat dalam GCMT catalog. Parameter awal sebagai inpt data bisa kita lihat dalam table

49 Gambar 4.1. matching W-phase observasi (warna hitam) dan sintetis (warna merah) Tabel 4.1. parameter centroid sebagai inpt inversi W-phase Litang (derajat) Bjr (derajat) Depth (km) Time delay t d (s) Half dr t h (s) Inversi W-phase -3,61 99, ,0 19,9 Hasil inversi berpa magnitdo moment dan jga parameter focal, dapat dilihat dalam table 4.2. dan gambar 4.2. Dari gambar 4.2 bisa dilihat bahwa jenis patahan yang terjadi akibat gempa Mentawai merpakan patahan naik (Thrst/reverse falt) dengan arah barat lat tenggara. Secara jelas jika dilihat dari jenis patahan, bahwa patahan yang diakibatkan gempabmi mentawai memenhi syarat sebagai penggerak tsnami yait jenis patahan normal/trn atapn reverse/naik. 37

50 Tabel 4.2. parameter focal dan Mw yang dihitng dengan inversi ntk gempa Mentawai 25 oktober 2010 Inversi Nodal plane-1 Nodal plane-2 Mw (strike/dip/rake) (Strike/dip/rake) W-phase 317,5 / 4,6 / 91,8 135,6 / 85,4 / 89,9 7,89 GCMT 319,0 / 7,0 / 98,0 131,0 / 83,0 / 89,0 7,80 Inversi W-phase GCMT Gambar 4.2. focal mechanism hasil Inversi dan GCMT Gambar dalam lampiran 1 mennjkkan perbandingan antara waveform hasil observasi dengan waveform sintetis ntk selrh stasin yang dignakan dalam penelitian. Warna merah adalah waveform sintetis dan warna hitam adalah waveform hasil observasi. Tanda titik merah mennjkkan W-phase yang dignakan ntk menentkan inversi. Nilai moment seismic M 0 dari gempa Mentawai dihasilkan sebesar 8,7 x dyne cm ntk inversi W-phase dan 6,66 x dyne cm ntk GCMT. Nilai 38

51 moment seismic ini menghasilkan magnitde moment (Mw) yang tidak jah berbeda antara kedanya sebagaimana terlihat dalam tabel 4.2 di atas yait M 7, 89 SR ntk inversi W-phase, dan M 7, 80 SR dalam katalog hasil analisa GCMT. w w Dengan melihat dari proses penentan Mw, dimana Mw (GCMT) menggnakan srface wave (gelombang permkaan, periode sec) sebagai acan penentannya, dimana gelombang ini tiba sekitar menit setelah wakt kejadian gempa (origin time). Sedangkan Mw (W-phase) ditentkan dengan menggnakan W phase yang merpakan gelombang very long periode ( sec), dengan wakt tiba sekitar 20 menit setelah wakt kejadian gempa. Dengan hasil yang relatif sama, akan tetapi kecepatan penentan magnitde moment dengan W phase lebih cepat dibanding penentan yang dilakkan oleh GCMT. Untk simlasi tsnami, dilakkan penghitngan parameter patahan dan jga deformasi dasar lat berdasarkan persamaan 5 (Geller,1979). Dengan menggnakan microsoft exel sederhana, didapatkan hasil dari perhitngan tersebt yang tercantm dalam table 4.3. Tabel 4.3. hasil penghitngan parameter patahan dan deformasi dasar lat Panjang (km) Lebar (km) Strike ( 0 ) Dip ( 0 ) Rake ( 0 ) Slip (m) Lintang ( 0 ) Bjr ( 0 ) Depth (km) inversi 106,217 53,11 317,5 4,6 91,8 5,14-3,61 99,93 10 Hasil penghitngan parameter patahan dan deformasi dasar lat inilah yang dignakan sebagai inpt ntk pemodelan patahan gempa bmi Mentawai 25 Oktober Hasil pemodelan patahan dan deformasi dasar lat bisa dilihat pada gambar

52 Gambar 4.3. pemodelan patahan gempabmi Mentawai 25 oktober 2010 Untk hasil pemodelan tsnami dengan aplikasi TUNAMI-N2 yang telah dijalankan, didapatkan perkiraan wakt tiba gelombang dan tinggi gelombang di titik-titik yang dianggap sebagai tide gage (gambar 3.4). Pemodelan tsnami yang telah dijalankan menghasilkan grafik tinggi gelombang terhadap wakt, terlihat dalam gambar 4.6. Untk lebih jelasnya, gambaran wakt tiba gelombang dan tinggi gelombang tsnami dapat dilihat dalam gambar 4.4 dan gambar

53 Padang Seblat Telk Dalam 48 Enggano 35 Sipora 26 Pagai tara 16 Sibiga Sibar-bar Wakt T iba Gelo mbang T snami (menit) Gambar 4.4. Grafik Wakt tiba Gelombang Tsnami di titik observasi Gambar 4.5. Grafik Tinggi Gelombang Tsnami Maksimm 41

54 Gambar 4.6. Grafik Tinggi Gelombang terhadap Wakt Dari grafik terlihat bahwa wakt tiba gelombang tsnami yang paling cepat di daerah Sibar-bar, yait sekitar 10 menit setelah gempa bmi, dan daerah yang terakhir terkena efek gelombang tsnami yait daerah Padang sekitar 70 menit setelah gempa bmi. Hal ini karena Sibar-bar adalah wilayah terdekat dengan smber gempa bmi, dan Padang berada di balik pla, sehingga pergerakan air lat terpecah dan tertahan oleh pla. Untk tide gage sebenarnya yang dapat di akses datanya, hanyalah stasin Padang, sehingga hasil simlasi yang didapatkan dibandingkan dengan catatan sebenarnya saat terjadi tsnami. Dalam penelitian ini, dignakan catatan tide gage WMO (World Meteorogical Organisation) yang terpasang di Padang. Hasil record tsnami di Padang terlihat dalam gambar

55 Gambar 4.7. hasil observasi tide gage di pantai Padang Dari hasil observasi lapangan yait catatan gelombang tsnami di tide gage Padang, ternyata tinggi gelombang maksimm di pantai Padang setinggi 0,46 meter. Dan hasil simlasi tsnami yang didapatkan dalam penelitian ini, mendapatkan nilai maksimm ntk Padang sekitar 0,3 meter. Berbeda 0.1 meter, antara hasil observasi di lapangan dengan hasil simlasi. 43

56 BAB V KESIMPULAN DAN SARAN 5.1. Kesimplan Sesai dengan hasil analisis yang telah dilakkan, penlis mencoba ntk menyimplkan hasil penelitian sebagai berikt : 1. Hasil reanalisis gempabmi Mentawai dengan menggnakan deconvolsi dan inversi W-phase menghasilkan parameter gempa yang hampir sama dengan parameter gempabmi yang di release oleh Global CMT yait magnitde moment sebesar Mw = 7,8 SR ntk GCMT dan Mw = 7,89 SR ntk inversi W- phase. Metode inversi W-phase dapat dignakan ntk pdate peringatan tsnami yang telah di kelarkan BMKG, mengingat datangnya gelombang (W-phase) lebih cepat daripada gelombang permkaan (srface wave). 2. Gempa Mentawai mengakibatkan patahan dan deformasi dasar lat sebesar: Panjang 106,217 kilometer, lebar 53,11 kilometer dan slip 5.14 meter dengan Strike 0 317,5, Dip 0 4,6, dan Rake Hasil simlasi tsnami dengan TUNAMI-N2 dapat diprediksi wakt datangnya gelombang tsnami menghantam pantai yait Sibar-bar 10 menit setelah gempa, Sibiga 11 menit, Pagai Utara 16 menit, Sipora 26 menit, Enggano 35 menit, Telk Dalam 48 menit, Seblat 66 menit, dan Padang 70 menit. Ketinggian gelombang maksimm masing-masing tide gage terdiri dari Sibar 1,2 meter, Sibiga 1,3 meter, Pagai Utara 1 meter, Sipora 0,6 meter, Enggano 0,15 meter, Telk Dalam 0,06 meter, Seblat 1 meter, dan Padang 0,3 meter. 44

57 5.2. Saran 1. Untk memperoleh hasil yang maksimal, perl jga dilakkan penelitian ntk gempa-gempa yang lain, sehingga dapat diketahi ketepatan metode ini. 2. Agar menggnakan data bathymetry yang lebih lengkap ntk memperbaiki hasil simlasi tsnami. 3. Kepada BMKG, metode ini dapat dipertimbangkan ntk meng-pdate informasi peringatan dini tsnami yang diberikan kepada masyarakat. 45

58 DAFTAR PUSTAKA Kanamori.H and Rivera.L, -, Aplication of the W-phase Sorce Inversion Method to Regional Tsnami Warnaing, Jornal Harahap. Darwin, 1999, Pendahlan Geofisika, BPLMG, Jakarta Borman.Peter, 2002, New Manal of Seismological Observatory Practice, GFZ,Germany Ibrahim. Gnawan dan Sbardjo, 2003, Pengetahan Seismologi, BMG, Jakarta Stein.Seth and Wysession. Michael, 2005, An Introdction to Seismology, Earthqakes, and Earth Strctre, Blackwell Pblishing, USA Imamra.F, Cevdet Yalciner.A, Ozyrt.G, 2006, Tsnami Modelling Manal, Kanamori.H and Rivera.L, 2008, Sorce Inversion of W phase: Speeding p Seismic Tsnami Warning, Geophys. J. Int Handayani.Tri, 2009, W Phase Analysis for Tsnami Warning, Master Paper, Tskba- Japan 46

59 LAMPIRAN I PERBANDINGAN WAVEFORM OBSERVASI DAN SINTETIS 47

60 48

61 perbandingan waveform observasi (warna hitam) dan waveform sintetis (warna merah). Da titik merah pada trace mengindikasikan akhir titik W-phase yang di inverse. 49

62 LAMPIRAN III OUTPUT HASIL INVERSI 50

63 LAMPIRAN IV PERBANDINGAN HASIL ANALISA DARI BERBAGAI INSTITUSI DUNIA JMA EMSC USGS BMKG JATWC GFZ : JEPANG : EROPA : AMERIKA : INDONESIA : AUSTRALIA : JERMAN 51

64 LAMPIRAN V HASIL ANALISA BMKG DENGAN SISTEM SEISCOMP3 LOKASI GEMPABUMI Hari/ Tanggal : Senin, 25 Oktober 2010 Pkl : 21:42:20 WIB, Lokasi : 3.61 LS BT, 30 km Barat Daya Pagai Selatan, Mentawai - Smatera Barat. 52

65 53

66 LAMPIRAN II HASIL SIMULASI TSUNAMI