ANALISIS MEKANISME FOKUS GEMPA DI BLITAR-JAWA TIMUR 17 MEI 2011

Transkripsi

1 ANALISIS MEKANISME FOKUS GEMPA DI BLITAR-JAWA TIMUR 17 MEI 2011 Skripsi Diajukan untuk memenuhi persyaratan memperoleh gelar Sarjana Sains pada Fakultas Sains dan Teknologi Universitas Islam Negeri Syarif Hidayatullah Jakarta Oleh DAVID HARMADHONI NIM : PROGRAM STUDI FISIKA FAKULTAS SAINS DAN TEKNOLOGI UNIVERSITAS ISLAM NEGERI SYARIF HIDAYATULLAH JAKARTA 2011 M / 1433 H

2

3

4 LEMBAR KEASLIAN SKRIPSI Dengan ini saya menyatakan bahwa Skripsi ini merupakan karya tulis saya sendiri dan bukan merupakan tiruan, salinan atau duplikat dari Skripsi yang telah dipergunakan untuk mendapatkan gelar kesarjanaan baik dilingkungan Universitas Islam Negeri Syarif Hidayatullah Jakarta maupun diperguruan tinggi lain, serta belum pernah dipublikasikan. Pernyataan ini dibuat dengan penuh kesadaran dan rasa tanggung jawab serta bersedia menerima segala resikonya jika ternyata pernyataan diatas tidak benar. Jakarta, 05 Desember 2011 DAVID HARMADHONI NIM: iii

5 ABSTRAK Indonesia merupakan daerah yang dilalui oleh pertemuan tiga lempeng besar dunia yaitu Indo-Australia bergerak ke Utara, Asia Pasifik ke Timur dan Eurasia ke Selatan. Kondisi inilah yang menyebabkan Indonesia sering terjadi gempa. Metode fokal mekanisme salah satu metode yang sering digunakan untuk mengetahui mekanisme pusat gempa. Pada penelitian ini digunakan Analisis data polaritas awal gelombang P yang dihasilkan oleh gempa tektonik Blitar, Jawa Timur pada tanggal 17 Mei 2011 dengan Magnitude 6.1 SR untuk mendapatkan parameter sesar yaitu Strike, Dip dan Rake. Sehingga dapat ditentukan orientasi bidang sesar atau patahan dan mengetahui jenis patahan yang terjadi berdasarkan data arah gerakan awal gelombang P. Penentuan mekanisme pusat gempa dapat ditentukan dengan data polaritas gelombang P dengan program komputer AZMTAK. Hasil dari solusi mekanisme pusat gempa Blitar, Jawa Timur menunjukkan bahwa sesar yang terjadi sesar turun dengan nilai bidang nodal pertama Strike 122º, Dip 60º dan Rake -78º. Sedangkan pada bidang nodal kedua memiliki Strike 279º, Dip 32º dan Rake -109º. Hasil dari penampang melintang zona Blitar yaitu segmen B-B Penyebaran Hiposenter mencapai kurang lebih 151km, penyebaran Shallow Dip membentuk sudut sekitar 26º terhadap Horisontal sampai kedalaman kurang lebih 110km. Kata Kunci : fokal mekanisme, Strike, Dip, dan Rake, AZMTAK, Shallow Dip. iv

6 ABSTRACT Indonesia is an area that is traversed by the confluence of three major plates of the world is the Indo-Australian move to the North, East Asia Pacific and Eurasia to the South. This condition often causes the Indonesia earthquake. Method of focal mechanisms is often one of the methods used to determine the mechanism of the epicenter. In this study used analysis of the initial P wave polarity data generated by tectonic earthquake Blitar, East Java on 17 May 2011 with Magnitude 1.6 SR to get the parameters section of Strike, Dip and Rake. So it can be determined the orientation of the field of fault or faults, and know what type of fracture that occurs based on the data direction of movement of the early wave of P. Determination of the mechanism of the epicenter can be determined by the P wave polarity data with computer programs AZMTAK. The results of the solution mechanism epicenter Blitar, East Java showed that the fault that occurred fault down to the value field of the first Nodal 122 º Strike, Dip and Rake 60 º -78 º. While in the second nodal areas have 279 º Strike, Dip and Rake 32 º -109 º. The results of the cross section of segment Blitar zone B-B 'Spread hypocenter reached more than 151km, the spread of Shallow Dip to form an angle of about 26 º to the horizontal to a depth of approximately 110km. Keyword: focal mechanisms, Strike, Dip, and Rake, AZMTAK, Shallow Dip. v

7 KATA PENGANTAR Bismillahirahmanirrahim, Puji syukur penulis panjatkan kehadirat Allah SWT yang telah melimpahkan rahmat dan karunia-nya sehingga saya dapat menyelesaikan Skripsi yang berjudul ANALISA MEKANISME FOKUS GEMPA DI BLITAR-JAWA TIMUR 17 MEI 2011 dengan baik. Skripsi ini merupakan salah satu syarat kelulusan menempuh perkuliahan jenjang Sarjana (S1) di Program Studi Fisika, Jurusan Geofisika - Universitas Islam Negeri Syarif Hidayatullah Jakarta. Penyusunan skripsi ini tidak terlepas dari bantuan dan dukungan dari berbagai pihak. Oleh karena itu pada kesempatan ini saya menyampaikan terima kasih kepada: 1. Bapak DR. Syopiansyah Jaya Putra, M.Sis Selaku Dekan Fakultas Sains dan Teknologi Universitas Islam Negeri Syarif Hidayatullah - yang telah memberikan izin penulisan skripsi. 2. Bapak Drs. Sutrisno, M.Si. selaku Ketua Jurusan Program Studi Fisika Universitas Islam Negeri Syarif Hidayatullah yang telah memberikan izin, bimbingan dan arahan kepada penulis. 3. Ibu Tati Zera, M.Si. Selaku Dosen Pembimbing II yang dengan sabar membimbing, mengarahkan, memberikan saran kepada penulis sampai selesai penulisan skripsi ini. 4. Orang tua dan beserta keluarga atas do a dan dukunganya yang tak terhingga sehingga terselesaikanya skripsi dan kuliah di UIN Syarif Hidayatullah Jakarta. 5. Mas Bayu,S.Si yang telah membimbing di BMKG sehingga skripsi ini dapat selesai. 6. Sahabat-sahabat setia Satria, andri,fajar,tio,pangki, romi,pendi,away,adam,ozy atar, Qolby, dan Destri yang bersama - sama dalam suka duka menjalani kuliah di UIN Syarif Hidayatullah Jakarta. 7. Bapak Wahyudi Yang telah memberikan ruangan untuk mengerjakan skripsi vi

8 8. Teman - teman Fisika UIN angkatan 2006, 2007 dan 2008 yang tidak bisa disebutkan disini yang dengan kebersamaan dan kekompakanya selama dalam menjalani perkuliahan di UIN Syarif Hidayatullah Jakarta. Penulis berharap semoga pihak yang telah membantu dalam penyusunan skripsi ini mendapatkan balasan kebaikan dari Allah Subhanahu Wa Ta ala. Penulis menyadari bahwa tulisan ini masih jauh dari sempurna karena keterbatasan kemampuan dan pengetahuan saya sendiri. Penulis hanya berharap semoga karya kecil ini dapat memberikan kemanfaatan bagi kehidupan, dan menambah kebaikan ketika menghadapi hari pembalasan. Untuk perbaikan skripsi ini, penulis mengharapkan kritik, saran dan pendapat yang membangun. Jakarta, 05 Desember 2011 David Harmadhoni vii

9 DAFTAR ISI LEMBAR PERSETUJUAN PEMBIMBING.. LEMBAR PENGESAHAN UJIAN... LEMBAR PERNYATAAN... ABSTRAK... ABSTRACT. KATA PENGANTAR. DAFTAR ISI DAFTAR GAMBAR... i ii iii iv v vi viii x BAB 1 PENDAHULUAN Latar Belakang Rumusan Masalah Batasan Masalah Tujuan Penelitian Manfaat Penelitian Sistematika Penulisan... 5 BAB II DASAR TEORI Teori Gempa Bumi Macam-Macam Gempa Bumi Gelombang Seismik Teori Pegas Elastis Teori Dasar Mekanisme Fokus Teori Kopel Ganda Diagram Mekanisme Pusat Gempa Teori Mekanisme Dengan Metode Impuls Pertama Gelombang Primer (P) Penentuan Tipe Sesar 28 viii

10 2.8 Kondisi Seismotektonik Blitar, Jawa Timur Dan Sekitarnya BAB III METODE PENELITIAN Waktu Dan Tempat Penelitian Alat Dan Bahan Pengolahan Dan Analisa Data Prosedur Kerja.. 37 BAB IV HASIL DAN PEMBAHASAN Penyebaran Pusat Gempa Bumi Penampang Melintang Solusi Mekanisme Sumber Gempa Bumi 43 BAB V KESIMPULAN DAN SARAN Kesimpulan Saran 48 DAFTAR PUSTAKA. 49 LAMPIRAN ix

11 DAFTAR GAMBAR Gambar 1.1 Pola TektonikKepulauan Indonesia 1 Gambar 2.1 Batas-Batas Lempeng Tektonik.. 8 Gambar 2.2 Skematik Dari Proses Terjadinya Gempa Bumi Tektonik.. 9 Gambar 2.3 Sifat Penjalaran Gelombang Seismik.. 12 Gambar 2.4 Penjalaran Gelombang P & S Didalam Bumi. 13 Gambar 2.5 Mekanisme Gempa Bumi Yang Menjadi Sumber Gempa.. 14 Gambar 2.6 Sistem Gaya Kopel Ganda.. 16 Gambar 2.7 Bola Pusat Gempa Yang Menggambarkan Hiposenter Gambar 2.8 Gambar Tiga Dimensi Radiasi Gelombang Gempa Model Kopel Ganda Gambar 2.9 Proyeksi Bola Pusat Gempa di Bidang Equatorial. 19 Gambar 2.10 Orthogonalitas Dua Bidang Nodal Gambar 2.11 Bidang Proyeksi Luasan Sama (Stereografis) Gambar 2.12 Pengukuran Strike dan Dip Pada Diagram 22 Gambar 2.13 Penentuan Sumbu P dan T 45 Dua Kutub Pada Garis. 23 Gambar 2.14 Penentuan Sudut Rake Pada Reverse Fault (Kiri) dan Normal Fault (Kanan). 25 Gambar 2.15 Sistem Gaya Kopel Ganda. 26 Gambar 2.16 Impuls Gelombang P dan Bola Fokus 26 Gambar 2.17 Parameter Orientasi Bidang Sesar.. 29 Gambar 2.18 Sesar Turun. 29 Gambar 2.19 Sesar Naik Gambar 2.20 Sesar Mendatar Gambar 2.21 Sesar Obliq. 30 Gambar 2.22 Peta Seismotektonik Pulau Jawa 32 Gambar 3.1 Diagram Alir Pembuatan Peta Seismisitas dan Penampang Melintang. 37 x

12 Gambar 3.2 Diagram Alir Penentuan Solusi Mekanisme Sumber Gempa Bumi. 38 Gambar 4.1 Penyebaran Pusat Gempa Bumi di Blitar, Jawa Timur dan Sekitarnya 39 Gambar 4.2 Irisan Penampang Melintang Gambar 4.3 Penampang Melintang Segmen A-A. 42 Gambar 4.4 Penampang Melintang Segmen B-B.. 42 Gambar 4.5 Penampang Melintang Segmen C-C.. 43 Gambar 4.6 Solusi Mekanisme Sumber Gempa Bumi Blitar,Jawa Timur.. 44 Gambar 4.7 Hasil Solusi Mekanisme Dari USGS.. 45 xi

13 BAB I PENDAHULUAN 1.1 Latar Belakang Penelitian Indonesia dikenal sebagai wilayah yang mempunyai tatanan geologi unik dan rumit. Hal ini dikarenakan, Indonesia merupakan jalur pertemuan tiga lempeng besar yaitu lempeng Indo-Australia yang relative bergerak ke Utara, lempeng Eurasia yang relative bergerak ke Selatan,dan lempeng Pasifik yang relative bergerak ke Barat. Pertemuan antar lempeng menyebabkan sering terjadi gempa bumi karena tumbukan atau pergeseran lempeng. Oleh karena itu, Indonesia merupakan daerah yang secara tektonik bersifat labil dan merupakan kawasan pinggir benua yang paling aktif didunia. Gambar 1.1 Pola tektonik kepulauan Indonesia 1

14 Kompleksnya proses tektonik dan tingginya tingkat seismisitas di Blitar, Jawa Timur maka perlu dilakukan penelitian. Penelitian yang dilakukan adalah menganalisis seismotektonik di Blitar, Jawa Timur dan sekitarnya berdasarkan pola penyebaran hiposenter dan mekanisme sumber gempa bumi. Bentuk atau pola penunjaman serta mekanisme dari lempeng dapat diestimasi dari penyebaran hiposenter dan analisis mekanisme sumber gempa bumi. Data gempa bumi yang digunakan diperoleh dari USGS ( United States Geological Survey). Metode yang dilakukan adalah mengeplot hiposenter dan membuat penampang melintang ( Cross Section ) hiposenter yang arahnya tegak lurus trench, dari rangkaian penampang melintang akan diketahui pola penyebaran hiposenter dan gambaran model tektonik serta penunjamannya. Penentuan mekanisme sumber gempa bumi menggunakan polaritas gerakan pertama gelombang P. Mekanisme sumber gempa bumi merupakan metode yang digunakan untuk mengidentifikasi sesar dan pergerakannya dengan cara menentukan parameter-parameter sesar berupa strike, dip, dan rake. Salah satu zona yang mempunyai aktifitas gempa bumi di Indonesia adalah Jawa Timur, hal ini karena Jawa Timur merupakan salah satu daerah dengan kondisi tektonik yang sangat kompleks. Propinsi Jawa Timur yang terletak di 111 derajat derajat 4 Bujur Timur dan 70 derajat derajat 48 Lintang Selatan, memang berada di daerah rawan terjadi gempa salah satunya adalah jalur tumbukan lempengan Eurasia dan 2

15 Indo-Australia di bagian Selatan Jawa Timur dan pergeseran lempeng inilah yang menyebabkan gempa tektonik. Gempa Blitar terjadi karena tumbukan lempeng Indo Australia dan lempeng Eurasia, tubrukan antar lempeng itu karena lempeng Indo - Australia bergerak menuju ke utara mengarah ke lempeng Eurasia yang bergerak dari timur ke barat. 1.2 Rumusan Permasalahan Berdasarkan uraian latar belakang diatas maka dapat dirumuskan masalah sebagai berikut: 1. Bagaimana mengetahui cara penentuan mekanisme fokal gempa di Blitar, Jawa Timur? 2. Bagaimana mengetahui karateristik (pola dan tipe patahan) gempa berdasarkan mekanisme fokal gempa di Blitar, Jawa Timur pada tanggal 17 mei 2011 gempa bumi kedalaman < 25km? 3. Bagaimana mengetahui sebaran (seismisitas) gempa dangkal (25 km) di Blitar, Jawa Timur pada tanggal 17 mei 2011? 4. Bagaimana mengetahui kemiringan (dip) dari penampang melintang seismisitas untuk gempa dangkal di daerah Blitar, Jawa Timur? 1.3 Batasan Masalah Penelitian ini dilakukan dengan membatasi permasalahan pada: 1. Parameter-parameter bidang sesar / patahan yang dicari berupa nilai strike, dip, dan rake dengan menggunakan polaritas awal gelombang P. 3

16 2. Masalah pendugaan pola sesar / mekanisme fokal dari gempa kuat di Blitar, Jawa Timur dengan magnitudo 6,1 Skala Ritcher dan kedalaman 25 km dengan metode polarisasi pertama gelombang P pada tanggal 17 mei Daerah penelitian di Blitar, Jawa Timur khususnya pada laut Selatan dari koordinat 9.55 Lintang Selatan Bujur Timur. 1.4 Tujuan Penelitian Tujuan dari penelitian tugas akhir ini adalah: 1. Mengetahui cara penentuan mekanisme fokal gempa di Blitar, Jawa Timur. 2. Mengetahui karateristik (pola tipe patahan ) gempa berdasarkan mekanisme fokal gempa di Blitar, Jawa Timur sehingga dapat diketahui parameter-parameter pola bidang sesar dari gempa tersebut antara lain arah jenis sesar (strike), besar kemiringan (dip), besar sudut pergeserannya (rake) sehingga dengan parameter tersebut dapat disimpulkan jenis patahan / pola sesarnya. 3. Menganalisis seismotektonik zona Blitar, Jawa Timur dan sekitarnya berdasarkan penampang melintang seismisitas dan mekanisme sumber gempa bumi. 1.5 Manfaat Penelitian 1. Mengetahui potensi dan kekuatan gempa yang terjadi di daerah penelitian, sebagai langkah awal untuk pengembangan lebih lanjut. 4

17 2. Merevisi pemetaan tektonik dari suatu daerah dengan informasi mekanisme sumber gempa. 3. Mitigasi terhadap bencana gempa bumi di zona subduksi dan sesar yang ada di Blitar, Jawa timur. 4. Sebagai rujukan dalam perencanaan pembangunan daerah di Blitar, Jawa Timur dan sekitarnya. 1.6 Sistematika Penulisan Tugas akhir ini terdiri dari lima bab dengan rincian sebagai berikut: BAB I : Pendahuluan Merupakan pendahuluan yang menjelaskan latar belakang penulisan, tujuan, manfaat, perumusan masalah, dan sistematika penulisan. BAB II : Landasan Teori Menjelaskan teori dasar yang menunjang pembahasan atau interpretasi data yang di dapat dari lapangan. BAB III : Metode Penelitian Menjelaskan tentang waktu dan tempat penelitian, alat dan bahan, prosedur pengambilan dan pengolahan data. BAB IV : Hasil dan Pembahasan Berisi tentang hasil pengolahan data, pemodelan, dan pembahasan interpretasi data. BAB V : Kesimpulan dan Saran Mengenai kesimpulan dan saran untuk pengembangan penelitian berikutnya. 5

18 BAB II DASAR TEORI 2.1 Teori Gempa Bumi Di Indonesia gempabumi yang sering menimbulkan kerugian dan korban adalah gempa bumi tektonik. Gempa bumi tektonik disebabkan oleh pergeseran lempeng-lempeng tektonik. Menurut teori lempeng tektonik kerak bumi terpecahpecah menjadi bagian yang disebut lempeng bumi (plate). Lempeng-lempeng tersebut bergerak dengan arah dan kecepatan berbeda. Menurut teori konveksi pergerakan ini disebabkan oleh arus konveksi. Maksudnya bumi yang terdiri dari lithosfer dan Asthenosfer yang bersuhu tinggi timbul arus yang disebut arus konveksi. Teori tektonik lempeng menyatakan bahwa kerak bumi tersusun atas beberapa lempeng tektonik besar. lempeng tektonik adalah litosfer bumi yang terdiri dari mantel dan kerak bumi yang mengapung diatas asthenosfer yang cair dan panas. Adanya gaya tektonik yang timbul akibat arus konveksi di dalam mantel bumi, maka lempeng tektonik akan saling bergerak, bertumbukan serta bergeser satu sama lain. Oleh karena itu timbul tekanan yang menyebabkan lempeng-lempeng tersebut terpecah-pecah atau patah menjadi lempeng-lempeng tektonik yang lebih kecil. 6

19 Batas-batas lempeng merupakan suatu daerah yang secara tektonik sangat aktif. Secara umum batas-batas lempeng terdiri dari tiga jenis: 1. Zona Konvergen Zona ini ditandai dengan adanya dua lempeng yang berbatasan, bergerak dengan arah yang saling mendekati. Zona konvergen dapat dibedakan menjadi dua jenis yaitu: a. Zona Tumbukan Pada zona ini kedua lempeng bergerak saling mendekati sehingga pada batas-batas kedua lempeng cenderung melipat ke atas dan membentuk pegunungan lipatan. b. Zona Subduksi Pada zona ini ke dua lempeng saling bertumbukan (lempeng benua dan lempeng samudera). Lempeng yang lebih berat (lempeng samudera) akan menunjam di bawah lempeng yanglebih ringan (lempeng benua). Hasil aktifitas tektonik semacam ini berupa rangkaian gunung api. 2. Zona Divergen Zona ini ditandai dengan adanya dua lempeng yang berbatasan bergerak dengan arah saling menjauhi sehingga membentuk pegunungan (ridge) yang terdapat di tengah samudera. Zona ini ditandai dengan pembentukan materi-materi lempeng. 3. Zona Singgungan Zona ini ditandai dengan dua lempeng yang saling bergerak relatif sejajar satu dengan yang lain sehingga terjadi gesekan pada bidang batas 7

20 lempeng. Akibat gesekan ini akan timbul gempa-gempa dangkal yang dapat membawa bencana. Gambar 2.1 Batas-batas lempeng Tektonik 2.2 Macam- Macam Gempa Bumi Gempabumi adalah hentakan atau gerakan tanah tiba-tiba akibat pelepasan energi yang terakumulasi atau tersimpan dalam bentuk gelombang seismik. Pada tahun 1978 di Jerman, R.Hoernes mengemukakan pembagian macam-macam gempabumi yang sampai sekarang masih tetap berlaku yaitu : 1. Gempabumi Tektonik Gempabumi ini terjadi akibat adanya pergeseran-pergeseran atau patahan dari lapisan batuan secara tiba-tiba di dalam bumi. Menurut penyelidikan 90% dari jumlah gempabumi yang ada di dunia akibat dari gempabumi tektonik. Gempabumi tektonik yang kuat sering mengakibatkan kerusakan fisik diatas kulit bumi. Getaran gempabumi yang kuat mampu menjalar keseluruh bagian bumi dan dapat tercatat oleh Seismograf di seluruh dunia. 8

21 Gambar 2.2 Skematik dari proses terjadinya gempabumi tektonik. 2. Gempabumi Vulkanik atau Gempabumi Gunung Api Gempabumi ini terjadi akibat adanya aktivitas magma gas di dalam dapur magma (batholite), dan jika gejala vulkanis tersebut meningkat maka dapat menyebabkan timbulnya ledakan yang juga diikuti dengan gempabumi. Gempabumi ini hanya dirasakan pada daerah sekitar gunung berapi itu saja. 3. Gempa Runtuhan atau Tanah Longsor Gempabumi ini terjadi karena adanya pergerakan permukaan tanah (longsor), gua runtuh dan lain sebagainya yang menimbulkan getaran-getaran. Pada umumnya terjadi pada daerah-daerah dimana terdapat runtuhan-runtuhan di dalam tanah, misalnya di daerah kapur atau daerah pertambangan. Seperti yang diketahui, batuan kapur mudah larut dalam air sehingga akan terjadi rongga-rongga (gua) di dalam tanah yang menyebabkan runtuhnya bagian atas dari gua ini, juga di daerah-daerah dimana terdapat endapan garam, gejala ini terjadi karena sifat garam yang mudah larut. 9

22 Ada juga jenis gempa yang lain, namun sangat jarang terjadi diantaranya : 1. Gempa karena Tumbukan Meteor. 2. Gempa Buatan, misalnya karena ledakan dinamit atau nuklir. Berdasarkan kedalaman sumber gempa bumi, gempa bumi dibedakan menjadi: Gempa bumi dangkal (kedalaman 0 60 km) Gempa bumi dangkal menimbulkan efek goncangan yang lebih dahsyat di bandingkan gempa bumi dalam, karena letak fokus lebih dekat ke permukaan. Gempa bumi menengah (kedalaman km) Gempa bumi menengah terletak pada kedalaman di bawah kerak bumi, sehingga digolongkan sebagai gempa bumi yang tidak berasosiasi dengan penampakan retakan atau patahan di permukaan, namun gempa bumi ini masih dapat diperkirakan mekanisme terjadinya. Gempa bumi dalam (kedalaman > 300 km) Gempa bumi dalam ini sebenarnya relatif sering terjadi, namun karena berada pada kedalaman lebih dari 300 km maka manusia tidak merasakan getarannya. Berdasarkan parameter, parameter sumber gempa bumi antara lain: Waktu terjadinya gempa bumi (origin time) adalah waktu terlepasnya akumulasi tekanan (stress) yang berbentuk penjalaran gelombanggempa bumi. 10

23 Hiposenter yaitu lokasi terjadinya gempa bumi (pusat gempa bumi) Episenter yaitu proyeksi hiposenter ke permukaan bumi (lintang, bujur) Magnitudo (kekuatan gempa bumi) yaitu ukuran energi yang terpancarkan oleh sumber gempa bumi, biasanya dinyatakan dalam Skala Richter (SR) Intensitas yaitu skala dampak kerusakan yang dialami di permukaan bumi akibat gempa bumi, biasanya dinyatakan dalam skala MMI (Modified Mercally Intencity) dengan skala terendah I dan akala tertinggi VII. 2.3 Gelombang Seismik Mekanisme gempabumi dikontrol oleh pola penjalaran gelombang seismik di dalam bumi. Pola mekanisme ini tergantung pada medium penjalaran atau keadaan struktur kulit bumi serta distribusi gaya atau stress yang terjadi. Gelombang seismik adalah gelombang elastis yang menjalar di dalam bumi. Gelombang seismik dapat diklasifikasikan menjadi dua kelompok yaitu gelombang badan (body wave) dan gelombang permukaan (surface wave). 1. Gelombang badan (body wave) adalah gelombang yang merambat melalui lapisan dalam bumi. Gelombang ini terdiri dari 2 macam gelombang yaitu : a. Gelombang Longitudinal (P) yaitu gelombang yang arah rambatnya searah dengan arah getar partikel medium yang dilewatinya. 11

24 b. Gelombang Transversal (S) yaitu gelombang yang arah rambatnya tegak lurus terhadap arah gerak partikel medium yang dilewatinya. 2. Gelombang Permukaan yaitu gelombang yang menjalar sepanjang permukaan atau pada suatu lapisan dalam bumi, gelombang ini terdiri dari: a. Gelombang Love (LQ) dan gelombang Rayleigh (LR) yaitu gelombang yang menjalar melalui permukaan yang bebas dari bumi. b. Gelombang Stonely, seperti gelombang Rayleigh (LR) tetapi menjalarnya melalui batas dua lapisan di dalam bumi. c. Gelombang Channel, yang menjalar melalui lapisan yang berkecepatan rendah di dalam bumi. Gambar 2.3 Sifat penjalaran gelombang seismik Gelombang primer merupakan gelombang longitudinal atau gelombang kompresional, gerakan partikelnya sejajar dengan arah perambatannya. Sedang gelombang sekunder merupakan gelombang transversal atau gelombang shear, gerakan partikelnya terletak pada suatu bidang yang tegak lurus dengan arah penjalarannya. 12

25 Gelombang kompresional disebut gelombang primer (P) karena kecepatannya paling tinggi diantara gelombang yang lain dan tiba pertama kali. Sedang gelombang shear disebut gelombang sekunder (S) karena tiba yang kedua setelah gelombang P. Gelombang sekunder terdiri dari dua komponen, yaitu gelombang SH dengan gerakan partikel horizontal dan gelombang SV dengan gerakan partikel vertikal. Sifat penjalaran gelombang P yang langsung adalah bahwa gelombang ini akan menjadi hilang pada jarak lebih besar dari 130º, dan tidak terlihat sampai dengan jarak kurang dari 140º. Hal tersebut disebabkan karena adanya inti bumi. Gelombang langsung P akan menyinggung permukaan inti bumi pada jarak 103º dan pada jarak yang akan mengenai inti bumi pada jarak 144º. Gelombang P akan timbul kembali yaitu gelombang yang menembus inti bumi dengan dua kali mengalami refraksi. Menghilangnya gelombang P pada jarak 103º memungkinkan untuk menghitung kedalaman lapisan inti bumi. Gambar 2.4 Penjalaran Gelombang P & S di dalam bumi Walaupun gelombang body dapat menjalar ke segala arah di permukaan bumi, namun tetap tidak dapat menembus inti bumi sebagai gelombang transversal. Keadaan ini membuktikan bahwa inti luar bumi berupa fluida. Untuk 13

26 penelitian tetap diasumsikan keadaan homogen, yaitu bagian luar bumi dan inti bumi (dua media homogen yang berbeda). 2.4 Teori Pegas Elastis Proses terjadinya gempabumi tektonik dapat didefinisikan sebagai berikut. Misalkan dua lempeng yang saling bergerak relatif terhadap sesamanya, pergerakan ini menimbulkan gesekan di sepanjang bidang batas kedua lempeng tersebut. Gesekan kedua lempeng tersebut diasumsikan bersifat elastis, dapat menimbulkan suatu energi yang disebut energi elastis. Kalau hal ini terjadi terus menerus, maka terjadi akumulasi energi yang besar, pada saat kondisi tertentu dimana batuan tersebut tidak mampu menahan lagi stress/tekanan/gaya yang ditimbulkan oleh gerakan relatif tersebut, energi elastis yang terakumulasi akan dilepaskan secara tiba-tiba dalam bentuk gelombang elastis yang menjalar ke segala arah. maka gempabumi tersebut terjadi dan dirasakan sebagai suatu getaran. Terjadinya gempabumi dapat dijelaskan dengan teori pegas elastis (Elastic Rebond Theory) pada gambar 2.2. Gambar 2.5 Mekanisme gempabumi yang menjadi sumber gempa tektonik. Garis tebal vertikal menunjukan pecahan atau sesar pada bagian bumi yang padat. Pada keadaan I menunjukan suatu lapisan yang belum terjadi perubahan bentuk geologi. Karena di dalam bumi terjadi gerakan yang terus-menerus, maka 14

27 akan terdapat stress yang lama kelamaan akan terakumulasi dan mampu merubah bentuk geologi dari lapisan batuan. Keadaan II menunjukan suatu lapisan batuan telah mendapat dan mengandung stress dimana telah terjadi perubahan bentuk geologi. Untuk daerah A mendapat stress ke atas, sedang daerah B mendapat stress ke bawah. Proses ini berjalan terus sampai stress yang terjadi (dikandung) di daerah ini cukup besar untuk merubahnya menjadi gesekan antara daerah A dan daerah B. Lama kelamaan karena lapisan batuan sudah tidak mampu lagi untuk menahan stress, maka akan terjadi suatu pergerakan atau perpindahan yang tiba-tiba sehingga terjadilah patahan. Peristiwa pergerakan secara tiba-tiba ini disebut gempabumi. Pada keadaan III menunjukan lapisan batuan yang sudah patah, karena adanya pergerakan yang tiba-tiba dari batuan tersebut. Gerakan perlahan-lahan sesar ini akan berjalan terus, sehingga seluruh proses diatas akan diulangi lagi dan sebuah gempa akan terjadi lagi setelah beberapa waktu lamanya, demikian seterusnya. 2.5 Teori Dasar Mekanisme Fokus Teori Kopel Ganda Gaya kopel ganda menyatakan sumber gempa bekerja empat gaya sama besar dan berlawanan arah yang berlaku sebagai sepasang momen gaya yang saling tegak lurus. Sistem ini dapat menerangkan posisi gaya yang bekerja pada akhir proses patahnya atau bergesernya suatu lapisan sesuai teori pegas elastis (Elastis Rebound Theory). Teori ini dapat juga menerangkan polaritas gelombang P dari tempat gempa bumi alami. 15

28 Model kopel ganda Model equivalen force Sumber sesar sebenarnya Pola radiasi gelombang S Gambar 2.6 Sistem gaya Kopel ganda Karakteristik model kopel ganda : a. Asumsi sumber titik : Dengan asumsi bahwa sumber gempa adalah sebuah titik. Hal ini cocok apabila jarak hyposenter dan stasiun lebih besar dari ukuran sesar. b. Konfigurasi sistem gaya kopel ganda : Model ini mempunyai dua pasang gaya yang masing-masing mempunyai magnitude yang sama dan berlawanan arah. c. Ekuivalen sistem gaya kopel ganda dengan dislokasi geser (gerak sesar): Sistem gaya kopel ganda menghasilkan medan perpindahan yang sama terhadap sumber gempa seperti yang sama berkenaan dengan dislokasi geser (shear dislocation) disepanjang sesar. 16

29 Salah satu dari dua orientasi kopel ganda merupakan orientasi dari sesar, sehingga kopel ganda menghasilkan dua orientasi bidang sesar yang mungkin terjadi Diagram Mekanisme Pusat Gempa Studi mekanisme pusat gempa bertujuan untuk menentukan model sesar gempa berdasarkan bidang nodal dari hasil pengamatan polaritas gelombang P yang dipancarkan oleh hiposenter. Jika stasiun seismograf yang melingkupi pusat gempa cukup banyak maka dengan mudah dapat dipisahkan antara kelompok stasiun yang merekam kompresi dan kelompok stasiun yang merekam dilatasi. Kadang-kadang jumlah stasiun tidak cukup sehingga tidak semua gempa dapat ditentukan solusi mekanisme pergerakan pusat gempanya. Untuk menggambarkan distribusi polaritas gerakan awal gelombang P secara global dapat digunakan prosedur grafik untuk menentukan dua bidang nodal. Hiposenter diasumsikan sebagai bola dengan radius sangat kecil yang disebut bola pusat gempa (gambar 2.7). Gelombang gempa mencapai stasiun seismograf S meninggalkan bola pusat gempa dengan sudut elevasi i dan azimuth Ф. Ditentukan S pada bola pusat gempa dengan polaritas gelombang P kompresi atau dilatasi yang diamati di stasiun seismograf S. Prosedur ini dilakukan untuk semua stasiun yang merekam getaran gempa sehingga diperoleh polaritas gelombang P secara global yang yang dipancarkan dari hiposenter. Metode ini didasarkan pada kenyataan bahwa polaritas gerakan awal gelombang langsung P tidak berubah selama penjalarannya sehingga polaritas pada bola pusat gempa masih sama dengan polaritas pada hiposenter. 17

30 Untuk kasus gelombang seismik refleksi seperti gelombang P, polaritas gerakan awal akan berubah sebaliknya setelah meninggalkan bidang refleksi. Karena bola pusat gempa merupakan bentuk dimensi ruang maka polaritas gerakan awal gelombang P akan terdistribusi dalam tiga dimensi. Hal ini sangat sulit untuk diinterpretasikan secara visual (gambar 2.8). Untuk mengatasi masalah tersebut perlu dibuat proyeksi dari bentuk tiga dimensi ke bentuk dua dimensi yang disebut sebagai diagram mekanisme pusat gempa yang lebih mudah dibuat interpretasinya secara visual (gambar 2.9). Δ = Sudut yang dibentuk dari Episenter searah jarum jam ( º ) I = Sudut keberangkatan sinar atau take off ( º ) S = Hiposenter gempa Gambar 2.7 Bola pusat gempa yang menggambarkan hiposenter 18

31 Gambar 2.8 gambaran tiga dimensi radiasi gelombang gempa model kopel ganda. Gambar 2.9 Proyeksi bola pusat gempa ke bidang equatorial. Sebelum membuat diagram mekanisme pusat gempa perlu ditentukan lebih dahulu bagaimana cara menginterpretasikannya. Gambar 2.9 menunjukkan cara memproyeksikan dari bola pusat gempa ke diagram pusat gempa. Pada model 19

32 kopel ganda pola radiasi gelombang seismik simetri dengan hiposenter sehingga yang dapat diproyeksikan hanya setengah bola pusat gempa. Bola pusat gempa dibelah menjadi dua (bagian atas dan bawah) oleh bidang horizontal yang melalui hiposenter. Polaritas data S (kompresi atau dilatasi) pada belahan bola bagian bawah diproyeksikan ke titik pada diagram. Polaritas data pada belahan bola bagian atas simetri dengan data yang ada di belahan bola bagian bawah. Dua bidang nodal dinyatakan pada diagram sebagai dua garis (gambar 2.10) Karena dua bidang tersebut tegak lurus satu sama lain maka masing-masing bidang saling berpotongan melalui pusatnya. Pusat ini merupakan vektor yang tegak lurus bidang. Arah vektor yang menjauhi hiposenter ditandai dengan titik potong antara vektor dan bola pusat gempa yang dinyatakan titik pada diagram. Gambar 2.10 menunjukkan titik potong tersebut sebagai titik A dan B pada garis nodal b dan a. Gambar 2.10 Orthogonalitas dua bidang nodal. 20

33 Dua garis nodal membagi diagram ke dalam empat kuadran kompresi dan dilatasi gelombang seismik. Kuadran kompresi biasanya dinyatakan dengan gambar arsiran. Pada diagram dapat dibaca parameter bidang nodal yang terdiri dari sudut strike, dip, dan rake (slip). Penting untuk diketahui bahwa salah satu dari bidang nodal merupakan sesar/patahan gempa. Gambar 2.11 Bidang proyeksi luasan sama (bidang stereografis). Gambar 2.11 digunakan untuk menentukan parameter bidang sesar/patahan dari diagram mekanisme pusat gempa. Bagian kanan gambar tersebut digunakan untuk menggambar garis nodal. Sedangkan bagian kiri digunakan untuk menentukan azimuth dan sudut busur pada garis nodal. Garis horizontal 21

34 digunakan untuk menentukan sudut atau bidang nodal yang diukur dari garis vertikal. Gambar 2.12 ; 2.13 dan 2.14 menunjukkan cara bagaimana menentukan strike, dip, rake, lokasi (plunge dan azimuth) sumbu P dan T pada diagram yang merupakan parameter bidang sesar. Prosedur untuk menentukan parameter bidang sesar dapat dijelaskan sebagai berikut : 1. Untuk menentukan strike, posisi hanging wall di sebelah kanan arah strike dan diukur searah jarum jam dari arah utara (gambar 2.12). 2. Dip diukur dengan menggunakan setengah lingkaran bagian kanan (gambar 2.12). Gambar 2.12 Pengukuran sudut strike dan dip pada diagram. 22

35 3. Sumbu tekanan P dan sumbu tarikan T terletak pada titik 45 0 dari dua titik A dan B (gambar 2.13). Sumbu P di kuadran dilatasi dan sumbu T di kuadran kompresi dengan gambar arsiran. Perpotongan antara dua garis nodal disebut sumbu N (null) yang merupakan arah stress nol. Sumbu P, T, dan N ditentukan oleh azimuth (diukur searah jarum jam dari arah utara) dan plunge (diukur ke arah bawah dari horizontal). Kedua sudut tersebut diukur dengan menggunakan kertas stereografis. Tekanan dan tarikan menunjukkan arah gaya yang bekerja pada hiposenter, sedangkan kompresi dan dilatasi merupakan arah gerakan awal gelombang P seismogram. Gambar 2.13 Penentuan sumbu P dan T 45 0 dari dua kutub pada garis nodal. 23

36 Jika pusat diagram (hiposenter) berada di kuadran kompresi (arsiran) maka sesar gempa disebut reverse fault dan jika berada di kuadran dilatasi maka disebut normal fault. Dengan kata lain bila sumbu T berada pada satu kuadran dengan pusat diagram akan diperoleh reverse fault. Sebaliknya bila sumbu P berada dalam kuadran yang sama dengan hiposenter maka akan dihasilkan normal fault. Jika pusat diagram berada pada atau dekat dua garis nodal maka akan dihasilkan strike slip fault. 4. Vektor slip untuk satu bidang nodal tegak lurus pada bidang nodal lainnya sehingga vektor slip untuk bidang nodal berhubungan dengan kutub vektor bidang nodal lainnya. Rake dari vektor slip didefinisikan dengan sudut antara arah strike dan vektor slip (kutub vektor) (gambar 2.14). Atau dengan kata lain : i. Untuk normal fault, rake dari bidang nodal ditandai dengan [sudut antara strike bidang dan kutub bidang yang lain]. ii. Untuk reverse fault rake bidang nodal diperoleh dengan [sudut antara strike bidang dan kutub bidang yang lain]. Sudut rake diukur menggunakan setengah lingkaran bagian gambar stereografis. Sudut rake negatif untuk normal fault karena sudut rake negatif menunjukkan bahwa hangingwall block bergerak turun secara relatif terhadap footwall block. Untuk reverse fault bila vektor slip menunjuk ke arah atas dan diukur sudut antara arah strike dan kutub pada setengah lingkaran bagian atas. Untuk membuat diagram mekanisme pusat gempa digunakan setengah bola 24

37 bagian bawah kemudian mengkonversi sudut yang telah diukur pada setengah bola bagian bawah ke sudut rake dengan mengurangkan sudut tersebut dari Gambar 2.14 Penentuan sudut rake pada reverse fault (kiri) dan normal fault (kanan). 2.6 Teori Mekanisme Dengan Metode Impuls Pertama Gelombang Primer (P) Ketika gempabumi terjadi maka gelombang gempa bumi akan terpancarkan ke segala arah berbentuk phase gelombang. Fase awal yang tercatat lebih dahulu ialah gelombang P, karena memiliki kecepatan terbesar dari pada gelombang yang lainnya. Arah gerakan pertama impuls dari gelombang P inilah yang kemudian di amati untuk mempelajari fokal mekanisme. Hal ini dapat disebabkan karena gelombang P yang paling jelas pembacaannya. dan alat yang digunakan pada umumnya ialah seismograf tipe vertikal sehingga pembacaan gelombang S menjadi sulit. Selain untuk menetukan gerakan awal gempa dan studi solusi 25

38 bidang sesar, metode ini penting untuk menetukan gerakan dari plate tektonik dan penting untuk menetukan gerakan relative dari Lithiosfer. Solusi untuk menentukan arah dan orientasi menyebabkan terjadinya bidang sesar yang disebut sebagai Fault Plane Solution. Ada beberapa ketentuan dalam mempelajari solusi bidang sesar ini.: a. Arah gerak awal gelombang P harus dianggap sama atau sesuai dengan arah gaya kopel yang bekerja di sumber gempa Teori kopel ganda menyatakan bahwa pada sumber gempa bekerja empat gaya yang sama besar dan berlaku sebagai pasangan momen gaya yang saling tegak lurus. Sistem radiasi sistem kopel ganda Gambar 2.15 Sistem gaya kopel ganda b. Fokus harus dianggap berbentuk bola didalam bumi dimana bumi dianggap homogen isotropis. Earth surface P P P P Impuls pertama gelombang P Gambar 2.16 Impuls gelombang P dan bola fokus 26

39 Pada dasarnya solusi bidang sesar adalah mencari dua bidang nodal orthogonal (orthogonal nodal plane) yang memisahkan gerakan pertama gelombang dalam kuadran kompresi dan dilatasi pada bola fokusnya. Bola fokus adalah suatu ilustrasi dari sebuah bola yang berpusat di sumber gempa. Bola fokus meliputi jejak seismik yang menjalar dari sumber gempa sampai ke stasiun penerima. Untuk menetukan posisi suatu titik pada bola fokus yang memuat informasi impuls pertama gelombang primer (P) kompresi atau dilatasi, maka yang dipergunakan koordinat sudut sinar (i, ), I menyatakan sudut keberangkatan gelombang yang lazim disebut incident angel. Dapat dihitung dari persamaan : Dimana : P = Parameter Gelombang Gempa (detik) V(h) = Kecepatan gelombang pada kedalaman h (met/det) R = Jari-jari bumi (m) h = Kedalaman Sumber Gempa (m) i = Sudut Keberangkatan Gelombang ( º ) adalah azimuth stasiun penerima yang diukur dari titik utara episenter ke stasiun penerima searah jarum jam. Dari hasil pengukuran dan i serta penentuan fase gelombang P, kemudian diplot pada bola fokus. 27

40 2.7 Penentuan Tipe Sesar Sebuah sesar merupakan batas yang menghubungkan dua blok tektonik yang berdekatan. Sesar biasanya dipresentasikan secara geometri seperti pada gambar. Bidang sesar (fault plane) adalah sebuah bidang yang merupakan bidang tektonik antara dua blok tektonik. Sudut kemiringan sesar (Dip Angel) adalah sudut yang dibentuk antara bidang sesar dengan bidang horizontal. Vektor kemiringan (Dip Vektor) adalah vektor yang searah dengan kemiringan bidang sesar, sedangkan Vektor strike (Strike vector) adalah vektor yang sejajar dengan arah strike sesar. Arah pergerakan sesar secara umum dapat dibedakan menjadi 3 jenis, yaitu : 1. Dip Slip Movement : Pergerakan sesar terjadi dalam arah sejajar dengan sudut kemiringan sesar. Pergerakan yang dominan adalah arah vertical. 2. Strike Slip Movement : Pergerakan dasar terjadi dalam arah sejajar dengan sudut strike sesar. Pergerakan yang dominan adalah arah horizontal. 3. Kombinasi antara Dip Slip Movement dan Strike Slip Movement. Orientasi sesar ditentukan oleh parameter bidang sesar yang terdiri dari : 1. Strike : Adalah sudut yang dibentuk oleh jurus sesar dengan arah utara. Strike diukur dari arah utara kearah timur searah dengan jarum jam hingga jurus patahan Dip : Adalah sudut yang dibentuk oleh bidang sesar dengan bidang horisontal dan diukur pada bidang vertical dengan arahnya tegak lurus jurus patahan

41 3. Rake : Adalah sudut yang dibentuk arah slip dan jurus patahan. Rake berharga positif pada patahan naik (Thrust Fault) dan negative pada patahan turun (Normal Fault).( ). utara strike jurus slip Rake Gambar 2.17 Parameter orientasi bidang sesar Klasifikasi sesar berdasarkan gerak relatifnya sepanjang bidang batas sesar adalah : 1. Sesar turun atau (normal fault), bila hanging wall pada sesar tersebut relatif turun terhadap foot wall. Parameter sesar jenis ini akan memenuhi nilai δ = 0 dan δ = π/2 (π = radian / 180º) serta nilai λ terletak dalam rentang (-π - 0) Gambar 2.18 Sesar turun 29

42 2. Sesar naik (thrust fault), bila hanging wall pada sesar tersebut relatif naik terhadap foot wall parameter jenis ini memiliki nilai δ = 0 dan δ =π/2 dan λ terletak dalam rentang (π - 0) Gambar 2.19 Sesar naik 3. Sesar mendatar (strike slip fault) bila arah gerakan relatif masing-masing blok pada sesar tersebut sejajar dengan jurus (strike). Parameter jenis ini memiliki nilai δ =π/2 dan λ = 0 atau π. Sesar jenis ini dapat dibagi lagi menjadi dua jenis yaitu left-lateral slip fault bila nilai λ = 0 dan rightlateral slip fault bila nilai λ= π, Gambar 2.20 Sesar mendatar 4. Gerakan kombinasi antara sesar mendatar dengan sesar naik atau turun disebut oblique fault, Gambar 2.21 Sesar Obliq 30

43 Dalam menentukan solusi bidang sesar, dasar yang di gunakan adalah mencari dua bidang nodal orthogonal yang memisahkan gerakan-gerakan awal gelombang P dalam kuadran kuadran kompresi dan dilatasi pada bola fokus. Pada gambar, daerah yang diarsir merupakan daerah kompresi dan yang tidak diarsir adalah daerah dilatasi. Untuk menentukan tipe sesar dilakukan dengan cara mengamati dimana letak pusat lingkaran, di daerah yang diarsir atau tidak 2.8 Kondisi Seismotektonik Blitar, Jawa Timur dan Sekitarnya Zona Blitar dan sekitanya termasuk mempunyai aktifitas gempa bumi yang tinggi, yaitu tumbukan lempeng Indo-Australia dan Eurasia. Tumbukan antar lempeng tersebut lempeng Indo-Australia bergerak menuju utara mengarah ke lempeng Eurasia yang bergerak dari timur ke barat. Pesisir selatan Jatim dan Bali masuk dalam zona bahaya gempa yang berpotensi tsunami sebab di wilayah selatan Jatim terdapat patahan panjang mulai dari sebelah barat Sumatra, Selatan Jawa, Selatan NTT, sampai ke Papua. Tektonik Jawa di dominasi oleh tunjaman ke utara lempeng Australia di bawah lempeng Sunda yang relatif diam, lempeng Australia menunjam dengan kecepatan km di bawah pulau Jawa, jadi konsekuensi tunjaman lempeng tersebut mengakibatkan kegempaan yang tinggi. 31

44 Gambar 2.22 Peta Seismotektonik Pulau Jawa Di pulau Jawa terdapat tiga patahan besar yakni sesar di Cimandiri (Jawa Barat), sesar Opak ( Daerah Istimewa Yogyakarta), dan sesar Grindulu (Pacitan, Jawa Timur). Sesar Grindulu yaitu patahan yang membelah Kabupaten Pacitan dan Kabupaten Ponorogo, sesar Grindulu merupakan jalur patahan lempeng benua yang membentuk pulau Jawa membentang di lima Kecamatan, yakni Kecamatan Bandar, Nawangan, Punung Arjosari, serta Donorojo. Salah satu sesar utama di pulau Jawa ini searah dengan jalur sungai Grindulu yang memanjang dari pantai selatan hingga daerah hulu di Kecamatan Bandar, jalur sesar ini sangat rawan karena menjadi area rambatan gempa apabila terjadi tumbukan antara lempeng Benua di pulau Jawa dengan lempeng Samudra di laut selatan. 32

45 BAB III METODE PENELITIAN 3.1 Waktu dan Tempat Penelitian Penelitian ini dimulai pada tanggal 1 Juni 2011 sampai dengan 15 Agustus 2011 bertempat di Badan Meteorologi Klimatologi dan Geofisika (BMKG) Pusat Jakarta khususnya di bidang Informasi Dini Gempa dan Tsunami. Pengolahan dan Interpretasi data dilakukan di BMKG Kemayoran Jakarta Pusat. Daerah penelitian adalah gempa Blitar, Jawa Timur 17 Mei 2011 dengan koordinat (9.55 LS BT) kedalaman (hiposentrum) 25 km, Magnitude 6.1 SR, 170 km Tenggara Blitar, Jawa Timur. 3.2 Alat dan Bahan Pada penelitian ini alat dan bahan yang digunakan dalam analisis mekanisme sumber gempa bumi zona Blitar, Jawa Timur berdasarkan seismisitas dan mekanisme sumber gempa bumi. Alat yang digunakan dalam proses pengolahan data adalah: 1) Komputer personal Pentium 4 2) Software WinITDB 3) Microsoft Office 4) Note pad 5) Software Arc View GIS Ver ) Program AZMTAK dalam bahasa pemrograman FORTRAN 7) Program PMAN dalam bahasa pemrograman FORTRAN 33

46 Bahan yang digunakan dalam penelitian ini adalah: 1) Data gempa bumi Blitar, Jawa Timur dari USGS pada tanggal 17 Mei ) Data polaritas gerakan pertama gelombang P gempa bumi Blitar, Jawa Timur 17 Mei Pengolahan dan Analisa Data Tahapan awal penelitian ini adalah membuat peta seismisitas atau pengeplotan data gempabumi Blitar, Jawa Timur menggunakan software WinITDB. Data yang dipakai dalam penelitian ini adalah data gempabumi pada koordinat (-8 o LS) (-12 o LS) dan (111 o BT )- (114 o BT). Data gempabumi tersebut diperoleh dari rekaman United State Geological Survey (USGS) pada tanggal 17 Mei 2011 melalui jaringan internet. Data gempabumi yang digunakan meliputi waktu kejadian gempabumi, posisi lintang-bujur, kedalaman dan magnitudo. Magnitudo yang digunakan adalah 6.1 SR. Data gempabumi yang diperoleh dari rekaman USGS tidak dapat langsung diproses menggunakan software WinITDB, karena format data USGS berbeda dengan format data yang dapat diproses software WinITDB. Oleh karena itu, format data USGS harus dikonversi terlebih dahulu ke format data software WinITDB secara manual dengan program notepad. Data USGS yang telah dikonversi kemudian diproses menggunakan software WinITDB dan menghasilkan sebaran pusat gempabumi atau peta seismisitas. Data USGS yang telah dikonversi menjadi format data software WinITDB. 34

47 Langkah selanjutnya adalah membuat penampang melintang seismisitas untuk mengetahui bentuk atau pola penunjaman lempeng tektonik. Daerah penelitian dibagi menjadi beberapa segmen atau penampang melintang. Tahapan dalam pengeplotan hiposenter pada penampang melintang adalah sebagai berikut: 1. Menentukan batas daerah pengeplotan hiposenter pada penampang melintang dengan memperhatikan hasil penyebaran hiposenternya. 2. Menentukan garis penampang melintangnya yang memilih beberapa bagian daerah yang diteliti. Penentuan garis penampang melintang tegak lurus trench. 3. Membuat proyeksi masing-masing garis penampang melintang yang tegak lurus trench agar dapat ditentukan proyeksi penampang melintang hiposenternya. Proses berikutnya adalah menentukan solusi mekanisme sumber gempabumi menggunakan polaritas gerakan pertama gelombang P yang dinyatakan dalam kompresi (c) dan dilatasi (d). Data yang digunakan diperoleh dari hasil rekaman melalui jaringan internet. Data yang digunakan meliputi posisi lintang-bujur, magnitudo, kedalaman, nama stasiun dan data polaritas gerakan pertama gelombang P (kompresi atau dilatasi) yang dicatat oleh masing-masing stasiun. Data yang terkumpul selanjutnya diproses dengan langkah-langkah sebagai berikut: 1. Menyusun format data input dengan urutan lintang, bujur, kedalaman, jumlah stasiun yang merekam, nama stasiun dan polaritas gerakan pertama gelombang P, notasi kompresi diubah menjadi 1 sedangkan notasi dilatasi 35

48 diubah menjadi -1. Data input yang sudah disusun disimpan dengan nama file (nama file.dat). 2. Membuka program AZMTAK, kemudian menuliskan nama file data input yang sesuai, nama file database stasiun yang digunakan dan nama file output. Dalam hal ini nama file database stasiun yang digunakan dinyatakan sebagai file BMG_ALL.STA. Nama file output ber-ektention.out (nama file output.out). File output memuat data nama stasiun, gerak kompresi atau dilatasi, data Azimuth dan take off hasil perhitungan. 3. Membuka program PMAN, hasil output dari program AZMTAK digunakan sebagai data input dan menghasilkan gambaran proyeksi sebaran data kompresi dan dilatasi pada bola fokus. 4. Menentukan parameter mekanisme sumber gempabumi dengan menentukan dua buah bidang nodal secara manual yang memisahkan antara daerah kompresi dan dilatasi pada bola fokus. 5. Menentukan akurasi hasil parameter mekanisme sumber gempabumi dengan meminimalkan kesalahan data atau inkonsisten data. Hasil yang diambil adalah solusi mekanisme sumber gempabumi yang mempunyai tingkat kebenaran atau konsisten data 25%. Jika tingkat konsisten datanya < 25% maka dilakukan verifikasi data kompresi dan dilatasi. 6. Menentukan jenis mekanisme sumber gempabumi dengan parameter bidang sesarnya berupa strike, dip dan rake. Hasil solusi mekanisme sumber gempabumi kemudian diplot menggunakan software ArcView Gis ver 3.3. Dalam bentuk diagram alir (flowchart). 36

49 3.4 Prosedur Kerja mulai Data gempa bumi Blitar, Jawa Timur dari USGS pada tanggal 17 Mei 2011 pada koordinat (-8 LS) (-12 LS) dan (111 BT)- (114 BT), semua kedalaman dan magnitudo Konversi format data gempa bumi USGS ke format data software Win ITDB Proses data gempa bumi yang sudah di konversi dengan software Win ITDB Peta seismisitas Membuat penampang melintang ( Cross section ) seismisitas tegak lurus trench Menganalisis seismotektonik zona penunjaman berdasarkan penampang melintang seismisitas Hasil analisis Selesai Gambar 3.1 Diagram alir pembuatan peta seismisitas dan penampang melintang 37

50 Mulai Data gempa bumi Blitar, Jawa Timur meliputi : nama stasiun, kompresi (c), dilatasi (d), pada koordinat (-8 LS)-(-12 LS) dan (111 BT- 114 BT, semua kedalaman dan magnitudo Menyusun format data input dengan urutan lintang, bujur, kedalaman, jumlah stasiun, nama stasiun, dan kompresi (1) atau dilatasi (-1) Menentukan sudut Azimuth dan take off menggunakan program AZMTAK Ploting sudut Azimuth dan take off menggunakan program PMAN Menentukan parameter mekanisme sumber gempa bumi dengan menentukan dua buah bidang nodal Konsisten data 25 %? Tidak ya Solusi mekanisme sumber gempa bumi menggunakan software Arc View GIS Ver. 3.3 Peta seismotektonik Menganalisis seismotektonik berdasarkan mekanisme sumber gempa bumi Hasil analisis seimotektonik berdasarkan mekanisme sumber gempa bumi Selesai Gambar 3.2 Diagram alir penentuan solusi mekanisme sumber gempabumi. 38

51 BAB IV HASIL DAN PEMBAHASAN 4.1 Penyebaran Pusat Gempa Bumi Zona Blitar Blitar, Jawa Timur dan sekitarnya merupakan zona yang mempunyai tingkat seismisitas tinggi. Hasil pemetaan data gempa bumi Blitar, Jawa Timur dan sekitarnya menggunakan software Win ITDB yang mencakup batas koordinat (-8 LS)-(-12 LS) dan (111 BT)-(114 BT) dapat dilihat pada gambar 4.1 atau disebut peta seismisitas. Penyebaran pusat gempa bumi dibedakan menjadi tiga variasi kedalaman yaitu gempa bumi dangkal (0-60km) yang ditandai dengan warna merah, gempa bumi menengah (61-300km) ditandai dengan warna kuning dan gempa bumi dalam (>300km) ditandai dengan warna hijau. Pacitan Blitar Lumajang Jember Pusat gempa Gambar 4.1 Penyebaran pusat gempa bumi di Blitar, Jawa Timur dan sekitarnya 39

52 Peta di atas menunjukkan bahwa zona Blitar, Jawa Timur dan sekitarnya mempunyai aktivitas gempa bumi yang tinggi. Aktivitas gempa bumi yang tinggi berhubungan dengan aktivitas lempeng tektoniknya, terutama zona subduksi. Aktivitas tektonik zona Blitar, Jawa Timur adalah tumbukan lempeng Indo Australia dan Eurasia, tabrakan antar lempeng itu karena lempeng Indo Australia bergerak menuju utara mengarah ke lempeng Eurasia yang bergerak dari timur ke barat. Pesisir selatan Jatim dan Bali masuk dalam zona bahaya gempa yang berpotensi tsunami sebab diwilayah selatan Jatim terdapat patahan panjang mulai dari sebelah barat Sumatra,selatan Jawa, selatan NTT, sampai ke Papua. 40

53 4.2 Penampang Melintang Untuk mempermudah melihat struktur subduksi yang terjadi di Blitar, Jawa Timur dan sekitarnya maka zona penelitian ini dibagi menjadi beberapa penampang melintang, hasil penentuan batas melintang dapat dilihat pada gambar 4.2. Dalam penelitian ini dibuat 3 penampang melintang yang diproyeksikan pada bidang AA, BB, dan CC. Penampang melintang tersebut dibuat secara vertikal dengan masing-masing penampang melintang melalui batas koordinat yang berbeda. A B C A B C Gambar 4.2 Irisan penampang melintang 41