accelerograph bmkg dalam penentuan peta intesitas gempa bumi

LAPORAN AKHIR

ACCELEROGRAPH BMKG DALAM PENENTUAN '

PETA INTENSITAS GEMPA KUAT

Koordinator

Anggota

Sekretariat

BMKG

----I Nyoman Sukanta, S.Si, M.T

Drs. I Putu Pudja, M M

Suliyanti Pakpahan, S.Si

Imelda Ummiyatul Badriyah, ST

Much lis

Waode Siti Mudhalifana, S.Si

Restu Tresnawati, S.Si

PUSAT PENELITIAN DAN PENGEMBANGAN

BADAN METEOROLOGI KLIMATOLOGI DAN GEOFISIKA

LEMBAR PENGESAHAN

Judul Penelitian : Accelerograph BMKG dalam Penentuan

Peta lntensitas Gempa Kuat

Nama Koordinator/Pen'eli'ti Utama I Nyoman Sukanta, S.Si, M.T

Nama Lembaga/lnstitusi : Badan Meteorologi Klimatologi dan

Geofisika

Unit Organisasi : Pusat Penelitian dan Pengembangan

Ala mat : Jl. Angkasa I No.2 Kemayoran, Jakarta

Pusat

Telepon/Faksimile : Telp. {021}4246321/Fax. {021} 65866238

---

Mengetahui

Kepala Koordinator/

Pusat Penelitian dan Pengembangan Peneliti Utama

Bada1 Meteorologi Klimatologi dan Geofisika

~ ' a~ ... _ ~ J'\,

DRS. I PUTU PUDJA, MM I NYOMAN SUKANTA, S.Si, M.T

NIP.195412121979011001 NIP. 19701017 199403 1 001

PRAKATA

Badan Meteorologi Klimatologi dan Geofisika (BMKG) merupakan

institusi yang salah satU tugasnya adalah merekam terjadinya gempabumi dan

menyebarkan informasi terjadinya gempabumi ke masyarakat. Untuk merekam

terjadinya gempabumi kuat, digunakan peralatan akselerometer. Sampai saat ini

ada sekitar 180 (seratus delapan puluh) akselerometer yang terpasang di seluruh

wilayah Indonesia. Peralatan ini berguna untuk mengetahui kekuatan getaran

gempabumi yang terjadi di permukaan bumi, serta dapat mengetahui seberapa

jauh getaran/goncangan gempabumi yang dirasakan, yang ditampilkan dalam peta

isoseismal. Akurasi peta isoseismal sangat tergantung kepada akurasi data yang ---

dihasilkan dari analisa data akselerograph dalam skala intensitas.

Gempabumi yang terjadi di Sumatera Barat pada 30 September 2009

dijadikan sebagai studi kasus penelitian ini dalam pembuatan peta isoseismal,

dengan menghitung ulang nilai PGA yang dikonversi ke dalam skala intensitas.

Sistem perhitungan menggunakan 2 (dua) metode yakni metode empiris dan

metode kalibrasi. Hasil dari kedua metode ini dapat dijadikan sebagai

perbandingan dalam mengetahui wilayah yang mempunyai getaran/ goncangan

gempabumi di Sumatera Barat. Sehingga dapat dipakai sebagai referensi untuk

perhitungan nilai PGA untuk gempabumi lainnya.

Karni sadar hasil yang diperoleh masihjauh dari sempurna. Untuk itu kami

mohon kritik dan saran yang membangun agar hasil penelitian dikemudian hari

menjadi lebih sempurna. Sebagai akhir kata, penulis mengucapkan terima kasih

banyak kepada semua pihak yang telah membantu, sehingga penelitian ini dapat 1

kami selesiakan, dan bermanfaat untuk penelitian selanjutnya.

Jakarta,

Penulis

---

Oktober 2010

ii

DAFTARISI

PRAKATA .................................................................................... .

DAFT AR lSI .................. :. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. nt

DAFTAR GAMBAR .......................................................................... v

DAFT AR TABEL . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Vl

BAB I.

1.1.

1.2.

BAB II.

2.1.

PENDAHULUAN

Latar Belakang .............................................................................. .

Lingkup Kegiatan ................................................................. .

TINJAUAN PUST AKA

Seismologi ......................................................................... .

2.1.2. Gelombang Permukaan (Surface Waves) .......................... .

2.1.3. Hukum Fisika Gelombang Seismik ..................... ........... .

2.1.3.1. Prinsip Fermat (Fermat's Principle) ........................ .

2.1.3.2. Prinsip Huygens (Huygens Principle) -...................... .

1

2

4

7

8

9

9

2.1.4. Jenis- jenis gempabumi . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . ... 10

2.1.5. Hiposenter dan Episenter . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. . . . . . . . . . . . .. 11

2.1.6. Sesar/Patahan Bumi (Earth Fault) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 11

2.2. Magnitudo Gelombang Seismik ................. .. .............................. . 12

2.2.1. Magnitudo untuk Gempa Lokal ....................................... 14

2.2.1.1. Magnitudo Lokal . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 14

2.2.1.2. Magnitudo Durasi ...... ........................ ... ............... 15

2.2.2. Magnitudo untuk Gempa Tele . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . ... . . . . . . . . . . . .. 17

2.2.2.1. Skala Magnitudo Gelombang Permukaan (Ms) . . . . . . . . . . . . . 18

2.2.2.2. Skala Magnitudo Gelombang Badan (mb) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 20

2.2.2.3. Momen Magnitudo (Mw) ....................................... 21

2.2.3. Rumus- rumus Magnitudo dan Hubungan antar Skala

Magnitudo . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 22

2.3. Magnitudo dan Energi Seismik ........ .......... ... . .. ... .......... .. ... . .. . .... 24

iii

2040 Intensitas Gempabumi 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 000 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 00 25 ,

2050 Parameter- parameter Gerakan Tanah (Ground Motion Parameters) 0000 31

BAB III

301.

3.20

BABIV

401.

4.20

4030

BABVO

501.

5020

BAB VI.

601.

6.20

20501. Parameter Amplituda ooooooooooooooooooooooooooooooooooooooooooooooooooo 31

20501.1. Percepatan Puncak (Peak Acceleration) 0000000000000000000000 32

20501.20 Kecepatan Puncak (Peak Velocity) 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 33

20501.30 Perpindahan Puncak (Peak Displacement) 000 00 0 000 oooooooo 00 34

205.20 Parameter Kandungan Frekuensi (Frequency Content

Parameters) 0 0 0 0 0 0 0 o 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 00 34

2050201. Spektrum Pergerakan Tanah (Ground Motion Spektrum)ooo 34

20502.20 Parameter Spektrum 00 0 000000 000000 Oo 0 00000000 0 000 000 000 0 0000000 0 38

20502030 Rasio Vmax/amax 000 000 000 000000 000 000 0000000000000 000 o 00 000 0 00000000 39

205030 Durasi 00 0 000 0 00000000000000000 000 0 00000 000 0 00000000 00000 0 000 000 000 000 0 00000 40

205.40 Parameter Getaran Tanah yang Lain 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 000 42

TUJUAN DAN MANF AA T

Tujuan 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 00 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 os.: oooooooooooooooooooooooooooooooooo

Manfaat ooooooooooooooooooooooooooooooooooooooooooooooooooooooooooooooooooooooooooooooooooooooo

METODOLOGI

Metode Perhitungan Empiris 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0000000 00 000000 00 0000 00000

Metode Perhitungan Kalibrasi 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 000000000000000000000

Metode Pembuatan Peta Isoseismal 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0

HASIL DAN PEMBAHASAN

Hasil Perhitungan Metode Empiris 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 00 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 000000000 0000 00 0000

Hasil Perhitungan Metode Kalibrasi 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 o 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 00 00 0 0 0 0 0 0 0 00 0 0

KESIMPULAN DAN SARAN

Kesimpulan 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 00 0 0 0 00 0 o 0 0 0 0 0 o 0 0 0 o oooooooooooooOOooOO

Saran OooooooooooooooooooooooooooooooooooooooooooooooooooooooooooooOOooOOOoOOOOOOOOOOOOOOOOO

44

44

45

55

60

76

82

95

96

DAFTAR PUSTAKAO 00 0 00000 00 0 000 000 000 0 00 000000 000 000 000 000 0000 0000 000000 000 000 000 000 0 0000

iv

DAFTAR GAMBAR

Gambar 1. Lokasi sumber Gempabumi dan stasiun accelerograph terdekat dengan ~umber (sumber : BMKG) ................................................ 1

Gambar 2.1. Gerak partikel gelombang P, S, LQ dan LR ................................. 7

Gambar 2.2. Prinsip Fermat (a) dan Prinsip Huygens (b) .................................. 9

Gambar 2.3. Fungsi kalibrasi penetuan M1 untuk area yang berbeda ........................................................................................... 15

Gambar 2.4. Perkiraan Fungsi amplitudo-jarak untuk gelombang badan P dan PKP (pada sekitar 1 Hz) dan perioda panjang gelombang permukaan Rayleigh (LR. Fase Airy, T~20 detik) untuk kejadian magnitudo 4 .................................................................................. 18

Gambar 2.5. Contoh Peta Isoseismal (sumber: www.bmkg.go.id) ................. .31

Gam bar 4 .1. T ampilan sinyal digital dengan software ...................................... .4 7

Gambar 4.2. Sinyal kalibrasi manual ........................... :~:-r .. : .............................. 60

Gambar 4.3. Sinyal kalibrasi yang sudah dianalisa ........................................... 60

Gambar 5.1. A max stasiun Padang (PDSI) dengan software aplikasi ............. 78

Gambar 5.2. Sinyal hasil kalibrasi stasiun Padang komponen horizontal dan vertikal .......................................................................................... 83

Gambar 5.3. Sinyal hasil kalibrasi di stasiun Muko- muko Bengkulu ............ 84

Gambar 5.4. Sinyal hasil kalibrasi di stasiun Liwa, Lampung .......................... 85

Gambar 5.5. Sinyal hasil kalibrasi di stasiun Bandar Lampung, Lampung ...... 85

Gambar 5.6. Sinyal hasil kalibrasi di stasiun Tanjung Pinang .......................... 86

Gambar 5.7. Sinyal hasil kalibrasi di stasiun Rengat, Riau .............................. 86

Gambar 5.8. Sinyal hasil kalibrasi di stasiun Pangkal Pinang, Babel ............... 87

Gambar 5.9. Ploting nilai PGA terhadap jarak hyposenter ke stasiun .............. 91

Gambar 5.10. Peta Isoseismal hasil perhitungan dengan metode empiris .......... 92

Gam bar 5 .11. Peta Isoseismal hasil perhitungan dengan metode kalibrasi ........ 93

v

Tabel2.1.

Tabel2.2.

Tabel2.3.

Tabel2.4.

Tabel5.1.

Tabel5.2.

Tabel5.3.

Tabel5.4.

DAFTAR TABEL

Satuan ukuran Skala Modified Mercalli (Skala MM) ............. .... 26

Perbandingan Beberapa Skala Intensitas Terhadap Modified Merca/li Intensity (MMI), (Chen & Scawthom, 2003) ............... 29

Nilai rata-rata yang representative untuk berbagai kondisi site yang berjarak dari sumber <50 km .................... ........ .......................... 40

Durasi bracketed untuk tanah (soil) dan batuan (rock) dengan jarak episentral dekat ( < 10 km) ........................................................... 41

Lokasi stasiun, Kode Stasiun dan Tipe Sensor . .. . .. ... .......... ......... 77

Konversi PGA menjadi MMI ...................................................... 80

Hasil perhitungan factor konversi hasil kalibrasi pada masing-masing stasiun......................................................... .. 88

Perbandingan factor konversi dan PGA secara empiris dan kalibrasi ....................................... ~:--.. : ............... ........ 89

vi

1.1. Latar Belakang

BABI

PENDAHULUAN

Gempabumi yang cukup besar telah mengguncang kota Padang pada tanggal 30

September 2009 pada pukul L7:16:09 WIB, dengan kekuatan 7,6 S.R, pada posisi 0,84

Lintang Selatan (LS); 99,65 Bujr Timur (BT); kedalaman sumber gempa 71 km, sumber

gempabumi berada sekitar 57 km Barat Daya Pariaman, Sumatera Barat. Gempabumi ini

terjadi akibat adanya pergerakan relatif lempeng Indo-Australia dengan Eurasia, yang

menimbulkan dampak kerugian harta benda cukup besar serta jatuhnya korban jiwa yang

cukup banyak.

r 1. Lokasi sumber gempabumi dan stasiun accelerograph terdekat dengan sumber (sumber : BMKG)

Badan Meteorologi Klimatologi dan Geofisika (BMKG) sebagai institusi yang

~nang mengamati gempabumi, telah mencatat gempabumi yang terjadi di Sumatera

· serta menyebarkan informasi gempabumi tersebut ke masyarakat dalam waktu kurang

- lima) menit. Ada 2 (dua) macam alat pencatat gempabumi yang dimiliki BMKG,

1

I

yakni Seismograph dan Accelerograph. Peralatan accelerograph, berfungsi untuk merekam

gempabumi yang cuk:up kuat dengan magnitudo diatas 5,5 S.R. Hasil perhitugan

accelerograph diperoleh dalam bentuk percepatan puncak batuan I peak ground acceleration

(PGA), yang dikonversikan dalam skala intesitas. Besaran intensitas memberikan informasi

mengenai kekuatan getaran gempabumi yang terjadi di permukaan tanah. Disamping itu,

skala intensitas dapat memberikan informasi mengenai seberapa jauh penjalaran getaran

gempabumi yang terjadi, yang digambarkan dalam bentuk peta isoseismal.

Sampai tahun 2010, BMKG telah mengoperasikan accelerograph sekitar 180 (seratus

delapan puluh) unit di seluruh wilayah Indonesia. Untuk gempabumi yang terjadi di Sumatera

Barat, ada sekitar 34 (tiga puluh empat) unit accelerograph di seluruh wilayah Indonesia yang

mencatat sinyal gempabumi tersebut. Dari jumlah tersebut, ada sekitar 13 (tiga belas) unit

accelerograph yang terpasang di sekitar pulau Sumatera yang mencatat gempabumi tersebut.

Lokasi accelerograph terdekat dengan sumber gempabumi yafig_ merekam sinyal gempa

-ersebut adalah Stasiun Unand (Universitas Andalas). Hasil pencatatan stasiun accelerograph

· menghasilkan sinyal yang cukup bagus dengan nilai PGA sekitar 200-an gals. Hasil ini

:ukup diragukan oleh banyak pihak, karena tidak sebanding dengan kerusakan yang terjadi di

·asi dekat sumber gempabumi. Hal ini juga terjadi untuk stasiun - stasiun accelerograph

. Jng berada di sekitar pulau Sumatera yang mencatat gempabumi tersebut. Untuk itu perlu

akukan verifikasi hasil perhitungan secara empiris dengan hasil perhitungan dengan

·brasi. Hasil verifikasi ini dapat dijadikan sebagai acuan untuk perhitungan nilai PGA atau

intensitas untuk sumber gempabumi lainnya yang dicatat oleh stasiun yang sama.

Lingkup Kegiatan

Kejadian gempabumi di Sumatera Barat merupakan momen yang tepat untuk

~an verifikasi hasil perhitungan empiris terhadap hasil perhitungan dengan kalibrasi.

2

Seluruh stasiun yang terletak di sekitar Sumatera dan mencatat gempabumi tersebut, akan

dilakukan verifikasi hasil perhitungan PGA dan intensitas. Adapun lingkup kegiatan

penelitian ini meliputi :

1. Mengumpulkan stasiun - stasiun accelerograph di sekitar Sumatera yang mencatat

gempabumi yang tetjadi ,di. Sumatera Barat pada tanggal 30 September 2009. Ada

sekitar 8 (delapan) stasiun accelerograph yang digunakan sebagai obyek penelitian.

2. Menghitung nilai percepatan puncak tanah I Peak Ground Acceleration (PGA) secara

empiris dalam satuan gals dengan bantuan software aplikasi DADISP, serta

mengkonversi besaran PGA menjadi besaran Intensitas. Selanjutnya membuat peta

isoseismal dari hasil perhitungan secara empiris.

3. Melakukan kalibrasi sensor accelerometer di setiap lokasi stasiun yang dipilih,

kemudian dilakukan perhitungan nilai percepatan pun~gLk: -tanah I Peak Ground

Acceleration dari hasil kalibrasi dalam satuan gals, selanjutnya hasil perhitungan PGA

ini dikonversi menjadi besaran intensitas.

Menentukan besaran faktor konversi dari kedua metode perhitungan, baik secara

empiris maupun kalibrasi, selanjutnya nilai faktor konversi untuk tiap stasiun yang

telah dikalibrasi dijadikan acuan dalam perhitungan nilai PGA untuk sumber

gempabumi lainnya.

Membuat peta isoseismal dari nilai intensitas hasil kalibrasi, selanjutnya dibandingkan

hasilny~ p~ngan peta isoseismal hasil perhitungan secara empiris.

3

,

BABII

TINJAUAN PUSTAKA ;

2.1 Seismologi

Seismologi merupak:an , bggian dari ilmu geofisika yang mempelajari gempabumi.

Seismologi berasal dari dua kata dalam bahasa Yunani, yaitu seismos yang berarti getaran/

goncangan dan logos yang berarti ilmu pengetahuan. Orang Yunani menyebut gempabumi

dengan kata-kata seismos tes ges yang berarti bumi bergetar/ bergoncang. Ilmu ini mengkaji

tentang apa yang terjadi pada permukaan bumi di saat gempa, bagaimana energi getaran

merambat dari dalam perut bumi ke permukaan, dan bagaimana energi ini dapat

menimbulkan kerusak:an serta proses tumbukan antar lempeng pada sesar bumi yang

menyebabkan terjadinya gempa. Secara sederhana seismologi diartikan sebagai ilmu yang

---mempelajari fenomena getaran di dalam bumi, atau ilmu mengenai-gempabumi.

Gelombang seismik merupak:an rambatan energi yang disebabkan adanya gangguan di

.:.alam kerak: bumi, misalnya patahan atau adanya ledak:an. Energi ini ak:an merambat ke

-.,.luruh bagian bumi dan dapat terekam oleh seismometer. Efek yang ditimbulkan gelombang

_.,.· mik dan dikenal sebagai fenomena gempabumi, seperti: gempa tektonik, gempa vulkanik,

=~ pa runtuhan, dan lainnya. Getaran itu sebenarnya berupa gelombang-gelombang yang

~jalar menjauhi titik fokus gempa ke segala arah di bumi. Ada beberapa gelombang yang

tuk saat gempa, dibedak:an menjadi gelombang badan dan gelombang permukaan.

1.1. Gelombang Badan (Body Wave)

Gelombang badan (body wave) merupak:an gelombang yang menjalar melalui bagian

umi dan biasa disebut free wave karena dapat menjalar ke segala arah di dalam bumi.

4

Gelombang badan terdiri atas gelombang primer (gelombang P) dan gelombang sekunder

(gelombang S).

Gelombang primer merupakan gelombang longitudinal atau gelombang kompresional

yang gerakan partikelnya sejajar dengan arah perambatannya. Sedangkan gelombang

sekunder merupakan gelombang transversal atau gelombang shear yang gerakan partikelnya

tegak lurus dengan arah penjalarannya.

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 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 padajarak lebih besar dari 130°, dan tidak terliha!-~ampai denganjarak kurang

dari 140°. Hal tersebut disebabkan karena adanya inti bumi. Gelombang langsung P akan

:nenyinggung permukaan inti bumi pada jarak 105° dan pada jarak yang akan mengenai inti

umi pada jarak 144°. Gelombang P akan timbul kembali yaitu gelombang yang menembus

-., · bumi dengan dua kali mengalami refraksi. Menghilangnya gelombang P pada jarak 105°

emungkinkan untuk menghitung kedalaman lapisan inti bumi.

Guttenberg (1913) mendapatkan kedalaman inti burni 2900 km. Telah didapatkan

bahwa batas mantel dengan inti bumi merupakan suatu diskontinuitas yang tajam.

antara 105°- 144° disebut sebagai" Shadow zone", walaupun sebenamya fase yang

dapat pula terlihat di daerah ini. Walaupun gelombang body dapat menjalar ke segala

· permukaan bumi, namun tetap tidak dapat menembus inti bumi sebagai gelombang

:-ersal. Keadaan ini membuktikan bahwa inti luar bumi berupa fluida. Untuk penelitian

5

diasumsikan keadaan homogen, yaitu bagian luar bumi dan inti bumi ( dua media homogen

yang berbeda).

Kadang - kadang juga ditemui suatu fase yang kuat di daerah "Shadow zone" sampai

ke jarak kurang lebih 110°. Karena adanya fase inilah pada tahun 1930 ditemukan media

lain yaitu inti dalam. Batas dari inti dalam ini terdapat pada kedalaman 5100 km .

Diperkirakan kecepatan gelombang seismik di inti dalam lebih tinggi dari pada di inti luar.

Untuk membedakan dan mengidentifikasi hal ini, maka perlu pemberian nama untuk

gelombang seismik yang melalui inti bumi (baik inti luar maupun inti dalam ).

Kecepatan gelombang seismik bertambah dengan kedalaman, maka lintasan

gelombang seismik akan berbentuk lengkungan cekung ke permukaan bumi.

Kecepatan gelombang P (Vp) tergantung dari konstante Lame (A.), rigiditas ().!),dan densitas

(p) medium yang dilalui dan secara matematis dirumuskan sebagai berikut:

---(2.1)

Gelombang P mempunyai kecepatan paling tinggi dibanding dengan kecepatan gelombang

. ·ang lain sehingga tercatat paling awal di seismogram. Gelombang S mempunyai gerakan

artikel tegak lurus terhadap arah penjalaran dan mempunyai kecepatan (Vs) sebesar:

Vs=l (2.2)

enurut Poisson kecepatan gelombang P mempunym kelipatan .J3 dari kecepatan

:=- ombang S.

6

2.1.2. Gelombang Permukaan (Surface Waves)

Gelombang permukaan merupakan gelombang elastik yang menjalar sepanJang

permukaan bumi dan biasa disebut sebagai tide waves. Karena gelombang ini terikat harus

menjalar melalui suatu lapisan atau permukaan.

Gelombang permukaan terdiri dari:

1. Gel om bang Love (L) yang gerakan partikelnya sama dengan gelombang SH dan

memerlukan media yang berlapis.

2. Gelombang Rayleigh (R) dengan lintasan gerak partikelnya berupa ellips. Bidang

ellips ini vertikal dan berimpit dengan arah penjalarannya. Gelombang Stonely, arah

penjalarannya seperti gelombang R tetapi menjalar melalui batas antara dua lapisan di

dalam bumi.

3. Gelombang Channel, yaitu gelombang yang menjalar melalui lapisan yang

berkecepatan rendah (low velocity layer) di dalam bumi. __ _

Gambar 2.1. Gerak partikel gelombang P, S, LQ dan LR

Gelombang permukaan yang banyak tercatat pada seismogram adalah gelombang

e dan gelombang Rayleigh. Kedua gelombang ini menjalar sepanjang permukaan bebas

umi atau lapisan batas diskontinuitas antara kerak dan mantel bumi. Amplitudo

7

keduanya adalah yang terbesar pada permukaan dan mengecil secara eksponensial terhadap

kedalaman, sehingga pada gempa-gempa dangkal amplitudo gelombang Love dan Rayleigh

akan mendominasi. Gelombang L dan R tidak datang bersama-sama pada suatu stasiun, tetapi

gelombang yang mempunyai periode lebih panjang akan datang lebih dahulu.

Dari hasil pengamatan diperoleh dua ketentuan utama yang menunjukkan bahwa

bagian bumi berlapis-lapis dan tidak homogen, yaitu:

1. Adanya gelombang Love. Gelombang ini tidak dapat menjalar pada permukaan suatu

media yang kecepatannya naik terhadap kedalaman.

2. Adanya perubahan dispersi kecepatan (velocity dispersion).

2.1.3 Hukum Fisika Gelombang Seismik

Hukum-hukum yang berlaku untuk gelombang cahaya berlaku juga untuk gelombang

seismik. Hukum-hukum tersebut antara lain: ---

1. Prinsip Fermat menyatakan bahwa jika sebuah gelombang merambat dari satu titik ke

titik yang lain maka gelombang tersebut akan memilih lintasan yang tercepat.

2. Huygens mengatakan bahwa gelombang menyebar dari sebuah titik sumber

gelombang ke segala arah berbentuk bola.

3. Hukum Snellius menyatakan bahwa hila suatu gel om bang jatuh di atas bidang batas

dua medium yang mempunyai perbedaan densitas, maka gelombang tersebut akan

dibiaskan jika sudut datang gelombang lebih kecil atau sama dengan sudut kritisnya.

Gelombang akan dipantulkan jika sudut datangnya lebih besar dari sudut kritisnya.

Gelombang datang, gelombang bias, gelombang pantul terletak pada suatu bidang

datar.

8

2.1.3.1 Prinsip Fermat (Fermat's Principle)

Prinsip Fermat menyatakan bahwa jika sebuah gelombang merambat dari satu titik ke

titik yang lain maka gelombang tersebut akan memilih jejak yang tercepat. Kata tercepat

untuk memberikan penekanan bahwa jejak yang akan dilalui oleh sebuah gelombang adalah

jejak yang secara waktu tercepat bukan yang terpendek secara jarak. Dengan demikian jika

gelombang melewati sebuah medium yang memiliki variasi kecepatan gelombang seismik,

maka gelombang tersebut cenderung melalui zona-zona kecepatan tinggi dan menghindari

zona-zona kecepatan rendah.

2.1.3.2 Prinsip Huygens (Huygens Principle)

Prinsip Huygens menyatakan bahwa setiap titik-titik pengganggu yang berada

.iidepan muka gelombang utama akan menjadi sumber bagi terbentuknya deretan gelombang

_:ang baru. Jumlah energi total deretan gelombang baru tersebu~-~ama dengan energi utama.

alam eksplorasi seismik titik-titik diatas dapat berupa patahan, rekahan, pembajian, antiklin

::13.11 lainnya. Sedangkan deretan gelombang baru berupa gelombang difraksi. Untuk

~ nghilangkan efek ini dilakukanlah proses migrasi.

a B

Gambar 2.2. Prinsip Fermat (a) dan Prinsip Huygens (b)

9

2.1.4 Jenis-jenis gempabumi

Berdasarkan atas penyebabnya gempabumi dapat dikelompokkan sebagai:

a. Gempa Tektonik, adalah gempa yang di sebabkan oleh gerakan lempeng tektonik

yang terns bergerak. Proses terjadinya gempa tektonik: sesar aktif bergerak sedikit

demi sedikit kearah yng saling berlawanan hingga terjadi akumulasi energi elastis.

Pada tahap ini mulai terjadi deformasi sesar, karena energi elastis makin besar

b. Gempa Vulkanik, merupakan gempa yang disebabkan oleh kegiatan gunung api.

Magma yang berada pada kantong di bawah gunung tersebut mendapat tekanan dan

melepaskan energinya secara tiba-tiba sehingga menimbulkan getaran tanah.

c. Gempa Runtuhan, adalah gempa lokal yang terjadi apabila suatu gua di daerah

topografi karst atau di daerah pertambangan runtuh.

Sebenamya mekanisme gempa tektonik dan vulkanik sama. Naiknya magma

ke permukaan juga dipicu oleh pergeseran lempeng __ !ektonik pada sesar bumi.

Biasanya ini terjadi pada batas lempeng tektonik yang bersifat konvergen (saling

mendesak). Hanya saja pada gempa vulkanik, efek goncangan lebih ditimbulkan

karena desakan magma, sedangkan pada gempa tektonik, efek goncangan langsung

ditimbulkan oleh benturan kedua lempeng tektonik. Bila lempeng tektonik yang

terlibat adalah lempeng benua dengan lempeng samudra, sesamya berada di dasar

laut, karena biasanya benturan yang terjadi berpotensi menimbulkan tsunami.

Fowler (1990) mengklasifikasikan gempa berdasarkan kedalamannya sebagai berikut:

a Gempa dangkal : kurang dari 70 km

Gempa menengah : kurang dari 300 km

Gempa dalam : lebih dari 300 km (kadang-kadang > 450 km)

10

2.1.5 Hiposenter dan Episenter

Titik dalam perut humi yang merupakan sumher gempa dinamakan hiposenter atau

fokus. Proyeksi tegak lurus hiposenter ini ke permukaan humi dinamakan episenter. Bila

kedalaman fokus dari permukaan adalah 0 - 70 km, terjadilah gempahumi dangkal (shallow

earthquake), hila kedalamannya antara 70 - 300 km, terjadilah gempahumi menengah

(intermediate earthquake), dan hila kedalamannya lehih dari 300 km, terjadilah gempahumi

dalam (deep earthquake). Gempa dangkal menimhulkan efek goncangan yang lehih dahsyat

dihanding gempa dalam. Ini karena letak hiposenter lehih dekat ke permukaan, dimana hatu

hatuan hersifat lehih keras sehingga melepaskan lehih hesar regangan (strain).

_.1.6 Sesar/ Patahan Bumi (Earth Fault)

Sesar (fault) adalah celah pada kerak humi yang herada di perhatasan antara dua

empeng tektonik. Gempahumi sangat dipengaruhi oleh pergerak~ hatuan dan lempeng pada

- sar ini. Bila hatuan yang menumpu merosot ke hawah akihat hatuan penumpu di kedua

-·-inya hergerak saling menjauh, sesamya dinamakan sesar normal (normal fault). Bila

ruan yang menumpu terangkat ke atas akihat hatuan penumpu di kedua sisinya hergerak

· g mendorong, sesamya dinamakan sesar naik (reverse fault) (lampiran). Bila kedua

·man pada sesar saling hergerak ke arah horisontal, sesamya dinamakan sesar geseran-jurus

e-slip fault).

Sesar normal dan sesar naik, keduanya menghasilkan perpindahan vertikal (vertical

lacement), sedangkan sesar geseran-jurus menghasilkan perpindahan horizontal

izontal displacement).

11

2.2 Magnitudo Gelombang Seismik

Magnitudo merupakan salah satu parameter gempa yang penting untuk studi

seismologi khususnya hila dikaitkan dengan studi statistik kegempaan. Pada dasamya, nilai

magnitudo ditentukan berdasarkan besar kecilnya amplitudo gelombang gempa yang terekam

dalam seismogram. Magnitudo didefinisikan sebagai suatu besaran skala yang

merepresentasikan besamya kekuatan atau energi seismik yang dilepaskan oleh sebuah

gempa. Besaran ini akan berharga sama, meskipun dihitung dari stasiun pengamat yang

berbeda.

Skala magnitudo awalnya dikembangkan oleh Richter (1935) untuk menentukan

ukuran kekuatan suatu gempa. Harga magnitudo diperoleh dari analisis tipe gelombang

eismik, berupa rekaman amplitudo maksimum getaran tanah dengan memperhitungkan

'Oreksi jarak stasiun pencatat ke lokasi episenter. Skala yang kerap digunakan untuk

menyatakan magnitudo gempa adalah Skala Richter (Richter Sca~ll_). .

Magnitudo Richter yang pertama dikembangkan, ML (Magnitudo lokal), didasarkan

Jada nilai amplitudo maksimum maksimum gerakan tanah yang tercatat oleh jaringan

- ismograph Woods-Anderson pada gempa-gempa lokal daerah selatan California. Dengan

engetahui jarak episenter dan mengukur amplitudo maksimum dari sinyal yang tercatat di

seismograph, Richter dapat melakukan pendekatan untuk mengetahui besamya gempabumi.

Gutenberg dan Richter (1936) dan Gutenberg (1945) kemudian mengembangkan konsep

_ · tudo sehingga dapat diaplikasikan untuk pengukuran gerakan tanah pada gelombang

ukaan (Ms) dan berbagai tipe gelombang badan pada gempajauh (mb).

Berdasarkan jenis gempanya, ada 3 jenis magnitudo, yaitu:

Magnitudo lokal (ML) untuk gempa lokal denganjarak episenter kurang dari 600 km.

Magnitudo gelombang permukaan (Ms) untuk gempajauh yang dangkal.

12

,

3. Magnitudo gelombang badan perioda pendek (m8 ) untuk gempa jauh, baik gempa

dangkal mau pun dalam.

Ketiga skala magnitudo tersebut tidak dapat digabung untuk memperoleh satu nilai

magnitudo yang tepat karena skala magnitudo satu dengan yang lain tidak selalu konsisten.

Guttenberg dan Richter (1956) kemudian merumuskan hubungan ketiga skala magnitudo

terse but.

Menurut beberapa ahli seismologi, magnitudo gelombang badan m8 lebih dapat

menentukan sifat-sifat bawah permukaan suatu gempa dan penyebarannya relatif kecil.

Penggunaan ms meningkatkan ketidakkonsistenan antara magnitudo yang diestimasi dari

gelombang badan dan permukaan.

Upaya untuk menyamakan nilai magnitudo yang dihasilkan oleh metode-metode yang

berbeda pada dasamya belum berhasil dilakukan. Kanamori (1977) berupaya untuk

mengembangkan satu nilai ukuran gempa dengan mengem9._~gkan magnitudo momen

- ismik Mw. Magnitudo ini mirip dengan Ms tapi tidak dapat digunakan untuk gempa besar

- ena Mw didasarkan pada Momen Seismik, Mo. Mo proporsional untuk rata-rata

~rpindahan statis dan pada area runtuhan sesar dan sangat baik untuk pengukuran deformasi

tal di daerah sumber gempa.

Magnitudo sangat penting untuk pengklasiflkasian kuantitatif dan penanganan

· tik kejadian gempa yang ditujukan untuk menaksir aktifltas dan bencana seismik,

pelajari variasi pelepasan energi seismik dalam jarak dan waktu, dan lain-lain. Semua

· ini harus didasarkan pada data yang sangat baik, stabil, dan dalam jangka waktu yang

an g.

Persamaan umum dari semua skala magnitudo didasarkan pada pengukuran amplituda

dahan tanah (ground displacemen amplitudos) dan perioda T. Secara matematis,

_ ·rudo dituliskan sebagai:

13

(2.5)

dimana:

M = Magnitudo

A = amplituda gerakan gelombang seismik (J.tm)

' T = periode gelombang ( detik)

11 = jarak pusat gempa atau episenter (km)

h = kedalaman gempa (km)

CS,CR= faktor koreksi yang bergantung pada kondisi lokal & regional daerahnya.

2.2.1 Magnitudo untuk Gempa Lokal

_,2.1.1 Magnitudo Lokal

Berdasarkan rekomendasi Wadati, Richter (1935) menggun~an dasar logaritmajejak ---

.:m1plitudo gerakan tanah yang tercatat oleh seismograf Woods-Anderson pada gempa-gempa

'al daerah California dengan jarak episenter 30 < 11 < 600 Km. Seismograf Woods-

derson memiliki parameter: perioda natural Ts = 0.8 detik, Faktor peredaman (damping)

= 0.8, dan perbesaran maksimum v max = 2800.

Richter mengukur magnitudo gempa berdasarkan nilai amplituda maksimum gerakan

pada jarak 100 km dari episenter gempa. Besarnya gelombang ini tercatat pada

ograf yang dapat mendeteksi gerakan tanah mulai dari 0,00001 mm (l x10-5 mm)

- ::ga 1 m. Untuk menyederhanakan rentang angka yang terlalu besar tersebut, Richter

:gunakan bilangan logaritma berbasis 10. Artinya, setiap kenaikan 1 angka pada skala

_ •er menunjukkan amplituda 10 kali lebih besar.

14

0 <( g>3 I

2

4Hz • . 2Hz ••

• • • Richter (1958), Southam Cahforn1a

o o o Hutton & Boore (1987), Southern Calitorn1a - Alsaker et al. (1991), Norway/Fennoscandia • • • Kim (1988), Eastern North America

• ••• t

+++ Klratzl &. Papazachos (1984), Greece (ML>3.7)

"'"'"' Greenhalgh & Singh (1986), Southern Australia ••• Wahfstroem & Strauch (1984). Central Europe

0 50 1 00 150 200 250 300 350 400 450 500 550 600

~~~--~-----------Epicentral Distance (km)

Gambar 2.3. Fungsi kalibrasi penentuan M1 untuk area yang berbeda. Perlu dicatat bahwa

~a untuk Eropa Tengah bergantung pada frekuensi. ---

Konsep perumusan magnitudo oleh Richter ini kemudian dikembangkan oleh para

3.hli seismologi untuk menghitung ukuran kekuatan energi gempa. Dalam perkembangannya,

agnitudo lokal biasa dikenal sebagai magnitudo dalam skala Richter dan diberi simbol "M".

_.1.1.2 Magnitudo Durasi

Kertas analog atau rekaman film memiliki jangkauan dinamik yang terbatas sekitar 40

.:3 dan rekaman pita analog sekitar 60 dB. Selama beberapa tahun digunakan rekaman digital

gan pengubah (converters) 12 atau 16 bit A-D yang dapat merekam amplitudo sekitar 66

90 dB. Hal ini menyebabkan sering terpotongnya rekaman kejadian gempa kuat lokal

gga membuat penentuan magnitudo berbasis amplitudo maksimum Amax tidak

ungkinkan dilakukan. Karenanya dikembangkan skala magnitudo lain, yaitu Md.

15

Magnitudo durasi Md didasarkan pada durasi sinyal setiap kejadian gempa. Saat ini

digunakan pengubah 24 bit A-D dengan :::::::140 dB jangkauan dinamik. Magnitudo durasi

sangat berguna pada kasus sinyal yang amplitudonya sangat besar (off scale) yang

mengaburkan jangkauan dinamis sistem pencatat. Pada kasus ini, kesalahan pembacaan dapat

terjadi jika dilakukan estimasi menggunakan ML (B. Massinon, 1986).

Persamaan umum magnitudo durasi dikembangkan oleh Herrmann (1975)

(2.6)

Persamaan awal untuk penentuan magnitudo lokal berdasar durasi sinyal

dikembangkan oleh Tsumura (1967) pada gempa Kii Peninsula di Jepang. Untuk 3< MJMA <

:, dirumuskan sebagai berikut:

Md = 2.85log(F- P) + 0,0014,::\-2.53

· eterangan:

_ •. tA = Magnitudo Japanese Meteorological Agency

= waktu awal gelombang P (detik)

= waktu berakhimya gelombang P ( detik)

= jarak episenter (km)

(2.7)

---

Persamaan magnitudo durasi dengan struktur yang sama juga dikembangkan oleh Lee

1972) untuk Northern California Seismik Network (NCSN). Durasi gempa, d dalam

- diukur dari waktu awal gelombang P pada seismogram di mana amplitudo coda

:mgt hingga 1 em pada layar tampilan Develocorder dengan pembesaran 20 kali.

-x:!:::~aan ini digunakan untuk mganitudo lokal 0.5 < M1 < 5

. fd = 2.00 log d + 0.0035 L\- 0.87 (2.7)

16

I

Keterangan:

Md = Magnitudo durasi

d = durasi sinyal ( detik)

= jarak episenter (km)

Menurut Aki dan Chouet (1975), gelombang koda dari gempa lokal biasanya

diinterpretasikan sebagai gelombang back-scattered dari sejumlah kehetrogenan yang secara

·eseluruhan terdistribusi di kerak bumi. Oleh karena itu, total durasi seismogram untuk

.=empa lokal dengan jarak episenter kurang dari 100 km nyaris tidak bergantung pada jarak,

--imut, dan detail struk:tur gelombang langsung dari sumber ke stasiun pencatat gempa.

mikian juga bentuk dari koda, yang secara eksponensial berkurang terhadap waktu, pada

eknya relatiftidak berubah. Faktor dominan yang mengontrollevel amplitudo dari koda

durasi sinyal adalah ukuran dari gempa tersebut. Hal ini me~~gkinkan pengembangan

a magnitudo durasi tanpa adanya faktor jarak, misalnya:

Md = a0 +a1 logd (2.8)

_ J1agnitudo untuk Gempa Tele

Penjalaran gelombang di bagian terdalam Bumi lebih sederhana dibanding di kerak

;:up dijelaskan dengan model gelombang 1 (satu) dimensi dan atenuasi. Hal ini

-=e=:::n;kinkan penurunan skala magnitudo telesesimik dapat diterapkan secara global.

~------- - ·2 menunjukkan hubungan Amplitudo (A) - Jarak episenter (~) untuk perioda

- ~elombang P dan PKP sebaik gelombang permukaan perioda panjang

17

40 80

t I I

,v--

120

PKP /~\

I \ I \ -

I \ I \

I \

160

Eo cen ral Dtstance ldegrees)

Gambar 2.4. Perkiraan fungsi amplitudo-jarak untuk gelombang badan P dan PKP (pada

-ekitar 1 Hz) dan perioda panjang gelombang permukaan Rayleigh (LR, fase Airy, T ~0

etik) untuk kejadian magnitudo 4.

---Beberapa jenis magnitudo untuk gempa tele adalah:

Skala magnitudo gelombang permukaan (Ms)

Skala magnitudo gelombang badan (mB)

Momen magnitudo (Mw)

_.J Skala Magnitudo Gelombang Permukaan (Ms)

kala magnitudo gelombang permukaan (Ms) diperoleh sebagai basil pengukuran

~-"P gelombang permukaan (surface waves). Untuk gempabumi denganjarak episenter ~

Km, seismogram periode panjang dari gempa dangkal didominasi oleh gelombang

yang umumnya memiliki periode sekitar 20 detik. Amplitudo gelombang

_......._..._. sangat bergantung pada jarak episenter (d) dan kedalaman sumber gempabumi

18

(h). Gempabumi dalam tidak menghasilkan gelombang permukaan, karena itu persamaan Ms

tidak memerlukan koreksi kedalaman.

Kekuatan gempabumi sangat berkaitan dengan energi yang dilepaskan oleh

sumbemya. Pelepasan energi ini berbentuk gelombang yang menjalar ke permukaan dan

bagian dalam bumi. Dalam penjalarannya energi ini mengalami pelemahan karena absorbsi

dari batuan yang dilaluinya, sehingga energi yang sampai ke stasiun pencatat kurang dapat

menggambarkan energi gempabumi di hiposenter.

Gutenberg (1954a) mengembangkan skala magnitudo Ms untuk gelombang

permukaan teleseismik sebagai berikut:

Ms = logAHmax (~)+a-s (~) (2.9)

Perumusan di atas didasarkan pada pengukuran dari amplitudo perpindahan gerak

:anah sesungguhnya pada jarak maksimum horizontal AHmax=--J(AN2+Ai) rentetan gelombang

rmukaan pada perioda T=20±2 detik. Fungsi kalibrasi crs(~) roo~pakan inversi penentuan

ani empiris skala hubungan A-~ pada kejadian Ms = 0 untuk mengkompensasi penurunan

.:.:nplitudo terhadap jarak.

Karnik dan kawan-kawan (1962) merumuskan skala Ms barn dan fungsi kalibrasi

gan istilah formula Moscow-Prague untuk jarak episenter 2° < ~ < 160° dan kedalaman

er gempa h<50 km sebagai berikut:

Ms =log( A I T)max +a-s(~)= log( A I T)max + 1.66log~ + 3.3 (2.10)

mite IASPEI untuk Magnitudo merekomendasikan formula tersebut pada pertemuan

:ich tahun 1967 sebagai Ms standar untuk kejadian gempa dangkal (h :S 50 km).

Skala lain, yang disebutkan dapat terkalibrasi dengan baik menggunakan skala Ms

_ enberg dan Richter, yang didasarkan pada perekaman 5 buah instrument, digunakan oleh

Meteorological Agency (JMA) hanya untuk kejadian regional (Tsuboi, 1954)

19

M(JMA) = log~(AN 2 + AE 2

) + 1.73log!l- 0.83

dimana !l dalam km dan A dalam f.!ID

(2.11)

Hubungan antara Ms yang ditetapkan oleh NEIC dengan Guttenberg Richter adalah

sebagai berikut:

Ms("Pr ague", NEIC) :;= Ms( Guttenberg- Richter) + 0.18 (2.12)

2.2.2.2 Skala Magnitudo Gelombang Badan (mb)

Penggunaan magnitudo lokal sangat terbatas untuk jarak tertentu sehingga

dikembangkan tipe magnitudo yang dapat digunakan secara luas. Diantaranya adalah

:nagnitudo yang diperoleh berdasar amplituda gelombang badan (P atau S) dan dikenal

... engan magnitudo gelombang body (mB) atau body wave magnitudo. Magnitudo ini

~ · definisikan berdasar catatan amplituda gelombang P yang merambat melalui bagian dalam

-:- Jmi. Magnitudo gel om bang bodi secara urn urn dirumuskan seb;tgai berikut:

mb = log(A/T)max + Q(!l,h)

= erangan:

=Amplituda getaran (f.!m)

= periode getaran (detik)

.ih) = koreksi jarak !l dan kedalaman h hasil pendekatan empiris

(2.13)

Dalam prakteknya di Amerika Serikat, amplituda yang dipakai adalah amplituda

::::---.-... ..... tanah maksimum dalam mikron yang diukur pada 3 gelombang yang pertama dari

oong P. Periodenya adalah peri ode gelombang yang mempunyai amplituda maksimum

Rumus yang dipakai untuk menghitung mb ini berlaku universal, dapat digunakan

20

disemua tempat. Namun perlu diperhatikan bahwa faktor koreksi untuk setiap daerah stasiun

gempabumi berbeda satu sama lain

2.2.2.3 Momen Magnitudo (Mw)

Berdasarkan Teori Elastik Rebound diperkenalkan istilah momen seismik (seismik

moment). Momen seismik dapat diestimasi dari dimensi pergeseran bidang sesar atau dari

analisis karakteristik gelombang gempabumi yang direkam di stasiun pencatat khususnya

dengan seismograf periode be bas (broadband seismograph).

Mom en seismik (Mo) adalah parameter dasar yang dapat digunakan untuk mengukur

·ekuatan suatu gempa akibat slip atau pergelinciran sesar. Skala ini dapat menggambarkan

deformasi yang disebabkan oleh suatu gempa. K. Aki (1986) merumuskan momen seismik

- bagai berikut:

Mo=j.Jl)A (2.14)

_-eterangan:

lo = momen seismik (dalam Nm atau dyne.cm)

= rigiditas atau modulus geser medium

=slip (displacement) rata-rata pada suatu daerah dengan luas A

= luas slip bidang sesar

Besamya momen sesimik berbeda untuk setiap jenis gempa. Bila suatu gempa terjadi

gan sesar permukaan, maka momen seismik dapat dihitung jika diketahui panJang

- tuhan (L), slip atau displacement rata-rata (D), dan luas sesar (A) denganA = Lh.

Kanamori (1977) mengusulkan, momen magnitudo Mw yang berhubungan dengan

etapi tidak memenuhi. Alasannya adalah berdasarkan Kostrov (1974) radiasi energi

=:::::1gan seismik proporsional dengan stress drop ~cr, sehingga Es ~ ~cr D N2 atau bias

Es ~ ( ~cr/2Jl)Mo. Dengan asumsi nilai modulus geser Jl di kerak dan mantel atas

21

(sekitar 3-6 x 104 MPa) dan asumsi berdasarkan Kanamori dan Anderson (1975) dan Abe

(1975) bahwa stress drop gempa besar adalah konstan (antara 2 dan 6 MPa), diperoleh rata-

rata Es :::::: 2 x Mo/104• Dengan memasukkan persamaan ini ke dalam hubungan yang

diusulkan Guttenberg-Richter (1956c) antara energi tegangan yang dilepaskan Es dan Ms

disebutkan:

logEs = 4.8 + 1,5Ms

log(Mo) = 1,5Ms +9.1

Dengan mengganti Ms dengan Mw diperoleh persamaa

Mw= 2/3log(Mo-9.1)

(2.15)

(2.16)

(2.17)

Magnitudo momen dapat menyatakan jumlah energi yang dilepaskan di sumber

gempabumi dengan lebih akurat dan pengukurannya lebih kompleks dibanding pengukuran

. da magitudo lokal (ML), magnitudo permukaan (Ms), dan magnitudo body (mB). Saat ini,

agnitudo momen lebih banyak digunakan dalam member.tkari informasi gempabumi

~ · an ding tiga magnitudo lainnya.

_ _ .3 Rumus-Rumus Magnitudo dan Hubungan antar Skala Magnitudo

Tidak ada keseragaman materi yang dipakai dalam penentuan magnitudo kecuali

- us umumnya. Untuk menentukan mb misalnya, orang dapat memakai data amplitudo

mbang badan (P dan S) dari sembarang fase seperti P, S, PP, SS, pP, sS. Seismogram

:: digunakan pun dapat dipilih dari komponen vertikal maupun horizontal dengan syarat

- konsisten. Demikian juga untuk penentuan Ms, sehingga dapat dimengerti bahwa

_ · tudo yang ditentukan oleh institusi yang berbeda akan bervariasi.

Pada dasarnya cara penentuan magnitudo lokal (ML), magnitudo body (mb), dan

_ · rudo permukaan (Ms) adalah sama. T erdapat hubungan diantara magnitudo terse but

22

,

seperti halnya hubungan dalam skala jarak ada yang dalam satuan kilometer, mil laut,

maupun mil darat. Jika kita ingin menyatakan magnitudo body dalam skala Richter maka

harus terlebih dahulu ditransfer ke dalam skala magnitudo lokal (ML).

Guttenberg-Richter (1956) merumuskan hubungan korelasi antara var1as1 skala

magnitudo:

m = 2.5 + 0.63Ms

m = 1.7 + 0.8Ml- 0.01Ml 2

Ms = 1.27(Ml-1)- 0.016Ml 2

(2.18)

(2.19)

(2.20)

Dimana m adalah magnitudo bersama yang merupakan pembobotan rata-rata dari magnitudo

;elombang badan mB yang ditentukan dari rekaman perioda sedang. Secara praktis,

:-ersamaan 2.15 memiliki hubungan yang sama dengan persamaan yang kemudian

_. · 'eluarkan oleh Abe dan Kanamori (1980): mB = 2.5 + 0.65 Ms, yang baik untuk Mw=8 -

. -). ---

Menurut Gordon (1971 ), hubungan regresi parameter acak single an tara perioda

dek mb dan Ms sangat berbeda dengan persamaan 2.15, dimana

mb = (0.4 7 ± 0.2)Ms + (2. 79 ± 0.09) (2.43)

Ambrasseys (1990), dalam upaya untuk menyeragamkan magnitudo untuk gempa

a di Eropa, mengevaluasi kembali magnitudo dalam rentang 3 < M < 8. Dihasilkan

illlgan regresi orthogonal antara berbagai skala magnitudo:

0.75mb- 0.66mB = 0.21

0.77mb- 0.64Ml = 0.73

0.86mb- 0.49Ms = 1.94

0.80Ml- 0.60Ms = 1.04

23

(2.44)

(2.45)

(2.46)

(2.47)

Dimana mb ditentukan berdasar prosedur ISC dari rekaman gelombang P perioda pendek dan

mB menggunakan rekaman gelombang P perioda sedang.

2.3 Magnitudo dan Energi Seismik

Bentuk energi yang dilepaskan saat terjadinya gempabumi antara lain adalah energi

deformasi gelombang. Energi deformasi dapat dilihat pada perubahan bentuk volume sesudah

terjadinya gempabumi, seperti misalnya tanah naik, tanah turun, pergeseran batuan, dan lain

lain. Sedangkan energi gelombang akan menggetarkan medium elastis disekitarnya dan akan

menjalar ke segala arah.

Pemancaran energi gempabumi dapat besar ataupun kecil, tergantung dari

J.:.arakteristik batuan yang ada dan besamya stress yang dikandung oleh suatu batuan pada

J.atu daerah. Pada suatu batuan yang rapuh (batuan yang heterogen), tekanan yang

~dung tidak besar karena langsung dilepaskan melalui terj~~inya gempa-gempa kecil

::.:1g banyak. Sedangkan untuk batuan yang lebih kuat (batuan yang homogen), gempa kecil

atau jarang terjadi sehingga tekanan yang dikandung sangat besar. Pada suatu saat

:.lallilya tidak mampu lagi menahan tekanan dan akan terjadi gempa dengan magnitudo

-~ besar.

Dengan kata lain untuk batuan yang lebih rapuh atau heterogen, energi yang

pulkan tidak terlalu besar karena langsung dilepaskan dalam bentuk gelombang

~::;....u·ca., sedangkan untuk batuan yang lebih kuat, energinya akan dikumpulkan dalam waktu

; lebih lama sehingga pada saat dilepaskan, energinya sudah terkumpul banyak dan

umi yang terjadi akan lebih besar.

Energi gempaburni dapat ditaksir dari pengamatan makroseismik, tetapi biasanya

· peroleh hasil yang memadai. Gelombang seismik merupakan bentuk energi yang

_ .:nudah dideteksi yaitu dengan cara pencatatan pada alat. Dengan menggunakan data

24

ini kita dapat menaksir energi gempabumi yang memadai. Ukuran besarnya energ1

gempabumi ditentukan dengan hasil catatan amplituda gelombang seismik yang dinyatakan

dengan istilah magnitudo gempabumi.

Penentuan magnitudo baik menggunakan gelombang bodi mB maupun gelombang

permukaan Ms tidak menunjukan skala yang sama. Secara historis ML, Ms, dan mB

dimaksudkan untuk mendapatkan titik temu satu sama lain, akan tetapi pada kenyataannya

penentuan secara terpisah menggambarkan ketidak setaraan terutama antara mB dan Ms.

Dengan hubungan empiris magnitudo-energi, Energi seismik Es yang diradiasi oleh

umber gempa sebagai gelombang seismik dapat diestimasi. Hubungan serupa diberikan oleh

Gutenberg dan Richter (1954, 1956) antara Es dan magnitudo gelombang permukaan Ms dan

::nagnitudo gelombang badan mB:

logEs = 11.8 + l.5M s (2.48)

logEs = 5.8 + 2.4mB (2.49)

ana E adalah energi di pusat gempa, dalam satuan erg (1 erg=10-7 joule)

_ 4 Intensitas Gempabumi

Efek dari sumber gempa dapat dikarakterisasi dengan intensitas makroseismiknya, I.

~itas gempabumi merupakan ukuran kerusakan akibat gempabumi yang didasarkan pada

-_ pengamatan efek gempabumi terhadap man usia, struktur bangunan, dan lingkungan

daerah tertentu. Besarnya nilai intensitas tidak hanya bergantung pada kekuatan

abumi (magnitudo) tetapi juga dipengaruhi oleh jarak daerah terse but ke sumber gempa,

- aman sumber gempa, lamanya durasi gempa, dan kondisi geologi setempat. Dengan

ain, Magnitudo menggambarkan kekuatan atau energi yang dilepaskan sebuah gempa,

intensitas menggambarkan kerusakan yang diakibatkan oleh gempa tersebut.

25

Penggunaan skala intensitas penting sejarahnya karena tidak dibutuhkan alat pengukur dan

ukuran dari sebuah gempa dapat dilakukan oleh pengamat tanpa peralatan.

Skala Intensitas pertama kali diperkenalkan di Eropa oleh Rossi-Forel (1883), yang

terdiri dari 10 skala. Selanjutnya Skala Sieberg (1912,1923) menjadi pondasi dari semua

skala intensitas modem 12 tingkat. Versi terbaru skala intensitas dikenal sebagai Skala

Nlercalli-Cancani-Sieberg atau skala MCS (Sieberg 1932) yang hingga kini masih digunakan

di Eropa bagian selatan. Lalu pada Wood dan Neuman (1931) melakukan modiflkasi pada

kala tersebut dan menerjemahkannya dalam bahasa Inggris dan dikenal dengan nama Skala

_\ fodified Mercalli (Skala MM). Pada tahun 1956, Richter (1958) menyempumakan beberapa

x myataan dalam skala bentuk ringkasan dan menambahkan penjelasan mengenai tipe

angunannya, yang dikenal sebagai Skala Modified Mercal/i 1956 (MM56) yang digunakan

ustralia dan Selandia Barn.

---Tabel 2.1. Satuan Ukuran Skala Modified Mercal/i (Skala MM)

SKALA KETERANGAN

f Tidak terasa.

Terasa hanya oleh orang dalam keadaan istirahat, terutama di tingkat-tingkat IT

atas bangunan atau di tempat-tempat yang tinggi.

Terasa di dalam rumah, tetapi banyak yang tidak menyangka kalau ada Ill

gempabumi. Getaran terasa seperti ada truk kecillewat.

Terasa di dalam rumah seperti ada truk berat lewat atau terasa seperti ada

barang berat yang menabrak dinding rumah. Barang-barang yang bergantung

bergoyang-goyang, jendela dan pintu berderik, barang pecah-belah pecah,

gelas-gelas gemerincing, dinding dan rangka rumah berbunyi.

26

SKALA KETERANGAN

Dapat dirasakan di luar rumah. Orang tidur terbangun, cairan tampak . , bergerak-gerak dan tumpah sedikit. Barang perhiasan rumah yang kecil dan

V tidak stabil bergerak atau jatuh. Pintu-pintu terbuka tertutup, pigura-pigura

dinding bergerak, lonceng bandul berhenti atau mati atau tidak cocok

jalannya.

Terasa oleh semua orang. Banyak orang lari ke luar karena terkejut. Orang

yang sedang berjalan kaki terganggu. Jendela berderit, gerabah, barang

pecah-belah pecah, barang-barang kecil dan buku jatuh dari raknya, gambar-VI

gambar jatuh dari dinding. Mebel-mebel bergerak atau berputar. Plester

dinding yang lemah pecah-pecah. Lonceng-lonceng gereja berbunyi, pohon-

pohon terlihat bergoyang.

Dapat dirasakan oleh sopir yang sedang mengemudi)qm -mobil. Orang yang

sedang berjalan kaki sulit untuk berjalan dengan baik, cerobong asap yang

lemah pecah. Langit-langit dan bagian-bagian konstruksi pada tempat yang

'II tinggi rusak. Barang pecah-belah pecah. Tembok yang tidak kuat pecah,

plester tembok dan batu-batu tembok yang tidak terikat kuat jatuh. Terjadi

sedikit pergeseran dan lekukan-lekukan pada timbunan pasir dan batu kerikil.

Air menjadi keruh, lonceng-lonceng besar berbunyi, selokan irigasi rusak.

27

SKALA KETERANGAN .

Mengemudi mobil terganggu. Terjadi kerusakan pada bangunan-bangunan

yang kuat karena bagian-bagian yang runtuh. Kerusakan terjadi pada tembok-

tembok yang dibuat tahan terhadap getaran-getaran horizontal dan beberapa

bagian tembok runtuh. Cerobong asap, monumen-monumen, menara-menara, VIII .

dan tangki air yang berada di atas berputar atau jatuh. Rangka rumah

berpindah dari fondasinya. Dinding-dinding yang tidak terikat baikjatuh atau

terlempar. Ranting-ranting pohon patah dari dahannya. Tanah yang basah

dan lereng yang curarn terbelah.

Publik menjadi panik. Bangunan yang tidak kuat hancur. Bangunan yang

kuat mengalami kerusakan berat. Fondasi dan rangka bangunan rusak. Pipa IX

dalam tanah putus. Tanah merekah. Di daerah aluvium pasir dan lumpur

keluar dari dalam tanah. ---

Pada umurnnya semua tembok, rangka rumah dan fondasi rusak. Beberapa

bangunan dari kayu yang kuat danjembatan-jembatan rusak. Kerusakan berat

terjadi pada bendungan-bendungan, tanggul-tanggul dan tambak-tambak.

Terjadi tanah longsor yang besar. Air dalam kolam, sungai dan danau tumpah

I muncrat. Terjadi perpindahan tempat secara horizontal di daerah pantai dan

di daerah-daerah yang permukaan tanahnya rata. Jalur-jalur kereta api

menjadi sedikit bengkok.

XI Rel kereta api rusak. Saluran pipa bawah tanah rusak total.

Terjadi bencana alam. Seluruh bangunan rusak. Garis pandang cakrawala

terganggu. Batu-batu dan barang-barang besar berpindah tempat, dan ada

yang terlempar ke udara.

28

Pada tahun 1964, Medvedev-Sponheuer-Kamik mempublikasikan skala intensitas

MSK yang dibuat berdasarkan skala MCS, MM56, dan penelitian Medvedev sebelumnya di ;

Rusia. Skala ini dipakai luas di Eropa. Japanese Meteorological Agency (JMA) juga memiliki

kala intensitasnya sendiri, yang terdiri dari 7 (tujuh) tingkatan berdasarkan pengamatan

gempa yang terjadi di Jepang. Perbandingan beberapa skala intensitas yang telah disebutkan

di atas terhadap Modified Mercalli Intensity (MMI) ditunjukkan dalam table dibawah ini.

Tabel2.2 Perbandingan Beberapa Skala Intensitas Terhadap Modified Mercalli Intensity

(MMI), (Chen & Scawthom, 2003)

Modified a (gals) Rossi-Forel MSK JMA

Mer calli

0.7 I I I 0

1.5 II I- II II --- - I -

3.0 III III III II

I 7.0 IV IV- V IV II- III

I 15 v V- VI v III

32 VI VI- VII VI IV

68 VII VIII- VII IV-V

147 VIII VIII+ to IX- VIII v

316 IX IX+ IX V-VI

681 X X X VI

(1468)* XI - XI VII

(3162)* XII - XII

29

Informasi sebaran intensitas gempabumi dipetakan dalam peta isoseismal. Besarnya

intensitas atau tingginya tingkat kerusakan akibat gempabumi sangat tergantung pada

beberapa faktor, di antaranya jarak tempat tersebut terhadap sumber gempabumi dan kondisi

geologi setempat. Semakin dekat suatu tempat terhadap sumber gempabumi, makin besar

intensitas gempanya dan makin tinggi tingkat kerusakannya.

Dalam peta isoseismal, daerah-daerah yang memiliki nilai intensitas atau tingkat

·erusakan yang sama dihubungkan oleh suatu garis isoseismal. Dengan demikian peta ini

;iapat memperlihatkan atau menetapkan tempat-tempat atau daerah-daerah yang mempunyai

ingkat kerusakan yang sama. Skala Intensitas yang sering dipakai adalah Modified Mercalli

• tencity (MMI), dengan kurun nilai dari I sampai XII.

Tidak ada aturan jelas dalam menggambar peta isoseismal. Beberapa pekerja

,..,... ngadopsi praktek tumpang-tindih grid pada data dan mengambil nilai pengandaian pada

ing-masing grid sebelum melakukan kontur. Lainnya memil!Jl untuk langsung memplot

ai intensitas. Para pekerja memiliki acuan yang berbeda dalam proses smoothing

- ghalusan kontur), ekstrapolasi, dan sebagainya.

Penggambaran peta isoseismal bergantung pada tujuan pembuatan peta tersebut.

mikrozonasi, smoothing hams diminimalkan. Sebaiknya untuk mikrozonasi digunakan

erusakan. Sedangkan untuk tujuan lain (seperti penghitungan parameter gempa, studi

i, studi tektonik, dan lain-lain), kurva dapat diperhalus dengan normal.

30

PU" ISOSllSAl/11. GE:.MPA Tot.S«IMLI\YA :Z SI:PlUIOCR ~

•.... ,

Gambar 2.5. Contoh Peta Isoseismal (sumber: www.bmkg.go.id)

_"' Parameter-parameter Gerakan Tanah (Ground Motion Parameters)

Parameter-parameter gerakan tanah bermanfaat ---~tuk mendeskripsikan

rakteristik/ciri penting dari pergerakan tanah atau gempa kuat dalam bentuk yang padat dan

titatif. Banyak parameter yang telah disarankan untuk mengkarakterisasikan amplitudo,

ungan frekuensi, dan durasi dari pergerakan tanah kuat tersebut. Hal ini disebabkan

pleksitas dari pergerakan tanah akibat gempabumi dimana identifikasi dari satu

:m1eter yang dengan akurat dapat mendeskripsikan semua karakteristik penting dari

:="'rakan tanah dianggap tidak mungkin.

Parameter Amplitudo

Cara paling umum menggambarkan pergerakan tanah adalah dari riwayat waktu (time

. Parameter-parameter pergerakannya dapat berupa percepatan, kecepatan, dan

dahan (displacement). Biasanya hanya satu parameter yang diukur secara langsung,

31

. ,

sedangkan parameter lain dihitung melalui integrasi atau diferensiasi. Perhatikan perbedaan

frekuensi dominan dalam riwayat waktu percepatan, kecepatan, serta perpindahan. Time

history percepatan memperlihatkan proporsional relatif tinggi dengan frekuensi tinggi (high

frequency). Integrasi terhadap time history ini akan menghasilkan efek perataan (smoothing)

a tau pemfilteran [dalam ranah frekuensi,

: (co) = a (co)/ co dan il (co) = -; (co)/ co , dengan il , -; dan a masing-masing adalah

perpindahan, kecepatan dan percepatan hasil transformasi]. Sehingga, time history kecepatan

-ecara substansial menunjukkan pergerakan frekuensi yang tidak lebih tinggi dari frekuensi

rime history percepatan. Time history perpindahan yang diperoleh dari integrasi riwayat

.vaktu kecepatan didominasi oleh gerak frekuensi yang rendah.

_.5.1.1 Percepatan Puncak (Peak Acceleration)

Nilai yang paling sering diukur dari amplitudo perger~~ tanah adalah Percepatan

orisontal Puncak (PHP) atau Peak Horizontal Acceleration (PHA). PHP untuk komponen

entu hanya berupa nilai terbesar (absolut) dari percepatan horizontal yang diperoleh dari

- lerogram komponen tersebut. Nilai resultan PHP maksimum bisa diperoleh dengan

- _ ~umlahkan vektor dua komponen ortogonal horizontal.

Percepatan horisontal umum digunakan untuk mendeskripsikan pergerakan tanah

und motions) karena kaitannya dengan gaya inersial. Bahkan gaya dinarnik terbesar yang

_ pengaruhi beberapa tipe struktur, seperti struktur-struktur yang sangat kaku, relatif

=at berkaitan dengan PHP yang juga bisa berkorelasi dengan intensitas gempabumi.

· pun korelasi ini jauh dari presisi, namun sangat berguna sebagai estimasi disaat hanya

HP sebagai informasi intensitas seperti dalam kasus-kasus gempabumi sebelum adanya

,__ .. ......._..._.. gempa kuat (strong motions instruments).

32

Dalam bidang rekayasa gempabumi, percepatan vertikal mendapatkan perhatian lebih

sedikit dibanding percepatan horizontal. Terutama karena batas aman (margins of safety)

terhadap gaya vertikal statis yang disebabkan gravitasi dalam pekerjaan konstruksi umumnya

menyediakan resistansi yang cukup terhadap gaya dinamis akibat percepatan vertikal selama

gempabumi. Untuk keperluan rekayasa gempa, percepatan vertikal puncak (PVP) atau peak

vertical acceleration (PVA) sering diasumsikan senilai dua pertiga (2/3) percepatan

horizontal puncak.

Pergerakan tanah dengan percepatan puncak yang tinggi biasanya lebih merusak

dibanding gerakan dengan percepatan puncak yang lebih rendah, kecuali pada kasus tertentu.

Percepatan puncak sangat tinggi yang berlangsung dalam periode waktu sangat pendek dapat

enyebabkan kerusakan yang kecil pada berbagai tipe struktur. Sejumlah gempabumi

enghasilkan percepatan puncak lebih dari 0.5g namun tidak menyebabkan kerusakan

- rarti pada bangunan karena terjadi pada frekuensi yang sanga~_tinggi dan durasi/lamanya

-~ pabumi juga tidak terlalu panjang. Percepatan puncak merupakan parameter penting dan

anfaat, namun tidak menyediakan informasi tentang kandungan frekuensi atau durasi

=~:akan. Sebagai konsekuensinya harus didukung dengan informasi tambahan untuk

ggambarkan karakter pergerakan gempa dengan akurat.

-.1 .2 Kecepatan Puncak (Peak Velocity)

Kecepatan horizontal puncak (KHP) atau Peak Horizontal Velocity (PHV) adalah

eter lain yang berguna untuk mengkarakterisasi amplitudo pergerakan tanah.

kurang sensitif terhadap komponen gerakan tanah yang berfrekuensi tinggi

- :ga KHP lebih akurat untuk mengkarakterisasi gerakan tanah pada frekuensi menengah.

'an memberikan indikasi potensi kerusakan yang lebih akurat dibandingkan PHP

sensitif terhadap pembebanan dalam kisaran frekuensi

33

menengah. Misalnya pada bangunan tinggi atau fleksibel, jembatan, dan lain-lain. KHP juga

telah dikorelasikan dengan intensitas gempabumi (Trifunac dan Brady, 1975).

2.5.1.3 Perpindahan Puncak (Peak Displacement)

Perpindahan puncak biasa dikaitkan dengan komponen frekuensi rendah dari

pergerakan gempabumi. Namun sangat sulit menentukan perpindahan puncak ini secara

akurat karena adanya kesalahan (errors) pemrosesan sinyal dalam pemfilteran dan integrasi

elerogram serta akibat derau (noise) periode panjang. Akibatnya perpindahan puncak

- ring kurang dimanfaatkan untuk mengukur pergerakan tanah dibandingkan percepatan

. uncak atau kecepatan puncak.

_ -.2 Parameter Kandungan Frekuensi (Frequency Content Parameters)

Dengan analisa sederhana dapat ditunjukkan bahwa resp<_>_!_} dinamik dari suatu objek,

berupa bangunan, jembatan, slopes ataupun tanah deposit, sangat sensitif terhadap

e mensi dimana mereka dibebankan. Gempabumi memproduksi pembebanan yang sangat

~t dimana komponen geraknya memiliki frekuensi yang membentang lebar. Kandungan

_ mensi mendeskripsikan bagaimana amplitudo pergerakan tanah didistribusikan di

~ang frekuensi yang berbeda. Kandungan frekuensi dari gerak gempabumi akan sangat

pengaruhi efek dari gerakan tersebut sehingga karakterisasi gerakan tidak lengkap tanpa

:imbangan kandungan frekuensi.

- .1 Spektrum Pergerakan Tanah (Ground Motion Spektrum)

Fungsi periodik apapun, yaitu fungsi sembarang yang berulang dalam interval yang

-...311, dapat dinyatakan dalam analisa Fourier sebagai jumlah (sum) dari sebuah deret

34

harmonik sederhana yang berbeda frekuensi, amplitudo dan fase. Sebuah fungsi periodik,

x(t) dapat ditulis) menggunakan deret Fourier, sebagai berikut:

<X)

x(t) = C0 +I en sin(wn + lPn) (2.50) n=i

Dengan Cn dan <i>n masing-masing adalah amplitudo dan sudut fase, dari susunan harmonik

'e-n deret Fourier tersebut. Deret Fourier memberikan deskripsi yang lengkap dari

. ergerakan tanah karena gerakan tersebut dapat dibalikkan dengan sempurna melalui

rransformasi Fourier invers (Inverse Fourier Transform, IFT).

a. Spektrum Fourier

Sebuah plot dari amplitudo Fourier versus frekuensi [en versus ron dari persamaan

_.25) dikenal sebagai spektrum amplitudo Fourier; sebuah plot dari sudut fase Fourier (<pn

crsus ron) menghasilkan spektrum fase Fourier. Spektrum amplitudo Fourier dari pergerakan

ah kuat memperlihatkan bagaimana amplitudo dari gerakan didistribusikan terhadap ---

"' ruensi atau periode. Spektrum tersebut menunjukkan kandungan frekuensi dari sebuah

=-rakan tanah denganjelas.

Spektrum amplitudo Fourier dapat berbentuk sempit ataupun lebar. Spektrum yang

pit (narrow spectrum) berarti bahwa gerakan tersebut memiliki frekuensi dominan (atau

·ode) yang dapat menghasilkan time history yang mulus, atau bahkan sinusoidal.

yang lebar sebanding dengan gerakan yang mengandung berbagai frekuensi

~ :ga riwayat waktunya lebih tak beraturan. Perbedaan pada kandungan frekuensi dapat

. ., ' i dengan memeriksa secara teliti gerakan tersebut dalam domain/ranah waktu, namun

eksplisit perbedaan tersebut digambarkan dengan spektra amplitudo Fourier.

Jika spektra amplitudo Fourier dari gerakan gempabumi sebenarnya diperhalus dan

· dengan skala logaritmik, bentuk karakteristiknya dapat dilihat dengan lebih mudah.

tudo percepatan Fourier cenderung membesar di sepanjang kisaran frekuensi tengah

35

yang dibatasi oleh frekuensi sudut (corner frequency) fc pada sisi yang rendah, dan frekuensi

potong (cutoff frequency) f max pada sisi tingginya. Secara teoritis, frekuensi sudut

berbanding terbalik dengan akar pangkat tiga momen seismik. Hasil ini mengindikasikan

bahwa gempabumi besar menghasilkan gerakan frekuensi rendah yang lebih banyak

dibanding gempabumi yang lebih kecil. Sedangkan frekuensi potong dikarakterisasikan

ebagai efek kedekatan dengan sumber (near-site effect) serta efek sumber (source effect)

dan biasanya diasumsikan konstan untuk regional geografis tertentu.

b. Spektrum Daya

Kandungan frekuensi dari pergerakan tanah dapat dinyatakan dengan spektrum daya

power spectrum) atau fungsi densitas spektral daya (power spektruml density function).

:ungsi ini juga bisa digunakan untuk mengestimasi sifat-sifat statistik dari gerakan tanah

~ersebut serta untuk mengkomputasi respon stokastik menggunakan teknik vibrasi acak

random vibration technique). ---Definisi dari fungsi spektral daya,

(2.51)

~an Tct adalah durasi dan Cn adalah amplitudo Fourier. Persamaan ini dinormalisasi dengan

:anbaginya dengan luas daerah di bawahnya, sebagai berikut:

(2.52)

a A.o adalah akar pangkat dua percepatan (mean-squared acceleration).

Fungsi densitas spektral daya bermanfaat dalam mengkarakterisasi gempabumi

- ~ai proses acak (random process). Fungsi ini dapat dideskripsikan sebagai proses acak

:: stasioner, yakni suatu proses yang parameter-parameter statistiknya tidak berubah

___.. ........ p waktu. Akselerogram gempa kuat yang sebenamya memperlihatkan bahwa

36

intensitas meningkat ke tingkat maksimum di bagian awal gerakan, lalu kira-kira bertahan

dengan konstan untuk beberapa lama, dan akhirnya berkurang dan melemah di akhir gerakan.

Proses acak ini termasuk proses acak yang tidak stasioner, dan dapat dimodelkan dengan

mengalikan sebuah riwayat waktu stasioner dengan suatu fungsi intensitas yang

deterministik.

c. Spektum Respon

Tipe spektrum ketiga dipakai secara luas dalam praktek rekayasa gempa. Spektrum

'"espons mendeskripsikan respon maksimal dari sebuah sistem yang berderajat kebebasan

unggal (single-degree-of-freedom,SDOF) terhadap sebuah masukan (input) gerakan tertentu,

: bagai sebuah fungsi frekuensi alami (atau periode alami) dan rasio peredaman dari sistem

:DOF.

Spektra respons bisa diplot secara individual ke skala aritmatika, atau dikombinasikan

· am plot tripartit. Plot tripartit menampilkan spektral kec~l?atan di sumbu vertikal,

~ensi alami ( atau peri ode) pada sumbu horizontal, serta spektral percepatan dan

indahan pada sumbu inklinasi. Bentuk-bentuk dari respons spektra tertentu

gindikasikan bahwa nilai-nilai puncak dari spektral percepatan, kecepatan dan

_indahan berhubungan dengan frekuensi yang berbeda (atau periode). Sehingga respons

:rra biasa dibedakan kedalam bagian acceleration-controlled (frekuensi tinggi), velocity

oiled (frekuensi tengah), dan displacement-controlled (frekuensi rendah).

Spektrum respons secara tidak langsung merefleksikan karakteristik karena adanya

- teran" oleh respons oleh struktur SDOF. Amplituda, kandungan frekuensi, dan durasi

-. ut gerakan, semuanya mempengaruhi nilai spektral. Juga perlu diingat bahwa spektra

-- hanya mewakili respons maksimal dari beberapa struktur yang berbeda. Meski

respons struktur penting dalam rekayasa gempa, dan spektrum respons telah

37

membuktikan sebagai alat yang penting dalam mengkarakterisasi pergerakan tanah/gempa

kuat.

2.5.2.2 Parameter Spektrum

Pada bagian sebelumnya telah dijelaskan tiga tipe spektral yang dapat dipakai untuk

mencirikan gerakan tanah kuat. Spektrum amplitudo Fourier, dan spektral densitas daya,

dikombinasikan dengan spektrum fase, dapat mendeskripsikan gerakan tanah secara lengkap.

pektrum respons tidak menjelaskan gerakan tanah yang sebenarnya, namun memberikan

informasi tambahan tentang efek potensialnya terhadap struktur. Tiap spektral tersebut

:.dalah fungsi yang rumit, sebagaimana denagan riwayat waktu, banyak data yang dibutuhkan

..:ntuk mendeskripsikan mereka dengan lengkap. Sejumlah parameter spektral telah diusulkan

..;ntuk mengambil potongan informasi penting dari tiap spektrum.

a. Periode Predominan ---

Periode predominan, Tp, merupakan parameter tunggal yang memberikan gambaran

guna tentang kandungan frekuensi getaran tanah. Periode predominan didefmisikan

-J.agai sebuah periode getaran yang sebanding dengan nilai maksimum spektrum amplitudo

u.rier. Untuk menghindari efek jelek dari spikes tunggal dari spektrum amplitudo Fourier,

· periode predominan biasanya diperoleh dari spektrum yang telah dihaluskan. Meski

~ode predominan yang memberikan informasi kandungan frekuensi sangat mudah untuk

t, namun getaran dari berbagai frekuensi bisa saja merniliki periode predominan yang

Bandwidth

Periode predominan dapat digunakan untuk melokalisir puncak dari spektrum

··rudo Fourier, meski tidak memberikan informasi penyebaran spektral amplitudo di

periode tersebut. Bandwidth (lebar pita) umumnya diukur pada tingkat dimana

38

pangkat dua dari spektrum tersebut bemilai setengah dari nilai maksimumnya; yang

sebanding dengan tingkat 11--J2 kali amplituda Fourier maksimum. Bentuk spektra amplituda

Fourier yang tidak teratur seringkali menyebabkan bandwidth sulit untuk dievaluasi.

Sehingga lebih dipilih dari spektra yang diperhalus (smoothed spektrum ).

c. Frekuensi Sentral (Central Frequency)

Fungsi densitas spektral daya dapat dipakai untuk mengestimasi sifat statistik dari

getaran tanah. Definisi momen spektral ke-n dari getaran tanah, yaitu:

A-n = r (J)nG((J))d(J) (2.53)

maka frekuensi sentral dinyatakan oleh

(2.54)

- :ekuensi sentral adalah ukuran frekuensi dimana densitas/kepadatan spektral daya

onsentrasi. ---

".2.3 Rasio Vmdamax

Puncak kecepatan dan puncak percepatan biasanya berkaitan dengan getaran dari

· agai frekuensi, maka rasio vmaxlamax seharusnya juga terkait dengan kandungan frekuensi

-: getaran tersebut. Untuk getaran harmonik sederhana dengan periode T, sebagai contoh,

amax = T/21t. Untuk getaran gempabumi yang mengandung banyak frekuensi , kuantitas

- ·-damax) dapat diinterpretasikan sebagai periode vibrasi dari gelombang harmonik

-· alen yang memberikan indikasi peri ode getaran gempabumi mana yang paling

~~-~an. Seed dan Idris (1982) mengusulkan nilai rata-rata yang representatif untuk

· _ · kondisi site yang berjarak dari sumber kurang dari 50 km.

39

Kondisi Site Vmdamax

Batuan 55 cm/sec/g = 0.056 sec

Batuan Stiffs (<200 kaki) 110 cm/sec/g = 0.112 sec

Batuan Stiffs Soil(>200 kaki) 135 cm/sec/g = 0.138 sec

.. . Tabel2.3 Nilm rata-rata yang representat1funtuk berbag1 kondiSI s1te yang beiJarak dar1 sumber < 50 km

2.5.3 Durasi

Durasi dari getaran tanah kuat dapat memiliki pengaruh kuat terhadap kerusakan

··bat gempabumi. Banyak proses fisis sangat sensitif terhadap beban atau tekanan balik

. ang terjadi selama terjadinya gempabumi. Misalnya penurunan tingkat kekakuan (stiffness)

J.3.I1 kekuatan beberapa tipe struktur dan peningkatan tekanan air pori dari jenis tanah pasir

~ uh (saturated), dan lepas (loose). Durasi yang pendek mungkin tidak menghasilkan beban

· · yang cukup untuk menghasilkan respon kerusakan pada ban~an, meski amplitudonya ---- ::ogi. Dengan kata lain, sebuah getaran dengan amplitudo menengah namun berdurasi

· ang dapat menghasilkan be ban balik (load reversals) yang bisa menyebabkan kerusakan

Durasi dari getaran tanah yang kuat berhubungan dengan waktu yang dibutuhkan

· melepaskan akumulasi energi regangan (strain) oleh runtuhan (rupture) sepanjang

. Jika panjang atau luasan runtuhan sesar meningkat, maka waktu yang dibutuhkan pun

_....,..,..,bah. Sebagai akibatnya, durasi getaran kuat meningkat dengan bertambahnya

· rudo gempabumi. Hubungan ini didukung dengan bukti empiris selama beberapa tahun

·emajuan dalam pemodelan mekanisme sumber gempa, yang memberikan rumus

...... - dan definisi durasi seharusnya her banding lurus akar pengkat tiga mom en seismik.

ebuah akselerogram gempa umumnya merekam semua percepatan dari waktu

gempabumi dimulai hingga getaran kembali ke tingkat derau lingkungan

40

ackground noise). Untuk tujuan rekayasa gempa, hanya bagian getaran kuat saja dari

elerogram yang diamati. Berbagai pendekatan untuk mengevaluasi durasi getaran tanah

ruat akselerogram. Durasi bracketed didefinisikan sebagai waktu antara kejadian pertama

Jan terakhir (first and last exceedances) dari akselerasi ambang (threshold acceleration),

_:ang umumnya bernilai 0.05g).

Definisi lain dari durasi (Trifunac dan Brady, 1975) adalah berdasarkan waktu

interval antara titik 5% dan 95% energi total yang terekam. Pendekatan lain memanfaatkan

;Jeri ode sudut (corner period), laju perubahan percepatan kumulatif rms, serta konsep

densitas spektral. Yang paling umum dipakai dalam bidang rekayasa gempa adalah durasi

racketed karena sifatnya yang secara implisit merefleksikan kekuatan goncangan.

Durasi getaran kuat diamati dengan menginterpretasikan akselerogram dari berbagai

=empabumi dan beragam magnitudo. Menggunakan percepatan ambang 0.05g, Chang dan

Krinitszky mengestimasi durasi bracketed bagi situs tanah (soil) dan batuan (rock) dengan

·arak espisentral dekat (kurang dartio km), seperti pada Tabel2.4.

Durasi ( detik) Magnitudo

Site Batuan (Rock Sites) Site Tanah (Soil Sites)

5.0 4 8

5.5 6 12

6.0 8 16

6.5 11 23

7.0 16 32

7.5 22 45

8.0 31 62

8.5 43 86 I

Tabel 2.4 Durasi bracketed utk tanah (soil) dan batuan (rock) dengan jarak espisentral dekat ( < I 0 k:m),

41

2.5.4 Parameter Getaran Tanah Yang Lain

Sebuah parameter tunggal yang melingkupi pengaruh amplituda dan kandungan

frekuensi dari rekaman getaran gempa kuat adalah percepatan rms (root mean squared, akar

pangkat dua rata-rata), yang didefinisikan sebagai:

(2.55)

Dengan Td adalah durasi getaran kuat, dan A.o adalah intensitas rata-rata (atau rata-rata

epatan pangkat dua).

Karena integrasi di persamaan tersebut sedikit dipengaruhi percepatan yang besar dan

- ekuensi tinggi (dan hanya terjadi pada periode singkat) dan karena dipengaruhi oleh

...:rasi getaran, maka percepatan rms bisa sangat berguna bagi kepentingan rekayasa.

-ilainya, sangat sensitif terhadap metode yang memanfaatkan durasi getaran kuat.

Parameter lain yang sangat berkaitan dengan percepatan -~s adalah intensitas Arias,

~ ang didefmisikan sebagai:

(2.56)

Intensitas Arias memiliki satuan kecepatan dan umumnya dinyatakan dalam meter per

Dan nilainya tidak tergantung metode yang menggunakan definisi getaran kuat karena

ses integrasi sepanjang durasi gempa, bukan durasi getaran tanah kuat saja.

The Applied Technology Council pada 1978 mendefinisikan dua faktor yang

pakan standar normalisasi spektra respons. Percepatan puncak efektif (effective peak

~leration, EPA) adalah rata-rata spektral percepatan sepanjang periode 0.1 detik hingga

- etik dibagi 2.5 (amplifikasi standar untuk spectrum redaman 5%). Sedangkan kecepatan

ak efektif (effective peak velocity, EPV) didefmisikan sebagai kecepatan spektral rata-

~ ada periode 1 detik dibagi 2.5. Proses perata-rataan spektral percepatan dan kecepatan

42

sepanjang periode tertentu meminimalisir pengaruh spikes lokal dalam spektrum respons.

EPA dan EPV telah dipakai dalam spesifikasi spektrum respons bangunan yang diperhalus

(smoothed design response spektrum) sebagai koefisien bangunan (building codes).

---

43

;

BABIII

TUJUAN DAN MANFAAT

3.1 Tujuan

Tujuan dari penelitian "ACCELEROGRAPH BMKG DALAM PENENTUAN

PETA INTENSITAS GEMPA KUAT" adalah:

1. Memverifikasi hasil perhitungan percepatan puncak tanah I Peak Ground Acceleration

(PGA) secara empiris dengan perhitungan PGA secara kalibrasi, sehingga mendapatkan

faktor konversi yang lebih akurat.

2. Memverifikasi peta isoseismal hasil perhitungan PGA secara empiris dengan perhitungan

secara kalibrasi.

3. Mendapatkan besaran intensitas yang lebih akurat.

---

Manfaat

Ada beberapa manfaat yang diperoleh dari penelitian ini adalah:

1. Dapat menghasilkan nilai PGA yang lebih baik.

Mendapatkan peta isoseismal yang lebih akurat, sehingga dapat mengetahui sebaran

getaran gempabumi kuat yang terjadi di lokasi penelitian.

~ Faktor konversi dari hasil kalibrasi dapat dijadikan sebagai acuan untuk perhitungan PGA

maupun intensitas dari sumber gempabumi yang lain.

- Sebagai bahan pertimbangan awal penentuan model empiris fungsi atenuasi .

44

BAB IV

METODOLOGI

.1 Metode Perhitungan Empiris

Metoda ini merupakan metoda perhitungan dengan menggunakan rumus baku yang

"'lah ada, yakni :

CF = [ Vpp ] ................................. ( 4.1) Re solusi x Sensitivitas

Dimana:

= Conversion Factor

= Voltage peak to peak (volt)

lusi = 2::

---itivitas = Sensitivitas dari akselerometer (volt/g)

PGA = A maxx CF ................................. (4.2)

= Percepatan puncak muka tanah

= Amplitudo maksimum

Faktor Konversi (CF) merupakan suatu konstanta yang dapat digunakan sebagai

untuk menentukan nilai dari satu counts satu amplitudo gelombang gempabumi. Nilai

· dapat diperoleh dari spesifikasi sensor yang digunakan , seperti V PP , resolusi maupun

· vitas. V PP merupakan daya output dari sensor yang berfungsi sebagai input dari

er. V PP berguna untuk menghindari terjadinya amplitudo maksimum yang tidak

45

. ;

terbaca saat terjadinya gempabumi. V PP tiap sensor berbeda-beda, sehingga dapat

menentukan nilai V PP perlu melihat spesifikasi teknis sensor yang digunakan. Untuk resolusi

juga berbeda-beda, tergantung tipe sensornya. Begitu pula dengan sensitivitas memiliki nilai

yang berbeda tergantung dari tipe sensomya.

Dalam penellitian ini, ada dua tipe sensor yang digunakan, yakni akselerometer TSA-

OOS dan BBAS-2. Untuk TSA-1008, nilai dari masing-masing variabel sebagai berikut:

- Vpp =40 V

- Resolusi = 224 bytes

- Sensitivitas = 5 V/g

hingga, untuk tipe sensor TSA-1 OOS nilai Cfnya sebagai berikut:

CF= 40V 224 xO 51

' CF = 4,79x10-7 g

g, untuk tipe akselerometer BBAS-2, nilai variabelnya sebagai -berikut:

- V PP =16V

Resolusi = 224 bytes

Sensitivitas = 2,5 V/g

....... UA5.ga, untuk tipe sensor BBAS nilai Cfnya sebagai berikut:

CF= 16V 224 x1

CF = 3,82x 10-7 g

Dalam menentukan nilai PGA perlu diketahui nilai A max dari sinyal untuk tiap

.as;::;m. Untuk menentukan A max perlu bantuan software aplikasi yakni software Atlas

menampilkan sinyal digital dari masing-masing sensor yang merekam gempabumi.

46

;

~ ..... .,...,. .... .,...A2111 rl'r! 1!!1 '\T.

• ~~ y

-'\ T •• y '\ T ·~rv--.1 1.~ .I ~I .I 17~1 .I .. ~, .I - .I

_, I 21•1 I ... ,

I• ......J...cr ~ ~~-,_.,.....,~

I• IIIIU8.UCN ...J .,,~ .......... ,._..,_ I• -..a.ucz -I .. , .. ~ ....... ~ -I• laAPSLACE ~ ..... -._ .. ~ I• llllAPSI.ACH .., I• IIIUPSlACl u4 I• ~ ' ::; 9M.Jl8SLACE

I• ~ ~

--...eN ·~ I• IMB8SI.ACZ ~

... ;:;;;:

I• IIM.IIIISlACE 4 .............. I• ~CN ~ ::;

...:

:• -suez -3 c•~ ...:

i• IIIUII..l.ACE l -

~·· ....

IIIUII..I.ACN -j -·~

t• IIIUII.JIACZ -.:J ~· -IIIUII.SUCE ~'"1 •ll•ll•h ·~ . -~ ............ -,. . ...:

IIIUII.SUCN .M1 ••tttn '•••"'iiY"•..,.. ., 1t , -~ IIIUII.SUCZ ~

~ .,.. ....:: .....,.JI.ACE ""3 -.....,..I.ACN

-J It' I ...,...,..._, I I:J • q .... . -..

I...SVJIACZ ... _ ... .

Gambar 4.1 Tampilan sinyal digital dengan software Atlas ---

Selanjutnya dari software Atlas dikonversi format datanya agar bisa dibca oleh

-are aplikasi Dadisp untuk menentukan nilai A max. Langkah-langkah pengoperasian

;are aplikasi Atlas dan Dadisp sebagai berikut :

- ftware Aplikasi ATLAS

Buka program atlas, akan tampil seperti gambar berikut :

47

·- -- l!il

• Klik: kanan data sources

• Klik browse

• Klikdb

• Buat nama file baru dengan format DDMMYY.hh.mm.ss

• Klik Open

---

File Name: 1------------------------~

Browse

uok.lll: 1Cl,llllll2otl

Cl270601.14.15.40

a o1o6out.42.31

a 010601.10.33.34

a 010601.15.3L3t

a 818601.15.5!.41

a 0106oa.22.5s.4o

a 020601.01.44.35

a 021601.1'-47.18

a o3o6oa.oL03.27

a 031601.02.26.01

a 03060110154t

a 030601173131

Cancel

a 030601175514

a 030601112554

a 030601210351

a 030601220431

a 030601224t57

a 030601234331

Flit 1'!-o: lo10608. 12.15.45 I Flits ofD'o: LIAII"'-'-FI-'-_• _____________ __,• I

1~1 Cillctl I

48

,

• Pilih salah satu stasiun untuk membuka form pengisian waktu kejadian gempa yang

akan di ambil

• lsi form waktu kejadian sesuai dengan tampilan. Untuk menit di isi waktu yang telah

dikurangi satu menit, hal ini dilakukan agar didapat tampilan sinyal amplitude

maksimum

• Klik Ok

( .....] Catalogs r ._J Filters

c;> Data Sources

cp ~~·~ localhost Ci> , AcciOS _06

-#- AAI.ACE

# AAI.ACN

1'1A· AAI.ACZ -rtA- BBKI.ACE

# BBKI.ACN

# BBKI.ACZ

#· BBSI.ACE # BBSI.ACI\j

o\ ililable data: 2008-05-24 10:36:41 to 2008-07-01 03:37:30

Surt time: Date: ~Yr l6 lm ll ld Time: 112 lh 113 lm 143 Is

uration: lsi II minutes ... ,

~ ~

Klik setiap komponen untuk setiap stasiun yang mencatat sinyal gempa. Langkah ini

dilakukan untuk melihat tampilan sinyal

49

"""-" "' """" "' "'-"'' "' """"' lfi" IIUJrli 'lf lllUOJ . ... :ua

"' """' # IISU£:11

"' """' . IISI.A£t 't llSUDI

+ •sua . .. , ... ,£ . ..... ,11 .j> Mua

• ••:ua . .. IJDI

"' '"~"' "' "'"' + C~J.ACH

"' "'"" .j> DIIXE

"' "'-"'' "' "''-"' + DIF.ACI + DtF..AOI .j< llii'.KZ • D<RlAC£

"' """"'' .j> DSW<Z .j> JCJ,.IlE "' JC~"'' • )C~ACZ + <UXE +- t~l

"' "'"' "' '""'><£ + tJtWLAOJ "'+- uti.ILACZ ,t. u:ua

• Analisa selanjutnya menggunakan software Dadisp yang terlebih dahulu harus

menghapus header yang ada di dalam file data di luar fOlder Ascii dari tiap event

gempa.

50

Trlt.U : /t;laea/4.1J<:JJ(~n""'llt~II/2008/IJ./J.II.I/ACC".t>/tOJitPYtiAT~Jrr/YA.\I ACC".OOI-Stlll.oc<:bnl U.l J.C! -

Jfec.llork U11 IUI"G •Jt• "-: .u.t

C-J>tl .u.t>on: TrlllU•• •nd TtJAlOOS sen.or TVJ>~: TSJ.JOOS Dolltoll ro-r-e: x

L•tJt.Ud•l -3,700000 Lonqttudel 121!.08"1291! llevatJon: 100.000000

b•pt.hl 0.000000 A.U~hl 1>0.000000

tiJp: o.oooooa ~MlUY:ltV< Z"04000.000000 ••~ rr~.,., 1.000000

sr .... Urut.•• PI/S••z Cl!lHb Uriltlll VQl.TB

~~· lll:"'te: .50.000000 llax Clock trrJttr 0.000100

Ct..nl><ll r1-~1 Vpd•t.• r1•g: U

St.•n 1/al\d TJ-: UI?O-Ol.-01 00 <00<00.0001) End Valid T1-• 1970-01-0l=OO:OOII:XJ.OOOO R••pen•• r11s: 1.-/u...ri_..._,_TSAlCJEMI_IC.t••

St.eol:"t. TJ-1 200IS-o6-03_Uf:24<54.DOQO r:IM:I TJ~~~e: 2ooo-oe-o:J 1e:ao:.53.9eoo

Nl.lii!Cer o:r StwnPle11: uooo -&C Off-t.l - 46530

n..,. .U..,Iltud•"' -46509 n~n Mplttu6=: -46!1!12

ro-r-t: YI'ILC ror-e V•r•Jc.n• 5.0

-4-!128, -46.53!1, -46!130, -46.529. - 4:6.533, - 46.530, -465311, -46.529, -<16531, -41S:JZ,

==~!!!· -4&$29, - •.cC1'1

-46.530, -46.532, - 46.5:31, -465211, -46$29, -46520,

- ~ oftware Aplikasi DADISP

-46!129, -46.533, - 46.53"3, -411536, -46!1:JO, - 46531, - ••c-a-t

- 4cl!ll1, -46.528, - 46.5:6, -411529, -41527,

: !!!~~-

---~.· ....

Analisa Data Accelerograph (format ASCII) menggunakan Software DADISP untuk

dapatkan harga percepatan maksimum tiap komponen sensor dengan picking amplitudo

Data gempa yang akan dianalisa dibuat dalam satu folder, lalu diolah dalam program

: sp, dengan langkah langkah sebagai berikut:

3 uka software Dadisp.

51

;

--- ----- -----W 1:

Atur agar tersedia 9 jendela data (data window), 3 untuk data mentah, serta 3 untuk basil

rata-rata /perataannya, dan 3 untuk spek.rum.

- Agar memudahkan dalam menganalisa, hapus dataset yang ada, dengan memilih edit --.

delete --. dataset, pilih data yang tidak diperlukan, lalu hapus. __ _

Mengimpor data yang akan dianalisa.

,.. __ ....,.o.-._ -c•liil •~ 1 ~ • • -'-··

--j ::.-:;:· - - ft!l}t}!#-1

-------~~----~~-~~~~~-===~~ -MOl.. .. --. ""-'··· --

I

I

f\OIMI•-•-Ntol ..... •-

_ iaka akan muncul window :

52

;

·--~ C:\OOCI.I'ner'U and S-\TRAINING\0-\Pakl N,........\O ... ASCI_~B0414_E

Header Parameters

Dateaet Name:

.t31aon• Verticn Nunber.

sene. Namr.

0--~==:J Time Acquired

~AIES_t ~ ~--- --v, s-A- v-u-Jso•"'"' ) ~- v

Save Mode

O Dverwrite

Q Appond

0 Concel

- Tampilkan raw data (dalam satuan counts) dalam 3 jendela bagian kiri, yang teratas untuk

komponen E-W, tengah untuk komponen N-S, dan yang terbawah buat komponen

vertikal. Perata-rataan (menggunakan runms rata-rata) pada 3 jendela di sebelah kanan

bertujuan untuk mendapatkan nilai tengah dari data mentah, yaitu. Namun, jika belum

diperoleh, maka dilakuk:an dengan cara manual (pengurangan atau penambahan biasa).

Setelah menunjuk ke angka 0, maka lakuk:an picking nilai amplitudo maksimum dan

---minimum.

_fasukkan faktor konversi ke dalam window 2, 5, dan 8. Nilai counts yang ada pada

;>icking amplitudo maksimum adalah nilai yang kemudian dikalikan dengan faktor

· onversi (conversion factor) yang didapat dari perhitungan empiris yang kemudian akan

~. dapat nilai PGA.

53

;

MemasukGn Koefisien Faktor di masing - masing window yang ada di tengab

8'!M'-I

I =-_j

---- ---------'=icii:::iiiiiiiiiiii:iiiiiiiiii.•llliii~~==iii•iiiiiiiiiiiiiiiiiiiiiiiiiiiiiiiiiiii• ~. , ..... _ ... 1

: 0 ~ Bir lllllill .... --Wt Reec - , Pilv)--toq;th- bolm~klljain\50010301.!f£.Y".LONG)

""' -l\lli1llll --1~- --'&¢. ·W4'6-hHfflltN AIIFN ...... ....... :!§:-+~ ~~~~ .,...,._ ill:----·---~, • • ,Ill

I :1.- 4111 1010 11100

,_ ,_

·-" .. ;..

I I I I I I

10011lii031*1'411D1500DND01011tto001D

.. -,_

ma=UJga!s

·l·

I I I I I I I

t0002100:mi&(IIII-IIOIIU7DIII ...

54

..,,.,., I t I I I I I I I I

I 11.0511.1 O.t5 11.2 D.l5 !1'.3 U5 U IU5 1.5 . ....

"'1 ..,_ '"' ::,: --~~· ·~·1*·~~-----.f.OIS, I I t I I

1 o.os u us lliJS OJ DIU u' u

8. Masukkan nilai yang di dapat tadi dalam tabel yang dibuat dengan sotfware Excel dan

disimpan dalam folder yang telah ditentukan, dengan mengikutserta.kan parameter

gempanya.

• ~ • A. " •• • .. .

M1!5

A Ei

Gempa Uenolrwtrt. 2:2 ~nuert lilt Pw.-ult7 2t- tl UTC Lot• 814 LS. l.o<\§ • 133.t2 Br, !log • U SR Dop!ll•1t •m. 141 ''"IlL !lon_ori,R!AN IIARAr

Metode Perhitungan Kalibrasi

Metode ini dilakukan dengan cara mengkalibrasi sensor accelerometer. Teknik

brasi ini sebenarnya menggunakan metode uji Tilt (Tilt Test);-ya.kni memanfaatkan bumi

~ai benda standar. Cara ini cukup sederhana, namun cukup efektif dalam menentukan

- ± 1 g dan -2 g dari tiap-tiap sensor. Pada komponen horizontal nilai Amax saat

ringkan 90 derajat setara dengan ± 1 g sedangkan komponen vertikal nilai Amax saat

:ingkan 180 derajat setara dengan -2 g. Tiap-tiap sensor dengan tipe yang berbeda akan

-=apat. baru dihitung nilai PGA dengan persamaan :

= AmaxxCF

Amax diperoleh dengan bantuan software aplikasi Atlas dan Dadisp.

-~ ...... -langkah dalam melakukan kalibrasi untuk semua tipe sensor sebagai berikut :

Miringkan akselerometer 90 derajat ke arah timur dari posisi awal selama 10 detik

lalu kembalikan ke posisi semula

55

2. Miringkan akselerometer 90 derajat ke arah barat dari posisi awal selama 10 detik

lalu kembalikan ke posisi semula.

3. Miringkan akselerometer 90 derajat ke arah utara dari posisi awal selama 10 detik


56

4. Miringkan akselerometer 90 derajat ke arab selatan dari posisi awal selama 10 detik


5. Putar akselerometer 180 derajat ke arab timur dari posisi awal selama 10 detik lalu

kembalikan ke posisi semula.

Putar akselerometer 180 derajat ke arab barat dari posisi awal selama 10 detik lalu


57

;

7. Putar akselerometer 180 derajat ke arah utara dari posisi awal selama 10 detik lalu


Putar akselerometer 180 derajat ke arah selatan dari posisi awal selama 10 detik lalu


58

;

9. Mencatat waktu saat memulai pembalikkan hingga akhir proses kalibrasi tersebut.,

yang akan dipakai untuk mengambil data dari digitizer (via kabel LAN).

1 0. Setelah melakukan kalibrasi, maka data dapat langsung diambil dengan memanfatkan

kabel LAN dan menghubungkannya langsung ke digitizer untuk selanjutnya dianalisa.

---11. Sinyal yang diperoleh berbentuk kotak (square wave), dengan puncak atasnya

menunjukkan nilai + 1 g dan puncak bawahnya adalah -1 g. Sedang, untuk komponen

vertikal, puncak bawahnya menunjuk nilai -2 g. Terlebih dahulu sebelum dianalisa,

sinyal kalibrasi harus dicentering agar sinyal tepat diangka nol.

--1"60"7.0 ct-•VkH"I'tMU • ..OCKIIC

"""'-'"' -0 • I I+ f ~ A

0 .

0 ~-:s-= ........ ., .,

' ~ ., ·-""'"'-'"'

Gambar 4.2 Sinyal kalibrasi manual

59

12. Nilai counts yang ada pada picking maksimum dan minimum ini dikomparasi dengan

nilai + 1 g dan -1 g untuk komponen H dan -2 g untuk komponen vertikal. Dan hasil

inilah yang dijadikan sebagai nilai faktor konversi (CF) untuk menentukan nilai PGA ;

dari hasil kalibrasi manual.

1500---

::; . n.. . ~ .. ~~ · :; . n~ .~ ~ ~ ~~~-

·3!t0061 I I I I I I I I I I I I I I I -3~ - •• ,,,,,, ,,,,,, , ·1500 -, I I I 1 I I I I I I I I I I I

0 20 40 60 60 100 120 140 10 30 50 70 90 110 130 150 0 20 40 60 80 100 120 140

.: ::~ rt:h : -2036e~ U 11 .

•Jf1'006 1 I I I I I I I I I I I I I I I •l!t006- I I I I I I I I I I I I I I I

f1l WI: iW4'U7t-f7rMI

1500-

·1500 , I I I I I I I I I I I I I I I

0 20 40 60 80 100 120 140 20 40 60 80 100 120 140 160 0 20 40 60 80 100 120 140

W7:A.IICII)CU!IIIIISJ

1e.ootl ·

o[LflJlf -2e1{H)6 1

-4e.ootl--3.99eo06

-5!1'()061 I I I I I I I I I I I I I I I I I I I I I ·2500-1"':;.-t I - I I I I I I I I I I I I I

0 20 40 60 80 100 120 140 91) 100 110 120 130 140 "O"" ... 20 40 60 eo 100 120 140

Gambar 4.3 Sinyal kalibrasi yang sudah dianalisa

Metode Pembuatan Peta Isoseismal

Peta isoseismal diperoleh dari perhitungan nilai PGA hasil perhitungan nilai empiris

~II[.'ltm hasil perhitungan kalibrasi. Dengan bantuan software aplikasi surfer dapat dibuat

. lenyiapkan data dalam bentuk XYZ data, dimana X dan Y adalah koordinat dari data

sedangkan Z data berisi nilai XY yang akan diplot.

Buka program Surfer version' x.

60

3. Gridding data dengan cara klik Grid ~ Data

=

Data ... Variogram • Fl.l1d:ion •••

Math ... Cslculus ...

Filter ... Spline Smooth ... Blank •.. Convert .. . Extract .. . Transform ... Mosaic ...

Volume ... Ske ... Residuals ...

4. Kemudian akan muncul message box seperti gambar dibawah ini :

look in: I DRN_proj

~boder mentawai.bln j~coba_lZsta.xls :til digit .bin 1~empiris.xls ~~ empiris _ssta. xis ::! tempiris_lZsta.xls

File name: Jempiris_12sta.xls

Files of type: I AR Recognized Types

~eplc.xls ~ l<alibr asil. xis l@jpadang_Kalhasi.xls

~ tabel_data_ynag_diperU<an.xls

Open

Cancel

: . Surfer meminta file yang akan dibuka. Arahkan cursor pada file yang akan

dibuka,kemudian klik Open .

. Di layar window akan muncul message box seperti gambar di bawah ini :

61

;

Data Columns (13 data points)

X: I Column E: lon 3 Filter Data ...

Y: I Column F: lat 3 ViewData

Z: ICokJmnD: alat 3 Statistics

Gridding Method

I Kriging 3 Advanced Options ... ~

Output Grid File

j E:\DRN_proj~is_12sta.g~

Grid Line Geometry Mininum

X Direction: Js6.404

Y Direction: J-5.368

7. Setting message box seperti ini :

Maximum J100.136

J4. 267000001

- Kolom X menunjukkan longitude

- Kolom Y menunjukkan latitude

Spacing 1 o.0983030303

J0.09831632654

---

DK

Cancel

f'i' Grid Report

Cross V aidate .. ·I

12:

# ol Lines J100 :B J99 :B

- Kolom Z menunjukkan nilai parameter yang akan dijadikan acuan untuk

kontur

- Untuk setting lainnya disesuaikan dengan kebutuhan atau kondisi

lapangan

. Jika sudah merasa benar, kemudian klik OK .

. Jika proses berhasil dan sudah selesai, maka akan muncul tampilan seperti berikut :

62

Grid fie E:\DRN_proj\empiris_12sta_2.grd has been created.

OK

10. Kemudian klik OK.

11. Klik icon rtsl pada layar window, yang berarti memerintahkan program untuk

membuat kontur berdasarkan data yang sudah dimasukkan.

12. Kemudian akan muncul message box seperti gambar di bawah ini :

0y:w :;.~tEl

~----~======~ Look in: I DRN_proj 3 boder mentawai empiris.grd Elfll)iris. grd empiris _Ssta. grd empiris_Ssta_fvM.grd

ernpiris _12sta.gd

empiris_12sta_2.grd

File name: l!hlll§dr..t\d'a I

empiris_t2sta_fiflfi.grd kalbrasil.grd kalibrasil_fvflfi.grd ---out.grd

Files of type: jAI R~zed Types

3. Pilih file yang sudah kita grid kemudian klik Open .

Open

Cancel

Grid Info » J

. Secara otomatis akan muncul tampilan kontur di layar window, misalnya :

63

15. Jik:a ingin memberi wama, memberi label, dan untuk setting lainnya caranya dengan

meng-klik kanan di kontur. Kemudian di layar window akan muncul message box

seperti gambar di bawah, kemudian klik Properties

Cut

Copy

Delete

ObjectiD •••

Zoom Selected

Order Objects 1>

Order Overlay • Rotate ...

Free Rotate Transform ...

Scale Bar ...

DigitiZe o··ear Ap ::l I' ~ri, y

Edit Contour Labels •••

Properties

6. Kemudian akan muncul tampilan seperti di bawah ini :

64

---

;

Gene~at ! Levels I Vrew I Scale I Limits I Background I Input Grid File

IE:\DRN_p!oj\empiris_12sta_2.grd

Filed Contours

~ Fil Contours

~ Color Scale

Fault Line PlopertiM:

---·1

Smoothing-

~ Smooth Contours

Amount I Hil,;l iJ

Blanked Regions ~

Fit. None -!I Line: lnvisille 1,

OK Cancel I I Apply

Gene~al Levels I Vrew I Scale j Limits I Background I Add

No ·20 No Delete 0 No 20 No load ... 40 No 60 No 80 No

Save ...

100 No 120 No 140 No 160 No .,., "· "· ~I ---

OK C¥tcel

17. Setting sesuai dengan keperluan, jika dirasa sudah cukup klik Apply ~ OK.

18. Surfer akan secara otomatis memproses input yang kita masukkan. Contoh hasil

gambar yang dihasilkan :

65

I

. ...

·I

....

19. Jika ingin menampilkan peta caranya, klik Map ~ Base Map.

6:i .J!Jt 1._1 - I' l· !'I] .,6 File Edit View Draw Arrange Grid Window.-_Help

Cl5riilrm!~

'1{0~<!\e.~

~ § Color Scale ~ Map ~f++l Right Axis ~f++l Left Axis ~f++l Top Axis ltJf++l Bottom Axis ~t~~ r<:OiiCiifii ~:-··--··-···;

~ T 41 PostMap

Image Map ...

Shaded Relief Map ••.

Vector Map

Wireframe .•.

Surface ...

~1 t1ze

a llaps

_0. Kemudian akan muncul message box yang meminta dimana file peta disimpan.

66

;

lulp!.JI l Fll: (~1£11 Look in: I D Indo ~ ¢:o(!JL}·fiill·

~~ indo.shp ~ PROPLINE.SHP I ~ INDONE"'l.SHP ~ sulawesi.shp ~ Indonesia.shp ·· Mil,ffibMI

'~ jawa.shp

I

~ kalimantan.shp :~ PROPINOO.SHP

Fae name: I sumatera.shp I Open I Fae.s of type: jAR Recognized Types iJ Cancel I

Help I

21. Kemudian klik Open.

22. Kemudian di layar window akan muncul peta yang kita inginkan.

2.3. Untuk menyatukan peta dengan kontur perlu dilakukan suatu langkah yang disebut

dengan overlay, yang dilakukan dengan cara sebagai berikut:

- klik di gambar kontur, kemudian tekan dan tahan shift di keyboard dan

67

klik di gambar peta.

- klik Map 7 Overlay Map.

G j!Jti!!t - fj.Jl!il 'l]

: ..h Fie Edt V".ew Or- ArrtrqJ Grid

D 3r.llm!a .J(, IQI!I I<')

~ ~ ~ ·~ ~ 4\ C> T 4f

~ ........ R;,jt Axis ~ ........ Left Axis ~,....... Top Axis ~ ........ Bottom Axis

~C4~ :lj Color Scale

~ ........ R;,jt Axis ~,....... Left Axis ~,....... Top Axis

Wndow Help

Contolr Map •

Base Map ...

Post Map

JrnaoeMap ...

Shaded Relet Map ...

VectaMap • Wlreframe ... Suface ...

24. Secara otomatis peta dan kontur akan menyatu, seperti yang ditunjukkan pada

gambar berikut :

---

· . Pada gambar di atas tampak bahwa kontur ada di bagian dalam peta, jika kita ingin

agar kontur dan peta sesuai panjang dan lebarnya dapat dilakukan dengan cara

sebelum proses overlay harus diketahui panjang dan Iebar dari . .

masmg - masmg

68

. ;

objek. Kemudian kita harus mengubah parameter dari objek yang lebih luas. Dalam

kasus ini kita harus mengubah parameter objek peta agar luasnya sama dengan kontur.

26. Klik kanan pada gambar peta, kemudian akan muncul message box dan pilih

Properties.

Cut Copy

Delete

Object 10 ... Zoom Selected Order Objects ~

Order Overlay ~

Rotate •••

Free Rotate Transform ..•

Scale Bar ... Digitize Br -=:.~K A1 ar ~ •ve•lay

Properties

---27. Kemudian akan muncul message box lagi, dan klik Limits.

Base Map I View I Scale Lim~s J Background I

limits ---

xMin: 196.404 .----=-1

xMax: j106.136

yMin: 1·5.368 yMax: j4.267000001

r Use Data Li~s

OK Cancel I--··-··-··-························! L .. _, .. AP.P..~ ......... ...J

_8. Sesuaikan batasan nilai minimum dan maksimum untuk x dan y sesuai dengan

batasan di kontur. Jika sudah selesai klik Apply 7 OK.

69

I

29. Secara otomatis batas koordinat untuk peta akan berubah.

30. Kemudian kita lakukan lagi langkah overlay seperti pada point 24-25. Hasilnya bisa

ditampilkan seperti berikut :

4

2

0

-2

98 100 102 104 HE

_ . Apabila kita hanya ingin menampilkan kontur yang di darat saja bisa dilakukan

dengan cara men-digitasi tiap polygon yang ada, misalnya untuk kasus di atas berarti

kita harus mendigitasi tiap - tiap pulau yang ada.

70

32. Proses digitasi ini bisa dilakukan dengan cara klik Map~ Digitize.

D ~ ,.. rmhe J(, IQ m .n

: 'fr ~~~e_~ ~ 4~· T. : El ~ Map · •

ttl ~++~ Rk;jt Axis ttl~++~ Left Axis ttl ~++~ Top Axis ttl ~++~ Bottom Axis

ltlrd Classed Post ~D Rectanole

B ~O ttJCIG;3 ~- Rif;tt Axis ttl~++~ Left Axis

., Window Help

Contour Map • Base Map ...

PostMap •

ImageMap... ~ Shaded Relef Map •.•

VectorMap • Wireframe ...

SUrface .. . Scale Bar .. .

Tr.mball

Break Apart Overlay

33. Akan muncul tampilan seperti berikut di window:

:J !11~1 LiJ!u File Edit

98.61 03650637. -1.24350279245 98.61 03650637. -1.15398495194 98.6552051947. -1.08684657155 98.6327851292. -8.974950424893 98.7224653912. -8.997329885023

I

34. Nilai diatas adalah nilai digitasi yang kita lakukan. Jika sudah selesai klik File~

Save.

35. Simpan file dalam ekstensi *.bln.

71

. I

Filename: .1 ~-:!l::t!

Save as type: I BCU'Idary Filet r.l::t!)

36. Buka file hasil digitasi di notepad.

23,1 98.7897244317, -0.952570964763 98.8345645627, -0.885432584374 98.9018247593, -0.930191504633 98.9018247593, -0.952570964763 98.9690849558, -1.08684657155 99.0363451523, -1.17636441207 99.0587640618, -1.33301947898 99.1260242583, -1.46729623976 99.1708643893, -1.55681292628 99.2157045204, -1.62395130667 99.2381245859, -1.71346914719 99.1036041928, -1.73584860732 99.0363451523, -1.75822806745 98.9242448248, -1.71346914719 98.8345645627, -1.62395130667 98.8345645627, -1.55681292628 98.7224653912, -1.44491677963 98.6327851292, -1.33301947898 98.6103650637, -1.24350279245 98.6103650637, -1.15398495194 98.6552051947, -1.08684657155 98.6327851292, -0.974950424893

Save

Cancel

37. Pada baris pertama ubah angka 1 menjadi 0. Kemudian simpan lagi dalam ekstensi

*.bin

38. Jika sudah disimpan, kemudian klik Grid ? Blank.

72

. ,

• Map Window Help

Data ••• D ~riil~ii Jl, ~~ - -

1! ~ <i\ ®. E\ ~ C) •9• • Variogram ~

··0 Map 0 1++-4 Ril;# Axis -0 1++-4 Left Axis -0 1++-4 Top Axis -0 H-H 'Bottom Axis -0!Y1 Classed Post

-00 Rectangle

6--00111 ;---0C1~ : --- 0 1++-4 Right Axis L .. e f++-4 Left Axis ,. ---0 1++-4 Top Axis ' ---0 1++-4 Bottom Axis

0(§t Contours

Function ... Math ... Calculus ...

Filter ... Spline Smooth ... Blank ... Convert •.. Extract ...

Transform ... Mosaic ...

Volt.me ... Slice ... Residuals ••.

Grid Node Editor ...

39. Kemudian akan muncul message box seperti ini:

0 JJ:IH 1Jr1 i.J

Look in: I DRN_proj

File name: lempiris_12sta.grd

empiris_lZsta_MMI.grd kalibrasi l.grd

,Z kalibrasil _MMI.grd ,Zout.grd

Files of type: !All Recognized Types

Open

Cancel

Grid Info » I

40. Arahkan kursor ke hasil dari gridding kita yang awal. Kemudian klik Open. Dan akan

muncul tampilan seperti berikut.

73

I

DRN_proj

. boder mentawai.bln

. agit.bln

U---c:~__.

File name: jdigit_2.bln

Files o1 type: /Boundary Fies {".bin)

41. Arahkan kursor ke file hasil digitasi kemudian klik Open.

42. Simpan file dalam ekstensi * .grd

DRN_proj

boder mentawai empiris.grd

empiris.grd

empiris_5sta.grd empiris_5sta_f!TI1I.grd

empiris_12sta.grd

empiris_12sta_2.grd

File name: lmtm Save as type: I Surfer 7 (".grd]

empiris_12sta_MMI.grd

kaibrasil.grd

kalibr asi l_MMI .grd out.grd

Open

Cancel

Save

Cancel

43. Klik icon E4J dan panggil file hasil dari proses blanktadi. Pada layar window akan

tampil hasil dari digitasi kita.

74

44. Lakukan langkah digitasi ini pada tiap - tiap pulau, dan setelah selesai semua hasilnya

di overlay. Maka akan tampil peta untuk kontur di darat saja.

--

75

;

BABV

HASIL DAN PEMBAHASAN . ,

5.1. Hasil Perhitungan Metode Empiris

Penelitian ini menggunakal! data gempa bumi yang terjadi di Padang Sumatera Barat,

~ggal 30 September 2009, kekuatan gempa ( magnitudo): 7.6 SR, kedalaman 71 km, posisi

~isenter berada pada 0.84 Lintang Selatan (LS) ; 99.65 Bujur Timur (BT), 57 km Barat Daya

:>ariaman, Sumatera Barat. Ada sekitar 34 (tiga puluh empat) stasiun akselerometer yang

...... erekam gempabumi tersebut, namun ada sekitar 27 (dua puluh tujuh) stasiun akselerometer

mg digunakan untuk perhitungan nilai percepatan puncak tanah I Peak Ground Acceleration

? GA) dengan metode empiris. Hal ini karena stasiun-stasiun tersebut mempunyai pencatatan

:mg cukup baik, sedangkan 7 (tujuh) stasiun lainnya mempunyai pencatatan sinyal gempa bumi

:!.:lg tidak bagus serta jaraknya yang cukup jauh dari sumber gernp!lbumi, sehingga susah untuk

-~ganalisa datanya.

Dalam perhitungan dengan metode empiris, setiap tipe sensor mempunyai faktor konversi

- ~ berbeda. BMKG memasang 2 (dua) tipe sensor untuk merekam gempabumi kuat yang

. :! i di seluruh wilayah Indonesia, yakni sensor akselerometer tipe TSA-1 OOS produksi

ozet USA dan BBAS-2 produksi Geodevice. Sehingga dalam perhitungan metode empiris,

· s akan menggunakan kedua tipe sensor akselerometer terse but. Dari rumusan faktor

ersi (CF) pada rumus 4.1, untuk tipe sensor BBAS-2 mendapatkan nilai CF = 3,82*E-7 g.

- tipe sensor akselerometer TSA-100S mendapatkan nilai CF = 4,79*E-7 Secara lengkap

: nsor untuk tiap - tiap stasiun seperti tabel 5.1 berikut :

76

Tabel 5.1. Lokasi stasiun, Kode stasiun dan tipe sensor

NO NAMA ST ASIUN TIPE NO NAMA STASIUN TIPE SENSOR SENSOR

1 Padang (PDSI) BBAS-2 15 Tegal (TGJI) BBAS-2

2 Mandailing Natal (MNSI) TSA-IOOS 16 Dermaga (DBJI) BBAS-2

3 Sungai dareh (SDSI) TSA-IOOS 17 Sukabumi (SKJI) BBAS-2

4 Muko-muko (MKBI) TSA-IOOS 18 Cilacap (CUI) BBAS-2

5 Rengat (RGRI) BBAS-2 19 Sawahan (SWJI) BBAS-2

6 Kutacane (KCSI) TSA-IOOS 20 Karangkates (KRK) TSA-IOOS

7 Tanjung pinang (TPRI) BBAS-2 21 Kalianget (KMMI) TSA-IOOS

8 Enggano (EGSI) TSA-IOOS 22 Taliwang (TWSI) TSA-IOOS

9 Meulaboh (MLSI) TSA-IOOS 23 Denpasar (DNP) TSA-IOOS

10 Liwa(LWLI) BBAS-2 24 Mataram (MTNI) BBAS-2

11 Pangkal pinang (PPBI) BBAS-2 25 Majene (MJSI) BBAS-2

12 Bandar Iampung (BLSI) BBAS-2 26 Waikabubak (WBSI) TSA-IOOS

13 Serang (SBJI) TSA-IOOS 27 Wonogiri (WOJI) TSA-IOOS

14 Cimerak (CMJI) TSA-IOOS

"''ah semua faktor konversi dari masing - masing stasiun diketahui, kemudian ditentukan

;tude maksimum (A max) untuk setiap komponen dari sinyal gempabumi yang terekam di

~g masing stasiun. Dalam menentukan Amax, digunakan alat bantu software aplikasi Atlas

:JADISP. Contoh penentuan Amax seperti gambar 5.1 berikut ini.

77

Stasiun P adaug (PDSI) Kompouen N- S

... .. ISO.•

,. 100 110 uo 1)0 100

Stasiuu P adaug (PDSI) Kompoue.tt Z

...... io 100 110 120 1)0 150

Gambar 5.1 A max stasiun Padang (PDSI) dengan software aplikasi

gambar 5.1, menggunakan contoh sinyal stasiun Padang (PDSI) untuk komponen horizontal

- dan komponen vertikal (Z), dengan bantuan software aplikasi mendapatkan nilai A max

78

untuk masing - masing komponen. Untuk komponen horizontal mendapatkan nilai A max =

7,91 *E5 dan komponen vertikal mendapatkan nilai A max= 5,41 *E5. Setelah A max diketahui, '

kemudian dihitung PGA, dengan menggunakan rumus 4.2. , sehingga mendapatkan nilai PGA

untuk masing- masing komponen. Untuk komponen horizontal, mendapatkan nilai PGA = 0,302

g atau PGA = 302 gals, dan komp~nen vertikal mendapatkan nilai PGA = 0,206 g atau PGA =

_06 gals, dengan asumsi nilai percepatan rata - rata gravitasi bumi sebesar g = 1000 crn!s2.

elanjutnya nilai PGA yang diperoleh, dikonversi ke dalam nilai intensitas dalam skala MMI

"Yiodified Mercalli Intensity ) dari tabel Bolt, Bruce A. Abridge Modified Mercalli Intensity

~cale, 1993. Tabel konversi tersebut seperti tabel5.2 berikut.

---

79

Tabel 5.2 Konversi PGA menjadi MMI

S<A1A MOORED M~ INTENSTY A~ !A~ Pea

Avera<;~! Peak Peak Aa:eleration (g ~~AP-.US3S(

Velocity Nilai lntensitasdan Rlflelasannya Aoceleration atau gavtty = o/og) (em/sf (gals)

9.80mls2)

I lndakdiraBial keruali oleh beber..,aormo dalan kaooaan S!llaal tenano <0,17 %g 0,0017g

prasai<an oleh beber..,a orang yang di<rn. terutana di lantai-lantai atasbangunan. Benda-bendaringan yang II ~ioantuna beroovana.

penganieiasterasadi daian ruang<11, terutanadi lantai-lantai atasbangunan/gedung, nanun banyak yang tidak 0,17-1 ,4 ~ 0,0017 -

~ terjadi gempa J(endaraan yang sedang berdiri sedikit bergoyang. Getarannyaseperti truk yang melintas. g 1,014g

Ill ~rasi (lananya) gelaran d..,at diperkirakan.

~ 9anghai di dalanruang<lldiraBialold, banyakorang , sedangdi luarruangan hanyasedikit orang yang 01,4 - 3,9% ~- Padamatan hari, beber..,aorang terbangun. Aring,jendeladan pintu bergelar/bergoyang-goyang,

14.7- 19.6gal 0.015g-0.02g 0,014-

~inding berderik. Terasaseperti truk yang menabrak bangunan. Motor dan mobil yang sedangdian, denQ<Il jelas g 0,039g

1- 2 IV er1ihat bergoyang.

prasai<an oleh hanpir serrua orang, banyak yang terbangun. Aring,jendela, dabnya peatl, plester bangunan retak-0,039-etakdi balhagan ked I bangunan: benda-bendayang tidak slabil terbalik. FQhon-pohon, liang dan benda-benda 29.4- 39.2 gal 0.03- 0.04g 3,9-9,2%g 0,092g

2· 5 v inggi lainnyaterlihat bergerak-gerak . .Bn bandul berhenti.

praBial oleh serrua orang, banyak yang ketakutan dan ber1aian keluar. 8et>er..,afumitur berat bergeser; pi ester 58.6- 66.6 gals 0.06-0.Dlg 9,2-16 %g

0,092-0,16

5- 6 VI PJester dinding berjatuhan dan CErobong as.., mengalani kerusakan ringan. g

~orangber1aian keluar. J(erusakan, ringan padabangunan dengan slruktur slandar, nanun 91gal besar pada ~nan dengan slruktur jelek. Beber..,aCErobongSS.., retak-retak. t?empadirasal<anjuga oleh orang yang naik 9B-147gals 0.10- 0.15g 16-34%g 0,16-0,341

~-1 2 VII ~endaraan .

i<erusakan ringan pada bangunan yang diranca'lgdengan slruktur khusus, kerusakan besar pada bangunan dengan struktur standar dan meruntuhkan bangunan dengan strukturyangjelek. Dndinq.dindingd..,at ter1epasdai

245-294gals 0.25- 0.30g 34-65%g 0,34-0,651 erangkarumah. Oarolbongas.., pabrik-paibrikdan monumen-monumenroboh. R.Jmitur (mejadan kursi) berat er1ernpar. Pasirdan lumpu (dalanjumlah ked I) tersernburkeluar, menyebabkan air keruh.

:0.:-30 VIII J(erusakanbesarterjadi padabangunanyang S!llgat kokoh. R¥lgka-rangkabangunan biasater1epasdari pondasinya erusakan besar padabangunan kuat denQ<Il sebagan bangunan roboh. R:lndasi bangunan bergeser. Tanah retak- 490 - 539 gals 0.50- 0.55g 65-124%g 0,65-1 ,241

c-55 IX etak, pipaba.vah tanah peatl.

!3a'lgunankuat dai kajlu rusak. set>agan besarbangunankajlu dan bangunan berkerangkasertafondasinyarusak. ~ak-relakbesar di tanah. Fel melengkung. l.onQ9:Jrdi sekitarpinQjrans.mgai sertalerengouran. Pasirdan >580gals >0.6g >124%g >1,24g

»5: X umpur bergeser. Terjadi air balh di pinQjran sungai .

--f"ianya sedikit bangunan kajlu yang masih berdiri. ..llrmatan-jernbatan rusak. ~ak-retak Iebar pada tanah. Apa -

)0 ~ tanah rusak total . Terjadi likuifaksi pada tanah yang lunak. Fel kereta melengkung S!llgal parah.

rerusakantotal . Celombangtanpakdi permukaan tanah. R!mandanganmenjadi gel.., . Elenda-bendater1ernparke )01 ~dara

"lah nilai A max dan PGA untuk masing- masing stasiun yang merekam gempabumi yang

i, kemudian nilai PGA dikonversi menjadi satuan MMI. Hasil perhitungan secara lengkap

· tiap- tiap stasiun seperti pada tabel 5.2 berikut :

80

Tabel 5.2. Nilai PGA dan intensitas perhitungan faktor konversi secara empiris

No KodeSta Nilai PGA (gal) Resultan Jarak ;

Horisontal Hiposenter

z N-S E-W (gal) (kill) Intensitas (MMI)

I PDSI 2IO.OO 306.00 68.20 313.5I 91.00 vn

2 MNSI 36.90 55.50 61.70 82.99 181.98 V-VI

3 SDSI 22.40 49.20 49.90 70.08 I97.90 v

5 MKBI 52.50 79.10 98.70 I26.49 251.13 VI

6 RGRI 9.8I 7.07 I2.09 303.01 ll-Ill

I 7 KCSI 1.48 2.11 1.87 2.82 527.24 ll-Ill

8 TPRI 0.26 0.26 575.47 I

9 EGSI 12.40 26.00 25.30 36.28 581.83 IV

IO MLSI 3.03 4.17 4.62 6.22 671.77 ll-Ill

I I LWLI 4.07 6.I5 5.3I 8.13 674.26 ll-Ill

12 PPBI O.I7 0.24 0.23 0.33 73.4..85 I - ~

13 BLSI 0.44 0.40 0.36 0.54 799.00 I

14 SBH 0.16 0.16 0.13 0.21 927.45 I

I - CMJI 0.55 0.23 O.SI 0.56 927.49 I

!6 TGll 0.04 0.06 O.OI 0.06 981.69 I

: - DBll 0.10 O.I6 0.16 1011.63 I

;3 SKH O.I4 0.23 0.23 0.33 1028.23 I

:) CLH 0.11 0.04 0.04 0.06 1289.84 I

2'J swn 0.06 0.12 0.13 O.I8 1547.51 I

:: KRK 0.40 0.38 0.35 0.52 1636.38 I

.~ KMMI 0.21 0.10 0.13 0.16 1726.66 I

-:: TWSI 0.05 0.04 0.04 0.06 I733.85 I

81

24 DNP 0.20 0.48 0.37 0.61 1933.88 I

25 MlNI 0.02 0.02 0.02 0.03 2027.75 I

26 MJSI 0.06 0.06 0.05 0.07 2166.67 I

27 WBSI 0.04 0.07 0.07 0.10 2264.89 I

28 won 0.15 0.23 0.24 0.33 2483.62

5.2. Basil Perhitungan Metode Kalibrasi

Dalam melakukan perhitungan metode kalibrasi, ada sekitar 8 ( delapan) lokasi sensor

akselerometer yang akan dijadikan sebagai studi kasus. Dasar penentuan delapan lokasi tersebut

adalah lokasi sensor berada di sekitar wilayah Sumatera Barat, dengan hasil pencatatan sinyal

gempabumi yang baik, sehingga proses analisanya menjadi lebih mudah. Disamping itu, alokasi

dana yang diperoleh hanya cukup untuk melakukan perjalanan kedelapan lokasi - lokasi yang

;lipilih. Kedelapan lokasi sensor tersebut adalah Padang, Sungai Dareh, Muko - muko, Liwa,

3andar Lampung, Tanjung Pinang, Rengat, dan Pangkal Pinang. -"'""-

Langkah pertama menggunakan perhitungan metode kalibrasi adalah menentukan faktor

nversi dari masing - masing sensor akselerometer di lokasi - lokasi yang dipilih. Proses

"brasi dilakukan secara manual dengan cara mendatangi langsung seluruh lokasi sensor

lerometer. Langkah - langkah kalibrasi telah dibahas pada bah 4. Gambar 5.2 berikut

:enampilkan contoh sinyal hasil kalibrasi.

82

.. ST ASIUN PDSI

~·~--------------

,_,, .

STASIUN PDSI

1--------- ---

1 g = 2.08e6

2g =4.16e6 ---

,;.

Gambar 5.2 Sinyal basil kalibrasi stasiun Padang komponen horizontal dan vertikal

bar 5.2 diatas menunjukkan sinyal hasil kalibrasi untuk untuk komponen horisontal dan

· al pada stasiun Padang (PDSI) yang terletak di Universitas Andalas. Penentuan nilai 1 g

2 g diproses dengan bantuan software aplikasi DADISP. Terlihat bahwa 1 g = 2,08*E6 dan

_ = 4,16*E6. Hal ini menunjukkan bahwa hasil kalibrasi mempunyai nilai yang cukup bagus.

· angka ini selanjutnya dilakukan perhitungan faktor konversi (CF) untuk sensor

lerometer yang dikalibrasi. Sehingga mendapatkan nilai CF = 4,80*E-7. Setelah

dapatkan nilai CF, selanjutnya menghitung nilai A max dari sinyal yang terekam pada sensor

ut. Untuk stasiun Padang, nilai A max untuk komponen horisontal dan vertikal terlihat

83

pada gambar 5.1. Setelah nilai CF dan A max diketahui, kemudian dihitung nilai PGA untuk

masing- masing komponen. Untuk komponen horisontal nilai PGA = 0,380 g atau PGA = 380

gals, dan komponen vertikal nilai PGA = 0,260 g atau PGA = 260 gals. Dengan asumsi

percepatan gravitasi bumi rata - rata sebesar I 000 cm/s2. Perhitungan ini dilakukan untuk semua

sensor akselerometer yang dikunjungi. Contoh sinyal hasil kalibrasi untuk sensor lainnya dapat

dilihat pada gambar 5.3-5.8 berikut ini.

Stasiun MKBI (Muko - muko, Bengkulu) W9: (W6•5.01&-07)•98o

Wt: A_,..III.)ICL1RRJESJ .QJ W2: ((WI-fne-.(Wt)))+20580

3e•006-

-3e+QQ8 '1 I I I I I I I I I I I I I I I

0 20 .tO 80 80 100 120 140

38+008-

1o•oos:___ Jl_li_ -1o+008= - -. u 11 . -38+008 "'\ 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 I 1 I

0 20 40 80 80 100 120 140

_ 2.025e•06

10+008~ -1e+Oot-

_ 1 991e•06

.:Je+QQ8 • 1 1 1 1 1 f 1 1 1 1 1 1 I I I

10 30 5o 10 eo 110 130 150

_ 1 986e+06

1o+008~ -1e+OOB-

- -2 D36e+06 -3e+008- 1 1 1 1 1 1 I 1 1 I I I I I I

20 40 80 eo 100 120 140 1eo

.QJ - ((W7-meon(W1)))-t2Y711110

1e+008-

-1•·008:1 n n fUl M r -3o•008= ~ ~ .-- u u 0~ -2e+OOI

-•••008--3.99e•06 -88+008-

-5e+QQ8, I I I I I I I I I I I I I I I I I I I I I

0 20 40 80 80 100 120 140 eo 100 110 120 130 140

1500-

500: .. n ~ "- _ ........ _ ·500=-u ~-

•1500, I I I I I I I l I I I I I I I

0 20 40 BO 80 100 120 140

1500 ,

500=----- fi_ll -500= - . . u 11 .

•1500j I I I I I I I I I I I I I I I

0 20 40 80 80 100 120 140

•2500., I I I I I I I I I I I I I I I

o 20 40 eo 80 100 120 140

Gambar 5.3 Sinyal hasil kalibrasi di stasiun Muko- muko, Bengkulu

Contoh cara perhitungan CF dari hasil kalibrasi stasiun muko - mukoKomponen E :

84

Stasiun L WLI ( Liwa, Lampung)

WI:A_JWU~J

38+006 - -

.Ql W2: ((WI...-.(WI)))-5'.120

2e+006-

1t•006-~:::= J1t ., •. co: -_ r..-+---1 -

-2&+006-

-18+006-

"28•006 - -2 0Be•06 -38+006,

0 40

W3: A_JWli_IIOU.SBtlf!;_l

38+006

eo 120

~Je+008-

160 30 50 70 90 110 130

m w-o: cc-.n<W3)))+49000

·-

ml ws. c~4.1k-07)'"980 1500-1000-500-

o---........, -500-

·1000-

·1500, I I I I I I I I I

0 20 ~ 60 00 1001201~160160

1&+006 _- -~·-+-1 hrlo-~ ---·18+006. ~ r J'

2.03e•06

1e•006--~ ..... ~- l'ollfoot--.J>./..--

-18+006 ] r -2 05Be+06

-3e+006- •1150Q""l 1 1

40 eo 120 160 50 80 10 eo 90 100 110 120 0 20 ~ 60 00 1001201~160160

¥11: A_JWU.)IU2.50UES_l

1e+006 ~

-18+006-

-38+006-

- ((W7........n(Wl)))-6111i00

1&+006---

.Ql - (WI;•4.818e-01)"9110

500

-500-

1 -1500-

-58+006, 0 ' '

-58+006, 30

' ' I I I I I I -2500 ""l

40 eo 120 180 50 70 00 110 130 150 0 20 40 60 00 100 120 140 160 180

Gambar 5.4 Sinyal hasil kalibrasi di stasiun Liwa, Lampung

Stasiun BLSI (Bandar Lampung, Lampung)

W9: (W6'2.51537E-07)'980

WI: kSIJ.Z-tam'w_,I .SBUfS_l .Ql W2: ((Wl...-.(Wl)))+Sl5280

81•008-5e+OO& _ 5 20965E+006

-58+00:~ 21+006-

-28•008-

' ' 50 100 150 200 250 300 350 50 100 150 200 250 300 350

.Ql W4: ((Ws-mun(WS)))-14545

68+006~-•••008-21+006-

0

-2a+008, 0 50 1 DO 150 200 250 300 350

6o+006:~.66946E•006 48+006-

2e+006-

0-

·2e+006 ""l I I I I I I I

0 50 100 150 200 250 300 350

W7: II.Sl...,Z2-tawul_,l.satiES_l .Ql - ((WJ...-.(W7)))

-1&•007--3.97556E+O

-2e+0071 I I I I I

0 50 1 DO 150 200 250 300 350 50 100 150 200 250 300 350

1500-

·~~ -lOOO- -972 803 ·15QQ, I t I I I I I

0 50 1 DO 150 200 250 300 350

1500 -

1000~ 500

0

-500, 0 50 100 150 200 250 300 350

200 250 350

Gambar 5.5 Sinyal hasil kalibrasi di stasiun Bandar Lampung, Lampung

85

I

Stasiun Tanjung Pinang, WI:A_TPRI.JI(f.l.satn5_1 .QJ W2:((Wl--.{WI)))+II75

4e•006:~ 0-

·48+0011-

-81+006, 0

I I I I I I I I I I I I I I I

40 80 120 160 200 240 280

68+006-

' 40 60

4.92e+06

80

W3: A_TPRI~I.satn5_1 a! w4=<<-.......cW3ll)-69010+11511110

::rlf--·68•006, I I I I I I I I I I I I I I I -68+006- I

100 120

.QlwSc~

1500-

1~~-·500-

·1000-

-1500 "'\ 1 I I I I I I I I I I I

0 40 80 120 180 200 240 280

a-~

1500-

-150(}, I I I I I I I I I I I I I I I

0 40 80 120 180 200 240 280 60 too 140 180 220 0 40 80 120 180 200 240 280

.:~i~ I I o ~UJL_ ·18+007: LU1fnJI

·1 .58+007, I I I I I I I I I I I I I I I

0 40 80 120 160 200 240 280 ·8e+006-'

50 70 90 110 130

·3000, 0

I I I I I I I I I I I

40 80 120 160 200 240 280

Gambar 5.6 Sinyal basil kalibrasi di stasiun Tanjung Pinang

Stasiun RGRI (Rengat, Riau) DAOISPISE 2002 • (C:IPr..,.., fHK\dlp2002s]:IMTTll.m:C:lDo<......,ts ood Sent ... \A .... Io .. tr_r_p\GlloiPA 1010\IW.I!RASN<.ollbf•l R<lRJ •.• _::_

..... (dt '¥'11M Anetysis Dr~ Tools oat. 'M1dow Help

o.sg e~ I !!! :ll* lll.9Cfl-11J~ ---W2: ((W1-mean(W1))}-27220

WI; A,Jtcilti.J'f£LJ.!iERJES_l .QJ W2> ((WI-..(WI)))-2'1220 91 W5<~ .QJ

=lh-- 4e•008- 1500---

2e•OOO-~ 1000~ 1e+DO:- 500-0- 0

-1e•008- ·28+008- -2_605e•06 ·500-

-2••008- -48+008--1000-

-Je+008~ I I I I I I I I I I I I I I

~ ' ' ' ' ' ' ' ' ' ' ·1500-,

:io ' ' ' ' 0 20 40 .. 80 100 110 140 20 40 00 80 100 120 0 40 .. 80 100 110 140

W3: A..JUiRI../'tfXl.sERIB_I. .QJ w"'C~))l-.. ., .QJ -~ .QJ

38•008-

-~ 1500-

- .. lf· ~ 18+008- 500-

-1e..U08- t ·2e•O~=' ' ' ' :2~56~·~6 ' ' 0 ' '

·500: -

-3e•006., ' ' I I I I I I ' ' ' ' ' ' ' ' -1500, ' ' ' ' ' ' ' ' ' ' ' ' ' ' 0 20 40 eo so 100 120 140 20 40 .. 80 100 110 140 180 0 20 40 .. 80 100 120 140

W7: A_Jt(iRJJ'CZ,.J.RRJH_J .QJ WO.((W1---<W7})"S.95E~ .QJ

__ ... , 11]

0- 1- I.

-5e+006- 0.5- 0.5 -

-1••007-0 0

-1 ..5e+007-

-2e+007- ...0.5- ·0.5-

' ·I, ' it,

·I, ' ;. 0 20 40 80 80 100 120 140 0 20 40 00 100 120 140 0 2 • 8 10 12 u 18 18 20 22 24

_____ ....,.:lo.o&-2010 15:26:25

Gambar 5.7 Sinyal basil kalibrasi di stasiun Rengat, Riau

86

I

Stasiun Pangkal Pinang, Babel

file Ed< Vtew AMiyii< O..wi119 Too~ OatJ W.ndow Hdp

D~lil eUI.I ~ 1!t lllP f3 .'0~ ·•v ,_

W9: ~

1500--1..007 -

5..00: - n5474e<il6 . i j . --!o<nO!~~

I I I I I I I I

20 40 60 ~ !00 !20 flO !60

·1500 1 1 1 J 1 1 I I I

o 20 10 ~ ~ m m w ® ·1e<ll07 -

' ' ' 20 40 ~ so !00 !20 140 100

.!!. WII:Wl'L921e-f7'980

8o.oo6 -

.. ~~~ ... ~: . Ul ' I '

~e...oos , I I I I I I I I

o 20 40 oo ~ a m w ®

S..oo! _ 522e<-OO

~·~~~ ·1t.OOJ•, 1 I 1 1 I I I I I I I

30 50 70 10 110 130

Wl: AJ'I'tii~LS!RIB_l

•1.5e..007-. I I

0 20 40

~!1"006 - , I I I I I I I I

10 20 30 40 50 60 70 80 10 100 110 !20 I I I I

60 80 100 120 140 160

·1500 , 0

I I I I I I I I

20 40 00 80 100 120 140 160

1500--

500 = n . . 11 . ~=---~~

' ' ' ' 20 40 60 80 100 120 140 160

c

1[ 10·18·2010 7:34Jl

Gambar 5.8 Sinyal hasil kalibrasi di stasiun Pangk:al Pinang, Babel ---

Hasil perhitungan faktor konversi dan nilai PGA untuk setiap~ komponen dari masing

masing stasiun, dapat dilihat pada tabel 5.3 berikut ini.

87

I

Tabel 5.3. Hasil Perhitungan faktor konversi hasil kalibrasi pada masing-masing stasiun

I

I

Faktor No. Nama Stasiun Akselerometer

Konversi

I PDSI BBAS 4.80E-07

2 SDSI TSA-100 4.80E-07

3 MKBI TSA-100 4.98E-07

4 LWLI TSA-100 4.80E-07

5 BLSI BBAS 4.80E-07

6 TPRI BBAS 2.03E-07

7 RGRJ BBAS 3.80E-07

8 PPBI BBAS 1.90E-07

PGA (gals)

Horizontal Vertikal

380 260

67.813 22.4

126.985 52.5

9.778 4.07

0.651 0.44

0 .. 34 0.15

12.77 -

0.16 0.08

Intensitas

(MMI)

VIII

VI

VII

Ill

I

I

Ill

I

. ,

?roses kalibrasi yang telah dilakukan, sangat bermanfaat untuk dapat mengetahui beberapa ---

:"'nsor akselerometer yang mempunyai kerusakan pada salah satu komponennya, baik vertikal

aupun horizontal. Dari 2 ( dua) tipe sensor yang telah dikalibrasi, ditemukan bahwa tipe sensor

BAS-2 lebih banyak terjadi kerusakan di salah satu komponennya.

Pada kesempatan ini pula, penulis coba untuk melihat perbedaan hasil nilai faktor

nversi dan nilai PGA dari perhitungan secara empiris maupun perhitungan secara kalibrasi,

~rti tabel 5.4 berikut ini.

88

Tabel 5.4. Perbandingan faktor konversi dan PGA secara empiris dan kalibrasi

;

I Nama Faktor Konversi Amax (count) PGA (gals) lntensitas

Stasiun Empiris Kalibrasi ~0.

I Empiris Kalibrasi Horizontal Vertikal Horizontal Vertikal Horizontal Vertikal Empiris Kalibrasi

' 1 PDSI 3,82E-07 4.80E-07 8.IOE-05 5.41E-05 302 206 380 260 VIII VIII

2 SDSI 4,77E-07 4.80E-07 1.44E-05 4.62E-04 70,08 22,4 67,813 22,4 VI VI

3 MKBI 4,77E-07 4.98E-07 2.87E-05 8.60E-04 126,48 53 126,99 52,5 VI VII

4 LWLI 4,77E-07 4.80E-07 2.10E-04 I.OSE-04 8,12 4,94 9,778 4,07 II - Ill Ill

5 BLSI 3,82E-07 4.80E-07 1.38E-03 1.14E-03 0,53 0,53 0,651 0,44 I I

6 TPRI 3,82E-07 2.03E-07 2.19E-03 6.04 0,25 0,1 0,34 0,15 I I

7 RGRI 3,82E-07 3.80E-07 3.12E-04 - 12,09 10,3 12,77 - 11-111 Ill

8 PPBI 3,82E-07 1.90E-07 8.61E-02 4.36E-02 0,33 0,16 0,16 0,08 I I

-etelah melihat hasil perhitungan faktor konversi dan PGA secara empiris dan kalibrasi, temyata

:.ilai CF mempunyai hasil yang berbeda. Untuk perhitungan secar..a empiris, tipe sensor yang

rbeda akan mempunyai nilai CF yang berbeda pula. Hal ini disebabkan karena tiap tipe sensor

·an mempunyai sensitivitas dan daya output sensor peak to peak (Vpp) yang berbeda- beda

:-ula, sehingga nilai CF pasti menghasilkan angka yang berbeda. Tipe sensor TSA-1 OOS

-enghasilkan nilai CF = 4,77*E-7 g, sedangkan tipe sensor BBAS-2 menghasilkan nilai CF =

· . 2*E-7 g. Untuk perhitungan dengan metode kalibrasi, menghasilkan nilai CF yang berbeda

_-engan metoda empiris. Ada beberapa lokasi dengan tipe sensor yang berbeda menghasilkan CF

::..ng sama. Seperti misalnya stasiun Padang (PDSI) menggunakan sensor BBAS-2 dan Sungai

eh ((SDSI) menggunakan tipe sensor TSA-1 OOS, mendapatkan nilai CF yang sama yakni

~ sar CF = 4,80*E-7. Ada juga beberapa lokasi yang menggunakan tipe sensor yang sama,

_ ghasilkan nilai CF yang berbeda. Seperti misalnya stasiun Tanjung Pinang (TPRI) dan

89

stasiun Rengat (RGRI) sama - sama menggunakan sensor BBAS-2, namun nilai CF nya

berbeda. Untuk TPRI nilai CF = 2,03*E-7 dan RGRI nilai CF = 3,80*E-7. Nilai CF digunakan ;

untuk menghitung nilai PGA untuk masing- masing stasiun pengamat. Hasil perhitungan nilai

PGA dari delapan sensor yang dipilih mendapatkan hasil yang hampir sama, dengan perbedaan

_ ang tidak terlalu jauh, baik perhit.ungan secara empiris maupn perhitungan secara kalibrasi.

~emang ada perbedaan nilai PGA yang cukup besar antara hasil perhitungan secara empiris dan

kalibrasi untuk stasiun PDSI yang mempunyai jarak paling dekat dengan sumber gempabumi.

Untuk komponen horizontal, perhitungan secara empiris mendapatkan nilai PGA = 302 gals,

edangkan perhitungan secara kalibrasi mempunyai nilai PGA = 380 gals. Untuk komponen

ertikal, perhitungan secara empiris mendapatkan nilai PGA = 206 gals, sedangkan perhitungan

~ecara kalibrasi mempunyai nilai PGA = 260 gals, dengan asumsi percepatan gravitasi bumi rata

- rata sebesar 1000 cm/s2. Setelah nilai PGA dikonversi ke dalam skala intensitas (MMI), hasil

_:ang didapat hampir sama untuk komponen horizontal maupurt-yertikal, yakni VIII MMI.

~edangkan stasiun lainnya mempunyai hasil yang relatif sama untuk nilai intensitas dalam skala

1M I.

:elanjutnya penulis mencoba melihat perbandingan nilai PGA terhadap jarak sumber

= =-mpabumi (hiposenter) ke masing - masing stasiun. Hasilnya dapat dilihat pada gambar 5.9

: rikut ini.

90

400

350

300

~ 250 , ~ 200 <l: 1!1 Q. 150

100

50

0

0

~Emptns

..._Kaltbrast I

200 400 600 800 1000 JARAK HYPOSENTER (KM)

Gambar 5.9. Ploting nilai PGA terhadap jarak hyposenter ke stasiun

Dari gambar 5.9 terlihat bahwa nilai PGA terhadap jarak hyposenter untuk perhitungan dengan

metode empiris dan metode kalibrasi menghasilakan grafJ.k yang hampir berhimpit. Hal ini

menunjukkan bahwa hasil perhitungan untuk kedua metode tersebut menghasilkan nilai PGA

yang hampir sama. Untuk stasiun yang dekat dengan sumber gempa bumi, seperti stasiun

Padang (PDSI), dengan jarak ke sumber gempabumi sekitar 90 km, menghasilkan nilai PGA

yang berbeda untuk metode yang berbeda. Untuk jarak stasiun ke sumber gempabumi lebih dari

200 km, menghasilkan nilai PGA yang sama untuk metode perhitungan yang berbeda. Secara

umum grafJ.k diatas menunjukkan bahwa semakin jauh jarak stasiun terhadap sumber

gempabumi, maka semakin kecil getaran gempabumi yang dirasakan.

Langkah terakhir yang dilakukan setelah menghitung nilai PGA dan mengkonversi nilai

PGA ke dalam nilai intensitas dalam skala MMI adalah memplot nilai - nilai yang diperoleh ke

;ialam peta sehingga menghasilkan peta isoseismal. Gam bar 5.10 dan 5.11 berikut ini

::1enampilkan hasil peta isoseismal dari hasil perhitungan secara empiris dan kalibrasi.

91

PETA EMPIRIS ISOSEJSMAL (8 STASIUN}

98 100 102 104 106

Gambar 5.1 0 Peta isosesmal hasil perhitungan dengan metode empiris

92

• I

PETA KALIBRASI ISOSEISMAL (8 STASIUN)

4 I

2

0

-2

-4

98 100 102 104 --- 106

Gambar 5 .11. Peta isosesmal hasil perhitungan dengan metode kalibrasi

Dari gambar 5.10 dan 5.11, terlihat bahwa peta isoseismal hasil perhitungan metode empiris dan

ka.librasi mempunyai hasil yang hampir sama. Wilayah yang dekat dengan sumber gempabumi

empunyai nilai PGA sekitar 300 an gals, kalau dikonversi kedalam skala intensitas sekitar VIII

_ IMI, yang diberi warna merah. Ini berarti wilayah yang berwarna merah mempunyai

pmcangan yang cukup kuat saat teijadi gempabumi. Potensi teijadinya kerusakan bangunan di

asi ini cukup besar. Artinya bahwa wilayah yang berwarna merah sangat berbahaya. Dari peta

93

isoseismal ini juga dapat diketahui wilayah mana saja yang berbahaya saat terjadinya

gempabumi. Sehingga dapat dijadikan sebagai salah satu dasar untuk melakukan pertolongan , atau evakuasi. Untuk wilayah yang berwarna merah muda, orange, kuning, sampai hijau,

menandakan bahwa nilai PGA dan intensitasnya tidak terlalu besar. Yang berarti bahwa

wilayah-wilayah tersebut merasa~an goncangan gempabumi yang tidak terlalu besar. Malah

untuk wilayah yang berwarna hijau tidak merasakan goncangan gempa sama sekali. Hal ini

disebabkan karena wilayah tersebut mempunyai jarak yang cukup jauh dengan sumber

gempabumi.

---

94

BABVI

KESIMPULAN DAN SARAN

6.1 KESIMPULAN

Dari · hasil dan pembahasan yang telah dijelaskan pada bah V, dapat

disimpulkan sebagai berikut :

l. Perhitungan faktor konversi (CF) dengan menggunakan metode empiris dan

metode kalibrasi untuk percepatan puncak tanah I peak ground acceleration

(PGA) sangat penting dilakukan agar dapat menghasilkan nilai PGA yang

akurat. Dari perhitungan kalibrasi, dapat juga dipakai untuk mengetahui atau

mendeteksi kerusakan masing- masing komponen dari sensor akselerometer.

2. Perhitungan dengan metode empiris menghasilkan nilai CF yang berbeda

untuk tipe sensor yang berbeda Tipe sensor TSA-1 OOS menghasilkan nilai -""'-

CF=4,77*e-7g dan tipe sensor BBAS-2 menghasilkan nilai CF = 3,82*e-7g.

Nilai CF ini dapat dipakai sebagai acuan dalam menentukan nilai PGA ketika

terjadi gempaburni. Karena sampai saat ini BMKG mengoperasikan kedua tipe

sensor akselerometer tersebut untuk merekam terjadinya gempaburni dalam

sistem InaTEWS (Indonesia Tsunami Early Warning System), maka CF diatas

sangat di perlukan.

3. Perhitungan dengan metode kalibrasi menghasilkan nilai CF yang bervariasi,

tidak tergantung pada tipe sensor. Berdasarkan hasil pengamatan, tipe sensor

yang sama menghasilkan nilai CF yang berbeda- beda, ini terjadi pada tipe

sensor BBAS-2. Sedangkan untuk tipe sensor TSA-lOOS, menghasilkan nilai

CF yang hampir sama, yakni CF = 4,80*e-7 g. Dan menghasilkan nilai CF

95

yang hampir sama untuk kedua metode perhitungan baik empiris maupun

kalibrasi.

4. Didapat nilai intensitas (skala MMI) mempunyai hasil yang sama untuk

perhitungan dengan kedua metode empiris maupun kalibrasi, sehingga

dihasilkan peta isoseismal yang sama.

6.2 SARAN

Adapun saran - saran yang dapat karni sampaikan dari hasil penelitian ini

sebagai berikut :

1. Perlu ada perhitungan metode kalibrasi dalam menentukan nilai faktor

konversi (CF) untuk seluruh sensor akselerometer yang sudah terpasang,

sehingga dapat menentukan nilai PGA yang lebih akurat ketika tetjadi

gempabumi.

2. Kalibrasi sensor sangat membantu unttJ.k mendeteksi kerusakan yang terjadi

pada sensor akselerometer. Dari hasil pengamatan yang telah dilakukan,

sensor tipe BBAS-2 sangat riskan tetjadi kerusakan, sehingga penulis

menyarankan untuk segera mengganti peralatan dimaksud dengan peralatan

yang lebih kuat seperti sensor tipe TSA-lOOS atau jenis lainnya, agar dapat

menghasilkan nilai CF yang lebih akurat.

3. Perlu membuat peta isoseismal dengan segera dan menyebarkannya secara on

cepat ke daerah bencana, agar masyarakat di daerah bencana dapat mengetahui

kekuatan goncangan gempaburni tersebut serta dapat mengetahui sampai

sejauh mana goncangan gempabumi dapat menimbulkan bahaya bagi

masyarakat. Sehingga dapat menghindari kepanikan masyarakat.

96

4. Perlu penelitian lebih lanjut tentang sensor - sensor akselerometer lainnya,

agar pengetahuan mengenai alat tersebut semakin bertambah. Disamping itu,

alokasi anggaran untuk kunjungan ke lokasi perlu ditambah, karena lokasi -

lokasi sensor akselerometer berada cukup jauh dari kota besar. Sebagai bahan

pertimbangan, alokasi anggaran tahun ini untuk perjalanan hanya bisa

mengunjungi lokasi sensor sekitar 8 (delapan ) lokasi saja. Padahal sensor

akselerometer yang mencatat gempabumi yang terjadi di Sumatera Barat

sekitar 27 (dua puluh tujuh) sensor yang tersebar di seluruh Sumatera.

97

;

DAFTAR PUSTAKA

l. Bormann, Peter, 2002. New Manual of Seismological Observatory Practice (NMSOP), Deutsches GeoForschungsZentrum, Postdam, Jerman.

2. Kramer, L. St~v~n , 1996. Geotehnical Earthquake Engineering, PrenticeHall Inc., New Jersey.

3. Nanometrics , Inc. ATLAS Datasheet-Earthquake Data Analyisis Software , Ontario, Kanada.

4. DSP Development Corporation, 1998. The DADiSP Analysis and Display Software User Manual.

TM Worksheet Data

5. Golden Software, Inc, 2002. Surfer® Getting Started Guide, Colorado, USA.

6. Metrozet, 2007. Triaxial Seismic AccelerometerTSA-lOOS User's Manual, http://www.metrozet.com

7. Nanometrics Inc., 2005, TAURUS Portable Seismograph User Guide, Ontario, Kanada.

8. Badan Meteorologi Klimatologi dan Geofisika,- 2009. Modul Analisis Prediktabilitas dan Pengembangan Modul Gempabumi dan Tsunami, Jakarta.

9. Bolt, Bluce A., 1993. Earthquakes -New Revised and Expanded, W.H. Freeman and Co., New York, USA.

10. Trifunac, M.D., and Brady, A. G., 1975. On the correlation of seismic intensity scales with the peaks of recorded strong ground motion, Bull. Seismol. Soc. Am

11. Wood, H. 0., and Neumann, F., 1931. Modified Mercalli intensity scale of 1931, Bull. Seismol.Soc. Am.

12 Gutenberg, Band Richter, CF, 1936. Magnitude and Energy ofEarthquakes, Science.

98

accelerograph bmkg dalam penentuan peta intesitas gempa bumi

Documents