BMKG - KM Ristek

LAPORAN AKHIR
INTEGRASI PENGAMATAN PARAMETER GEOFISIKA
DALAM USAHA PREDIKTABILITAS GEMPABUMI
PROGRAM INSENTIF KEMENTRIAN NEGARA RISET DAN TEKNOLOGI
TAHUN 2010
BMKG
BADAN METEOROLOGI KLiMATOLOGI DAN GEOFISIKA
PUSAT PENELITIAN DAN PENGEMBANGAN
JAKARTA
22 NOPEMBER 2010

LAPORAN AKHIR
INTEGRASI PENGAMATAN PARAMETER GEOFISIKA
DALAM USAHA PREDIKTABILITAS GEMPABUMI
PROGRAM INSENTIF RISET TERAPAN
Peneliti Utama: Boko Nurdiyanto 5., S.Si
BADAN METEOROLOGI KLiMATOLOGI DAN GEOFISIKA
JI. Angkasa I No.2 Kemayoran, Jakarta Pusat
Te\p. (021) 4246321 Fax. (021) 65866238
30/07/2010

LEMBAR IDENTITAS DAN PEN GESAHAN
Judul Penelitian
Integrasi Pengamatan Parameter Geofisika
Dalam Usaha Prediktabilitas Gempabumi
Nama Koordinator / Peneliti
Boko Nurdiyanto 5., S.Si
Utama
Nama Lembaga / Institusi
Badan Meteorologi Klimatologi dan Geofisika
Unit Organisasi
Puslitbang
Alamat
JI. Angkasa I, No.2 Kemayoran Jakarta Pusat
Telepon/Faxmile
021-4246421/02165866238
Mengetahui,
Kepala
P,usa' pener an dan pengemb~gan
Koordinator/
Peneliti Utama
Drs. I PUTU PUDJA, M.M
-:c; asi Pengamatan Parameter Geofisika Do/am Usaha Prediktabi/itas Gempabumi

INTEGRASI PE NGAMATAN PARAMETER GEOFISIKA DALAM USAHA
PREDIKTABllITAS GEMPABUMI
Boko Nurdiyanto, Bambang Su nardi, Hastuadi Harsa, Drajat Ngadmanto, Pupung
Susilanto, Supriyanto Rohadi, Noor Efendi, Jimmi Nugraha, Guswanto, Dyah Lukita Sari
Badan Meteorologi Klimatologi dan Geofisika
RINGKASAN
Penelitian ini bertujuan menganalisa prediktabilitas gempabumi dalam skala waktu
menengah dan pendek di daerah Jawa bagian barat ditinjau dari berbagai parameter.
Parameter yang diamati adalah seismisitas, magnetik, elektromagnetik, suhu permukaan
dan kelembaban. Data seismik yang digunakan adalah data historis gempabumi dari
BMKG dan USGS dari ta hun 1973 -
2010, data magnetik dan elektromagnetik yang
digunakan adalah data pengamatan peralatan magnetometer dan magnetotellurik dari
stasiun pengamatan BMKG di Pelabuhan Ratu, sedangkan data suhu permukaan dan
kelembaban didapatkan dari stasiun AW S BMKG Sukabumi yang terletak di daerah
Pelabuhan Ratu. Stud i kasus yang digunakan adalah kejad ian gempabum i besar dengan
radius 300 Km dari stasiun pe ngamatan Pe labuhan Ratu ya itu tanggal 2 September 2009
(M7.5), 13 September 2009 (M6.6), 16 Oktober 2009 (M6.4), 18 November 2009 (M5.3),
10 Januari 2010 (M5.3), 20 Pebrua ri (M5.0), 18 Mei 2010 (M6.0) dan 26 Juni 2010 (M6.3).
Dari data seismisitas, anomali seismisitas ditemukan 2.5 - 3.5 tahun sebelum gempabumi
utama terjadi seh ingga diklas ifikasikan sebagai prekursor skala waktu menengah.
Anomali medan magnetik dari magnetometer ditemukan 2 - 22 hari sebe lum gempabumi
utama terjadi, anomali medan m agnetik dari magnet otellurik ditemukan 2 - 20 hari
sebelum gempabumi utama terjadi, sedangkan anomali va ria si suhu permukaan dan
'elembaban rata-rata harian ditemukan 10 dan 17 ha ri sebelum gempabumi utama
:erjadi. Anomali medan magnetik, elektromagnetik, variasi suhu pe rm ukaan dan
elembaban rata-rata harian dikla sifikas ikan sebagai prekursor skala waktu pendek.
=eriodisitas di zona subduksi Jawa dengan magnitude M 6 be rdasarkan kedalaman
3 mber menunjukan adanya kesamaan periodisitas gempabumi dominan yaitu sekitar
=1 pat hingga lima ta hun.
ata kunci: Prediktabilitas gempabumi, preku rsor, seismisitas, magnetik, suhu dan
~ embaban
~;; rG si Pengamatan Parameter Geofisika da/am Usaha Prediktabilitas Gempabumi 11

PRAKATA
Penelitian tentang "Integrasi Pengamatan Parameter Geofisika Dalam Usaha
Prediktabilitas Gempabumi" ini merupakan penelitian dalam rangka upaya untuk
prediktabilitas gempabumi serta dalam mendukung program mitigasi bencana
gempabumi sesuai dengan tugas pokok dan fungsi BMKG.
Seiring dengan banyaknya bencana gempabumi pada beberapa tahun terakhir
yang beberapa diantaranya menyebabkan tsunami, penelitian ini diharapkan dapat
memberikan sumbangan awal bagi berbagai pihak yang terkait dengan upaya mitigasi
bencana alam di Indonesia.
Tim peneliti menyampaikan terima kasih yang mendalam kepada Kepala Badan
Meteorologi Klimatologi dan Geofisika dan Kepala Pusat Penelitian dan Pengembangan
BMKG yang telah memberikan kepercayaan dan kesempatan kepada kami untuk
melakukan penelitian ini serta kepada DRN yang telah membiayai penelitian ini melalui
program insentif riset terapan, tahun anggaran 2010. Kami ucapkan terimakasih juga
kepada berbagai pihak atas dukungan penuh dalam pelaksanaan penelitian ini. Besar
harapan kami bahwa hasil penelitian ini akan memperkuat sistem peringatan dini
gempabumi dan tsunami yang telah BMKG lakukan selama ini.
Jakarta, 22 Nopember 2010
Tim Integrasi Pengamatan Parameter Geofisika Dalam Usaha
Prediktabilitas Gempabumi
Koordinator Peneliti
- :Egrasi Pengamatan Parameter Geofisika Da/am Usaha Prediktabi/itas Gempabumi III

DAFTAR 151
Halaman
LEMBAR IDENTITAS DAN PENGESAHAN ................................................................. ..
RINGKASAN ...................................... ............. ................... ........... .... .... ....................
PRAKATA ..................................................................................................................
DAFTARISI... ..... .............................. ..........................................................................
DAFTAR TABEl ............. ............................................................................................
DAFTAR GAMBAR ...................................... .. ................................................... .........
ii
jii
iv
vi
vii
BAB I
PENDAHULUAN
1.1 Latar Be/akang 1
1.2 Perumusan Masalah ............................ ............................................ 3
1.3 Tujuan ..... .... ................................................ .. .................................. 3
1.4 Manfaat ............... ....................................... .................................... 3
1.5 Wilayah Penelitian .................................................................... .... .. 4
BAB II
TINJAUAN PUSTAKA
11.1 Tatanan Tektonik Jawa ...... .. ...................................... ...................... 5
11.2 Seismisitas Wi/ayah Jawa dan Sekitarnya ........................................ 7
11.3 Prekursor Gempabumi....................................... .............................. 10
11.3.1. Lempang Tektonik dan Siklus Seismik ................................... 11
11.3.2. Proses Seismogenik ..... .................................................... .. .... 15
11.4 Prekursor Seismik ........................................................................... 19
11.4.1. Prekursor Kesenyapan Seismik .............................................. 19
11.4.1.1. Perubahan Laju Seismik dengan Fungsi LTA .............. 20
11.4.1.2. Perubahan Laju Seismik dengan Fungsi Percentage.. 20
11.4.2. Periadesitas Gempabumi ...................................................... 21
11.4.2.1. Teari Kegempaan ..................................................... 21
11.4.2.2. Cummulative Benioff Strain ...................................... 22
11.4.2.3. Periode Ulang Gempa .......... .. ... .. .............. ... ............. 22
-:Egrasi Pengamatan Parameter Geofisiko do/am Usaha Prediktabilitas Gempabumi
IV

11.5 Prekursor Magnetik dan Elektromagnetik .... ..................... .............. 23
11.6 Prekursor Suhu Udara dan Kelembaban .. ................. ................... .... 25
11.7 Transformasi Wavelet ..................... ......................................... ....... 27
11.7.1. Transformasi Wavelet Diskrit (DWT) .... ...................... .. .. ........ 28
11.7.2. Subband Coding dan Analisis Multiresolusi .... ................... ... .. 29
BAB III
METODE PENELITIAN
111.1. Pengoiahan dan Analisis Data Seismik sebagai Prekursor
Gempabumi ... .. .... ..... .. ........... ... .. ..... .. ............. ...... ............ ...... ...
34
111.2. Pengolahan dan Analisis Data Magnetik dan Elektromagnetik
sebagai Prekursor Gempabumi ............. .. .. .. ........................ ......
37
111.2.1. Pemilihan Data .. .. ............ .. ...... ...................... .................. 37
111.2.2. Metode Pengolahan Data .... .. .............. .. .. .......... .. .. .. .. ..... 37
))1.3. Analisis Integrasi Prekursor Gempabumi .. .. ...... ............. .. ... .. ..... 39
BABIV
HASIL DAN ANALISA
IV.l. Va riasi Spasia f Nila i-b 40
IV.2. Variasi Temporal Nilai-b ... .. .. .. .................. ...... ..... ....................... 41
IV.3. Periode Ulang Gempabumi .... ..... .. ..... .. ..................... .............. .. . 42
IVA. Perubahan Laju Seismisitas .... ... ............... ... ... .... ..................... .. . 43
IV.5. Pengolahan Data Medan Magnetik dan Elektromagnetik .. ..... .. .. 52
IV.6. Pengolahan Data Variasi Suhu Permukaan dan Kefembaban .... .. 59
IV .7. Integrasi Hasil Pengamatan Parameter Geofisika ... ........... .. .. .... . 63
_ B V KESIMPULAN DAN SARAN .. ........ ... .. .... .... ............ .. ........ ........ .. .. .. .... ........ 65
V.l. Kesimpulan .................... ....................... ..................... .. .............. 65
V.2. Saran ............. ... ... ..... ...................................... ...... .................. ... 65
- AR PUSTAKA ......... ... ... .. ...................... ................... .. ..... .. .. ... .. .... ..... ................. 67
-: r'Qsi Pengamatan Parameter Geofisika da/am Usaha Prediktabi/itas Gempabumi v

DAFT AR TABEL
Halaman
Tabel2.1
Sejarah Kegempaan di Wi/ayah Jawa (Muktaf, 2008 dan BMKG,
2010) ..................................................................................................... 9
Tabel4.1 Variasi Temporal b-value Pada Epicenter Gempabumi Ujungkulon ........ 48
Tabel4.2 Variasi Temporal b-value Pada Epicenter gempabumi Tasikmalaya 52
TabeI4.3.
Rentang waktu kemunculan prekursor sebelum gempabumi dari
data magnetometer dan magnetotellurik ..............................................
58
TabeI4.4.
Rentang waktu kemunculan prekursor sebelum gempabumi dari
masing-masing parameter ..... .. ..... .. .. ......... .. .......... ................................
64
- ~gra si Pengamatan Parameter Geofisika da/am Usaha Prediktabi/itas Gempabumi VI

DAFTAR GAM BAR
Halaman
Gambar 2.1.
Zona Subduksi di Selatan Jawa sejauh 250 km dari Pantai Selatan
Pulau Ja\"Ja (USGS) ...... ... .... ................ ................................. ... ... .. ....... 5
Gambar 2.2.
Skema Elemen-elemen Tektonik dalam Pertemuan Lempeng Berupa
Zona Subduksi (MAE) ......... .. ..... ... ........................................ ............. 6
Gambar 2.3.
Penampang vertikal di bawah Jawa, dimana penunjaman litosfer
masih kontinyu (Sri Widiyantoro & Nanang T. Puspito, 1998) ..... .. .. .. 7
Gambar 2.4.
Seismisitas Wilayah Jawa (data BMKG dan USGS, 2010) .. .. .. .............. 8
Gambar.2.s. Perbandingan diagram skematis siklus seismik (Fedotov.. 1968)
dengan proses seismogenic. (A) Membagi siklus seismik pada garis
putus-putus menjadi dua tahapan, (B) Menunjukkan precursor
seismik dan gempa susuian untuk masing-masing gempabumi
utama. (C) Prekursor seismik merupakan bentuk dasar step-function,
meskipun waktu pada proses seismogenik dapat berfluktuasi dalam
berbagai variasi waktu sebelum dan sesudah gempabumi utama,
seperti ditunjukkan oleh panah. .............. ......................................... 14
Gambar 2.6.
Skematik Proses Seismogenik merupakan masalah yang sistematik
b&>rtinQk"'t Hal::.m I "'aha nr&>dikci Q&>mnabum '! (JorHa n
.... 110' ..... - , ...... , . _ .... I. ,..,,­ I ....'b-' t'" II - 1' l,n08"
\"-"'" // • •• ••••••• • 17, _
Gambar 2.7.
Fenomena yang terkait di dalam sistem ionosphere-atmospherelithosphere.
(Yumoto dkk., 2006) ..................... .... .. .......................... 18
Gambar 2.8
Gambar 2.9.
Konsep sinyal EM (Yumoto et aL, 2006) .. .. .... .................................... 24
a) Catatan aliran radon daerah Marmara,Turki dekat dengan
aktivitas tektonik sebelum dan sesudah gempa b.) Variasi suhu
permukaan rata-rata harian (Pulinets, 2007) .... ............. ...... .. ........... 25
:= ambar 2.10. a) Variasi suhu udara permukaan rata-rata harian pad a daerah dekat
dengan episenter gempabumi. ~ mengindikasikan kejadian
gempabumi, * mengindikasikan parameter yang diinterpretasikan
sebagai fenomena precursor. b) Variasi suhu udara permukaan
harian (garis hitam) dan kelem baban relatif (garis putus-putus) di
· ~ ; ra si Pengamatan Parameter Geofisika da/am Usaha Prediktabi/itas Gempabumi V II

Guadalajara (atas) dan d i Zamora (bawah) pada September 1985
(Pulinets, 2007) ....... ... .. .................................................................... 26
Gambar 2.11. Contoh Algoritma Coding Subband ................................................... 32
Gambar 3.1. Diagram alir penelitian .......................... ................ ........ ................... 36
Gambar 3.2. Peta sebaran gempabumi tahun 2009 - 2010 dengan manitudo
M;:::5 dan radius 300 km dari stasiun pengamatan medan megnet
bumi dan magnetotelluric di Observatori Geofisika Pelabuhan
Ratu, Sukabumi .......... ..... ...................................... ..... ...................... 38
Gambar 4.1.
Variasi Nilai-b (a) dan Variasi Nilai-A (b) Zona Subduksi Jawa dari
Katalog NEIC 1973-2010. Nilai-b Diestimasi dari Wilayah Dengan
Radius Konstan Atau Minimum 80 Gempa Dengan Grid O,2°XO,2°.... 40
Gambar 4.2. Peta Densitas Kegempaan Wilayah jawa Periode 1973-2010 ............ 41
Gambar 4.3.
Variasi Temporal Nila i-b Zona Subduksi Jawa dar; Katalog NEIC
1973-2010 ... .. .................. ................................................................. 41
Gambar 4.4. Peta Periode Ulang Gempabumi Zona Subduksi Jawa M=6 ............... 42
Gambar 4.5.
Variasi nilai-z data NEIC 1973.0579 - 2009.6694 dengan fungsi
LTA (a) Cut at 2004.65 (b) Cut at 2005.65 (c) Cut at 2006.65 (d)
Cut at 2007.65. Grid 0,15xO,15 N 100. Nilai positip
mengindikasikan penurunan tingkat seismisitas ............................... 44
Gambar 4.6.
Variasi nilai-z data NEIC 1973.0579 - 2009.6694 dengan fungsi
Percentege (a) Cut at 2004.65 (b) Cut at 2005.65 (c) Cut at
2006.65 (d) Cut at 2007.65. Grid O,15xO,15 N 100. Nilai positip
mengindikasikan penurunan tingkat seismisitas ............................... 44
-ambar 4.7. Variasi Temporal Nilai-b di daerah Jawa barat sebelum
gempabumi Tasikmalaya 2 September 2009..................................... 45
::ambar 4.8. Variasi nilai-z data NEIC 1973,0863-2009,7902 dengan fungsi LTA
(a) Cut at 2003,3 (b) Cut at 2004,3 (c) Cut at 2005,3 (d) Cut at
2006,3 (e). Cut at 2007,3 dan (f) Cut at 2008,3. Grid 0,15xO,15 N
100. Nilai positip mengindikasikan pen urunan tingkat seismisitas.... 46
- m bar 4.9. Variasi nilai-z data NEIC 1973,0863-2009,7902 dengan fungsi
Percentage (a) Cut at 2003,3 (b) Cut at 2004, 3 (c ) Cut at 2005,3
':': ']'Dsi Pengamatan Parameter Geofisika da/am Usaha Prediktabi/itas Gempabumi
Vlll

(d) Cut at 2006, 3 (e) . Cut at 2007,3 da n (f) Cut at 2008,3. Grid
0,15xO,15 N 100 ....... ... ..................................................................... 47
Gambar 4.10. a) b-value pada hiposenter data 1973.0863 sId 2005.7738 grid
0.2xO.2 jumlah N min imum 30, Ra dius Tetap R 110 km (b-value
1.18 Cum Number 116). b) b-value pada hiposenter data
1973.0863 sId 2006.7826 (b-value 1.15 Cum. Number 288). c) b­
value pada hiposenter data 1973.0863 sId 2007.8115 (b-value
1.13 Cum. Number 305) .......... .. .... .......... .. ............................. ..... .. ... 47
Gambar4.11. Variasi nilai-z data NEIC 1973,06-2010,26 dengan fungsi LTA iwl
1,5 tahun (a) Cut at 2005,75 (b) Cut at 2006,75 (c) Cut at 2007,75
dan (d). Cut at 2008,75. Grid 0,15 x 0,15 N = 80. ............................... 49
Gambar 4.12. Variasi nilai-z data NEIC 1973,06-2010,26 dengan fungsi
Percentage (a) Cut at 2008,75 (b) Cu t at 2007,75 (c) Cut at
2006,75 dan (d). Cut at 2005,75 .. .. ....................... .. .......................... 50
Gambar 4.13a. b-value pada kedalaman hiposenter data 1973.0579 sId
2005.2854 grid 0.2xO.2 jumlah N minimum 30, Radius Tetap R
110 km (b-value 0.96 Cum. Number 192) ......................................... 50
Gambar 4.13b. b-value pada kedalaman hiposenter data 1973.0579 sId
2006.3763 grid 0.2xO .2 jumlah N minimum 30, Radius Tetap R
110 km (b-value 1.1 Cum. Number 205) ........................................... 51
Gambar 4.13c. b-value pada kedalaman hiposenter data 1973.0579 sId
2007.3726 grid 0.2xO.2 jumlah N minimum 30, Radius Tetap R
110 km (b-value 1.31 Cum. Number 225) ............... ..... .. .... ............... 51
ambar 4.13d. b-value pada kedalaman hiposenter data 1973.0579 sId
2008.3691 grid 0.2xO.2 jumlah N minimum 30, Radius Tetap R
110 km (b-value 1.23 Cum. Number 232) ...................................... ... 51
':a mbar 4.13e. b-value pada keda laman hiposenter data 1973.0579 sId
2009.3672 grid O.2xO.2 j um!ah N minimum 30, Radius Tetap R
110 km (b-value 1 Cum. Num ber 250) ............................... .... ..... ... ... 52
:; -mbar 4.13f. b-value pada ked alaman hiposenter data 1973.0579 sId
2010.3767 grid 0.2xO.2 jumla h N minimu m 30, Radius Tetap R
110 km (b-value 0.93vCum. Number 272) ............... ......................... 52
·:c; ~'-' s i Pengamatan Parameter Geofisika dafam Usaha Prediktabifitas Gempabumi IX

Gam bar 4.14. Variasi harian data magnetik pada t anggall Januari 2010 ................ 53
Gambar 4.15. HasH filter wavelet dari data medan magnetic komponen H, 0, Z,
nilai harian polarisasi medan magnetik komponen horizontal dan
vertikal dan dst index da lam re nt ang waktu Agustus - Oesember
2009 ... .. ............ ... ......... .. .......... .... ......... ... ........ ................................ 54
Gambar 4.16. Hasil filter wavelet dari data medan magnetik komponen H, 0, Z,
nilai harian polarisasi medan magnetik komponen horizontal dan
vertikal dan dst index dalam rentang waktu Januari -
Agustus
2010 ............................... .. ..... .. .. ..... .. .... ............................................ 55
Gambar 4.17. Hasil filter wavelet dari data MT medan magnetik komponen X, V,
Z, nitai harian pola risa si medan magnetik komponen horizontal
dan vertikal dan dst index dalam rentang waktu Agustus -
Oesember 2009 ............. ........... ................ .. ............... ........... ... .. ..... .. 56
Gambar 4.18. Hasil filter wavelet dari data MT medan magnetik komponen X, V,
Z, nilai harian polarisasi medan magnetik komponen horizontal
dan vertikal dan dst index dala m rentang waktu Januari -
Agustus 2010..... ...... ....... ...... .. .. ....... .... .......... ........... ..... .... ....... ......... 57
Gambar 4.19. Hasil pengolahan data menggunakan metode continuous wavelet
transform (CWT) untuk data magnet dalam rentang waktu 11 -
30 Juni 2010 ............. ... ........ ........... ..... .. ........................................ .. . 59
Gambar 4.20. Grafik vadas; suhu permukaa n dan kelembaban rata-rata harian
15 hari sebelum terjadi gempabumi pada tanggall0 Januari 2010
(M5.3), 20 Pebruari 2010 (M5.0), 18 Mei 2010 (M6.0) dan 26 Juni
2010 (M6.3) ........ .... ...... .. ....... .. ......................... ................. ..... .......... 60
..:l ambar 4.21. Mekanisme siklus seimogenesis di wilayah penelitian dari
integrasi hasil penga matan pa rameter geofisika di daerah
Pelabuhan Ratu .. .. ........ ......... ............................ ..... .. ..... .... ... .... ....... . 64
-=:;'osl Pengamatan Parameter Geofislka da/am Usaha Predlktabilitas Gempabuml
x

BABI. PENDAHULUAN
1.1. Latar Belakang
Berdasarkan peta bencana seismik, wilayah Indonesia termasuk daerah yang
rawan terjadi gempabumi karena berada pada pertemuan tiga jalur aktivitas seismik
dengan kategori sangat aktif. Hal ini makin dikuatkan karena akhir-akhir ini sering
terjadi gempa-gempa besar di Indonesia yang mengakibatkan banyak korban jiwa,
misalnya gempa Aceh, Nias, Jogjakarta, Padang, Pangandaran dan beberapa
gempabumi besar lainnya, sehingga memerlukan perhatian yang sangat besar untuk
mitigasi gempabumi skala besar di masa yang akan datang. Banyaknya korban dan
kerugian akibat kejadian gempabumi ini telah menarik para peneliti baik di dalam
maupun luar negeri untuk melakukan riset tentang kegempaan dan tsunami di
Indonesia.
Setidaknya ada tiga pendekatan yang mungkin dilakukan untuk meminimalkan
dampak dari
kejadian gempabumi yang sedang dikembangkan oleh peneliti.
Mengembangkan struktur tahan gempabumi,
mengembangkan upaya prediksi
terjadinya gempabumi dan meningkatkan kapasitas masyarakat dalam menghadapi
bencana gempabumi adalah upaya pendekatan yang dapat dilakukan oleh banyak
pihak. Secara umum, tiga pendekatan tersebut sedang dikembangkan secara sporadis
tanpa perencanaan terpadu. Peningkatan kuantitas dan intensitas bencana alam dunia
(Widodo, 2009) telah membangun kesadaran yang lebih baik diantara peneliti, praktisi,
pendidik, tokoh masyarakat serta pejabat pemerintah untuk bekerjasama secara
terpadu dalam menangani masalah bencana alam.
Satu hal yang menarik dan menjadi tantangan besar bagi peneliti adalah
pendekatan kedua yaitu upaya memprediksi terjadinya gempabumi.
Parameter
prediksi gempabumi adalah lokasi, besar magnitude dan waktunya. Perkiraan lokasi
dan besarnya gempabumi dapat saja dilakukan, namun tantangan yang paling sulit
adalah menjawab kapan gempabumi tersebut terjadi. Berdasarkan pada pengalaman,
dapat diamati bahwa terjadinya gempabumi biasanya didahului dengan fenomena
ntegrasi Pengamatan Parameter Geofisika da/am Usaha Prediktabilitas Gempabumi 1

yang dapat diamati (Sneider & Eck, 1997). Fenomena ini dirumuskan berdasarkan
hipotesa bahwa gempabumi terjadi ketika akumulasi energi regangan menyebabkan
tingkat stres yang mendekati tingkat maksimum stres kerak bumi. Akumulasi strain di
sekitar inti pusat gempa dapat menyebabkan perubahan volumetrik dan menimbulkan
perubahan fisis yang teramati sebagai tanda-tanda awal (prekursor)
gempabumi. Tegangan/regangan batuan di kerak bumi dapat menghasilkan prekursor
yang dapat diamati sebagai representasi dari anomali kondisi normal. Fenomena ini
mirip dengan retakan mikro yang diikuti oleh suara lembut kayu atau bambu yang
ditekuk sebelum patah (Widodo, 2009).
Parameter-parameter geofisika bisa diteliti lebih lanjut untuk mendeteksi
fenomena-fenomena tersebut sebagai prekursor terjadinya gempabumi besar. Secara
fisika bisa diungkapkan bahwa apabila materi mengalami stress maka beberapa sifat
materi tersebut mengalami perubahan yang dapat diamati, seperti kepadatan,
kandungan air, kandungan elektron, sifat kemagnetan, sifat radio aktif dan sebagainya.
Daerah pertemuan lempeng tektonik merupakan daerah dengan akumulasi stress yang
tinggi akibat tekanan pergerakan lempeng tektonik, maka bisa dilakukan pengamatan
parameter geofisika seperti perubahan gravitasi, elektron, kemagnetan, tinggi air
tanah, radon (radio aktif), seismik dan parameter geofisika lainnya sebagai upaya
untuk meneliti adanya prekursor sebelum kejadian gempabumi.
Walaupun penelitian-penelitian mengenai hal ini telah banyak dilakukan oleh
peneliti di seluruh dunia namun hingga saat ini gempabumi belum bisa diprediksikan
sebab fenomena kegempaan merupakan fenomena gerakan lempeng secara tiba-tiba
yang terjadi di dalam bumi (pusat gempa) yang menimbulkan gangguan yang menjalar
ke segala arah sebagai gelombang. Gangguan tersebut berupa osilasi medium yang
dapat dinyatakan sebagai displacement.
Besarnya gangguan dan perambatannya
dipengaruhi oleh mekanisme sumber di pusat gempa (hiposenter) dan struktur bawah
oermukaan. Oleh karena itu penelitian-penelitian yang ada saat ini diarahkan ke
3nalisa prediktabilitas gempabumi dan tsunami. Penelitian ini akan menyelidiki dataata
pengamatan seismik, geomagnetik, dan elektromagnetik dari beberapa stasiun
':Jengamatan yang ada di satu wilayah secara terintegrasi sehingga masing-masing data
-~egrasi Pengamatan Parameter Geofisika dalam Usaha Prediktabilitas Gempabumi 2

akan saling menguatkan dalam interpretasi dan penentuan pola-pola yang
mengandung prekursor gempabumi.
1.2. Perumusan Masalah
Penelitian mengenai parameter geofisika dalam rangka untuk mengetahui
adanya prekursor gempabumi telah dilakukan di Indonesia tetapi secara terpisah untuk
masing-masing metode dalam suatu wilayah yang berbeda. Hasil-hasil penelitian
tersebut masih menemukan suatu keraguan karena adanya pola yang tidak konsisten.
Oleh karena itu penelitian secara integrasi pengamatan parameter-parameter geofisika
dengan suatu jaringan peralatan yang berbeda dalam suatu tempat untuk mengamati
even gempabumi dalam waktu yang sama perlu dilakukan agar lebih menguatkan
interpretasi adanya anomali berkaitan dengan gempabumi. Untuk tujuan penelitian ini
di pilih tempat di Jawa Barat, dimana di Jawa Barat sudah terpasang peralatan
pengamatan parameter-parameter geofisika tersebut, selain itu aktivitas
kegempaannya cukup tinggi.
1.3. Tujuan
Tujuan penelitian ini adalah sebagai berikut :
1. Melakukan analisis stokastik data historis gempabumi di Indonesia
2. Menganalisis data-data integrasi pengamatan parameter geofisika yang
mengandung informasi prekursor gempabumi yang telah terjadi
3. Menguji prediktibilitas gempabumi berdasarkan informasi prekursor hasil integrasi
pengamatan parameter geofisika
1.4. Manfaat
Manfaat yang diharapkan dapat diperoleh dari penelitian integrasi pengamatan
arameter geofisika dalam usaha prediktabilitas gempabumi adalah sebagai berikut :
1. Tersedianya informasi mengenai parameter geofisika sebagai precursor
gempabumi yang semakin dapat dipercaya
tegrasi Pengamatan Parameter Geofisika da/am Usaha Prediktabi/itas Gempabumi 3

2. Tersedianya informasi tentang mekanisme siklus seimogenesis di wilayah
penelitian
3. Tersedianya informasi studi precursor untuk menuju prediksi gempabumi dari
integrasi pengamatan data-data geofisika
1.5. Wilayah Penelitian
Wilayah penelitian adalah di Jawa Barat dan sekitarnya. Jawa Barat dipilih
karena merupakan kawasan yang rawan gempabumi yang dicerminkan dengan
tingginya frekuensi kejadian gempabumi di wilayah ini.
Hal lain yang menjadi
pertimbangan adalah bahwa di Jawa Barat telah terpasang beberapa peralatan untuk
monitoring parameter-parameter geofisika sehingga tujuan integrasi pengamatan
parameter geofisika dapat terlaksanakan.
~-e grasi Pengamatan Parameter Geofisika do/am Usaha Prediktabi/itas Gempabumi 4

BAB II. TINJAUAN PUSTAKA
11.1. Tatanan Tektonik Jawa
Tektonik Jawa didominasi oleh tunjaman ke utara lempeng oseanik Indo­
Australia di bawah lempeng kontinen Eurasia yang relatif diam, dan diperkirakan
kecepatan pergerakannya 6 cm/tahun dengan arah mendekati normal terhadap
palung. Lempeng Indo-Australia menunjam dengan kedalaman berkisar 100-200 km di
bawah pulau Jawa dan sekitar 600 km di utara Jawa. Akibat tunjaman tersebut
terbentuk struktur-struktur geologi regional di wilayah daratan Jawa. Struktur terse but
dapat diamati di daratan Jawa bagian barat hingga Jawa bagian timur, di antaranya
Sesar Banten, Sesar Cimandiri, Sesar Citarik, Sesar Baribis, Sesar Citanduy, Sesar
Bumiayu, Sesar Kebumen - Semarang - Jepara, Sesar Lasem, Sesar Rawapening, Sesar
Opak, Sesar Pacitan, Sesar Wonogiri, Sesar Pasuruan, dan Sesar Jember. Konsekuensi
lain tunjaman lempeng tersebut mengakibatkan kegempaan yang tinggi dan lebih dari
20 gunung api aktif di zona ini. Gambar 2.1 dan 2.2 menunjukkan ilustrasi penunjaman
lempeng Indo-Australia pad a lempeng Eurasia.
Gambar 2.1. Zona Subduksi di Selatan Jawa sejauh 250 km dari Pantai Selatan Pulau Jawa
(USGS)
, tegrasi Pengamatan Parameter Geofisika dalam Usaha Prediktabilitas Gempabumi 5

,..', .
.,
","I
>::::::::::::==.::==:::::....-~
",",
Sea level
I
.....
Uthosph ere
[--­
-- -........
la1e
"'­--....,- \ 1OD·km depth
Earthquakes ..,
Gambar 2.2. Skema Elemen-elemen Tektonik dalam Pertemuan Lempeng Berupa
Zona Subduksi (MAE)
Dari hasil studi tomografi Widiyantoro, S. & Puspito, N.T., 1998 untuk daerah
Busur Sunda, dinyatakan bahwa lempeng litosfer di bawah Busur Sunda bagian timur
(Jawa-Flores) masih kontinyu, tetapi ada indikasi bahwa lempeng lithosfer mantel
bagian atas menyempit terutama di bawah Jawa. Selain itu, ditemukan pula adanya
seismic gap di selatan Jawa yang dicirikan dengan adanya kekosongan pusat gempa.
Hal tersebut di atas mengindikasikan bahwa struktur lempeng yang menunjam di
bawah 8usur Sunda bagian timur lebih dalam dibandingkan dengan struktur lempeng
yang menunjam dibawah Busur Sunda bagian barat.
Sudut penunjaman di bawah Busur Sunda bagian timur sekitar 60°, sedangkan
di bawah Busur bagian barat sekitar 40° (Widiyantoro dan Van der Hilst, 1996).
Dengan melihat fakta tersebut dapat diperkiraka n bahwa dalam skala waktu geologi,
mur Busur Sunda bagian timur lebih tua sehingga lebih rigid dengan densitas lebih
:)esar dibandingkan dengan umur Busur Sunda bagian ba rat.
ntegrasi Pengamatan Parameter Geofisika do/am Usaha Prediktabilitas Gempabumi 6

1410 km
410 km
660 km
Anomali kecepat

ermekanisme sesar naik telah terjadi pada lajur Sesar Cimandiri pada peristiwa
gempa bumi Gandasoli Sukabumi (1982) dan gempa bumi Cibadak Sukabumi (2000).
Gempa bumi Majalengka 1990 bermekanisme sesar naik telah terjadi pada lajur sesar
naik Baribis. Gempa bumi bermekanisme sesar mendatar menganan telah terjadi di
lajur sesar geser Bumiayu pada peristiwa gempa bumi Bumiayu (1995). Demikian pula
halnya pada peristiwa gempa bumi Yogyakarta (2006) yang memperlihatkan
mekanisme sesar mendatar mengiri.
I
-6~
1994.87 M=6 .5
~~ ­
,-' 1994.74 M-6.~
::;;z 1992.67 M=6.7
-7
2000.82-M= .8'
OJ 2009.79M=o. __..........
88,;;.:.63 M=6.1
(j)
2006.55 M=6.1 ~ '/~ 2001.40 M=6.3 [
"'0
-8
(j) 1999.97 M=6.5 ~"O 2009.67 M=7.0 ~-: 2006.40 M=6.3 >"} 199
"'0
,. 4M=6.7 ~
:::l 1996.94M=6.1 ...., 199 .44 - "
:.= -C'CI
....J -9 L
.J_ 0 2006.54 M=6.1.
• I
-10
-11
L.'> .,J... r.:r 1985.~
> • ...~
2006.54 M~7.7 _'­
L,J. 2006.54 M=6.1 1994.~ M=6.6 ~
L) 2009.68 M=6.2 ...._ .,.....).). 1994.45 M:
1974.68 M=6.6 ..... ...l1....;
.. . r
¢ 19.94.42 M=6./
z) 1979.56 M=6.9 1994.42 M=6 .__ 994.42 M=7.8 - r
1994.45 M=6.2 I
-12 +-----~--~----_.----~----~----~----,_--~----_.-----
105 106 107 108 109 110 111 112 113 114 115
Longitude [deg]
z

MMI (Modified Mercalli Intensity). Skala MMI ini memiliki skala gempa kualitatif dari I
sampai XII berdasarkan tingkat kerusakan yang disebabkan oleh suatu gempa.
Tabel2.1 Sejarah Kegempaan di Wilayah Jawa (Muktaf, 2008 dan BMKG, 2010)
Tahun Bulan Tanggal latitude Longitude
Ms, Intensity, atau
keterangan
Kedalaman
(km)
1797 - - - - 8.4 -
1833 - - - - 8.7 -
1840 lanuari 4 - - Tsunami -
1859 Oktober 20 - - Tsunami -
1867 Juni 10 - - MM>VIII -
1875 Maret 28 - - MM=V~VII -
1903 Februari 27 8.00 106.00 7.9 25
1921 September 11 11.35 110.76 7.5 -
1937 September 27 8.88 110.65 7.2 -
1955 Mei 29 10.30 110.50 6.38 -
1962 Desember 21 9.00 112.40 6.27 -
1963 Desember 16 6.40 105.40 6.13 -
1972 Mei 28 11.05 116.97 6.2 -
1974 September 7 9.80 108.48 6.5 -
1976 luli 14 8.22 114.87 6.5 36
1977 Agustus 19 11.16 118.41 7.9 33
1977 Oktober 7 9.95 117.32 6.3 33
1979 Juli 24 11.15 107.71 6.9 31
1979 Oktober 20 8.32 116.02 6.2 33
1979 November 2 7.66 108.25 6.0 25
1979 Desember 17 8.41 115.96 6.3 33
1982 Maret 11 9.27 118.48 6.4 33
1982 Agustus 7 11.14 115.42 6.2 33
2006 Mei 27 7.96 110.46 6.3 10
2006 Juli 17 9.22 107.32 7.7 34
2009 September 2 -7.81 107.26 7.0 46
I
)ari catatan tersebut dapat dilihat bahwa kejadian gempa besar dengan kekuatan
'l1agnitude lebih besar dari 7 terjadi kurang lebih 25 tahun se kali.
Sementara efek
teqrasi Pengamatan Parameter Geofisika da/am Usaha Prediktabilitas Gempabumi 9

ikutan yang diakibatkan oleh gempa di sekitar Jawa dari catatan tersebut bahkan ada
yang mengakibatkan tsunami, sehingga wilayah-wilayah di sekitar pantai selatan Jawa
memilki potensi bencana akibat gempa dan tsunami.
11.3. Prekursor Gempabumi
Gempabumi merupakan gerakan atau hentakan tiba-tiba akibat pelepasaan
akumulasi energi yang disebabkan oleh tumbukan antar lempeng, pergeseran sesar,
aktivitas gunungapi atau proses-proses lain hasil dari pelepasan akumulasi energi di
bumi. Energi yang teriepas tersebut disebarkan kesegala arah da!am bentuk
gelombang seismik/gelombang gempa. Gelombang seismik adalah gelombang elastik
yang dapat menjalar ke seluruh bagian dalam bumi dan melalui permukaan bumi, yang
diakibatkan adanya gempabumi atau suatu ledakan. Pengembangan seismologi pada
saat ini adalah mencari tahu dimana energi ini berasal dan menurut Max Wyss (2000)
berasal dari pergerakan lempeng elastik pada permukaan bumi yang berperan dalam
konveksi pendinginan planet.
Dalam ilmu fisika, sejauh mana memahami fenomena ini sering diukur dengan
seberapa baik bisa memprediksinya. Oleh karena itu, pertanyaannya adalah bukan
pada apakah bisa atau tidaknya memprediksi gempabumi, melainkan adalah seberapa
baik kita bisa memprediksi gempabumi tersebut. Geller dkk. (1997a) memperkenalkan
definisi prediksi dalam jangka waktu yang sangat pendek sehingga berpendapat bahwa
gempabumi tidak dapat diprediksi karena adanya unsur ketidakteraturan tentang
kapan waktu kejadiannya. Menurut Max Wyss (2000), pernyataan bahwa gempabumi
tidak dapat diprediksi itu salah, karena gempabumi dapat diprediksi jika menggunakan
definisi yang berlaku secara umum dalam prediksi.
Definisi prediksi yang umumnya digunakan adalah penentuan lokasi, ukuran
dan waktu kejadian, semua dengan range kesalahan dan probabilitas (Allen, 1976).
Selain itu diperlukan perkiraan probabilitas dalam menentukan gempabumi yang
I
ungkin akan terjadi atau hanya suatu kebetulan, hal ini diperlukan karena prediksi
gempabumi merupakan suatu permasalahan yang tidak sederhana.
Prediksi gempabumi dapat dikategorikan sebagai probabilistik atau
:~terministik. Gempabumi merupakan fenomena yang sangat komplek sehingga tidak
- ~ 9 grasi Pengamatan Parameter Geofisika da/am Usaha Prediktabi/itas Gempabumi
10

dapat diprediksi dengan penerapan hukum-hukum fisika seperti yang sudah dikenal,
seperti halnya arus listrik dalam rangkaian resistif yang dapat diprediksi dengan hukum
Ohm. Oleh karena itu informasi yang paling sering dipakai dalam pernyataan prediksi
adalah menggunakan teori probabilitas. Namun demikian istilah probabilitas tidak bisa
sepenuhnya digunakan dalam pernyataan zonasi seismik melainkan dalam probabilitas
yang tidak bervariasi dengan waktu. Prediksi bisa dikatakan sebagai suatu pemahaman
dan tujuan dari semua ilmu pengetahuan. Penelitian tentang prediksi gempabumi
selalu ada dalam sejarah seismologi dimana prediksi gempabumi ini merupakan suatu
hal yang sulit.
Pemahaman mengenai mekanisme kegempaan dan fenomena alam yang
muncul sebelum (precursor) gempabumi terjadi sangat diperlukan dalam langkah awal
prediksi gempabumi. Pada umumnya penelitian prediksi gempabumi yang dilakukan
sampai saat ini adalah berdasarkan pada pengamatan prekursor gempabumi seperti
seismisitas, elektromagnetik, medan magnet bumi, sesar aktif, deformasi kerak dan
parameter fisika lainnya.
11.3.1. Lempeng Tektonik dan Siklus Seismik
Teori Lempeng Tektonik
berasal dari hipotesis continental drift yang
dikemukakan oleh Alfred Wegener tahun 1912. Dan dikembangkan lagi dalam bukunya
The Origin of Continents and Oceans terbitan tahun 1915. la mengemukakan bahwa
benua-benua yang sekarang, dahulunya merupakan satu bentang benua yang bergerak
menjauh sehingga melepaskan benua-benua tersebut dari inti bumi seperti
'bongkahan es' dari granit yang bermassa jenis rendah yang mengambang di atas
lautan basal yang lebih padat. Namun, tanpa adanya bukti terperinci dan perhitungan
gaya-gaya yang dilibatkan, teori ini dikesampingkan. Mungkin saja bumi memiliki kerak
yang padat dan inti yang cair, tetapi tampaknya tetap saja tidak mungkin bahwa
~agian-bagian kerak tersebut dapat bergerak-gerak. Kemudian teori ini dibuktikan oleh
geolog Inggris Arthur Holmes pada tahun 1920 yang mengemukakan bahwa tautan
agian-bagian kerak ini kemungkinan ada di bawah laut sehingga terbukti juga teor;
3ahwa arus konveksi di dalam mantel bumi adalah kekuatan penggeraknya.
'1 tegrasi Pengamatan Parameter Geofisika da/am Usaha Prediktabi/itas Gempabumi 11

Bukti pertama bahwa lempeng-Iempeng itu memang mengalami pergerakan
didapatkan dari penemuan perbedaan arah medan magnet dalam batuan-batuan yang
berbeda usianya. Penemuan ini dinyatakan pertama kali pada sebuah simposium di
Tasmania tahun 1956. Mula-mula, penemuan ini dimasukkan ke dalam teori ekspansi
bumi, namun selanjutnya lebih mengarah ke pengembangan teori tektonik lempeng
yang menjelaskan pemekaran (spreading) sebagai konsekuensi pergerakan vertikal
(upwelling) batuan, teori ini juga menyangkal bahwa ukuran bumi terus membesar
atau berekspansi (expanding earth) dengan memasukkan zona subduksi/hunjaman
(subduction zone), dan sesar translasi (translation fault). Pada waktu itulah teori
tektonik lempeng berubah dari sebuah teori yang radikal menjadi teori yang umum
dipakai dan kemudian diterima secara luas di kalangan ilmuwan. Penelitian lebih lanjut
tentang hubungan antara seafloor spreading dan pembalikan medan magnet bumi
(geomagnetic reversal) dilakukan oleh geolog Harry Hammond Hess dan oseanograf
Ron G. Mason yang menunjukkan dengan tepat mekanisme yang menjelaskan
pergerakan vertikal batuan yang baru.
Seiring dengan diterimanya anomali magnetik bumi yang ditunjukkan dengan
lajur-Iajur sejajar yang simetris dengan magnetisasi yang sama di dasar laut pada
kedua sisi mid-oceanic ridge, teori lempeng tektonik ini menjadi diterima secara luas.
Kemajuan pesat dalam teknik pencitraan seismik di dalam dan sekitar zona Wadati­
Benioff dan beragam observasi geologis lainnya kemudian mengukuhkan teori
lempeng tektonik sebagai teori yang memiliki kemampuan yang luar biasa dalam segi
penjelasan dan prediksi.
Penemuan teori lempeng tektonik in; memberikan kontribusi yang besar dalam
memahami fenomena gempabumi. Zona Wadati-benioff memberikan bukti tentang
subduksi dan seismisitas mid-ocean dalam pembentukan lempeng. Sistem pergerakan
empeng perlahan-Iahan menjelaskan pengklasifikasian bagian tektonik dan seismik.
lasifikasi baru ini membolehkan data-data rekaman sejarah kegempaan diekstrapolasi
:Jada area sekitarnya sesuai dengan perkembangan zonasi seismik.
Teori lempeng tektonik juga mendukung bahwa terjadinya gempabumi utama
....... empunyai kerakteristik khusus dan dapat diprediksikan. Dengan diketahuinya
-.egrasi Pengamatan Parameter Geofisika da/am Usaha Prediktabi/itas Gempabumi 12

kecepatan relatif gerak lempeng di setiap batas lempeng dan menunjukkan waktu yang
konstan maka gempa-gempa besar di batas lempeng seharusnya terjadi pada suatu
interval yang teratur, yaitu siklus.
Konsep siklus seismik (Fedotov, 1968) adalah konsekuensi dari hipotesis seismic
gab (kesenyapan seismik) (Fedotov, 1965), yang hukum-hukumnya berlaku dalam
ketiga parameter gempa utama yaitu lokasi, besar dan waktu terjadinya. Patahan
dapat dibagi menjadi segmen permanen dimana pada masing-masing gempabumi yang
tejadi mempunyai karakteristik magnitudo dan interval yang teratur. Durasi siklus
seismik dalam suatu segmen terkait denga n tingkat rata-rata kegempaan di daerah
tersebut (parameter yang bergantung pada kecepatan relatif lempeng). Tetapi model
ini terlalu sederhana yang berarti bahwa setiap segmen patahan terisolasi dari
lingkungannya, regangan elastis di lithosfer hanya terkait dengan gerakan lempeng dan
pelepasan regangan ini hanya berkaitan dengan besarnya karakteristik gempabumi.
Namun keteraturan ini hanya bisa dicapai pada suatu kondisi fisik yang ideal dan hal ini
telah diakui dalam beberapa variasi model yang diusulkan, misalnya, bahwa magnitudo
dan waktu gempabumi sebagian bergantung pada besarnya gempabumi sebelumnya
dalam suatu siklus (Papazachos et ai, 1997.)
Bagian utama dari siklus seismik diperlihatkan secara skematis pada Gambar.
2.5A. Siklus dimulai dan diakhiri oleh gempabumi utama. Ada tiga tahap: tahap
pertama yaitu gempa susulan dari gempabumi utama sebelumnya, tahap kedua adalah
interval yang sangat panjang dengan kegempaan relatif rendah dan tahap ketiga
adalah percepatan aktivitas yang berpuncak pada gempabumi utama berikutnya.
Tahap yang ketiga yang sering disebut tahap percepatan aktivitas pelepasan energi
inilah yang telah menarik banyak perhatian ka rena kemungkinan pada saat inilah
dimana bisa dilakukan prediksi kuantitatif untuk kejadian gempabumi berikutnya
dalam suatu siklus. Dengan kata lain bisa disebut sebagai precursor gempabumi
(misalnya Bufe dan Varnes, 1993; Jaume da n Sykes, 1999).
- tegrasi Pengamatan Parameter Geofisika da/am Usaha Prediktabi/itas Gempabumi 13

,j
,'f
- '~i rrs_
A.. - h~ "Sel!:ii-1iC Cl/ :j~ "
'·A:t It\':hnr"
1
"
Il l.
.!.,t:er
"
/
1 1' ~ 1 ~ ---:'"
8 . T~fi ' s
C TilE' ~ f}'S J r · ::;g cnr~ ::; ' CCC:!3 ~
Gambar. 2.5. Perbandingan diagram skematis siklus seismik (Fedotov, 1968) dengan proses
seismogenic. (A) Membagi siklus seismik pada garis putus-putus menjadi dua tahapan, (B)
Menunjukkan precursor seismik dan gempa susulan untuk masing-masing gempabumi utama.
(e) Prekursor seismik merupakan bentuk dasar step-junction, meskipun waktu pada proses
seismogenik dapat berfluktuasi dalam berbagai variasi waktu sebelum dan sesudah
gempabumi utama, seperti ditunjukkan oleh panah.
Pada suatu tingkat keteraturan kejadian gempabumi, seperti yang ditunjukkan
dalam hipotesis kesenyapan seismik yang didukung oleh teori lempeng tektonik,
dihadapkan pada penemuan yang lebih baru yaitu ketidakteraturan deterministik.
Power Law merupakan fitur dari sistem ketidakteraturan dan fitur ini terdapat dalam
seismologi (seperti juga dalam geologi), yang tidak memlliki skala waktu yang khusus.
Ketidakteraturan deterministik memberikan suatu gambaran bahwa
egempaan yang muncul sampai sekarang tidak berhubungan satu dengan yang
3innya. Hukum Omori pada peluruhan gempa susu!an, seperti hubungan Gutenbergich
ter, adalah Power Law. Oi dalam Seismologi, skala waktu telah menjadi konsep
'esepakatan sehingga perbedaan kualitatif dalam skala waktu dapat berubah. Hukum
- ~egrasi Pengamatan Parameter Geojisika do/am Usaha Prediktabilitas Gempabumi 14

Bath's (Richter, 1958, hal 69) membedakan gempa utama dari gempa susulan oleh
pengamatan empiris bahwa gempa utama adalah rata-rata sekitar 1,2 unit lebih besar
dari gempa susulan yang terbesar sehingga gempa utama menimbulkan gempa minor
di skala yang lebih kecil. Utsu (1970) menemukan bahwa seluruh peristiwa gempa
utama/gempa susulan dapat dikumpulkan dalam rangkaian gempa susulan yang lebih
besar. Dengan demikian, sebuah gempa susulan pada satu skala waktu dapat menjadi
gempa utama dalam skala waktu yang lebih rendah. Hal ini secara fisika masuk akal,
karena mekanisme gempa utama yang menghasilkan gempa susulan tidak memiliki
karakteristik skala waktu, satu dapat mengatakan bahwa gempa dangkal ukuran
berapapun dapat menghasilkan gempa susulan. Selanjutnya, sebuah gempa secara
bersamaan bisa sebagai foreshock, gempa utama, gempa susulan atau yang lainnya.
Masing-masing mengklasifikasikan sesuai dengan konteknya.
11.3.2. Proses Seismogenik
Dengan mempelajari siklus seismik dan didukung oleh data pengamatan, kita
dapat membuat suatu model seismogenesis yang memperhitungkan catatan sejarah
kejadian gempabumi, lempeng tektonik dan ketidakpastian deterministik. Model siklus
seismik lama seperti disebutkan sebelumnya yang diperlihatkan pada Gambar. 2.5A,
dimu!ai dengan gempa susulan dar; gempa utama dan diakhiri dengan aktivitas
prekursor seperti gempa berikutnya, karena pada saat itu diasumsikan bahwa dua
gempa utama terjadi pada segmen patahan yang sama dan memiliki (karakteristik)
magnitudo yang sama.
Aktivitas prekursor seismik pada gempa bumi besar mempunyai lokasi,
magnitudo dan fraktal yang hampir sama dengan gempa susuJan. OJeh karena itu
model proses seismogenik yang sekarang dikembangkan menjelaskan bahwa
serangkaian gempabumi yang terjadi menjadi prediktor tentang lokasi, waktu dan
-nagnitude dari gempabumi utama (Evison dan Rhoades, 1998). Gempabumi utama
_ ga dapat dianggap sebagai prediktor serangkaian gempa susulan (Evison, 1999) .
• odel ini berkaitan dengan proses yang berujung pada sebuah gempabumi utama dan
:e masuk baik sebagai aktivitas prekursor ataupun gempa susulan. Urutan ini secara
.5 ematis diperlihatkan pada Gambar. 2.5B.
- :egrasi Pengamatan Parameter Geofisika da/am Usaha Prediktabi/itas Gempabumi 15

Kesamaan antara gempa yang menjadi precursor untuk gempabumi utama dan
gempa susulan, dicatat dalam model dengan membagi dalam tiga tahapan fenomena
patahan: pembentukan retakan, patahan dan penstabilan. Secara singkat, proses ini
kemudian sebagai berikut. Seismogenesis gempa utama, dimulai dengan pembentukan
retakan utama dan proses ini menghasilkan serangkaian retakan kecil dengan cara
yang sama dengan gempabumi utama menghasilkan gempa susulan. Gempa bumi
yang menjadi precursor merupakan hasil dari retakan kecil ini dan gempabumi utama
berasal dari retakan utama.
Prekursor seismik paling mudah dipelajari karena kekayaan data katalog
gempabumi dan efektivitas jaringan seismograf modern. Tapi model ini juga dapat
mengakomodasi jenis precursor lain. Secara umum precursor gempabumi dibagi ke
dalam dua klasifikasi yaitu fenomena seismik dan nonseismik. Yang termasuk klasifikasi
fenomena seismik antara lain kesenyapan seismic (seismic gap), penurunan (seismic
quiescene) dan peningkatan aktivitas seismisitas dan perubahan kecepatan gelombang
seismic. Sedangkan fenomena nonseismik yang termasuk dalam precursor gempabumi
merupakan suatu fenomena yang berhubungan langsung dengan deformasi lokal
(ketinggian dan kemiringan tanah, tekanan batuan, ketinggian permukaan air tanah,
dsb) termasuk juga medan listrik dan magnetic, emisi EM, resistivitas batuan, emisi
akustik dan gas (radon dan helium), dsb.
Dalam skala waktu model seismogenik dibagi menjadi dua yaitu masa antisipasi
dan masa respon, waktu respon yaitu waktu dimana setelah gempa utama terjadi yang
diikuti oleh gempa susulan dan efek-efek lain dari gempabumi seperti deformasi dasar
samudra, tsunami, tanah longsor dan masalah-masalah social yang timbul akibatnya.
Sedangkan masa antisipasi adalah masa dimana proses pembentukan retakan sampai
gempa utama terjadi, pada masa inilah yang menjadi target penelitian dalam usaha
rediktabilitas gempabumi dilakukan (Gambar 2.6). Pada masa antisipasi dibagi
enjadi 3 tahapan yaitu, jangka panjang (beberapa tahun sampaipuluhan tahun),
.-= gka menengah (beberapa bulan sampai beberapa tahun) dan jangka pendek
eberapa hari sampai beberapa bulan). Metode-metode prediksi gempabumi
- ~e g rasi Pengamatan Parameter Geofisika da/am Usaha Prediktabi/itas Gempabumi 16

dilakukan berdasarkan pengamatan precursor seismic dan pengamatan parameterparameter
fisika .
f r1 ; Oritlin
,,
•. I, '" I,
time
TeClOnlC
109dmg
Sun at:>!
Landslides
$lr~% tlan sf sr
,wltin'J XUq"fi\,on I~ffe\
Dyn amic tngg ~"Tl9 . .
1 r .-/ "-.. ault _ &,j;mrc _ Sl IIJd ural 8. nonSlru~fural _ So cioeco nonnic
. tur shaJ.Jng damage to bUIlt .nvrro nment aftereflect s
Stress cc~nnul a tl o n • N ~cl e:alJon - Up . e /
'~/
'\,. SefIOo r../rsunanni ~ Hu~an casualt ies
~ delonnnyro "
$lQW slip t ransie r~s / \ /
Disease
.-- Foreshccks-- '- - Aftershocks .---- ._.... -.-- - - .•.-. - ...- .....-..-.---. ..... .- .- ....- ..
century decade year month week o minute hou r day 'leer decade
~ Anticipation time Response time -+
Gambar 2.6. Skematik Proses Seismogenik merupakan masalah yang sistematik bertingkat
dalam usaha prediksi gempabumi (Jordan (2008))
Prediksi gempabumi jangka panjang adalah menentukan waktu kejadian
gempabumi pada suatu segmen sesar tertent u atau zona seismik tertentu dan
memperkirakan waktu dari gempabumi yang akan terjadi berdasarkan siklus
gempabumi. Informasi non-precursor dari seismologi, geologi dan geodesi seperti pola
seismisitas sebagai precursor jangka panjang (seperti kesenyapan seismik) digunakan
untuk memperkirakan laju kejadian ge m pabumi dan probabilitas kejadian gempabumi
l ang akan dating dalam prediksi gempabumi jangka panjang. Penghitungan laju
ejadian gempabumi tahunan pada zona seismic sangat diperlukan dalam pembuatan
~o de l prediktabilitas waktu dan magnetudo gempabumi (Papazachos, 1989). Pada
asa ini merupakan fase pembentukan patahan karena aktivitas tektonik.
Seismologi merupakan dasar dalam prediksi gempabumi jangka menengah,
: ;:! amasa ini merupakan masa penumpukan energi atau tekanan. Mayoritas peneliti
:? am seismologi meneliti fenomena yang memicu terjadinya gempabumi, berbagai
~ -ameter seismologi, teori nonlinear dan penelitian berdasarkan pada data-data
_-=
bagai parameter dilakukan.
. :?'Jrasi Pengamatan Parameter Geofisika da/am Usaha Prediktabi/itas Gempab umi 17

GPS Satellite
r r cq lJ cnc y (Hl }
[)(, ­
1­ l Lf ,e e ... 'I
.... TRMM
~ -
10 -.
100 .
1< ­
,:, 3 co~po n ont Magnot I c f ie I d I??;I.
If l.F ':'Vert i ca l pu ls e EM wave IUlkII,)
VH
I
F
RCl don H e,
EmissIOn ?
DEME
IIJk­ t \-,I. F,:, 2co. ponent Magnet ic f i eld
IOOk­
1M
t I.F
IMF
':',p i kr. I ike noi,e
(I lOlH7 "nd 163kHl)
trEK emi ss ions (,IMHz)
111M ·
t IIf ':'Pu l se em i ss ions 122.2,1,111,)
r
/
'f. ,.
Electrokinetic
Microfracture
~~
IOOM-
t VHF 6invisible propar.at i on of
FY waves 1/6-90,1111,)
,:, Direct Signal from Source Rijg ion l[mi ~6 i o n )
6 Indiect Signal (Transmiss i on Anoma l y)
I onosphar i c 0 i surban ce
Gambar 2.7. Fenomena yang terkait di dalam sistem ionosphere-atmosphere-lithosphere.
(Yumoto dkk., 2006)
Pada saat ini, beberapa pendekatan dan model dibuat untuk menjelaskan
kejadian saat persiapan atau sesaat sebelum gempabumi terjadi dan prediksi jangka
pendek dilakukan berdasarkan pengamatan deformasi kerak. Prediksi gempabumi
jangka pendek juga dilakukan dengan mengamati perubahan kondisi elektromagnetik,
geomagnetik, awan-episenter gempabumi, suhu tanah, radiasi bumi, emisi gas radon,
air bawah permukaan, resistivitas, mikroseismik, GPS TEe dan prekursor biologi
dengan mengamati perilaku aneh binatang. Yumoto et. al. (2006) juga menuliskan ada
dua model yang dikenal untuk emisi langsung ULF karena patahan seperti yang
ditunjukkan pada gambar 2.7, emisi ULF telah dipertimbangkan secara langsung
mencerminkan informasi tentang patahan mikro di dalam litosfer. Mekanisme ini
berdasarkan relaksasi pada dinding retakan yang terbuka, hal ini diusulkan oleh
Molchanov dan Hayakawa (1995, 2001). Model yang kedua diusulkan oleh Fenoglio et
al (1994). Mereka mengusulkan suatu model dari reservoar terisolasi yang pecah,
Ilenghasilkan elektrokinetis (EK) yang menimbulkan suatu medan magnet transien.
l1 0del ini menganggap konversi elektrokinetis terjadi di suatu difusi air setelah retakan
: erbuka untuk mengganti perubahan-perubahan di dalam tekanan pori-pori yang tinggi
- tegrasi Pengamatan Parameter Geofisika do/am Usaha Prediktabi/itas Gempabumi 18

di sekitar retakan (Mizutani et aI., 1976; Jouniaux dan Pozzi, 1995; Fenoglio et aI.,
1995). Selain radiasi langsung ULF dari daerah tempat terjadinya gempabumi yang
dihubungkan dengan proses terjadinya gempabumi dan hubunganya dengan emisi
electromagnetis ULF, perubahan konduktivitas geoelektrik di dalam dan dekat daerah
gempabumi mengawali perubahan amplitudo dari pencerminan gelombang
elektromagnetik yang dihasilkan dari sumber nonlithospheris.
11.4. Prekursor Seismik
Penelitian terhadap pola kegempaan telah lama diperkenalkan sebagai dasar
untuk memahami fenomena sebelum terjadinya gempa. Meskipun prediksi
gempabumi sampai sa at ini masih menjadi perdebatan, namun
pengamatanpengamatan
terhadap anomali kegempaan sebelum kejadian gempa besar masih
banyak sekali dijumpai. Studi terhadap pola kegempaan ini merupakan salah satu
aspek yang penting dalam penelitian prediktabilitas gempabumi. Beberapa kasus
menunjukkan bahwa anomali pola kegempaan dan variasi anomali tingkat kegempaan
merupakan prekursor dalam skala waktu menengah sampai pendek sebelum kejadian
gempa-gempa besar (Wiemer and Wyss, 1994; Wyss and Habermann, 1988; Wyss dan
Wiemer, 2000). Studi terhadap seismicity quiescence seringkali muncul sebagai
prekursor untuk kejadian gempa-gempa besar (Wyss dan Habermann, 1988; Wyss dan
Martirosyan, 1998; Wiemer dan Wyss, 1994). Disamping itu studi terhadap
accelerating seismicity (Varnes, 1989; Bufe dan Varnes, 1990, 1993; Sornette dan
Sammis, 1995; Newman dkk., 1995; Bowman dkk., 1998; Brehm dan Braile, 1999; Zo"
lIer dan Hainzl, 2002) juga mendukung pengamatan anomali pola kegempaan sebelum
,

changes antara lain dengan metode Z. Metode Z dipergunakan untuk mendeteksi
perubahan dalam tingkat seismisitas (Haberman, 1983). Metode nilai-z
membandingkan tingkat se ismisitas pada jende!a waktu yang berbeda.
11.4.1.1. Perubahan Laju Seismik dengan Fungsi LTA
Agar anomali tidak bias secara statistik seperti halnya dalam hal mendeteksi
periode berkurangnya tingkat seismisitas, fungsi LTA (Long Term Average) lebih cocak
diterapkan. Nilai-z dengan fungsi LTA dapat dihitung dengan persamaan :
~ 1 :/
if
:J r
::
l
:J I I
§ I I
U I I
-+-----'----'------~Ti me
dimana Rail
merupakan rata-rata tingkat seismisitas data keseluruhan kecuali data
pada interval periode yang kita pilih. R w' merupakan rata-rata tingkat seismisitas pada
interval periode yang kita pilih. Sail dan S wi merupakan variance pada periode all dan
HI . Sementara n ail dan nw! merupakan jumlah event pada periode all dan wl . Nilai z
ang positip menunjukkan bahwa pada interval yang kita pilih terjadi penurunan ratarata
tingkat kegempaan dibandingkan rata-rata tingkat kegempaan keseluruhan data
,ecuaJi data pada interval yang kita pilih. Sebaliknya nilai z yang negatif
"'1engindikasikan bahwa pada interval yang kita pil ih rata-rata tingkat kegempaannya
-eningkat.
. 4.1.2. Perubahan Laju Seismik dengan Fungsi Percentage
Disamping dengan fungsi LTA, nilai-z dapat pula ditentukan dengan fungsi
: ::'centage.
-::z-grasi Pengamatan Parameter Geofisika da/am Usaha Prediktabi/itas Gempabumi 20

'­
Q)
D
E
:::J
c:
Q)
>
OJ::
o
"3
E
:::J
U
I
..... ~...~
to t t 9
Time
Nilai-z dengan fungsi percentage dapat dihitung dengan persamaan :
11.4.2. Periodisitas Gempabumi
11.4.2.1. Teori Kegempaan
Metode untuk mengetahui karakter kegempaan suatu wilayah adalah dengan
,elasi Gutenberg-Richter (1954) yang biasanya dinyatakan dalam suatu hubungan yang
sederhana sebagai :
log n(JV/) = a - bM (2.1)
logN(M) = a' -bM (2.2)
::l imana n(M) adalah jumlah gempabumi dengan magnitude M dan N(M) adalah jumlah
mulatif. Konstanta a merupakan parameter aktivitas seismik yang secara umum
encerminkan tingkat seismisitas pada suatu wilayah selama periode tertentu dan
: 'asa disebut juga sebagai index seismisitas. Nilai-a bervariasi untuk suatu daera h
:engan daerah lainnya bergantung pada periode pengamatan serta ukuran ruangnya.
:Jnstanta b biasa dikenal dengan nilai-b merupakan parameter tektonik. Banyak ahli
enyatakan bahwa nilai-b bergantung pada karakter tektonik dan tingkat stress atau
-: 'uktur material suatu wilayah (Scholz, 1968; Hatzidimitriou, 1985; Tsapanos, 1990).
:; iasi nilai-b suatu wilayah berhubungan dengan heterogenitas struktur dan distribusi
_. ess wilayah tersebut (Scholtz, 1968; Biswas, 1988). Nilai-b dapat diperkirakan
- :e grasi Pengamatan Parameter Geofisika do/am Usaha Prediktabi/itas Gempabumi 21

dengan cara statistik, salah satunya yang dikemukakan oleh Utsu (1965) yang dikenal
dengan metode estimasi maksimum likelihood (MLE) sebagaimana persamaan berikut:
log e 0.4343
b= =-=-- ­
}vf -M min M -M min (2.3)
Dimana M
adalah magnitude ra ta-rata dan Mmin adalah magnitude minimum.
Dengan standar deviasi dihitung mengguna kan formula dari Shi dan Bold (1982)
sebagai berikut :
&=2.30b 2 i(M, - MYl n(n-1) (2.4)
,=,
Nilai-a dientukan dari menggunakan formula berikut
a = logN(M ~ Mo) + log(bln 10) + Mob
(2.5)
atau untuk distribusi kumulatif
a =a-log(bln10)
{2.6}
11.4.2.2. Cumulative Benioff Strain
Perubahan katalog gempabumi dalam analisis aktivitas kegempaan biasanya
dilakukan dalam bentuk deret waktu Benioff strain release atau akar kuadarat energi di
suatu daerah gempa tertentu yang besarnya pada waktu t ad ala h :
\1
£-(1)= I E;(t)' 2 (2.7)
dimana Ei adalah energi even ke-i.
Konversi magnitude menjadi energi dengan menggunakan formulasi dari Gutenberg
and Richter (1942) yang dinyatakan sebagai :
log Es =11.8 + 1.5 Ms (2.8)
11.4.2.3. Periode Ulang Gempa
Jumlah gempabumi per tahun secara teoritis dihitung dengan membagi nilai-a
:engan periode observasi (T)
a, =allogT
(2.9)
a ~
=aiiogT
(2.10)
r ~egrasi Pengamatan Parameter Geofisika da/am Usaha Prediktabilitas Gempabumi 22

Sehingga Jumlah frekuensi kumulatif gempabumi per tahun atau disebut indeks
seismisitas adalah :
Dengan demikian dapat diformulasikan kemungkinan terjadinya satu kali atau lebih
gempabumi dengan magnitude lebih besar dari M dalam periode T sebagai:
(2.11)
P(M, T) =(1- e - N(M )oT )
(2.12)
Dengan diperoleh N 1 (M) dapat dihitung nilai rata-rata periode ulang dari gempabumi
merusak yaitu :
e =
tahun
N](M )
(2.13)
11.5. Prekursor Magnetik dan Elektromagnetik
lonosfer dapat dipengaruhi oleh bermacam gangguan, sebagai contoh,
gangguan matahari, badai geomagnetik, cuaca, gunung api dan gempa bumi. Meski
ionosfer terutama dipengaruhi oleh matahari dan aktivitas magnetospheric, anomalianomali
ionospheric yang muncul sebelum gempabumi dan gangguan-gangguan
ionospheric yang dipicu oleh gerakan permukaa n vertikal dari gelombang seismik juga
bisa diamati (Liu, 2006).
Menurut Yumoto et.al. {2006) telah banyak penelitian-penelitian tentang
precursor elektromagnetik yang telah dipublikasikan dan asosiasinya dengan
gempabumi (Gambar 2.6). Precursor jenis ini sudah dipelajari dengan suatu frekuensi
ang lebar mencakup seperti ULF dan emisi pulsa listrik, VLF dan VHF sound ing pada
atmosfer dan observasi-observasi gelombang plasma satelit. Tetapi pengamatan di
:-ermukaan bumi atas gelombang elektromagnetik {EM) di dalam batasan ULF (f

hanya untuk melihat ke dalam batasan yang paling menjanjikan yaitu dalam batasan
ULF untuk penyelidikan (Gambar 2.8) .
few week
Mrcro clack-electrification
Hydro-chemical changes (Radon )
El ectro ki netic phenomena
Net charge accu mulation
Io nospheric disturban ces
Signa l emission
(D C-ULF, ELF, VLF.
LF, MF, HF, VHF)
Anomalou stra nsmlssion
(O MEGA, VLF, FM(V HF))
Gambar 2.8 Konsep sinyal EM (Yumoto et aI., 2006)
Untuk lebih memahami fenomena dari anomali geomagnetik ULF yang
berhubungan dengan gempabumi yang besar, telah diana lisa data pengamatan ULF di
sta siun Kototabang dan Biak pad a saat terjadinya gempa bumi Aceh dan Nias pada
tahun 2004-2005, menggunakan analisis polarisasi dan fungsi pindah dengan
menggunakan metoda transformasi wavelet. Hasil-hasil analisis polarisasi
menunjukkan peningkatan anomali nyata sebelum terjadinya gempabumi Aceh dan
l ias. Peningkatan nyata ini ditemukan pada SZ/SD. Peningkatan anomali ini ditemukan
:leberapa m inggu sebelum gempabumi utama terjad i (Saroso et. aI., 2006) .
1.6. Prekursor Suhu Permukaan dan Kelembaban Relatif
Perubahan suhu dan kelembaban relatif sebelum gempa besar dapat dijelaskan
: eh kerangka mekanisme fisis yang dikemukakan o!eh Pull inet dan Boyarchuk.
:2mikiran utama dari variasi yang diamati ada lah ad anya ionisasi udara yg diproduksi
.: 2h peluruhan Radon. Hal ini diperkuat oleh paper Scholz et al (1973) yang
- 2nyatakan bahwa Pengeluaran Rado n dari ke ra k bumi meningkat sebelum gempa
:egrasi Pengamatan Parameter Geofisika da/am Usaha Prediktabi/itas Gempabumi 24

umi. Dapat dilihat pada ga mbar 2.9 bahwa variasi aliran Ra don sebelum gempa bumi
di Turki berkisar 2 - 3 m inggu. Flux radon mencapai puncaknya kemudian pada tepi
puncak yang jatuh gempa t erjadi.
a)
Balikesir Soil Radon Gas
(Da:ly Average)
120,----------------------------------------------------------------,
BANDIRMA,
SAROZ,
100
M- 48 MooS.3 ·-145 k
80
60
40
20
9 June 2003 6 July 2003
0
'" '" '" '" '" '"
(") (") (") (') ('; ('; (') (") (') C? C? C? (S (") (") (") (') C? (") ,~
C? (")
g C?
0 0 0 '"
c 0 0 0 0 a 0 a c a a 0 c a a c 0 a a c
("v
"- (V C>J M (""j ri ~ q '" "0 ,n cD

udara menurun sedangkan suhu meningkat seiring dengan penge luaran panas laten
dari kondensasi. Set elah mencapai konsentrasi Radon ya ng maksimum, dengan
menyesuaikan waktu terjadinya gempa, aliran Radon berkurang. Sedangkan kondisi
atmosfer ke mbali normal dan kelembaban meningkat, suhu menurun sebelum
t erjadinya gempa.
a)
1&
ColIma earthquake /
C
ii'
M7.6. 22.01.2003
r:: 12 ./
E
!
I- !
, ;
.'
,= t 2 \/\.
n I,' ,
I I II \ I I ~
-l!j -13 ·1;, · 1 2 -11 ·10 ·9 ·8 ·7 -6 -;, -4 ·3 .'2 ., 0 , ?
....
20- 1U
Parkfield earthquake
U 1B M6 .0, 28.09.2004
~ 16 . _
'E " , 2::: '):, (; ' ::1 ') li)1!1213111'j1S 17 1 a n20~ 1 ~'2n ·1 2~:'6 :t7 2 ~2) 30
I-
o 12 Septem be.- 19B5
;; " .1,'
16 Pakistan earthQuillle *
M7.6,OB.l0.2005 ..
. '.
.'
... . /
\, '5f/
10 .- >( I r ' I - , ; . i' I' I.. I
-15 ·14 -13 ·1 2 ·1 1 -to ·9 ·8 ·7 -£j -5 -4 .J ·2 · 1 0 1 2 I ~ ) ... ~ / a!f.l tll'·U J.1~ 1 r. 1( 1fil~:,.lt~ ';tL ~ ] ~:!;.(L, .!h .-UH ~Y .•l
Sepl(i l1 100r I ~ S!;
Gambar 2.10. a) Variasi suhu udara permukaan rata-rata harian pada daerah dekat dengan
episenter gempabumi. ... mengindikasikan kejadian gem pabumi, * mengindikasikan
parameter yang diinterpretasikan sebagai fenomena precursor. b) Variasi suhu udara
permukaan harian (garis hitam) dan kelembaban relatif (garis putus-putus) di Guadalajara
(atas) dan di Zamora (bawah) pada September 1985 (Pulinets, 2007)
Data meteorologi yang digunakan dalam penelitian Pulinet diperoleh dari
stasiun yang t erletak sekitar 100-200 km da ri epicenter gempa. Bebera pa da ta juga
iperoleh dari arsip NOAA. Variasi suhu permukaan dan kelemba ba n relatif yang
::Jia mati di sta siun di bagi menjadi beberapa bagian:
1. 2 Kelompok stasiun yang disebut "precursory behaviour" dimana pada saat
terjadinya ge mpa kelompok ini memiliki karakter suhu meningkat, kelemba ban
menurun. Satu Ke lompok merupaka n stasiun yang letaknya dekat dengan
epicenter sedangkan kelompok yang la in letaknya dekat dengan Baja California.
~ egrasi Pengamatan Parameter Geofisika da/am Usaha Prediktabilitas Gempabumi 26

2. Stasiu n ya ng memiliki karakter kebalikan dari "precursory behaviour" data suhu
menurun kelembaban meningkat pada saat terjadinya gempa.
3. Stasiun yang t idak memiliki karakteristik keduanya.
Berdasarka n pengamata n kelompok stasiun yang terletak disebelah utara da ri
epicenter: Uruapan, M ore lia, Gral Fransisco, Zamora, Guadelajara diperoleh bahwa
sebe lum terjadinya ge mpa stasiun Guadelajara dan Za mora (Gamba r 2.10) mencatat
t erdapat peningkatan suhu da n penurunan kelembaban. Seda ngkan pada stasiun
meteorologi lain t idak terdapat data dikare nakan kerusakan akibat gempa . Fakta yang
sa rna juga diperoleh pada sta siun yg terletak lOOOkm di se men anjung Baja Ca lifornia .
Jika dilihat dari pet a pos isi Sernena nj ung Baja Cal ifornia t erletak dekat de ngan batas
lem peng Rivera.
Dari pandangan konsepsi yang ada t ent ang persiapan area gempa bum i
(Dobrovolsky et al., 1979; Tout ain and Baubron, 1998) untuk gempa dengan
magnitudo 8. 1 di wilayah Mexico dipenga ru hi oleh proses deformasi sebelum gempa
bumi, seh ingga dapat dikatakan bahwa anomali Ra don berhubungan dengan proses
deformasi diseluruh w ilayah. HasH ini bukan merupakan pengukuran langsung
melainkan merupakan re aksi atmosfer pada ionisasi udara yang dihasilkan oleh Ra don.
Kom ponen Alpha dan Gamma yang berperan daJam pelu ruhan Radon diguna kan
dalam pengukuran Radon (masing-masing komponen mem il iki nilai keke liruan dan
keterbatasan). Sebaga i contoh, ada pa rtike l lain selain al pha dan gamma, seperti
cahaya cosmic galaks i. Dalam pe ngamatan ini variasi suh u dan ke lemba ba n
berh ubungan dengan ionisasi udara yang dihasilka n oleh Radon dapat dig unakan
sebagai salah satu ind ikator. Akan tetapi proses termodinamika da lam atmosfer bum;
sa ngat komplek dan ma sih banyak faktor yang harus diamati.
1,7, Transformasi Wavelet
Transformasi wavelet adalah suatu transformasi yang membagi suatu sinyal ke
::-a lam bebera pa tingkat resolusi. Pendekomposisian sinyal ke dalam resol usi yang
: : rbeda-beda secara bertahap dari res olusi tinggi sampai resolusi ren da h dina makan
~ "'alisis multiresolusi. Setiap resolusi dibedakan dengan faktor skala, yang biasa
-:?grasi Pengamatan Parameter Geofisika da/am Usaha Prediktabilitas Gempabumi 27

digunaka n ya itu kelipatan dari dua. Jika dibandingkan dengan transformasi Fourier,
maka transformasi wavelet mempunyai keu nggulan yaitu dapat merepresentasikan
sinyal da!am domain waktu dan domain frekuensi dengan sa ngat baik. Hal in;
disebabkan fungsi basis dari t ransformasi wavelet dapat diperlebar dan dipersempit
sehingga memudahkan dalam menganalisa sinyal sesuai dengan frekuensinya. Pada
frekuensi tinggi digunakan fungsi basis yang sempit sed angkan pada frekuensi rendah
digunakan fungsi basis yang lebar. Istilah mother menyiratkan bahwa fungsi dengan
daerah dukungan (support) berbeda ya ng digunakan dalam proses transformasi
diperoleh dari satu fungsi utama atau mother wavelet. Dengan kata lain, mother
wavelet adalah suatu prototipe pem bangkit f ungsi jendela lain. Transformasi wavelet
dapat digunakan untuk menganalisa deret w aktu yang mengandung daya nonstasioner
pada frekuensi yang berbeda.
Data monitoring geomagnetik dapat dianggap sebagai sinyal yang benar-benar
non-stasioner. Analisis data monitoring geomagnetik ini disamping untuk mengetahui
periodesitas (frekuensi konten) j uga memerlukan informasi tentang waktu. Untuk itu
diperlukan suatu transformasi yang dapat memberika n t am pilan waktu-frekuensi dari
sinyal.
Beberapa mother wavelet yang tersedia d; M atlab yaitu Haa r, Daubechies,
Symlets, Coiflets, Biorthogonal, Reverse biorthogona l, Meyer wavelet, Discrete M eyer
wavelet, Gaussian, Mexican, hat wavelet, Morlet wavelet, Complex Gaussian, Complex
Morlet, Complex Shannon, da n Complex Frequency B-spline.
11.7.1. Transformasi W avelet Oiskrit (OWl)
DWT dikembangkan mulai tahun 1976 ketika Craiser, Esteban, dan Galand
-.,emikirkan suatu teknik untuk menguraikan sinyal wa ktu diskrit. Crochiere, Weber,
an Flanagan melakuka n suatu pekerjaan serupa pada pengkodean sinyal suara di
-a hun yang sama. Mereka menamakan ske ma ana lisis mereka sebagai subband kode
subband coding) . Di tahun 1983, Burt mend efinisikan suatu t eknik yang sangat mirip
:;engan subband coding dan dinamainya pengkodea n piramid (pyramidal coding) yang
_ga dikenal sebagai analisa multiresolusi. Ke mudian ditahun 1989, Vetterli dan Le Gall
~ e m buat beberapa terobosan terhada p skema subband coding, membuang
- :egrasi Pengamatan Parameter Geo/isika da/am Usaha Prediktabi/itas Gempabumi 28

edundansi yang ada dalam skema pyramid coding. Subband Coding diterangkan di
bawah. Suatu cakupan terperinci transformasi wavelet diskrit dan teori dari analisis
multiresolusi dapat ditemukan disejumlah artikel dan buku yang tersedia atas topik ini,
dan itu di luar ruang lingkup dari tutorial ini.
11.7.2. Subband Coding dan Ana lisis Multiresolusi
Gagasan utamanya sama seperti dalam CWT. Suatu representasi waktu-skala
suatu sinyal digital diperoleh dengan menggunakan teknik filtering digital. lngat bahwa
CWT adalah suatu hubungan antara suatu wavelet pada skala berbeda dan sinyal
dengan skala (atau frekwensi) yang digunakan dengan mengukur kesamaan.
Transformasi wavelet kontinyu dihitung dengan mengubah skala jendela analisa,
menggeser jendela dalam waktu, dikalikan dengan sinyal, dan diintegrasikan sepanjang
waktu. Dalam kasus diskrit, filter dari frekuensi pancung yang berbeda digunakan
untuk menganalisa sinyal pada skala yang berbeda. Sinyal dilewatkan me!alui
rangkaian filter highpass untuk menganalisa fekwensi tinggi, dan melewati satu
rangkaian filter lowpass untuk analisis frekwensi rendah.
Resolusi sinyal, yang merupakan pengukuran jumlah informasi detail dalam
sinyal, diubah dengan operasi filter, dan skala diubah dengan operasi upsampling dan
downsampling (subsampling).) Subsampling sinyal berhubungan dengan pengurangan
tingkat sampling, atau membuang beberapa sampel sinyal. Sebagai contoh,
subsampling dengan 2 bertujuan untuk menghilangkan semua sampel sinyal yang lain.
Subsampling dengan suatu faktor n mengurangi jumlah sampel dalam sinyal n kali.
Upsampling suatu sinyal berhubungan dengan penambahan tingkat sampling
sinyal dengan menambahkan sampel baru pada sinyaJ tersebut. Sebagai contoh,
psampling oleh 2 bertujuan untuk menamba hka n sampel baru, pada umumnya nol
atau suatu nilai interpolasi, antara tiap-tiap dua sampel sinyal. Upsampling suatu sinyal
leh faktor n meningkatkan jumlah sampel dalam sinyal dengan faktor n.
Walaupun bukan satu-satunya pilihan yang memungkinkan, koefisien DWT
: :asanya disampel dari CWT pada suatu grid dyadic, ya itu, So= 2 dan To= 1, digantikan
..: =21 dan T = k*2 i , sebagaimana d iuraikan di Bagian 3. Ka rena sinyal adalah fungsi waktu
: krit, istilah fungsi dan sekuen penggunaan nya dapat dipertukarkan dalam
-"egrasi Pengamatan Parameter Geofisika da/am Usaha Prediktabi/itas Gempabumi 29

pembahasan yang be rikut ini. Urutan ini akan ditandai oleh x[n], dimana n adalah
integer.
Prosedur dimulai dengan melewatkan sinyal (sekuen) ini melalui suatu filter
lowpass digital setengah band de ngan respon impuls h[n]. Filtering suatu sinyal
berhubungan dengan operasi matematis konvolusi sinyal dengan respon impuls filter.
Operasi konvolusi dalam waktu diskrit didefinisikan sebagai berikut:
OC!
X [n]* h[n]= L X [k ] . h[n- k]
k =-oo
Filter lowpass setengah band membuang semua frekwensi yang diatas separuh
frekwensi tertinggi dalam sinyal tersebut. Sebagai contoh, jika suatu sinyal memiliki
komponen maksimum 1000 Hz, maka filter low pass setengah band membuang semua
frekwensi di atas 500 Hz.
Satuan frekwensi berarti penting saat in;. Dalam s;nyal diskr;t, frekwens;
dinyatakan dalam bentuk radian. Maka, frekwensi sampling sinyal sama dengan 211:
radian dalam suku frekwensi radial. Seh ingga, komponen frekwensi tertinggi yang
terdapat dalam suatu sinyal menjadi 'IT radian, jika sinyal disampel pada tingkat Nyquist
(yang dua kal i frekwensi maksimum yang terdapat dalam sinyal); yaitu, tingkat Nyquist
berhubungan dengan 'IT
rad/s dalam domain frekwensi diskrit. Oleh karena itu
penggunaan Hz t ida k tepat untuk sinyal diskrit. Bagaimanapun, Hz digunakan kapan
diperlukan untuk memperjelas suatu pembahasan, karena sangat umum untuk
Ilembayangkan frekwensi dalam Hz. Ha ruslah selalu diingat bahwa satuan frekwensi
untuk sinya\ waktu diskrit adalah radian .
Setelah melewatkan sinyal tersebut melalui filter lowpass setengah band,
separuh sampel dapat dihilangkan berdasarkan aturan Nyquist, karena sekarang sinyal
memiliki frekwensi tertinggi 11:/2 radian se baga i ga nti 'IT
ra dian . Membuang setiap
sa mpellain akan melakukan subsampling sinya l dengan dua, dan sinyal aka n memiliki
setenga h jum \ah titik-t itik. Skala sinyal kini digandakan. Catat bahwa filter lowpass
embuang informasi frekwensi tinggi t ersebut, t etapi membiarkan skala tak berubah.
- anya proses subsa mpling merubah skala terse but. Resolusi, pada sisi lain,
::,erhubungan dengan jumlah informasi dalam sinya l, dan se lanj ut nya, dipengaruhi oleh
tegrasi Pengamatan Parameter Geof isika da/am Usaha Prediktabi/i tas Gempabumi 30

operasi filter terse but. Filter lowpass setengah band membuang separuh frekwensi,
yang dapat ditafsirkan sebaga i menghilangkan separuh informasi. Sehingga, resolusi
dibagi dua setelah operas; filtering. Catat, meskipun, operasi sUbsampling setelah
penyaringan tidak mempengaruhi resol usi, karena membuang separuh komponen
spektral dari sinyal membuat se paruh jumlah sampel berlebihan {tidak diperlukan}.
Separuh sampel dapat diabaikan tanpa kehila ngan informasi. Secara ringkas, filter
lowpass membagi dua resolusi tersebut, tetapi meninggalkan skala tanpa perubahan.
Sinyal kemudian disubsampel dengan 2 karena separuh jumlah sampel adalah
berlebihan/tidak be rg una (redundant). Ini menggandakan skalanya.
Prosedur ini seca ra matematis dapat dinyatakan sebagai
00
y(n)= Lh[k]· x(2 n- k)
-00
Dapat dikatakan bahwa, kita se ka rang melihat bagaimana DWT sebenarnya
dihitung: DWT menganalisis sinyal pada band-band frekwensi berbeda dengan resolusi
berbeda dengan menguraikan sinyal tersebut kedalam suatu pendekatan kasar dan
informasi detail. DWT menerapkan dua buah fungsi, disebut fungsi pe nyekalaan
(scaling) dan fungsi wavelet, yang masing-masing dihubungkan dengan filter lowpass
dan highpass. Penguraian sinyal ke dalam band-band frekwensi yang berbeda ha nya
diperoleh dengan filtering highpass dan lowpass berurutan dari sinyal domain
waktunya. Sinyal asH x[n] pertama dilewatkan mela lui filter high pass halfband g[n] dan
filter lowpass hen }. Setefah penyaringan, separuh sampel dapat dihifangkan
berdasarkan aturan Nyquist, karena sinyal sekarang tnempunyai suatu frekwensi
tertinggi nl2 radian menggantikan n. Sinyal se lanj utnya dapat disubsampel oJeh 2,
anya dengan membuang setiap sa m pel yang lain. Ini merupakan satu tingkat
oeguraian dan dapat dinyatakan secara matematis sebagai berikut:
Yhigh[k ]= Lx(n). g[2k-n]
n
Y!ow [k ] = L x(n). h[2 k- nJ
11
dimana Yhigh[k] dan Ylow [k] masing-masing ad alah ke luaran filter highpass dan
:>w pass, setelah subsampling dengan 2.
tegrasi Pengamatan Parameter Geofisika da/am Usah a Prediktabi/itas Gempabumi 31

$1 f=O-.
I
Ko. fis i.e IlDWf ~ "'t l ~~
f = 0 ·· 11>'4
;t;2
KD. fisi .,..DWT
tinY

frekwensi}. 256 sampel ini merupakan koefisien DWT tingkat pertama. Kelua ra n filter
lowpass j uga memiliki 256 sampel, tetapi itu membentang (spans) di setengah yang
lain dar; band frekwe nsi, frekwensi dari 0 sampai 1[12 rad/s. Sinyal ini kemudian
dilewatkan melalui filter lowpass dan highpass ya ng sa ma untuk penguraian lebih
lanjut. Keluaran yang filter lowpass yang kedua diikuti dengan
subsampling
mempunyai 128 sampel yang menjangkau ba nd f rekwensi 0 sampai 1[14 rad/s, dan
kelua ra n filter highpass yang kedua diikuti dengan subsa mpling mempunyai 128
sampel yang menjangkau band frekwensi 1[14 sampai 1[12 ra d/s. Filter sinyal high pass
yang kedua membentuk Koefisien DWT tingkat dua. Sinya l ini memiliki setengah
resolusi waktu, tetapi dua kali resolusi frekwensi dari sinyal tingkatan pertama. Dengan
kata lain, resolusi waktu telah berkurang denga n faktor 4, dan f rekwensi resolusi telah
meningkat dengan faktor 4 dibandingka n denga n sinyal aslinya . Keluaran Filter lowpass
kemudian disaring sekali lag; untuk penguraian lebih lanj ut. Proses ini berlanjut sampai
t inggal dua sampel. Untuk sampel spesif ik ini akan ada 8 t ingkatan penguraian, masingmasing
mempunyai separuh jumlah sampel tingkat {level} yang sebe lumnya. DWT dari
sinyal asli kemudian diperoleh dengan mengabungkan semua koefisien mulai dari yang
tingkat terakhir pengu raian (menyisaka n dua sampel, da la m hal ini). DWT kemudia n
akan mempunyai jumlah koefisien yang sa ma seperti sinyal yang aslinya.
Frekuensi yang paling menonjol dalam sinyal asli akan muncul sebagai
amplitudo tinggi dalam daerah sinyal DWT yang meliputi frekwensi tertentu tersebut.
Perbedaa n transformasi ini dari transformasi Fourier adalah lokalisasi waktu dari
"r ekuensi ini tidak akan hilang. Meskipun, lokalisasi waktu akan memiliki re solusi yang
: ergantung pada pada tingkat mana ia muncul. Jika informasi utama sinyal berada
:::lada frekwensi tinggi, sebagaimana sering terjadi, loka lisasi waktu da ri frekuensi ini
3 ~ an menjad i lebih tepat, karena mereka dicirikan oleh lebih banyak jumlah sampel .
. ka informasi utama hanya terdapat pada frekuensi yang sangat rendah, lokalisasi
aktu tidak akan begitu tepat, karena sedikit sampel digunakan untuk menunjukkan
: nyal pada frekuensi ini. Prosedur ini pada hakekatnya memberikan resolusi w aktu
ang baik pada frekue nsi tinggi, dan resolusi frekuensi ya ng baik pad a frekuensi
--e ndah. Sebagia n besar sinyal prakt is yang ditemui merupakan jenis ini.
" "egrasi Pen gamatan Parameter Geofisika da/am Usaha Prediktabi/itas Gempabumi 33

BAS III. METODE PENELITIAN
Konsep da n teori unt uk masing-masing prekursor gempabumi telah dijelaska n
pa da bab sebelumnva. Tahapan awal dari penelitian ini diawali dengan studi literatur
dimana dari studi ini dikumpulkan beberapa jenis informasi t ent ang anomali Vg
menandakan sinval precursor gempabumi yang dicari, termasu k j angka waktu sebel um
gempabumi ketika prekursor itu dimulai, durasi prekursor tersebut, amplitudo da ri
si nva l prekursor, rasio si nyal-to-noise yang diakibatkan ga ngguan normal dan jarak dari
titik pengamatan gempa. Se la in itu, beberapa sumber informa si dasa r dikumpulkan
untuk setiap ge mpabumi, t ermasuk t anggal, waktu, lokasi dan besarnya gempabumi.
Untuk setiap jenis prekursor, informasi penga matan dari survei literatur dikumpulkan
dan dianalisa untuk menemukan data statistik dari inisiasi dan du rasi prekursor,
kekuatan sinval prekursor dan hubungan sifat Vg menandakan sinyal dengan besarn va
gempa bumi dan j arak dari titik pengamatan ke sumbernya. Kemudian pa da tahap
berikutnya yaitu tahap pengolahan dan analisa data terdiri dari tiga bagia n utama ya itu
(Gambar 3.1):
(i)
(ii)
Pengolahan da n ana lisis data seism ik sebagai prekursor gempabumi
Pengola han dan anal isis data geomagnetik dan elektromagnet sebagai
prekursor gempabumi
(iii)
Analisis integrasi precursor gempa bumi
11 1.1. Pengolahan dan Analisis Data Seismik sebagai Prekursor Gempabumi
Tahapa n pengo\ahan data me\iputi :
a. Pemilihan katalog gempabumi.
::l.
Seleksi data dan penveragaman magnitude.
Plot distribusi frekuensi magnit ude untuk melihat ke lengkapa n data se hingga
diketahui nilai magnitude kompletnessnya (Me).
Decluster kata log unt uk menghi\angkan pengaruh fo reshock dan aftershock
seh ingga data menjadl independen.
regrasi Pengamatan Parameter Geoftsika da/am Usaha Predik tabi/itas Gem pabumi 34

e. Perhitungan nilai-b, nilai-a, periode ulang dan periodesitas berbasis wavelet
dengan la ngka h-Iangkah ;
Normalisas; data dengan transformasi Box-Cox yang dapat dituliskan
seba ga i ;
T(Y) =(Y-<
- 1)/ A
dimana Y adalah variable responsible dan .X adalah parameter
transformasi.
Modeling data dengan autoregressie lag-l dengan metode Burg dimana
metode ini menggunakan prinsip maksimum entropy.
Transformasi menggunakan wavelet non orthogo nal, karena transformasi
non orthogonal ses uai untuk analisis deret waktu yang smooth, dimana
variasi kontinyu pada amplitudo wavelet. Mother wavelet yang dipilih
wavelet Morlet level 6 karena skala wavelet ini mendekati periode
Fouriernya.
Transformasi dengan wavelet dilakukan denga n script Matlab, da ri
t ra nsformasi akan diperoleh kontur periodisitas terhadap waktu dan
perba ndingan spektrum even t erhadap spekt rum globalnya .
f. Perh itungan variasi temporal nilai-b.
g. Pemetaan nila i-z dengan fungsi LTA, stud; kasus gempa Tasikmalaya Se ptember
2009, dan gempa Sukabumi 26 Juni 2010.
h. Pemetaan nilai-z dengan f ungsi percentage, studi kas us gempa Tasikmalaya
September 2009, dan gempa Sukabumi 26 Jun i 2010 .
.i.
An alisis tempora l nilai-b.
j .
Analisis nilai-z. de ngan fungsi LTA.
k. Anallsis nilai-z denga n fungsi percentage .
..,tegras; Pen gamatan Parameter Geofisika do/am Usaha Predik tabi/itas Gempabumi
3S

I
KATALOG GEMPABUMI
DARI US GS DAN BMKG
TAHU N 1973 - 2010
...
PEMILIHAN KATALOG
GEMPABUMI, SELEKSI DAN
PEN YERAGAMAN MAG NITU DO
+
PLOT DI STRI BU SI FREKU EN SI
M AGNITUDO
DE CLU STER * KATALOG
9
PERHITU NGAN NILAI-B, NILAI-A,
PERI ODE U LANG
...
PERHITUNGAN VARIASI TEMPORAL
NILAI-B
_:t_
PEMET AAN NI LAI-Z DEN GAN
FUNGSILTA
+
PEMET AAN NI LAI-Z DEN GAN
FUNGSI PERCENTAGE
+
ANALISA HASIL
l
(,------- --M-U-LA-I --~- ~--,-,
............ _--- ----)
-- -- -
I
-=J
VA RIASI
ELEKTRO MAGN ETI K
TAHU N 2009 - 2010
--"
ANALI SAK ELENGKAPAN DATA DAN
PENG HI LANGAN SPIKE
9
PEMILIHAN DATA MALAM HARI
DAN PENGGABUNGAN DATA
+
FILTER DENGAN WAVELET
+
POLARI SASI KOMPONE N V ERTI KAL
DAN HORI SO NT AL
_y.
ANALI SA RASIO INTEN SITA S
SPEKTRAL
J
VARIASI MAGN ETI K
TAHU N 2009 - 2010
-.Y
ANALISAKELENGKAPAN DATA DAN
PENGHILANGAN SPIKE
+
PEMILIHAN DAT A MALAM HARI
DAN PENGGABUNGAN DATA
9
FILTER DENGANWAVELET
+
POLARI SASI KOMPONE N V ERTI KAL
DAN HORI SO NTAL
+
ANALI SA RASI 0 I NTE NSIT AS
SPEKTRAL
/
I
/1
/
/
I
I
I NTEGRASI PARAMETER GEOFISIKA
I
KESIMPULAN
~
I
I •
PARAMETER SUHU
PERMUKAAN DAN
-- -
KELEMBABAN
--.. ---­
-------
SELESAI
Gambar 3.1. Diagram alir penelitian
Integrasi Pengamatan Parameter Geofisika da/am Usaha Prediktabi/itas Gempabumi 36

111.2. Pengolahan dan Analisis Dat a Magnetik dan Elektromagnetik sebagai
Prekursor Gempabumi
Tahapan pengolahan data dan analisis data magnetik dan elektromagnetik meliputi :
111.2.1. Pemilihan Data
Pemilihan data meliputi dua macam yaitu pemilihan data historis gempabumi
dan pemilihan data medan magnet bumi. Dat a historis gempabumi yang digunakan
adalah gempabumi dengan M~5.0 kare na pada gempabumi dengan M~5.0
diperkirakan mulai menimbulkan gangguan pada medan magnet bumi dan juga pada
gempabumi ini bisa mengakibatkan kerusakan yang besar serta menyebabkan tsunami.
Data gempabumi diperoleh dari stasiun pengamatan BMKG yang berjarak radius 300
km dari stasiun pengamatan magnetik maupun elektromagnetik di Pelabuhan Ratu
(Gambar 3.2) .
Data medan magnet bumi dan elektromagnetik yang dianalisa adalah data
pengukuran dari stasiun pengamatan magnetik di Observatory Geofisika Pelabuhan
Ratu, Sukabumi, Jawa Barat. Data time series dipotong sesuai dengan waktu dimana
terjadi gempabumi dengan M ~ 5.0, kira-kira 1 bulan sebelum dan 1 bulan sesudahnya.
111.2.2. Metode Pengolahan Data
Dalam penelitian tanda-tanda ya ng berkaitan dengan ge mpabumi besar di Jawa
sepanjang 2009 - 2010 (magnitude Mw ~ 5.0) ini yaitu dengan menganalisa data
medan magnetik ULF dan data magneto telluric (elektromagnet) dari Observatory
Pelabuhan Ratu, Sukabumi. Data magnetic ULF tersebut diperoleh dari pengukuran
dengan alat fluxgate magnetometer 3 komponen, sedangkan data magnetotelluric
didapat dari pengukuran medan mag net dengan menggunakan alat fluxgate
magnetometer 3 komponen da n pengukuran medan listrik dengan menggunakan alat
Electric System measurement dari chiba electronics. Data gempabumi yang digunakan
adalah data dari Agustus tahun 2009 sampai de ngan luni 2010 dengan magnitude lebih
besar dari 5 dan berjarak 300 km dari stasiun pengamatan. Dalam penyelidikan
fenomena hubungannya dengan gempabumi, dilakukan an al isa spectral density ratio
(analisa polarisasi) dan analisa spectral wavelet pa da kedua data magnetic dan
elektromagnetik.
Integrasi Pengamatan Parameter Geofisika da/am Usaha Predik tabilitas Gempabumi 37

SEBARAN GEMPABUMI TAHUN 2009 - 2010 (M>5.0)
RADIUS 300 KM DARI STASIUN PELABUHAN RATU
104 0 106 0 108 0 110 0
-4 0 p::::=======:I--.....-....,.~=====;::======~--,...-1IIIIIf1 _4 0
.J I
1, 1
I
~
(
r
_8 0 M < 6
--. ....~
I ~
\...
l~r
I
I
_8 0
-10°
*
*
6

le bih sedikit diband ingkan pada waktu siang hari. Pada umumnya metode polarisasi
magnetik yang digunaka n, metode ini mengacu pada pe rbandingan antara medan
magnet komponen vertikal (Z) dengan komponen horisontal (H) atau (D). Nilai
polarisasi dihitung dari pengukuran data magnet dengan magnet ometer 3 kompone n.
Kemu dia n raw data dilihat ke lengkapa n da n kemungkinan ad anya noise. Dalam analisa
anomali dilakukan j uga analisa spectral pada data medan magnet 3 komponen dengan
menggunakan metode wavelet. Dari pe mrosesan data akan dihit ung nilai polarisa si
dan dianalisa tren dari raw data, apakah ada peningkatan atau penurunan dengan
pola-po la tertentu dia nta ra waktu kejadian gempabum i denga n M 2S.0.
Seda ngkan
untuk dat a magnetotelluric digunakan data malam hari (j am 23.00 - 03.00) dengan
sam pling rate 1 Hz, dat a raw diana lisis untuk tiap channel dan di filter menggunakan
transformasi wavelet unt uk mendapatkan frekuensi 0.01 Hz (ULF), kemud ia n
ditampilkan sebagai grafik rasio intensitas spektraJ medan magnet dan medan listrik
dalam kawasan waktu. Analisa dilakukan terhadap t ime series tersebut untuk melihat
anomali-anomali yang mungkin terja di sebe lum da n sesudah gempa bumi t erjadi
ke mudian anomali tersebut aka n diklarifikasi dengan ga ngguan akibat aktivitas
matahari, gangguan ini bias dilihat dari dat a dst indeknya .
111.3. Analisis Integrasi Precursor Gempabumi
Tahapan pa da bab ini yaitu mengintegrasikan hasil-hasil dar; pengolahan untuk
masing-masing metode precursor gempabumi pada suatu studi kasus gempabumi
besa r ya ng sama. Selain mengintegrasikan hasil pengolahan metode seismik, magnet ik
dan elektromagnetik, ditambahkan pula data-data historis pa rameter lain yaitu data
aktivitas gunungapi dan para meter meteorologi. Diharapkan dari ana lisa masingma
sing metode bisa sali ng mendukung adanya suatu prekursor ge mpabumi dan
menemukan suatu pola konsistensi, sehingga bisa diketahui adanya prekursor sebe!um
gempabumi besar yang akan terjadi dan dapat juga menjelaska n mekanisme siklus
seimogenesis di wilayah penelitian.
fntegrasi Pengamatan Parameter Geofisika do/am Usaha Prediktabi/itas Gempabumi 39

BABIV
HASIL DAN ANALI SA
IV.l. Variasi Spatial Nilai-b
Hasil perhitungan nita i-b zona subduksi jawa yang menggunakan metode
waighted least sq uare memberikan niai sekitar 1,3 sedangkan nilai-b dengan metode
maksimum likelihood yaitu sekitar 1. Perbedaa n nilai dari kedua cara perhitungan ini
biasanva akibat pengaruh jumlah data dan perbedaan dalam penentuan magnitude
completness. Variasi spatial nilai-b dan nilai-a di w ilayah penelitian tampak seperti
pada Gambar 4.1. dimana minimum nilai-b sekitar 0,8 dan nilai maksimumnya sekitar
2,5. Berdasa rkan hasil penelitian pa ra ahli, nilai-b yang rendah biasanya bekorelasi
dengan tingkat stress yang tinggi, se dangkan nilai-b yang t inggi sebaliknya. Selain itu,
w ilayah de nga n heteroge nitas ya ng besar berkorelasi dengan harga b-value yang t inggi
(Mogi, 1962).
,,+--~--.,--~, ~ , -----,,--,-~-~~-~ .,, ;
' .1 l Q1':. ~07 P.,; lV\ I tO H l I i . 113 1',,.
l ~

identifikasi dari NOAA dan ISC. Ada nya zona gap kegem paan (seismic gap) ini juga
perlu diwaspadai sebagai zona yang berpotensi gempa besar. Variasi spatial nlla i-a
dengan minimum sekitar 5 dan maksimumnya sekitar 14. Pada Gambar 4.1. tampak
dua kluster dengan variasi nilai-a sekitar 9 sehingga kedua kluster ini be rarti memiliki
aktivitas kegempaan yang t inggi.
10­
." , ~----,--,------,--.,-------,--------,- I 2
f ~:'
12-1---, , " II
10::; 106 ~ () l IDe H'!') 1111 111 112 11-"
Gambar 4.2. Peta Densitas Kegempaan Wilayah
jawa Peri ode 1973-2010
l
IV.2. Variasi Temporal Nilai-b
J'bI ~;"Y11lU ....,-IIll- • -
; . I
La
. . ~ :
.
- ;
~ - .... ­ - - ­ - .. - -­ ~ - -. - .­ - - - ­ - _.' ­ - " -
21)10
• 1
U
1.4
j
-0
-.
1")­
1
t!W i~
rme/~ec ~"I
Gambar4.3. Variasi Temporal Nilai-b Zona Subduksi Jawa dari Katalog NEIC 1973-2010
!ntegrasi Pengamatan Parameter Geofisika do/am Usoha Prediktabi/itas Gempabumi 41

Scholz (1968) adalah yang pe rtama menyatakan ba hwa nilai-b memilki
hubunga n yang je\as terhadap stress di da lam su at u volume batuan. Dalam
eksperimennya, ia mengamati bahwa penurunan b berkorelasi dengan kenaikan stress
di dalam batua n. Variasi temporal nilai-b untuk wilayah Jawa peiode 1973-2010
seperti terlihat pa da gambar 4.3. Pada penelit ian akhir-akh ir ini pada katalog global
dan kata log regional yang berbeda menj ukkan bahwa nilai-b secara signif ikan lebih
re nd ah untuk even yang terkait dengan thrust dibandingkan dengan normal dan
patahan strike-slip (Sch orlemmer et al. , 2005).
IV.3. Periode Ulang Gempabumi
Gempabumi dengan magnitude 6 berpeluang besar untuk terjadi di zona
subduksi pulau jaw a dalam kurun waktu sekitar lima t ahun (Gambar 4.4) . Secara
umum dari pet a Gam bar 4.4. gempabumi dengan magnitude 6 di zona ini mem iliki
periode ulang yang berbeda-beda yaitu sekitar 5 hingga 20 tahun. Periode ulang yang
pendek biasanya berkorelasi dengan nilai-a yang tinggi. Periode ya ng pe ndek dengan
wi/aya ll de ngan akt ivitas kegempaan yang relatif tinggi terutama adalall wilayall
sa mudera Indonesia se belah se!atan Jawa Barat dan selatan Jawa Tim ur.
-6
-7
18
-10
:::+-1---"--..,-,--.-­,---"-~--., -- -,­,--,-,--,­,--I
105 106 " 07 0 ": 109 110 111 112 113 114
Lor.:] 1Jot- [11egj
Gambar 4.4. Peta Periode Ulang Gempabumi Zona Subduksi Jawa M=6
Pe riodisitas kegempaan zona subduksi Jawa menggunakan metode wavelet
de nga n keda laman 0-300 km memberikan informasi bahwa periodisitas secara umum
n tegrasi Pengamatan Parameter Geofisika da/am Usaha Prediktabi/itas Gempabumi 42

sekitar empat hingga lima tahun. Periodisitas berdasarkan ke dalaman sumber gem pa
menunjukan adanya kesamaan periodisitas gempabumi dominan yaitu sekitar empat
hingga lima tahunan, meskipun demikian untuk gempa dangkal terdapat siklus dua
tahunan yang cukup kuat.
IV.4. Perubahan laju Seismisitas
Precursor se ismik sangatlah penting, namun demikian sam pai saat ini masih
menjadi topik yang mengundang kontroversi. Sala h satu diantaranya adala h precursor
kesenyapan seismik (seismic quiescence ). Ada beberapa metode untuk mendeteksi
precurosv seismic quiiescence be rdasarkan data katalog gempabumi salah satu
diantaranya ada lah analisa perubahan tingkat se ismisitas menggunaka n metode z.
Ana lisa perubaha n tingkat seismisitas sebelum kejadian gempa Tasikmalaya 2
September 2009 M 7,5 (USGS) dapat dilihat pada gambar 4.5 menggunakan metode
LTA dan gambar 4.6 menggunakan metode percentage. Gambar a menunjukkan
distribusi spasial nilai-z periode 1973,0863 - 2009,7902 cut at tahun 2004.65 dengan
iwl 1,5 tahun. Gambar b merupa kan distribusi spasial nilai-z periode 1973,0863 ­
2009,7902 cut at tahun 2005.65, iwl 1,5 tahun. Gambar c dan d berturut turut cut at
pada tahun
2006,65 dan 2007,65. Dari distribusi spas ial nilai-z tersebut da pat
diketahui bahwa penurunan tingkat seismisitas di daerah sekitar mainshocks mulai
terjadi 3 tahun sebel um kejadian gempa Tasikmalaya 2 September 2009 M 7,S.
100S
." 6
~
4
2
11 0 S 0
-2 ·2
. -4 ~-~-~-~--l -4
105 0 E 106"E 107"E 10aoE l09 0 E 107°E 1Oa o E
(a) (b )
[ 1
Integrasi Pengama tan Parameter Geofisika da/am Usaha Prediktabi/itas Gempabumi 43

8 0 S
gas
100S
1(1's
"1
110S
11°S
[1
·2
-2
-4
-4
lOSoE 106"E 107 0 E lOs oE
105°E 106°E 107"E 10SeE 1090E
109"E
(C)
(d)
Gambar 4.5. Variasi nilai-z data NEIC 1973.0579 - 2009.6694 dengan fungsi LTA (a) Cut at
2004.65 (b) Cut at 2005.65 (c) Cut at 2006.65 (d) Cut at 2007.65. Grid O,15xO,15 N 100. Nilai
positip mengindikasikan penurunan tingkat seismisitas
x 10 ~
110S
. 2
10S o E 106°E 107°E 108"E 1U9"E
(al
a
~O
lOS O E l 06°E 107°E 1(';8°E 1('f.)°E
(b)
7"s
8 0 S
gas
10S o E 106°E 107°E lOSoE 100"E
(c)
6000
,oeo
100S
300
- -200
2000 11°S 100
o
- ·100
10SoE 106°E 107°E 106"E 1090E
Gambar 4.6. Variasi nilai-z data NEIC 1973.0579 - 2009.6694 dengan fungsi Percentege (a) Cut
at 2004.65 (b) Cut at 2005.65 (c) Cut at 2006.65 (d) Cut at 2007.65. Grid O,15xO,15 N 100. Nilai
positip mengindikasikan penurunan ting kat seismisitas
/ntegrasi Pengamatan Parameter Geofisika da/am Usaha Prediktabilitas Gempabumi 44
(d)
-

2
1.8
1.6
1.4
1.2
Cl)
..2
ns 1
=i"
.c 0.8
.... - - ....... '
,.
.", -.- #'
"
I'
, , ,
\
-.- - ~
,
I
,
.- - ",.
,
I'
I I' i "
I , i I
...- - ,. ,
b-value I
8 b
I
' .,..
0.6
0.4
0.2
0
1980 1985 1990 1995 2000 2005
Time I [dec. year]
Gambar 4.7. Variasi Temporal Nilai-b di daerah Jawa barat sebelum gempabumi Tasikmalaya 2
September 2009
Variasi temporal nila i-b wilayah Ja wa bagia n barat menunjukkan adanyan
penurunan nilai-b sebelum kejadian gempa tasikmalaya 2 September 2009
sebagaimana terlihat pada gambar 4.7.
Analisa perubahan tingkat se ismisitas sebelum kejadian gempa Ujungkulon 16
Oktober 2009 M 6,4 (USG S) dapat dilihat pada gambar 4.8 menggunakan metode LTA
dan gambar 4.9 mengguna kan metode percentage. Gambar a, b, c, d, e dan f
menunjukkan distribusi spasial nilai-z periode 1973,0863-2009,7902 dengan 11'11 1,5
tahun berturut-turut cut at tahun 2003,3; 2004,3; 2005,3; 2006,3; 2007,3 dan 2008,3.
Dari distribusi spasia l nilai-z tersebut dapat diketahu! ba hwa penurunan tingi

..
J
j
" ,I "u;r "",,"::..:,.. •
I
v
'=~-~
"'.~
c
8 0 S
8
8
6 6
4
2
2
o
-2
a
-2
(a)
(b)
(e)
8 0 S
8
-6 2 2
4
9 0 S
2 0
0
o -2
-2 -2
-4
104 0 E 30' 1050E 30' 1060E 3~' 10~
(d) (e) (f)
Gambar 4.8. Variasi nilai-z da a NEIC 1973,0863-2009,7902 dengan fungsi LTA (a) Cut at 2003,3
(b) Cut at 2004,3 (e) Cut at 2005,3 (d) Cut at 2006,3 (e) _Cut at 2007,3 dan (f) Cut at 2008,3.
Grid O,15xO, 15 N 100_ ilai positip mengindikasikan penurunan tingkat seismisitas
0
6 S 6 0 S
-I ~
-,­
.I>.t
~)J
J"o.;.'
~,
7"s 7 0 S
!'
70s
5'$
8 0 S
80s
104°E 30' 10SoE 30' l060E 30' 1O'f'E
300
a
200
100
a
(a) (b ) (e)
/ntegrasi Pengamatan Parameter Geofisika da/am Usaha Prediktabi/itas Gempabumi 46

300
200
100
o
104 0 E 30' 10 50E 30' 1000E 30' 1070E
200
00
o
(d) (e) (f)
Gambar 4.9. Variasi nilai-z data N EIC 1973,0863-2009,7902 dengan fungsi Percentage (a) Cut
at 2003,3 (b) Cut at 2004,3 (c) Cut at 2005,3 (d) Cut at 2006,3 (e). Cut at 2007,3 dan (f) Cut at
2008,3. Grid O,15xO,15 N 100
Variasi Temporal b-value Pada Hiposenter Gempabumi Ujungkulon
a
'"
.1>
B
-6.5 --1
. ",
..,
C
Gambar 4.10. a) b-value pa da hiposenter data
I< grid 0,2xO,2 jumlah N
minimum 30, Ra dius Tetap R 110 km (b-value 1. 18 Cum Number 116). b) b-va lue pada
hiposenter data 0 ~( (b-value 1.15 Cum. Number 288). c) b-value pada
hiposenter data d _ (b-value 1.13 Cum. Number 305)
integrasi Pengamatan Parameter Geofisika da/am Usoha Prediktabilitas Gem pabumi 47

Variasi temporal nilai-b pada hiposeter menunjukkan nilai-b yang mengalami
penurunan sebelum kejadian gempabumi ujungkulon 16 Oktober 2009 M 6,4
sebagaimana terlihat pada gambar 4.10. dan tabie 4.1.
Tabel 4.1 Variasi Temporal b-value Pada Epicenter Gempabumi Ujungkulon
No Tah un b-value
,
1 2005 1.18
2 2006 1.15
3 2007 1.13
Analisa perubahan tingkat seismisitas se bel um kejadian gempa Tasikmalaya M
6, 3 (USGS) tanggal 26 Juni 2010 dapat dilihat pada gambar 4.11 menggunakan metode
LTA dan gambar 4.12 mengguna ka n metode percentage. Gambar a, b, c, d
menunjukkan distribusi spasial nilai-z periode 1973,06-2010,26 dengan iw/1,5 tahun
berturut-turut cut at tahun 2005,75; 2006,75; 2007,75 dan 2008,75. Dari distribusi
spasial nilai-z tersebut dapat diketahui bahwa pen urunan tingkat se ismisitas di daerah
se kit ar mainshocks mulai terjadi 3,5 tahun sebelum kejadian gem pa Tasikmalaya 26
Juni 2010 M 6,3.
"'~" ~ r-
6 0 S ..----'---,.....--,) -'--~___r_'.'_-_-, ~...... -.. ­--+
,-
j ­
\ ~- - , ~~\!~.' ~,'
o
· -2
101'E l00'E 101'E
-2
(a)
(b)
Integrasi Pengamatan Parameter Geofisika da/am Usaha Prediktabi/itas Gempabumi
48

~S r-~~ ·~~ r~~-·~~· -~~~,- · --~----t
~ --- ,'"
-iJ /C. f
7"5
{
,
~ ,j
~,~-'"- --"-
.. ---\
.J
8°S
8 0 S
9°S
gos
10°5
11 0S I:
!::if
3
-1
laoS
,,°5
105°E 108°E 109 c E
-2
106°E
-2
(e)
(d)
Gambar4.11_Variasi nilai-z data NE IC 1973,06-2010,26 dengan fungsi LTA iw11,5 tahun (a) Cut
at 2005,75 (b) Cut at 2006J5 (e) Cut at 2007J5 dan (d). Cut at 2008,75. Grid 0,15 x 0,15 N =
80.
9 0 S
10 0 S
50
o
-51
106°E
106°E 10n:
(a)
(b)
Integrasi Pengamatan Parameter Geofisika da/am Usaha Prediktabilitas Gempabumi
49

6 0 S '- '--'
.~ J "-~~,
7 0 S
8 0 S
,.
" I
'v '-' "-­
~;..
r'
\..-------­ ""-,~ .
6 0 S
7 0 S
8 0 S
'.
~
... '1
,
-
,
-~
,"
;:-..
~ '\..,..r""" --""'"
- p~ \.
"­
-----------"-c~ ,.
9 0 S
9 0 S
10 0 S
10 0 S
11"5
:=;'
1C
5C
0
11 0 S
1 100
50
.5(
0
10SoE ',06" E 107 0 E 108° E 109°E
C)
105 0 E 106°E 107 0 E 108 0 E 109°E
(d)
Gambar 4.12. Variasi nilai-z data NEIC 1973,06-2010,26 dengan fungsi Percentage (a) Cut at
2008,75 (b) Cut at 2007,75 (c) Cut at 2006,75 dan (d) . Cut at 2005,75
Variasi Temporal b-value Pada Kedalaman Hiposenter Gempabumi Tasikmalaya
Variasi temporal nilai-b pada hiposeter menunjukkan nilai-b yang mengalami
penurunan sebe/um kejadian gempabumi Tasikmalaya 26 juni 2010 M 6,3
sebagaimana terlihat pada gambar 4.13. dan table 4.2.
200
175
150
125
100
75
50
25
19.,05 1961) 1985 1990 1995 2000 2005
1 .•
1.4
1.7
1
0.8
0.6
1 05.5 106 108 108.5
Magnitude
Gambar4.13a. b-value pad a kedalaman hiposenter data - grid 0.2xO.2
jum lah N mi nimum 30, Radiu s Tetap R 110 km (b-value 0.96 Cum. i'Jumber 192)
/ntegrasi Pengamatan Parameter Geofisika da/am Usaha Predik tabi/itas Gempabumi 50

:we
17.
150
125
100
75
50
25
o
197$ 1980 1985 1990 1935 2000 2005
10'
1. ft
1.4 ·
1.2 ·
1
O.S
0.6 ·
105.5 106 106.5 107 107.5 108 108.5
'(f
4
MagN 'u~
Gambar 4.13b.b-value pada kedalaman hiposenter data
grid O.2xO.2
jumlah N minimum 30, Radius Tetap R 110 km (b-value 1.1 Cum . Number 205)
...,
·7 -
, ....-...._-
;' ~
,
I
I
I
I
I
\
200
I 175
'!! . 50
-2 126
'3 100
3 7S
50
25
o
1975 1980 HIS 'S 1990 1995 2000 20Q.5
~ . ~ .~
1 .g.~
0.8 ,
0.6
105.5 106 106.5 107 107.5 108 108.5
'0·
10'
1~
Gambar4.13c.b-value pada kedalaman hiposenter data ,oj" I ~ '7 (". grid 0.2xO.2
jumlah N minimum 30, Radius Tetap R 110 km (b-value 1.31 Cum. Number 225)
'1.4
1.2
1
0.8
0.8
...,­
.6 ~ .9
..,. ...---- ......
- If' , ....,
,, ,,
I ,
I \
I \
I \
I \ \ ,
\ J
\, ,,
,, ,,
, /
... .... _-_ ... .... ..
105. 5 106 H)(J. 5 107 107 .5 108 108. 5
225
200
J' 175
~ \ 50
Z 125
'3 100
§ 75
L) S1l
2' o
10
10'
10
1975 '* , '965 ,990 'SS5 2000 2005
tr.!~·l~
---.'.
Gambar 4.13d.b-value pada kedalaman hiposenter data
grid 0.2xO.2
jumlah N minimum 30, Radius Tetap R 110 km (b-value 1.23 Cum. Number 232)
integrasi Pengamatan Parameter Geofisika da/am Usaha Prediktabi/itas Gempabumi 51

,.
1.'
'. 2
1
A.'
250
20.
~ ~
·6.5
;I 150
: 1 ~
.7
.7. ~
I
I,
:
J
~/
I
I
I
I
I
,
, ~
, ... ---­
... ... ........ _---'
105.5 106 101:1.5 107 107.5 108 108.5
~ ' ~~
!50
2~
o
1915 9aO '965 IgsO 15geo 2000 os.
'0'
-----.....
.0'
-- -- - - ­
Mag;ltude
Gambar 4.13e.b-value pada kedalaman hiposenter data l '
grid 0.2xO.2
jumlah N minimum 30, Radius Tetap R 110 km (b-value 1 Cum. Number 250)
.....1,. f
,
""' .... ----- ..........
2SO
2:l!
200
' n
,~
,'"
'00
70
~
,, , !IO
I , 25
I ,
I , o
I \ , WO 199ti 2000 20ti
, \.
I ,
I
,
I
,
I , ' 0
\ J
, I
1':-W1A: ... J:>
" .~
'.... ~,
,. ......_--_......'
--- - -- ~ .----­
U
'.2
275
0••
,

Gambar 4.14. Variasi harian data magnetik pada tanggal 1 Januari 2010
Data magnetik da n elektromagnetik diplot menjadl dua rentang waktu yaitu
Agustus - Desember 2009 dan Ja nuari - Agustus 20 10 yang kemud ian dianalisa
berdasarkan beberapa even gempabumi besar yang terjadi d i ra dius $ 300 km dari
stasiun penga mata n magnetic Pelabuhan Ratu selama tahun 2009 - 2010 sebagai stud i
kasus, yaitu gempabumi pada tanggal 2 September 2009 (M7.S), 13 September 2009
(M6.6), 16 Oktober 2009 (M6.4), 18 November 2009 (M5.3), 10 Januari 2010 (M5.3),
20 Pebruari (M5.0), 18 Mei 2010 (M6.0) dan 26 Juni 2010 (M6.3). Setelah raw data
dilihat kelengkapan dan dihilangkan noise-nya, raw data kemudian difilter de ngan
wavelet diambil pada frekuensi 0.01 Hz sebaga i frekuensi ana lisa. Nilai hasil filt er
dihitung nilai polarisasi dan diana lisa tren dari rata-rata hariannya (Ga mbar 4.15 ­
4.18). Setelah itu dilakukan analisa analisa spectral pada data polarisasi medan magnet
3 komponen dengan menggunakan metode wavelet {Gambar 4.19}.
/ntegrasi Pengamatan Parameter Geofisika da/am Usaha Prediktabi/itas Gempabumi 53

...
';::,1
t " ". '­'
.~-
--
!
I '
I I
Gambar 4.15, Hasil filter wavelet dari data medan magnetic komponen H, D, Z, nilai harian
polarisasi medan magnetik komponen horizontal dan vertikal dan dst index dalam rentang
waktu Agustus - Desember 2009
Hasil polarisasi medan magnetik komponen horizontal dan vertikal setelah
dilakukan filter w avelet pada dat a meda n magnetik komponen H, D, Z dalam rentang
waktu Agustus - Desember 2009 (Gambar 4.15) dan rent ang waktu Januari - Agustus
2010 {Gambar 4.16} menunjukkan adanya pe ningkatan aktivitas medan magnet yang
Integrasi Pengamatan Parameter Geofisika do/am Usaha Prediktabilitas Gempabumi 54

diduga sebagai prekursor gempabumi. Waktu kemunculan prekursor seperti yang
ditunjukkan pada table 4.3.
--
j
J
:,
h 1.;
---'-
Gambar 4. 16. Hasil filter wavelet dari data medan magnetik komponen H, 0, Z, nilai harian
polarisasi medan magnetik komponen horizontal dan vertikal dan dst index dalam rentang
waktu Januari - Agustus 2010
Integrasi Pengamatan Parameter Geofisika da/am Usaha Prediktabi/itas Gempabumi
SS

,. +--. .......
I
Gambar 4.17. Hasil filter wavelet dari data MT medan magnetik komponen X, V, Z, nilai harian
polarisasi medan magnetik komponen horizontal dan vertikal dan dst index dalam rentang
waktu Agustus - Desember 2009
Hasil polarisasi medan magnetik kompone n horizontal dan vertikal setelah
dilakukan filter wavelet pada data M T medan mag net ik komponen X, Y, Z dalam
rentang wakt u Agustus - Desember 2009 (Gambar 4.17) dan rentang wakt u Januarifntegrasi
Pengamatan Parameter Geofisika da/am Usaha Prediktabi/itas Gempabumi 56

Agustus 2010 (G ambar 4.18) menunjukkan adanya peningkatan aktivitas med an
magnet yang diduga sebagai prekursor gempabumi. Waktu kemunculan prekursor
se perti ya ng ditunjukka n pada table 4.3.
=..
J. ~ •
:-l ": '.In
I -y- - .
\ -. . .
Gambar 4.18. Hasil filter wavelet dari data MT medan magnetik komponen X, Y, Z, nilai harian
polarisasi medan magnetik komponen horizontal dan vertikal dan dst index dalam rentang
waktu Janu ari - Ag ustus 2010
Integrasi Pengamatan Parameter Geofisika da/am Usaha Prediktabi/itas Gempabumi 57

Tabel 4.3. Rentang waktu kemunculan prekursor sebelum gempabumi da ri data
magnetometer dan magneto ellurik
Gempabumi
Data Mag netik
Rentang waktu (Hari)
Data MT
2 September 2009 (M7.5) 8 15
13 September 2009 (M6.6) 2 Tidak ada precursor
16 Oktober 2009 (M6.4) Tidak ada data 15 -19
18 Nopember 2009 (MS .3) 15 5 - 20
10 Januari 2010 (MS .3) 8 4 - 8
20 Pebruari 2010 (MS.O) 14 3 - 14
18 Me; 2010 (M6.0) Tidak ada precursor 8
26 Juni 2010 (M6.3) 22 2
Dari hasH pengolahan data menggunakan metode anal isis continuous wavelet
transf orm (eWT) untuk data magnet tampak adanya ke naikan nilai spektrum yang
dicurigai sebagai anoma li sebelum terjadinya gempabumi (gambar 4. 19), fenomena in;
ditemukan 4 hari sebe lum gempabumi sampa i 3 hari setelah gempabumi.
Hasil anal isis polarisasi secara kese luruhan menunjukka n ada nya anomali
sebelum gempabumi. Setelah diband ingkan dengan data gempa historis dan dst indexnya
maka akan diketahui po\a yang diduga sebagai prekursor gempabumi. Anomali
medan mag net ya ng teramati beberapa had sebelum ge mpabumi terjadi
dimungkinkan su atu sinyal yang t erkait dengan fase persiapan ge mpabumi utama
terjadi. Sinyal anomali t eramati berbeda da ri sinyal yang berasal dari ga ngguan (no ise) .
Sangat penting untuk memahami karakter medan magnet bumi lebih lanj ut da lam
kaj ian terhadap pemahaman proses persiapan dan aktivitas seismik sebagai prekursor
gempabumi. Banyak mekanisme fisis untuk menjelaskan sumber-sumber emisi ULF,
seperti efek electrokinetic dan induksi efek micro/racturing.
In tegrasi Pengam atan Param eter Ge o/ isika da/am Usaha Prediktabilitas Gempabum i 58

II
, .
'.1.:
~ i
; .',
l :i~: ~
o j :
L­____~____________~____________.--------~
r l " ' I ~' (: ,~ _'. iU '1
.,
3 n
- .'. " j I • r-)
Gambar 4.19. Hasil pengolahan data menggunakan metode continuous wavelet transform
(CWT) untuk data magnet dalam rentang waktu 11 - 30 Juni 2010
IV.G. Hasil Pengolahan Data Variasi Suhu Permukaan dan Kelembaban
Untuk analisa data variasi suhu permukaan dan kelembaban, data diambil dari
stasiun pengamatan (Automatic Weather System) AWS BMKG Su kabum i ya ng terletak
di
Pelabuhan Ratu. Data variasi suhu yang digunaka n meru pakan data has il
penghitungan rata-rata ha rian suhu maksimum dikurangi suhu minimum sedangkan
data kelembaban meru pakan rata-rata ha riannya .
/ntegrasi Pengamatan Parameter Geofisika da/am Usaha Prediktabilitas Gempabumi 59

l Va,lils i Su h u Pl! rmu kl'lCln d

untuk beberapa gempa bumi terkini di beberapa wilayah di dunia. Peningkatan suhu
radiasi infra merah berkisar antara 5 sampai dengan 12° C untuk beberapa gempa
bumi ya ng berbeda. Embun yang terka ndung dalam tanah dan kelembaban di udara
juga merupakan faktor yang mengontrol suhu permukaan. Proses yang saling
mempengaruhi ini seperti evapora si dan kondensasi mengakibatkan variasi suhu
permukaan.
Penjelasan untuk memahami mengapa radiasi inframerah berkontribusi
terhadap gempa bumi adalah berdasarkan fenomena seperti peJepasan gas rumah
kaca, karakter dinamik tanah, termasuk embun tanah dan kandungan gas serta
struktur kristal dari masa bebatuan dalam tekanan. Ada empat mekanisme anomali
panas yaitu teori gas panas dan earth degassing theory, teori interaksi seismo-ionosfer,
teori aktivasi lubang p serta teori pengindera an jauh bebatuan .
Dalam earth degassing theory menjelaskan tentang Inisiasi dari retakan yang
berukuran kecil (m icrocra cks) dan pelepasan pori-pori gas ke atmosfer yang lebih
re ndah dengan kondisi memperkuat tekanan di sekitar lokasi gempa bumi. Suh u
mencapai ko ndisi maksimum ketika gas meningkatkan efek greenhouse di atmosfer.
Suhu juga akan menu run dibawah rata-rata suhu biasa nya menjelang terjadinya gempa
bumi dan secara bertahap akan kembali normal. Berdasarkan model yang
dikemukakan oleh Tronin ( 1996) selama persiapan gempa bumi gas seperti H2, He,
CH4, C02, 03, H2S, Rn bersama-sama dengan uap air da n berhubungan dengan panas
aka n menca pa i permukaan bumi da n disinilah model pasangan litosfer-atmosfer
dimulai.
Pertama, konveksi dari f lux panas (air pa nas dan gas) mengubah suhu
permukaan bumi. Fase kedua adalah perubahan level air dengan suhu biasa mengubah
kelembaban tanah dan fisis tana h. Ketiga, efek greenhouse. Gas pada greenhouse
menyera p sebagian ra diasi infra merah bumi dan mengakibatkan akumulasi panas
dekat permukaan.
Teori Interaksi Seismo-Ionosfer menjelaskan tentang interaksi Seismo-ionosfer
yang menggerakan gas seperti ra don menuj u bumi, dinamika atmosfer dan ionisas i
udara yang menye babkan ionisasi udara se hingga menyebabkan perubahan suhu,
Integrasi Pengamatan Parameter Geofisika dafam Usaha Prediktabifitas Gempabumi 61

untuk beberapa gempa bumi terkini di bebera pa wilayah di dunia. Peningkatan suhu
radiasi infra merah berkisar antara 5 sampai dengan 12° C untuk beberapa gempa
bum; yang berbeda. Embun yang terkandung dalam tanah dan kelembaban di udara
juga merupakan faktor ya ng mengontrol suhu permukaan . Proses yang saling
mempenga ruhi ini seperti evaporas i dan kondensasi mengakibatkan variasi suhu
permukaan.
Penjelasa n untuk memahami mengapa rad iasi
inframerah berkontribusi
terhadap gempa bumi adalah berdasarkan fenomena seperti peJepasan gas rumah
kaca, karakter dinamik tanah, termasuk embun tanah dan kand ungan gas serta
struktur kristal dari masa bebat uan dalam tekanan. Ada empat mekanisme anomali
panas yaitu teori gas panas dan earth degassing theory, teori interaksi seismo-ionosfer,
teori aktivasi luba ng p se rta teori penginderaan j auh bebatuan .
Dalam earth degassing theory menjelaskan tentang Inisiasi dari retakan yang
berukuran kecil (microcra cks) dan pelepasan pori-pori gas ke atmosfer ya ng lebih
re ndah dengan kondisi memperkuat tekana n di sekitar lokas i ge mpa bumi. Suhu
mencapai kondisi maksimum ketika gas meningkat ka n efek greenhouse di atmosfer.
Suhu juga akan menurun dibawah rata-rata suhu biasa nya menje\ang terjadinya gempa
bum; dan secara berta hap akan ke mba li normal. Berdasa rkan model yang
dikemukakan oleh Tronin ( 1996) seJama persiapan gempa bumi gas seperti H2, He,
CH4, C02, 03, H2S, Rn bersama-sama dengan uap air da n berhubungan dengan panas
akan mencapa i permukaan bumi dan disinilah model pasa nga n litosfer-at mosfer
dimulai.
Pertama, konveksi dari flux panas (air pa nas dan gas) mengubah suhu
permukaan bumi. Fase kedua adalah perubahan level air denga n suhu biasa mengubah
kelembaban tanah dan fisis t ana h. Ketiga, efek greenhouse. Gas pada greenhouse
menyerap sebagian radiasi infra merah bum; dan mengakibatkan akumulasi panas
dekat permukaan.
Teor; lntera ksi Seismo-Ionosfer menjelaskan tentang int eraks i Seismo-ionosfer
yang mengge rakan gas seperti radon menuju b umi, dinamika atmosfer da n ionisasi
udara yang menyebabkan ionisa si uda ra sehingga menyebabkan perubahan suhu,
/ntegrasi Pengamatan Parameter Geofisika da/am Usaha Prediktabi/itas Gempabumi 61

kelembaban relatif. Proses fisis yang terjadi dari variasi yang diamati ada la h
pengeluaran panas laten akibat kondensasi uap air pada ion ya ng dihasilkan
dari
ionisasi udara oleh partikel a ya ng dipancarkan oleh Radon (Rn). Keberhasilan dari
proses ini dibuktikan dilaboratorium dan eksperimen di lapa ngan, karena it u variasi
spesifik su hu dan ke le mbaban udara dapat digunakan sebaga i indikato r dari variasi
radon sebelum gempa . Proses fisis yang terjadi sebaga i berikut: Ion ya ng diprod uksi
oleh ionisasi radon menjadi pusat kondensasi uap air. lebih jelasnya bukan kond ensasi
mum ; melainkan h idrasi dari ion yang terbentuk. Proses hidrasi tidak membutuhkan
penj enuhan uap air sepe rti kondensasi murni. Tetapi pada fase pe ruba han molek u! air
dari uap air yang
melekat pada ion, panas laten evaporasi dikeluarkan.Kondisi ini
membut uhkan ene rg i sebesat 2370 kJ/Kg dibawah suhu 300 K. Sebaga i ha sil da ri
konde nsasi kele mbaba n uda ra menurun sedangkan suhu meningkat sei ring dengan
pengeluaran panas laten dari konde nsasi. Setelah mencapai konsentras; Radon yang
maksimum, dengan menyesuaikan waktu terjadinya gempa, aliran Rad on berkurang.
Sedangkan kondisi atmosfer kembali normal dan ke lembaban men ingkat, su hu
menurun se belum terjadinya gempa. Variasi dari suhu udara dan kelembaba n serta
para meter atmosfer memiliki potensi berubah menjadi partikel baru yang terbentuk.
Ketidakmampuan model in; daJam menjelaskan mekanisme gempa secara unik
mengakibatka n model ini tidak stabil.
Teori aktivasi lu bang p menje laskan tentang mekanisme emisi elektromagnetik
frekuensi ren da h menggunakan bebatuan yang dikenai tekanan se perti yang terdapat
pada lokasi tekt onik.
Lubang positif (tempat yang kekurangan elektron) muncul di
bebatuan yang mengalam; tekanan dar; pasangan lubang positif, di mana pasa ngan
luba ng positif ini ada namun belum akt if, dan kombinasi batu dengan udara
permukaa n mengakibatkan LST ( suhu permukaan ) meningkat. Peningkatan suhu yang
biasa disebut denga n "a nomali" dan masa bebatuan yang berprilaku seperti baterai
yang di charge pada lapisan bawah permukaan tanah bisa dije\aska n dengan teori
pasangan luba ng positif. Ketika lubang positif dibangkitkan akan mengakibatkan
bebatuan berperan pent ing terhadap emisi elektromagnetik, potensi pe rmukaa n
positif, penguraian corona, emisi ion positif dan radias i infra merah. Fenomena ini
Integrasi Pengamatan Parameter Geofisika da/am Usaha Prediktabi/itas Gempabumi 62

merupakan proses dasar memba ngkitkan lubang positif yang tidak aktif yang
mengubah bebatuan menjadi semikonduktor tipe p. Studi di lapangan terhadap
berbagai bebatuan telah mendapat kan bukti yang signifika n untuk mendukung teori
ini. Korelasi dalam pet a deformasi InSAR dan peta suhu dari area epicent er
menunjukkan bahwa terdapat korela si yang masu k akal antara deformasi dan anomali
panas di lokasi area . Kemampuan sensor satelit terhadap kondisi suhu pada wa kt u
gempa telah membawa terobosan penting dalam studi prekurso r pana s gempa bumi.
Kombinasi antara deteksi penginderaa n jarak jauh mengena i sifat mekanika
bebatuan ditinja u dari sudut pandang kimia dan geofisika telah digunakan da lam
pengusulan teori mekanika bebatuan penginderaan jarak jau h. Pendet eksian anomali
menggunakan penginderaan jarak jauh sa mpai dengan saat ini menguatkan teori
laboratori um mengenai st udi prekursor yang masih ra mai diperd ebatkan, da la m
memberikan hasil yang konsisten untuk distribus; waktu dan ruang.
IV.7. Integrasi Hasil Pengamatan Parameter Geofisika
Ta hapan pada bab in; yaitu mengintegrasikan hasH-hasH dari pengolahan untuk
masing-masing metode precursor gempabumi pada suatu studi kasus gempabumi
besar yang sama . Selain mengintegrasikan hasil pengolahan metode seismik, magnetik
dan elektromagnetik, dit ambahkan pula da ta-data historis parameter lain yaitu data
variasi suhu permukaan da n ke lembaban rata-rata ha rian. Dari ana lisa masing-mas ing
metode bisa saling mendukung adanya suatu precursor gempab umi sebelum ge mpa
utama terjadi (Tabel 4.4), yang ke mudian diinterpretasikan untuk menjelaskan
mekanisme siklus se imogenesis di wilayah penelitian (Gam bar 4. 21). Hasil anal isa
parameter se ismic memberika n pola precursor sekita r 2.5 tahun sebelum gempabumi
terja di sehingga parameter ini termasuk dalam precursor jangka menengah yang
kemungkinan diakibatkan ofe h akumulasi stress pada batuan . Hasi/ ana lisa parameter
magnetic baik dari alat magnetometer dan magnet otellurik memberikan pola
precursor sekit ar 2 -
22 hari sebelum ge mpabumi terjadi, sehingga pa ra meter ini
termasuk dala m precursor jangka pendek yang kemungkinan diakibatkan proses
elektrokinetis dan microcrack sebelum penumpukan energi t erlepas se bagai
Integrasi Pengamatan Parameter Geofisika da/am Usaha Prediktabi/itas Gempabumi 63

gempabumi. Demikian juga dengan parameter suhu dan kelembaban memberikan pola
precursor sekitar 10 dan 17 hari sebelum gempabumi terjad i sehingga parameter ini
termasuk dalam precursor jangka pendek. Parameter ini merupakan indikator
kemunculan gas radon sebelum gempabumi terjadi.
Tabel 4.4. Rentang waktu kemunculan prekursor sebelum gempabumi dari masingmasing
parameter
Gempabumi
2 September 2009
(M7.5)
13 September 2009
(M6.6)
16 Oktober 2009
(M6.4)
18 Nopember 2009
(M5.3)
10 Januari 2010
(M5.3)
20 Pebruari 2010
(M5.0)
18 Mei 2010 (M6.0)
Data
Seismik
Data Magnetik
Rentang waktu (Hari)
Data MT
3 Tahun 8 15
2
Tidak ada
prekursor
2.5 Tahun Tidak ada data 15 -19
15 5 - 20
Data Suhu dan
Kelembaban
8 4-8 10
14 3 -14 10
Tidak ada
prekursor
8 17
26 Juni 2010 (M6.3) 3.5 Tahun 22 2 10
1 ~
'.
J
I
I
~uJr
prurl;!:
.'
Gambar 4.21. Mekanisme siklus seimogenesis di wilayah penelitian dari integrasi hasi\
pengamatan parameter geofisika di daerah Pelabuhan Ratu
/ntegrasi Pengamatan Parameter Geojisika da/am Usaha Prediktabi/itas Gempabumi 64

gempabum i. Demikian juga dengan parameter suhu dan kelembaban memberikan pola
precursor sekitar 10 dan 17 hari sebelum gempabumi t e rjadi sehingga parameter ini
termasuk dalam precursor jangka pendek. Parameter ini merupakan indikator
kemunculan gas radon sebelum gempabumi terjadi.
Tabel 4.4. Rentang waktu kemunculan prekursor sebelum gempabumi dari masingmasing
parameter
Gempabumi
2 September 2009
(M7.S)
13 September 2009
(M6.6)
16 Oktober 2009
(M6.4)
18 Nopember 2009
(MS.3)
10 januari 2010
(MS.3)
20 Pebruari 2010
(MS.O)
18 Mei 2010 (M6.0)
Data
Seismik
Data Magnetik
Rentang waktu (Hari)
Data MT
3 Tahun 8 15
I
2
Tidak ada
prekursor
2.5 Tahun Tida k ada data 15 -19
15 5 - 20
Data Suhu dan
Kelembaban
8 4-8 10
14 3 -14 10
Tidak ada
prekursor
8 17
26 Juni 2010 (M6.3) 3.5 Tahun 22 2 10
( .
.)
···1111
Ill .,·
< I
uptur~
"t; '~'II
f. -n'.'"
Gambar 4.21. Mekanisme siklus seimogenesis di wilayah penelitian dari integrasi hasil
pengamatan parameter geofisika di daerah Pelabuhan Ratu
:!:"'I
Integrasi Pengamatan Parameter Geofisika da/am Usaha Prediktabilitas Gempabumi 64

BAB V. KESIMPULAN DAN SARAN
V.l. Kesimpulan
Kesimpulan dari kegiatan penelitian integrasi pengamatan parameter geofisika
dalam usaha prediktabilitas gempabumi adalah sebagai berikut :
1. Periodisitas di zona subduksi Jawa dengan magnitude M6 berdasarkan
kedalaman sumber menunjukan adanya kesamaan periodisitas gempabumi
dominan yaitu sekitar empat hingga lima tahun.
2. Anomali seismisitas ditemukan 2.5 - 3.5 tahun sebelum gempabumi utama
terjadi sehingga diklasifikasikan sebagai prekursor skala waktu menengah.
3. Anomali medan magnetik dari magnetometer ditemukan 2 - 22 hari sebelum
gempabumi utama terjadi sehingga diklasifikasikan sebagai prekursor skala
waktu pendek.
4. Anomali medan magnetik dari magnetoteliurik ditemukan 2 - 20 hari sebelum
gempabumi utama terjadi sehingga diklasifikasikan sebagai prekursor skala
waktu pendek.
5. Anomali variasi suhu permukaan dan kelembaban rata-rata harian ditemukan 10
dan 17 hari sebelum gempabumi utama terjadi sehingga diklasifikasikan sebagai
prekursor skala waktu pendek.
V.2. Saran
Berdasarkan kegiatan penelitian integrasi pengamatan parameter geofisika
dalam usaha prediktabilitas gempabumi ini maka ada beberapa saran sebagai berikut:
1. Perlu adanya validasi hasil integrasi pengamatan berbagai macam metode
dalam suatu jaringan peralatan yang berbeda dalam suatu tempat pada even
gempabumi yang besar agar lebih menyakinkan adanya anomali berkaita n
dengan gempabumi.
/ntegrasi Pengamatan Parameter Geofisika da/am Usaha Prediktabi/itas Gempabumi 65

2. Perlu ketersediaan data magnetik dan elektromagnetik yang kontinyu dan real
timer untuk analisa ULF secara langsung dalam rangka memberikan peringatan
dini.
3. Perlu mengubah sampling rate data magnetik menjadi 1 Hz sehingga bisa
digunakan untuk analisa pada frekuensi sangat rendah (ULF) yaitu 0.01 Hz.
Integrasi Pengamatan Parameter Geofisika da/am Usaha Prediktabi/itas Gempabumi 66

DAFTAR PUSTAKA
Aki, K. 1965, Maksimum likelihood estimate of b-values in the formula log N =A - bM
and its confidence limits, Bull. Earthquake Res. Inst., Tokio Univ. 43, 237- 240.
Aki, K., A Probabilistic Synthesis of Precursory Phenomena Earthquake Prediction,
Amer Geophys Union, 556-574, 1981.
Anonim. 2007. Wavelet Analysis. +hwO r

Hamilton, W., 1979, Tectonics of Indonesian Region, U.S Geol. Survey, Prof Paper,
1078, Whasington, 345 pp.
Hanks, T.C. and Kanamori, H., 1979. A moment magnitude scale. J. Geophys. Res., 84:
2348-2350.
Hatzidimitriou, P., D., Papadimitriou Mountrakis and B. Papazachos, The seismic
parameter b of the frequency-magnitude relation and its association with the
geological zones in the area of Greece, Tectonophysics, 120, 141-151, 1985.
Hayakawa, M. 2002. Wavelet Analysis of Disturbances in Subionospheric VLF
Propagation Correlated with Earthquakes in Seismo Electromagnetics:
Lithosphere-Atmosphere-Ionosphere Coupling. Edited by M. Hayakawa and
O.A. Motchanov, pp.221-228, TERRAPUB, Tokyo.
Henderson, J.R, Main, !.G., Pearce, R.G. and Takeya, M., Seismicity in north-eastern
Brazil-fractal clustering and the evolution of the b-value, Geophys. J. Int.,. 116,
217-226, 1994.
Henderson, J.R., Barton, D.J. and Foulger, G.R., Fractal clustering of induced seismicity
in the Geysers geothermal area, California, GeophysJ Int., 139,317-324,1999.
Hirata, T., A correlation between the b-value and the fractal dimension of earthquakes,
I geophys. Res., 94, 7507-7514, 1989.
Hirata, T., Takashi, S. and Ito, K., Fractal structure of spatial distribution of
microfracture in rock, Geophys. IR. Astron. Soc., 90, 369-374, 1987.
Ishimoto, M. and !ida, K., 1939. Observations sur les seismes enregistres par Ie
microsismographe construit dernierement (1). Bull. Earthquake Res. fnst., Univ.
Tokyo 17: 443-478 (in Japanese with French abstract).
Kagan, Y. Y., Stochastic model of earthquake fault geometry, Geophys. J. R., Astron.
Soc., 71, 659-691, 1982.
Kagan, Y., 1999. The universality of the frequency-magnitude relationship. Pure and
Appf. Geophys., 155: 537-574.
Katili, J.A., 1971, A Review of Geotectonic Theories and Tectonics Map of Indonesia.
Earth Science Review. 7, 143-163.
/ntegrasi Pengamatan Parameter Geofisika da/am Usaha Prediktabilitas Gempabumi 68

Khatri, K.
N., Fractal description of seismicity of India and inferences regarding
earthquake hazard. Curro Sci., 69, 361-366, 1995.
Lin, Y, et aJ. 2002. Wavelet Analysis and Seismo-Magnetic Effect in Seismo
Electromagnetic: Lithosphere-Atmosphere-Ionosphere Coupling. Edited by M.
Hayakawa, pp.61-68, TERRAPUB, Tokyo.
Liu, J. Y., 2006, Seismo-/onospheric Signatures, Proceedings of the International
Workshop on Integration of Geophysical Parameter as a Set of large
Earthquake Precursors, Research and Development Center BMG, Jakarta
Mandai, P., Mabawonku, A.O. and Dimri, V.P., Self-organized fractal seismicity of
reservoir triggered earthquakes in the Koyna-Warna seismic zone, western
India, Pure appl. Geophys., 162, 73-90, 2005.
Mandelbrot, B. B., The Fractal Geometry of Nature, Freeman, san fransisco, 1982.
Mogi, K., 1962. Magnitude-frequency relationship for elastic shocks accompanying
fractures of various materials and some related problems in earthquakes. Bull.
Earthquake Res. Inst. Univ. Tokyo, 40 : 831-883.
Molchanov, O.A. 1994. Generation of UlF Seismogenic Electromagnetic Emmission A
Natural Consequence of rvticrofracturing Process In Electromagnetic
Phenomena Related To Earthquake Prediction. Edited by M. hayakwa and Y.
Fujinawa. pp . 537-563. Terra Scientific Publishing Company. Tokyo.
Nuannin, P.-, Kulhanek, O. and Persson, l., 2005. Spatial and temporal b value
anomalies preceding the devastating off coast of NW Sumatra earthquake of
December 26,2004. Geophys. Res. Let., 32, l11307.
Oncel, A.O., Main, I., Alptekin, O. and Cowie, P., Temporal variations in the fractal
properties of seismicity in the north Anatolian fault zone between 31 0 E and
41 o E, Pure appl. Geophys., 147, 147-159,1996.
Parkinson, W.O., 1983, Introduction to Geomagnetism, Scottish Mechanic Press, Edin
Bross, london.
Prawirowardoyo.S dan Triyoso.W, 1986, Quantitative Seismicity Map of Indonesia,
Proceedings, Seminar/ Workshop on Preparadness for Earthquake Hazard in
Southeast Asia, Jakarta, Indonesia.
Integrasi Pengamatan Parameter Geofisika dalam Usaha Prediktabilitas Gempabumi 69

Pulinets, S.A. and Dunajecka, M.A., 2007, Specific variations of air temperature and
relative humidity around the time of Michoacan earthquake MB.1 Sept. 19,
1985 as a possible indicator of interaction between tectonic plates,
Tectonophysics 431 (2007) 221-230.
Saroso, S., Ishikawa, H., Hattori, K., Hayakawa, M., Liu, J.Y., Shiokawa, K., and Yumoto,
K., 2006, Uif Geomagnetic Anomaly Related With The Sumatra Earthquakes,
Proceedings of the International Workshop on Integration of Geophysical
Parameter as a Set of Large Earthquake Precursors, Research and Development
Center BMG, Jakarta.
Scholz, C.H., The frequency-magnitude relation of microfracturing in rock and its
relation to earthquakes, Bull. Seismol. Soc. Am., 58, 399-415, 1968.
Scholz, C.H., Sykes, L.R., Aggarwal, Y.P., 1973. Earthquake prediction: a physical basis.
Science 181, 803-809.
Schorlemmer, D., S. Wiemer, and M. Wyss (2005L Earthquake statistics at Parkfield,
Stationarity of b-values, J. of Geophys. Res . 109, B12307, doi10.1029 /2004­
JB003234.
Shi, Y., and B.A. Bolt, The standard error of the magnitude-frequency bvalue, Bull.
Seismol. Soc. Am., 72, 1677-1687, 1982.
Telford, W.M., Geldart, L.P., and Sheriff, R.E., 1990, Applied Geophysics, second
edition, Cambridge University Press, London
Toutain, J.-P., Baubron, J.-c., 1998. Gas geochemistry and seismotectonics: a review.
Tectonophysics 304, 1-27.
Tsapanos, T., b-value of two tectonic parts in the circum-Pacific belt, Pageoph, 143,
229-242, 1990.
Utsu, T. (1965) A method for determining the value of b in a formula log n =a- bM
showing the magnitude- frequency relation for earthquakes, Geophys Bull
Hokkaido Univ., 13,99-103 (in Japanese).
Utsu, T., A method for determining the value of b in a formula of log N=a-bM showing
the magnitude frequency relation for earthquakes, Geophys. Bull. Hokkaido
Univ., 13,99-103, 1965.
/ntegrasi Pengamatan Parameter Geofisika da/am Usaha Prediktabi/itas Gempabumi 70

Wang, J.H. and Lee, C.W., Multifractal measures of earthquakes in west Taiwan, Pure
appl. Geophys., 146, 131-145, 1996.
Wid iya ntoro, S. & Van der Hilst, R.D., 1996, "Structure and evolution of lithospheric
slab beneath the 5unda arc, Indonesia", Science, 271,1566-1570.
Wiemer 5, 5., and M. Wyss, (2002), Mapping spatial variability of the frequencymagnitude
distribution of earthquakes, Adv. Geophys., 45, 259-302.
Wiemer 5., and M. Wyss, (2002), Mapping spatial variability of the frequencymagnitude
distribution of earthquakes, Adv. Geophys., 45, 259-302.
Yumoto, K. and The MAGDA5 Group, 2006, MAGDAS Project and Its Application For
Earthquake Prediction,
Proceedings of the International Workshop on
Integration of Geophysical Parameter as a Set of Large Earthquake Precursors,
Research and Development Center BMG, Jakarta.
Integrasi Pengamatan Parameter Geofisika da/am Usaha Prediktabi/itas Gempabumi 71