accelerograph bmkg dalam penentuan peta intensitas ... - KM Ristek

LAPORAN AKHIRACCELEROGRAPH BMKG DALAM PENENTUAN'PETA INTENSITAS GEMPA KUATBMKGKoordinatorAnggota--- -I Nyoman Sukanta, S.Si, M.TDrs. I Putu Pudja, M MSuliyanti Pakpahan, S.SiImelda Ummiyatul Badriyah, STMuch lisWaode Siti Mudhalifana, S.SiSekretariatRestu Tresnawati, S.SiPUSAT PENELITIAN DAN PENGEMBANGANBADAN METEOROLOGI KLIMATOLOGI DAN GEOFISIKA

LEMBAR PENGESAHANJudul Penelitian: Accelerograph BMKG dalam PenentuanPeta lntensitas Gempa KuatNama Koordinator/Pen'eli'ti UtamaI Nyoman Sukanta, S.Si, M.TNama Lembaga/lnstitusi : Badan Meteorologi Klimatologi danGeofisikaUnit OrganisasiAla mat: Pusat Penelitian dan Pengembangan: Jl. Angkasa I No.2 Kemayoran, JakartaPusatTelepon/Faksimile : Telp. {021}4246321/Fax. {021} 65866238---MengetahuiKepalaKoordinator/Pusat Penelitian dan PengembanganPeneliti UtamaBada1 Meteorologi Klimatologi dan Geofisika~ ' a~... _~J'\,DRS. I PUTU PUDJA, MMI NYOMAN SUKANTA, S.Si, M.TNIP.195412121979011001 NIP. 19701017 199403 1 001

PRAKATABadan Meteorologi Klimatologi dan Geofisika (BMKG) merupakaninstitusi yang salah satU tugasnya adalah merekam terjadinya gempabumi danmenyebarkan informasi terjadinya gempabumi ke masyarakat. Untuk merekamterjadinya gempabumi kuat, digunakan peralatan akselerometer. Sampai saat iniada sekitar 180 (seratus delapan puluh) akselerometer yang terpasang di seluruhwilayah Indonesia. Peralatan ini berguna untuk mengetahui kekuatan getarangempabumi yang terjadi di permukaan bumi, serta dapat mengetahui seberapajauh getaran/goncangan gempabumi yang dirasakan, yang ditampilkan dalam petaisoseismal. Akurasi peta isoseismal sangat tergantung kepada akurasi data yang---dihasilkan dari analisa data akselerograph dalam skala intensitas.Gempabumi yang terjadi di Sumatera Barat pada 30 September 2009dijadikan sebagai studi kasus penelitian ini dalam pembuatan peta isoseismal,dengan menghitung ulang nilai PGA yang dikonversi ke dalam skala intensitas.Sistem perhitungan menggunakan 2 (dua) metode yakni metode empiris danmetode kalibrasi. Hasil dari kedua metode ini dapat dijadikan sebagaiperbandingan dalam mengetahui wilayah yang mempunyai getaran/ goncangangempabumi di Sumatera Barat. Sehingga dapat dipakai sebagai referensi untukperhitungan nilai PGA untuk gempabumi lainnya.Karni sadar hasil yang diperoleh masihjauh dari sempurna. Untuk itu kamimohon kritik dan saran yang membangun agar hasil penelitian dikemudian harimenjadi lebih sempurna. Sebagai akhir kata, penulis mengucapkan terima kasih

anyak kepada semua pihak yang telah membantu, sehingga penelitian ini dapat1kami selesiakan, dan bermanfaat untuk penelitian selanjutnya.Jakarta,Oktober 2010Penulis---ii

DAFTARISIPRAKATA .....................................................................................DAFT AR lSI ..................:. ...............................................................ntDAFTAR GAMBAR .......................................................................... vDAFT AR TABEL .................................. ...... .....................................BAB I. PENDAHULUAN1.1. Latar Belakang ...............................................................................1.2. Lingkup Kegiatan ..................................................................BAB II. TINJAUAN PUST AKA2.1. Seismologi ..........................................................................2.1.2. Gelombang Permukaan (Surface Waves) ...........................2.1.3. Hukum Fisika Gelombang Seismik .................................2.1.3.1. Prinsip Fermat (Fermat's Principle) .........................2.1.3.2. Prinsip Huygens (Huygens Principle) -.......................2.1.4. Jenis-jenis gempabumi .............................................. 102.1.5. Hiposenter dan Episenter ... ............... ......... ..... ............. 112.1.6. Sesar/Patahan Bumi (Earth Fault) .................................... 112.2. Magnitudo Gelombang Seismik ................... ............................... 122.2.1. Magnitudo untuk Gempa Lokal ....................................... 142.2.1.1. Magnitudo Lokal ............... ... .............................. 142.2.1.2. Magnitudo Durasi .............................. .................. 152.2.2. Magnitudo untuk Gempa Tele ............................ .. ... ........ 172.2.2.1. Skala Magnitudo Gelombang Permukaan (Ms) ............. 182.2.2.2. Skala Magnitudo Gelombang Badan (mb) ......... .......... 202.2.2.3. Momen Magnitudo (Mw) ....................................... 212.2.3. Rumus- rumus Magnitudo dan Hubungan antar SkalaMagnitudo ............................................................... 222.3. Magnitudo dan Energi Seismik .................. ... ... ... .......... .. ... ... ..... 24Vl1247899iii

2040 Intensitas2050 Parameter-Gempabumi 00 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 000 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 00 25 ,parameter Gerakan Tanah (Ground Motion Parameters) 000020501. Parameter205.20 Parameter205030 Durasi20501.1. Percepatan20501.20 Kecepatan20501.30 Perpindahan2050201. Spektrum20502.20 Parameter20502030 RasioAmplituda ooooooooooooooooooooooooooooooooooooooooooooooooooo 31Puncak (Peak Acceleration) 0000000000000000000000Puncak (Peak Velocity) 031320 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 33Puncak (Peak Displacement) 000 00 0 000 ooooooooKandungan Frekuensi (Frequency ContentParameters) 00000340 0 0 0 0 0 o 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 00 34Pergerakan Tanah (Ground Motion Spektrum)ooo 34Spektrum 000 000000 000000 Oo000000000 0 000 000 000 0 0000000 0 38Vmax/amax 000 000 000 000000 000 000 0000000000000 000 o 00 000 0 00000000 390 000 0 00000000000000000 000 0 00000 000 0 00000000 00000 0 000 000 000 000 0 00000 40BAB III301.3.20BABIV401.4.204030BABVO501.5020BAB VI.601.6.20205.40 ParameterTujuan 0Getaran Tanah yang Lain 0TUJUAN DAN MANF AA T0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 00 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 os.:0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 000 42ooooooooooooooooooooooooooooooooooManfaat oooooooooooooooooooooooooooooooooooooooooooooooooooooooooooooooooooooooooooooooooooooooMETODOLOGIMetode Perhitungan Empiris 0Metode Perhitungan Kalibrasi 0Metode Pembuatan Peta Isoseismal 0HASIL DAN PEMBAHASANHasil Perhitungan Metode Empiris 0Hasil Perhitungan Metode Kalibrasi 0KESIMPULAN DAN SARANKesimpulan 00 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0000000 00 000000 00 0000 000000 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0000000000000000000000 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 00 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 00 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 000000000 0000 00 00000 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 o0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 00 0 0 0 00 0 o0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 00 00 0 0 0 0 0 0 0 00 0 00 0 0 0 0 o0 0 0 oooooooooooooOOooOOSaran OooooooooooooooooooooooooooooooooooooooooooooooooooooooooooooOOooOOOoOOOOOOOOOOOOOOOOODAFTAR PUSTAKAO 000 00000 00 0 000 000 000 0 00 000000 000 000 000 000 0000 0000 000000 000 000 000 000 0 0000444445556076829596iv

DAFTAR GAMBARGambar 1.Lokasi sumber Gempabumi dan stasiun accelerograph terdekatdengan ~umber (sumber : BMKG) ................................................ 1Gambar 2.1. Gerak partikel gelombang P, S, LQ dan LR ................................. 7Gambar 2.2. Prinsip Fermat (a) dan Prinsip Huygens (b) .................................. 9Gambar 2.3. Fungsi kalibrasi penetuan M 1 untuk area yangberbeda ........................................................................................... 15Gambar 2.4.Perkiraan Fungsi amplitudo-jarak untuk gelombang badan P danPKP (pada sekitar 1 Hz) dan perioda panjang gelombangpermukaan Rayleigh (LR. Fase Airy, T~20 detik) untuk kejadianmagnitudo 4 .................................................................................. 18Gambar 2.5. Contoh Peta Isoseismal (sumber: www.bmkg.go.id) ..................31Gam bar 4 .1. T ampilan sinyal digital dengan software .......................................47Gambar 4.2. Sinyal kalibrasi manual ........................... :~:-r..:.............................. 60Gambar 4.3. Sinyal kalibrasi yang sudah dianalisa ........................................... 60Gambar 5.1. A max stasiun Padang (PDSI) dengan software aplikasi ............. 78Gambar 5.2.Sinyal hasil kalibrasi stasiun Padang komponen horizontal danvertikal .......................................................................................... 83Gambar 5.3. Sinyal hasil kalibrasi di stasiun Muko- muko Bengkulu ............ 84Gambar 5.4. Sinyal hasil kalibrasi di stasiun Liwa, Lampung .......................... 85Gambar 5.5. Sinyal hasil kalibrasi di stasiun Bandar Lampung, Lampung ...... 85Gambar 5.6. Sinyal hasil kalibrasi di stasiun Tanjung Pinang .......................... 86Gambar 5.7. Sinyal hasil kalibrasi di stasiun Rengat, Riau .............................. 86Gambar 5.8. Sinyal hasil kalibrasi di stasiun Pangkal Pinang, Babel ............... 87Gambar 5.9. Ploting nilai PGA terhadap jarak hyposenter ke stasiun .............. 91Gambar 5.10. Peta Isoseismal hasil perhitungan dengan metode empiris .......... 92Gam bar 5 .11. Peta Isoseismal hasil perhitungan dengan metode kalibrasi ........ 93v

DAFTAR TABELTabel2.1.Tabel2.2.Tabel2.3.Tabel2.4.Tabel5.1.Tabel5.2.Tabel5.3.Tabel5.4.Satuan ukuran Skala Modified Mercalli (Skala MM) ............. .... 26Perbandingan Beberapa Skala Intensitas Terhadap ModifiedMerca/li Intensity (MMI), (Chen & Scawthom, 2003) ............... 29Nilai rata-rata yang representative untuk berbagai kondisi site yangberjarak dari sumber

BABIPENDAHULUANI1.1. Latar BelakangGempabumi yang cukup besar telah mengguncang kota Padang pada tanggal 30September 2009 pada pukul L7:16:09 WIB, dengan kekuatan 7,6 S.R, pada posisi 0,84Lintang Selatan (LS); 99,65 Bujr Timur (BT); kedalaman sumber gempa 71 km, sumbergempabumi berada sekitar 57 km Barat Daya Pariaman, Sumatera Barat. Gempabumi initerjadi akibat adanya pergerakan relatif lempeng Indo-Australia dengan Eurasia, yangmenimbulkan dampak kerugian harta benda cukup besar serta jatuhnya korban jiwa yangcukup banyak.r 1. Lokasi sumber gempabumi dan stasiun accelerograph terdekat dengan sumber (sumber : BMKG)Badan Meteorologi Klimatologi dan Geofisika (BMKG) sebagai institusi yang~nangmengamati gempabumi, telah mencatat gempabumi yang terjadi di Sumatera· serta menyebarkan informasi gempabumi tersebut ke masyarakat dalam waktu kurang- lima) menit. Ada 2 (dua) macam alat pencatat gempabumi yang dimiliki BMKG,1

yakni Seismograph dan Accelerograph. Peralatan accelerograph, berfungsi untuk merekamgempabumi yang cuk:up kuat dengan magnitudo diatas 5,5 S.R. Hasil perhituganaccelerograph diperoleh dalam bentuk percepatan puncak batuan I peak ground acceleration(PGA), yang dikonversikan dalam skala intesitas. Besaran intensitas memberikan informasimengenai kekuatan getaran gempabumi yang terjadi di permukaan tanah. Disamping itu,skala intensitas dapat memberikan informasi mengenai seberapa jauh penjalaran getarangempabumi yang terjadi, yang digambarkan dalam bentuk peta isoseismal.Sampai tahun 2010, BMKG telah mengoperasikan accelerograph sekitar 180 (seratusdelapan puluh) unit di seluruh wilayah Indonesia. Untuk gempabumi yang terjadi di SumateraBarat, ada sekitar 34 (tiga puluh empat) unit accelerograph di seluruh wilayah Indonesia yangmencatat sinyal gempabumi tersebut. Dari jumlah tersebut, ada sekitar 13 (tiga belas) unitaccelerograph yang terpasang di sekitar pulau Sumatera yang mencatat gempabumi tersebut.Lokasi accelerograph terdekat dengan sumber gempabumi yafig_ merekam sinyal gempa-ersebut adalah Stasiun Unand (Universitas Andalas). Hasil pencatatan stasiun accelerograph· menghasilkan sinyal yang cukup bagus dengan nilai PGA sekitar 200-an gals. Hasil ini:ukup diragukan oleh banyak pihak, karena tidak sebanding dengan kerusakan yang terjadi di·asi dekat sumber gempabumi. Hal ini juga terjadi untuk stasiun - stasiun accelerograph. Jng berada di sekitar pulau Sumatera yang mencatat gempabumi tersebut. Untuk itu perluakukan verifikasi hasil perhitungan secara empiris dengan hasil perhitungan dengan·brasi. Hasil verifikasi ini dapat dijadikan sebagai acuan untuk perhitungan nilai PGA atauintensitas untuk sumber gempabumi lainnya yang dicatat oleh stasiun yang sama.Lingkup KegiatanKejadian gempabumi di Sumatera Barat merupakan momen yang tepat untuk~an verifikasi hasil perhitungan empiris terhadap hasil perhitungan dengan kalibrasi.2

Seluruh stasiun yang terletak di sekitar Sumatera dan mencatat gempabumi tersebut, akandilakukan verifikasi hasil perhitungan PGA dan intensitas. Adapun lingkup kegiatanpenelitian ini meliputi :,1. Mengumpulkan stasiun - stasiun accelerograph di sekitar Sumatera yang mencatatgempabumi yang tetjadi ,di. Sumatera Barat pada tanggal 30 September 2009. Adasekitar 8 (delapan) stasiun accelerograph yang digunakan sebagai obyek penelitian.2. Menghitung nilai percepatan puncak tanah I Peak Ground Acceleration (PGA) secaraempiris dalam satuan gals dengan bantuan software aplikasi DADISP, sertamengkonversi besaran PGA menjadi besaran Intensitas. Selanjutnya membuat petaisoseismal dari hasil perhitungan secara empiris.3. Melakukan kalibrasi sensor accelerometer di setiap lokasi stasiun yang dipilih,kemudian dilakukan perhitungan nilai percepatan pun~gLk: -tanah I Peak GroundAcceleration dari hasil kalibrasi dalam satuan gals, selanjutnya hasil perhitungan PGAini dikonversi menjadi besaran intensitas.Menentukan besaran faktor konversi dari kedua metode perhitungan, baik secaraempiris maupun kalibrasi, selanjutnya nilai faktor konversi untuk tiap stasiun yangtelah dikalibrasi dijadikan acuan dalam perhitungan nilai PGA untuk sumbergempabumi lainnya.Membuat peta isoseismal dari nilai intensitas hasil kalibrasi, selanjutnya dibandingkanhasilny~ p~ngan peta isoseismal hasil perhitungan secara empiris.3

BABIITINJAUAN PUSTAKA;2.1 SeismologiSeismologi merupak:an , bggian dari ilmu geofisika yang mempelajari gempabumi.Seismologi berasal dari dua kata dalam bahasa Yunani, yaitu seismos yang berarti getaran/goncangan dan logos yang berarti ilmu pengetahuan. Orang Yunani menyebut gempabumidengan kata-kata seismos tes ges yang berarti bumi bergetar/ bergoncang. Ilmu ini mengkajitentang apa yang terjadi pada permukaan bumi di saat gempa, bagaimana energi getaranmerambat dari dalam perut bumi ke permukaan, dan bagaimana energi ini dapatmenimbulkan kerusak:an serta proses tumbukan antar lempeng pada sesar bumi yangmenyebabkan terjadinya gempa. Secara sederhana seismologi diartikan sebagai ilmu yang---mempelajari fenomena getaran di dalam bumi, atau ilmu mengenai-gempabumi.Gelombang seismik merupak:an rambatan energi yang disebabkan adanya gangguan di.:.alam kerak: bumi, misalnya patahan atau adanya ledak:an. Energi ini ak:an merambat ke-.,.luruh bagian bumi dan dapat terekam oleh seismometer. Efek yang ditimbulkan gelombang_.,.· mik dan dikenal sebagai fenomena gempabumi, seperti: gempa tektonik, gempa vulkanik,=~ pa runtuhan, dan lainnya. Getaran itu sebenarnya berupa gelombang-gelombang yang~j alar menjauhi titik fokus gempa ke segala arah di bumi. Ada beberapa gelombang yangtuk saat gempa, dibedak:an menjadi gelombang badan dan gelombang permukaan.1.1. Gelombang Badan (Body Wave)Gelombang badan (body wave) merupak:an gelombang yang menjalar melalui bagianumi dan biasa disebut free wave karena dapat menjalar ke segala arah di dalam bumi.4

Gelombang badan terdiri atas gelombang primer (gelombang P) dan gelombang sekunder(gelombang S).Gelombang primer merupakan gelombang longitudinal atau gelombang kompresionalyang gerakan partikelnya sejajar dengan arah perambatannya. Sedangkan gelombangsekunder merupakan gelombang transversal atau gelombang shear yang gerakan partikelnyategak lurus dengan arah penjalarannya.Gelombang kompresional disebut gelombang primer (P) karena kecepatannya palingtinggi diantara gelombang yang lain dan tiba pertama kali. Sedang gelombang shear disebutgelombang sekunder (S) karena tiba setelah gelombang P. Gelombang sekunder terdiri daridua komponen, yaitu gelombang SH dengan gerakan partikel horizontal dan gelombang SVdengan gerakan partikel vertikal.Sifat penjalaran gelombang P yang langsung adalah bahwa gelombang ini akanmenjadi hilang padajarak lebih besar dari 130°, dan tidak terliha!-~ampai denganjarak kurangdari 140°. Hal tersebut disebabkan karena adanya inti bumi. Gelombang langsung P akan:nenyinggung permukaan inti bumi pada jarak 105° dan pada jarak yang akan mengenai intiumi pada jarak 144°. Gelombang P akan timbul kembali yaitu gelombang yang menembus-., · bumi dengan dua kali mengalami refraksi. Menghilangnya gelombang P pada jarak 105°emungkinkan untuk menghitung kedalaman lapisan inti bumi.Guttenberg (1913) mendapatkan kedalaman inti burni 2900 km. Telah didapatkanbahwa batas mantel dengan inti bumi merupakan suatu diskontinuitas yang tajam.antara 105°- 144° disebut sebagai" Shadow zone", walaupun sebenamya fase yangdapat pula terlihat di daerah ini. Walaupun gelombang body dapat menjalar ke segala· permukaan bumi, namun tetap tidak dapat menembus inti bumi sebagai gelombang:-ersal. Keadaan ini membuktikan bahwa inti luar bumi berupa fluida. Untuk penelitian5

diasumsikan keadaan homogen, yaitu bagian luar bumi dan inti bumi ( dua media homogenyang berbeda).Kadang - kadang juga ditemui suatu fase yang kuat di daerah "Shadow zone" sampaike jarak kuranglebih 110°. Karena adanya fase inilah pada tahun 1930 ditemukan medialain yaitu inti dalam. Batas dari inti dalam ini terdapat pada kedalaman 5100 km .Diperkirakan kecepatan gelombang seismik di inti dalam lebih tinggi dari pada di inti luar.Untuk membedakan dan mengidentifikasi hal ini, maka perlu pemberian nama untukgelombang seismik yang melalui inti bumi (baik inti luar maupun inti dalam ).Kecepatan gelombang seismik bertambah dengan kedalaman, maka lintasangelombang seismik akan berbentuk lengkungan cekung ke permukaan bumi.Kecepatan gelombang P (Vp) tergantung dari konstante Lame (A.), rigiditas ().!),dan densitas(p) medium yang dilalui dan secara matematis dirumuskan sebagai berikut:---(2.1)Gelombang P mempunyai kecepatan paling tinggi dibanding dengan kecepatan gelombang. ·ang lain sehingga tercatat paling awal di seismogram. Gelombang S mempunyai gerakanartikel tegak lurus terhadap arah penjalaran dan mempunyai kecepatan (Vs) sebesar:Vs=l(2.2)enurut Poisson kecepatan gelombang P mempunym kelipatan .J3 dari kecepatan:=- ombang S.6

2.1.2. Gelombang Permukaan (Surface Waves)Gelombang permukaan merupakan gelombang elastik yang menjalar sepanJangpermukaan bumi dan biasa disebut sebagai tide waves. Karena gelombang ini terikat harusmenjalar melalui suatu lapisan atau permukaan.Gelombang permukaan terdiri dari:1. Gel om bang Love (L) yang gerakan partikelnya sama dengan gelombang SH danmemerlukan media yang berlapis.2. Gelombang Rayleigh (R) dengan lintasan gerak partikelnya berupa ellips. Bidangellips ini vertikal dan berimpit dengan arah penjalarannya. Gelombang Stonely, arahpenjalarannya seperti gelombang R tetapi menjalar melalui batas antara dua lapisan didalam bumi.3. Gelombang Channel, yaitu gelombang yang menjalar melalui lapisan yangberkecepatan rendah (low velocity layer) di dalam bumi. __Gambar 2.1. Gerak partikel gelombang P, S, LQ dan LRGelombang permukaan yang banyak tercatat pada seismogram adalah gelombange dan gelombang Rayleigh. Kedua gelombang ini menjalar sepanjang permukaan bebasumi atau lapisan batas diskontinuitas antara kerak dan mantel bumi. Amplitudo7

keduanya adalah yang terbesar pada permukaan dan mengecil secara eksponensial terhadapkedalaman, sehingga pada gempa-gempa dangkal amplitudo gelombang Love dan Rayleighakan mendominasi. Gelombang L dan R tidak datang bersama-sama pada suatu stasiun, tetapigelombang yang mempunyai periode lebih panjang akan datang lebih dahulu.Dari hasil pengamatan diperoleh dua ketentuan utama yang menunjukkan bahwabagian bumi berlapis-lapis dan tidak homogen, yaitu:1. Adanya gelombang Love. Gelombang ini tidak dapat menjalar pada permukaan suatumedia yang kecepatannya naik terhadap kedalaman.2. Adanya perubahan dispersi kecepatan (velocity dispersion).2.1.3 Hukum Fisika Gelombang SeismikHukum-hukum yang berlaku untuk gelombang cahaya berlaku juga untuk gelombangseismik. Hukum-hukum tersebut antara lain:---1. Prinsip Fermat menyatakan bahwa jika sebuah gelombang merambat dari satu titik ketitik yang lain maka gelombang tersebut akan memilih lintasan yang tercepat.2. Huygens mengatakan bahwa gelombang menyebar dari sebuah titik sumbergelombang ke segala arah berbentuk bola.3. Hukum Snellius menyatakan bahwa hila suatu gel om bang jatuh di atas bidang batasdua medium yang mempunyai perbedaan densitas, maka gelombang tersebut akandibiaskan jika sudut datang gelombang lebih kecil atau sama dengan sudut kritisnya.Gelombang akan dipantulkan jika sudut datangnya lebih besar dari sudut kritisnya.Gelombang datang, gelombang bias, gelombang pantul terletak pada suatu bidangdatar.8

2.1.3.1 Prinsip Fermat (Fermat's Principle)Prinsip Fermat menyatakan bahwa jika sebuah gelombang merambat dari satu titik ketitik yang lain maka gelombang tersebut akan memilih jejak yang tercepat. Kata tercepatuntuk memberikan penekanan bahwa jejak yang akan dilalui oleh sebuah gelombang adalahjejak yang secara waktu tercepat bukan yang terpendek secara jarak. Dengan demikian jikagelombang melewati sebuah medium yang memiliki variasi kecepatan gelombang seismik,maka gelombang tersebut cenderung melalui zona-zona kecepatan tinggi dan menghindarizona-zona kecepatan rendah.2.1.3.2 Prinsip Huygens (Huygens Principle)Prinsip Huygens menyatakan bahwa setiap titik-titik pengganggu yang berada.iidepan muka gelombang utama akan menjadi sumber bagi terbentuknya deretan gelombang_:ang baru. Jumlah energi total deretan gelombang baru tersebu~-~ama dengan energi utama.alam eksplorasi seismik titik-titik diatas dapat berupa patahan, rekahan, pembajian, antiklin::13.11 lainnya. Sedangkan deretan gelombang baru berupa gelombang difraksi. Untuk~ nghilangkan efek ini dilakukanlah proses migrasi.aBGambar 2.2. Prinsip Fermat (a) dan Prinsip Huygens (b)9

2.1.4 Jenis-jenis gempabumiBerdasarkan atas penyebabnya gempabumi dapat dikelompokkan sebagai:a. Gempa Tektonik, adalah gempa yang di sebabkan oleh gerakan lempeng tektonikyang terns bergerak. Proses terjadinya gempa tektonik: sesar aktif bergerak sedikitdemi sedikit kearah yng saling berlawanan hingga terjadi akumulasi energi elastis.Pada tahap ini mulai terjadi deformasi sesar, karena energi elastis makin besarb. Gempa Vulkanik, merupakan gempa yang disebabkan oleh kegiatan gunung api.Magma yang berada pada kantong di bawah gunung tersebut mendapat tekanan danmelepaskan energinya secara tiba-tiba sehingga menimbulkan getaran tanah.c. Gempa Runtuhan, adalah gempa lokal yang terjadi apabila suatu gua di daerahtopografi karst atau di daerah pertambangan runtuh.Sebenamya mekanisme gempa tektonik dan vulkanik sama. Naiknya magmake permukaan juga dipicu oleh pergeseran lempeng __!ektonik pada sesar bumi.Biasanya ini terjadi pada batas lempeng tektonik yang bersifat konvergen (salingmendesak). Hanya saja pada gempa vulkanik, efek goncangan lebih ditimbulkankarena desakan magma, sedangkan pada gempa tektonik, efek goncangan langsungditimbulkan oleh benturan kedua lempeng tektonik. Bila lempeng tektonik yangterlibat adalah lempeng benua dengan lempeng samudra, sesamya berada di dasarlaut, karena biasanya benturan yang terjadi berpotensi menimbulkan tsunami.Fowler (1990) mengklasifikasikan gempa berdasarkan kedalamannya sebagai berikut:aGempa dangkal : kurang dari 70 kmGempa menengah : kurang dari 300 kmGempa dalam : lebih dari 300 km (kadang-kadang > 450 km)10

2.1.5 Hiposenter dan EpisenterTitik dalam perut humi yang merupakan sumher gempa dinamakan hiposenter ataufokus. Proyeksi tegak lurus hiposenter ini ke permukaan humi dinamakan episenter. Bilakedalaman fokus dari permukaan adalah 0 - 70 km, terjadilah gempahumi dangkal (shallowearthquake), hila kedalamannya antara 70 - 300 km, terjadilah gempahumi menengah(intermediate earthquake), dan hila kedalamannya lehih dari 300 km, terjadilah gempahumidalam (deep earthquake). Gempa dangkal menimhulkan efek goncangan yang lehih dahsyatdihanding gempa dalam. Ini karena letak hiposenter lehih dekat ke permukaan, dimana hatuhatuanhersifat lehih keras sehingga melepaskan lehih hesar regangan (strain)._.1.6 Sesar/ Patahan Bumi (Earth Fault)Sesar (fault) adalah celah pada kerak humi yang herada di perhatasan antara duaempeng tektonik. Gempahumi sangat dipengaruhi oleh pergerak~ hatuan dan lempeng pada- sar ini. Bila hatuan yang menumpu merosot ke hawah akihat hatuan penumpu di kedua-·-inya hergerak saling menjauh, sesamya dinamakan sesar normal (normal fault). Bilaruan yang menumpu terangkat ke atas akihat hatuan penumpu di kedua sisinya hergerak· g mendorong, sesamya dinamakan sesar naik (reverse fault) (lampiran). Bila kedua·man pada sesar saling hergerak ke arah horisontal, sesamya dinamakan sesar geseran-juruse-slip fault).Sesar normal dan sesar naik, keduanya menghasilkan perpindahan vertikal (verticallacement),sedangkan sesar geseran-jurus menghasilkan perpindahan horizontalizontal displacement).11

2.2 Magnitudo Gelombang SeismikMagnitudo merupakan salah satu parameter gempa yang penting untuk studi,seismologi khususnya hila dikaitkan dengan studi statistik kegempaan. Pada dasamya, nilaimagnitudo ditentukan berdasarkan besar kecilnya amplitudo gelombang gempa yang terekamdalam seismogram. Magnitudo didefinisikan sebagai suatu besaran skala yangmerepresentasikan besamya kekuatan atau energi seismik yang dilepaskan oleh sebuahgempa. Besaran ini akan berharga sama, meskipun dihitung dari stasiun pengamat yangberbeda.Skala magnitudo awalnya dikembangkan oleh Richter (1935) untuk menentukanukuran kekuatan suatu gempa. Harga magnitudo diperoleh dari analisis tipe gelombangeismik, berupa rekaman amplitudo maksimum getaran tanah dengan memperhitungkan'Oreksi jarak stasiun pencatat ke lokasi episenter. Skala yang kerap digunakan untukmenyatakan magnitudo gempa adalah Skala Richter (Richter Sca~ll_). .Magnitudo Richter yang pertama dikembangkan, ML (Magnitudo lokal), didasarkanJada nilai amplitudo maksimum maksimum gerakan tanah yang tercatat oleh jaringan- ismograph Woods-Anderson pada gempa-gempa lokal daerah selatan California. Denganengetahui jarak episenter dan mengukur amplitudo maksimum dari sinyal yang tercatat diseismograph, Richter dapat melakukan pendekatan untuk mengetahui besamya gempabumi.Gutenberg dan Richter (1936) dan Gutenberg (1945) kemudian mengembangkan konsep_ · tudo sehingga dapat diaplikasikan untuk pengukuran gerakan tanah pada gelombangukaan (Ms) dan berbagai tipe gelombang badan pada gempajauh (mb).Berdasarkan jenis gempanya, ada 3 jenis magnitudo, yaitu:Magnitudo lokal (ML) untuk gempa lokal denganjarak episenter kurang dari 600 km.Magnitudo gelombang permukaan (Ms) untuk gempajauh yang dangkal.12

3. Magnitudo gelombang badan perioda pendek (m 8 ) untuk gempa jauh, baik gempadangkal mau pun dalam.Ketiga skala magnitudo tersebut tidak dapat digabung untuk memperoleh satu nilaimagnitudo yang tepat karena skala magnitudo satu dengan yang lain tidak selalu konsisten.Guttenberg dan Richter (1956) kemudian merumuskan hubungan ketiga skala magnitudoterse but.Menurut beberapa ahli seismologi, magnitudo gelombang badan m 8 lebih dapatmenentukan sifat-sifat bawah permukaan suatu gempa dan penyebarannya relatif kecil.Penggunaan ms meningkatkan ketidakkonsistenan antara magnitudo yang diestimasi darigelombang badan dan permukaan.Upaya untuk menyamakan nilai magnitudo yang dihasilkan oleh metode-metode yangberbeda pada dasamya belum berhasil dilakukan. Kanamori (1977) berupaya untukmengembangkan satu nilai ukuran gempa dengan mengem9._~gkanmagnitudo momen- ismik Mw. Magnitudo ini mirip dengan Ms tapi tidak dapat digunakan untuk gempa besar- ena Mw didasarkan pada Momen Seismik, Mo. Mo proporsional untuk rata-rata~rpindahan statis dan pada area runtuhan sesar dan sangat baik untuk pengukuran deformasital di daerah sumber gempa.Magnitudo sangat penting untuk pengklasiflkasian kuantitatif dan penanganan· tik kejadian gempa yang ditujukan untuk menaksir aktifltas dan bencana seismik,pelajari variasi pelepasan energi seismik dalam jarak dan waktu, dan lain-lain. Semua· ini harus didasarkan pada data yang sangat baik, stabil, dan dalam jangka waktu yangan g.Persamaan umum dari semua skala magnitudo didasarkan pada pengukuran amplitudadahan tanah (ground displacemen amplitudos) dan perioda T. Secara matematis,_ ·rudo dituliskan sebagai:13

(2.5)dimana:MAT= Magnitudo= amplituda gerakan gelombang seismik (J.tm)'= periode gelombang ( detik)11 = jarak pusat gempa atau episenter (km)h= kedalaman gempa (km)CS,CR= faktor koreksi yang bergantung pada kondisi lokal & regional daerahnya.2.2.1 Magnitudo untuk Gempa Lokal_,2.1.1 Magnitudo LokalBerdasarkan rekomendasi Wadati, Richter (1935) menggun~an dasar logaritmajejak---.:m1plitudo gerakan tanah yang tercatat oleh seismograf Woods-Anderson pada gempa-gempa'al daerah California dengan jarak episenter 30 < 11 < 600 Km. Seismograf Woodsdersonmemiliki parameter: perioda natural Ts = 0.8 detik, Faktor peredaman (damping)= 0.8, dan perbesaran maksimum v max = 2800.Richter mengukur magnitudo gempa berdasarkan nilai amplituda maksimum gerakanpada jarak 100 km dari episenter gempa. Besarnya gelombang ini tercatat padaograf yang dapat mendeteksi gerakan tanah mulai dari 0,00001 mm (l x10-5 mm)- ::ga 1 m. Untuk menyederhanakan rentang angka yang terlalu besar tersebut, Richter:gunakan bilangan logaritma berbasis 10. Artinya, setiap kenaikan 1 angka pada skala_ •er menunjukkan amplituda 10 kali lebih besar.14

4Hz•. 2Hz ••• ••• t03I2• • • Richter (1958), Southam Cahforn1ao o o Hutton & Boore (1987), Southern Calitorn1a- Alsaker et al. (1991), Norway/Fennoscandia• • • Kim (1988), Eastern North America+++ Klratzl &. Papazachos (1984), Greece (ML>3.7)"'"'"' Greenhalgh & Singh (1986), Southern Australia••• Wahfstroem & Strauch (1984). Central Europe0 50 100 150 200 250 300 350 400 450 500 550 600Epicentral Distance (km)~~~--~-----------Gambar 2.3. Fungsi kalibrasi penentuan M 1 untuk area yang berbeda. Perlu dicatat bahwa~a untuk Eropa Tengah bergantung pada frekuensi.---Konsep perumusan magnitudo oleh Richter ini kemudian dikembangkan oleh para3.hli seismologi untuk menghitung ukuran kekuatan energi gempa. Dalam perkembangannya,agnitudo lokal biasa dikenal sebagai magnitudo dalam skala Richter dan diberi simbol "M"._.1.1.2 Magnitudo DurasiKertas analog atau rekaman film memiliki jangkauan dinamik yang terbatas sekitar 40.:3 dan rekaman pita analog sekitar 60 dB. Selama beberapa tahun digunakan rekaman digitalgan pengubah (converters) 12 atau 16 bit A-D yang dapat merekam amplitudo sekitar 6690 dB. Hal ini menyebabkan sering terpotongnya rekaman kejadian gempa kuat lokalgga membuat penentuan magnitudo berbasis amplitudo maksimum Amaxtidakungkinkan dilakukan. Karenanya dikembangkan skala magnitudo lain, yaitu Md.15

Magnitudo durasi Md didasarkan pada durasi sinyal setiap kejadian gempa. Saat inidigunakan pengubah 24 bit A-D dengan :::::::140 dB jangkauan dinamik. Magnitudo durasisangat berguna pada kasus sinyal yang amplitudonya sangat besar (off scale) yangImengaburkan jangkauan dinamis sistem pencatat. Pada kasus ini, kesalahan pembacaan dapatterjadi jika dilakukan estimasi menggunakan ML (B. Massinon, 1986).Persamaan umum magnitudo durasi dikembangkan oleh Herrmann (1975)(2.6)Persamaan awal untuk penentuan magnitudo lokal berdasar durasi sinyaldikembangkan oleh Tsumura (1967) pada gempa Kii Peninsula di Jepang. Untuk 3< MJMA

Keterangan:Mdd= Magnitudo durasi= durasi sinyal ( detik)= jarak episenter (km)Menurut Aki dan Chouet (1975), gelombang koda dari gempa lokal biasanyadiinterpretasikan sebagai gelombang back-scattered dari sejumlah kehetrogenan yang secara·eseluruhan terdistribusi di kerak bumi. Oleh karena itu, total durasi seismogram untuk.=empa lokal dengan jarak episenter kurang dari 100 km nyaris tidak bergantung pada jarak,--imut, dan detail struk:tur gelombang langsung dari sumber ke stasiun pencatat gempa.mikian juga bentuk dari koda, yang secara eksponensial berkurang terhadap waktu, padaeknya relatiftidak berubah. Faktor dominan yang mengontrollevel amplitudo dari kodadurasi sinyal adalah ukuran dari gempa tersebut. Hal ini me~~gkinkan pengembangana magnitudo durasi tanpa adanya faktor jarak, misalnya:Md = a 0+a 1logd (2.8)_J1agnitudo untuk Gempa TelePenjalaran gelombang di bagian terdalam Bumi lebih sederhana dibanding di kerak;:up dijelaskan dengan model gelombang 1 (satu) dimensi dan atenuasi. Hal ini-=e=:::n;kinkan penurunan skala magnitudo telesesimik dapat diterapkan secara global.~----- - - ·2 menunjukkan hubungan Amplitudo (A) - Jarak episenter (~) untuk perioda- ~ elombang P dan PKP sebaik gelombang permukaan perioda panjang17

tII,v--PKP/~\I \II\\-I \I \40 80120Eo cen ral Dtstance ldegrees)160Gambar 2.4. Perkiraan fungsi amplitudo-jarak untuk gelombang badan P dan PKP (pada-ekitar 1 Hz) dan perioda panjang gelombang permukaan Rayleigh (LR, fase Airy, T ~0etik) untuk kejadian magnitudo 4.Beberapa jenis magnitudo untuk gempa tele adalah:---Skala magnitudo gelombang permukaan (Ms)Skala magnitudo gelombang badan (mB)Momen magnitudo (Mw)_.J Skala Magnitudo Gelombang Permukaan (Ms)kala magnitudo gelombang permukaan (Ms) diperoleh sebagai basil pengukuran~-"P gelombang permukaan (surface waves). Untuk gempabumi denganjarak episenter ~Km, seismogram periode panjang dari gempa dangkal didominasi oleh gelombangyang umumnya memiliki periode sekitar 20 detik. Amplitudo gelombang_......._..._. sangat bergantung pada jarak episenter (d) dan kedalaman sumber gempabumi18

(h). Gempabumi dalam tidak menghasilkan gelombang permukaan, karena itu persamaan Mstidak memerlukan koreksi kedalaman.Kekuatan gempabumi sangat berkaitan dengan energi yang dilepaskan olehsumbemya. Pelepasan energi ini berbentuk gelombang yang menjalar ke permukaan danbagian dalam bumi. Dalam penjalarannya energi ini mengalami pelemahan karena absorbsidari batuan yang dilaluinya, sehingga energi yang sampai ke stasiun pencatat kurang dapatmenggambarkan energi gempabumi di hiposenter.Gutenberg (1954a) mengembangkan skala magnitudo Ms untuk gelombangpermukaan teleseismik sebagai berikut:Ms = logAHmax (~)+a-s (~) (2.9)Perumusan di atas didasarkan pada pengukuran dari amplitudo perpindahan gerak:anah sesungguhnya pada jarak maksimum horizontal AHmax=--J(AN 2 +Ai) rentetan gelombangrmukaan pada perioda T=20±2 detik. Fungsi kalibrasi crs(~) roo~pakan inversi penentuanani empiris skala hubungan A-~ pada kejadian Ms = 0 untuk mengkompensasi penurunan.:.:nplitudo terhadap jarak.Karnik dan kawan-kawan (1962) merumuskan skala Ms barn dan fungsi kalibrasigan istilah formula Moscow-Prague untuk jarak episenter 2° < ~ < 160° dan kedalamaner gempa h

M(JMA) = log~(A N 2 + AE 2 ) + 1.73log!l- 0.83(2.11)dimana !l dalam km dan A dalam f.!IDHubungan antara Ms yang ditetapkan oleh NEIC dengan Guttenberg Richter adalahsebagai berikut:Ms("Pr ague", NEIC) :;= Ms( Guttenberg- Richter) + 0.18 (2.12)2.2.2.2 Skala Magnitudo Gelombang Badan (mb)Penggunaan magnitudo lokal sangat terbatas untuk jarak tertentu sehinggadikembangkan tipe magnitudo yang dapat digunakan secara luas. Diantaranya adalah:nagnitudo yang diperoleh berdasar amplituda gelombang badan (P atau S) dan dikenal... engan magnitudo gelombang body (mB) atau body wave magnitudo. Magnitudo ini~ · definisikan berdasar catatan amplituda gelombang P yang merambat melalui bagian dalam-:- Jmi. Magnitudo gel om bang bodi secara urn urn dirumuskan seb;tgai berikut:mb = log(A/T)max + Q(!l,h)(2.13)= erangan:=Amplituda getaran (f.!m)= periode getaran (detik).ih) = koreksi jarak !l dan kedalaman h hasil pendekatan empirisDalam prakteknya di Amerika Serikat, amplituda yang dipakai adalah amplituda::::---.-........ tanah maksimum dalam mikron yang diukur pada 3 gelombang yang pertama darioong P. Periodenya adalah peri ode gelombang yang mempunyai amplituda maksimumRumus yang dipakai untuk menghitung mb ini berlaku universal, dapat digunakan20

disemua tempat. Namun perlu diperhatikan bahwa faktor koreksi untuk setiap daerah stasiungempabumi berbeda satu sama lain2.2.2.3 Momen Magnitudo (Mw)Berdasarkan Teori Elastik Rebound diperkenalkan istilah momen seismik (seismikmoment). Momen seismik dapat diestimasi dari dimensi pergeseran bidang sesar atau darianalisis karakteristik gelombang gempabumi yang direkam di stasiun pencatat khususnyadengan seismograf periode be bas (broadband seismograph).Mom en seismik (Mo) adalah parameter dasar yang dapat digunakan untuk mengukur·ekuatan suatu gempa akibat slip atau pergelinciran sesar. Skala ini dapat menggambarkandeformasi yang disebabkan oleh suatu gempa. K. Aki (1986) merumuskan momen seismik- bagai berikut:Mo=j.Jl)A (2.14)_-eterangan:lo= momen seismik (dalam Nm atau dyne.cm)= rigiditas atau modulus geser medium=slip (displacement) rata-rata pada suatu daerah dengan luas A= luas slip bidang sesarBesamya momen sesimik berbeda untuk setiap jenis gempa. Bila suatu gempa terjadigan sesar permukaan, maka momen seismik dapat dihitung jika diketahui panJang- tuhan (L), slip atau displacement rata-rata (D), dan luas sesar (A) denganA = Lh.Kanamori (1977) mengusulkan, momen magnitudo Mw yang berhubungan denganetapi tidak memenuhi. Alasannya adalah berdasarkan Kostrov (1974) radiasi energi=:::::1gan seismik proporsional dengan stress drop ~cr, sehingga Es ~ ~cr D N2 atau biasEs ~ ( ~cr/2Jl)Mo.Dengan asumsi nilai modulus geser Jl di kerak dan mantel atas21

(sekitar 3-6 x 10 4 MPa) dan asumsi berdasarkan Kanamori dan Anderson (1975) dan Abe(1975) bahwa stress drop gempa besar adalah konstan (antara 2 dan 6 MPa), diperoleh ratarataEs :::::: 2 x Mo/10 4 • Dengan memasukkan persamaan ini ke dalam hubungan yang,diusulkan Guttenberg-Richter (1956c) antara energi tegangan yang dilepaskan Es dan Msdisebutkan:logEs = 4.8 + 1,5Mslog(Mo) = 1,5Ms +9.1(2.15)(2.16)Dengan mengganti Ms dengan Mw diperoleh persamaaMw= 2/3log(Mo-9.1)(2.17)Magnitudo momen dapat menyatakan jumlah energi yang dilepaskan di sumbergempabumi dengan lebih akurat dan pengukurannya lebih kompleks dibanding pengukuran. da magitudo lokal (ML), magnitudo permukaan (Ms), dan magnitudo body (mB). Saat ini,agnitudo momenlebih banyak digunakan dalam member.tkari informasi gempabumi~ · an ding tiga magnitudo lainnya._ _.3 Rumus-Rumus Magnitudo dan Hubungan antar Skala MagnitudoTidak ada keseragaman materi yang dipakai dalam penentuan magnitudo kecuali- us umumnya. Untuk menentukan mb misalnya, orang dapat memakai data amplitudombang badan (P dan S) dari sembarang fase seperti P, S, PP, SS, pP, sS. Seismogram:: digunakan pun dapat dipilih dari komponen vertikal maupun horizontal dengan syarat- konsisten. Demikian juga untuk penentuan Ms, sehingga dapat dimengerti bahwa_ · tudo yang ditentukan oleh institusi yang berbeda akan bervariasi.Pada dasarnya cara penentuan magnitudo lokal (ML), magnitudo body (mb), dan_ · rudo permukaan (Ms) adalah sama. T erdapat hubungan diantara magnitudo terse but22

seperti halnya hubungan dalam skala jarak ada yang dalam satuan kilometer, mil laut,maupun mil darat. Jika kita ingin menyatakan magnitudo body dalam skala Richter makaharus terlebih dahulu ditransfer ke dalam skala magnitudo lokal (ML).magnitudo:Guttenberg-Richter (1956) merumuskan hubungan korelasi antara var1as1 skalam = 2.5 + 0.63Ms(2.18)m = 1.7 + 0.8Ml- 0.01Ml 2(2.19)Ms = 1.27(Ml-1)-0.016Ml 2(2.20)Dimana m adalah magnitudo bersama yang merupakan pembobotan rata-rata dari magnitudo;elombang badan mB yang ditentukan dari rekaman perioda sedang. Secara praktis,:-ersamaan 2.15 memiliki hubungan yang sama dengan persamaan yang kemudian_. · 'eluarkan oleh Abe dan Kanamori (1980): mB = 2.5 + 0.65 Ms, yang baik untuk Mw=8 -. -). ---Menurut Gordon (1971 ), hubungan regresi parameter acak single an tara periodadek mb dan Ms sangat berbeda dengan persamaan 2.15, dimanamb = (0.4 7 ± 0.2)Ms + (2. 79 ± 0.09) (2.43)Ambrasseys (1990), dalam upaya untuk menyeragamkan magnitudo untuk gempaadi Eropa, mengevaluasi kembali magnitudo dalam rentang 3 < M < 8. Dihasilkanilllgan regresi orthogonal antara berbagai skala magnitudo:0.75mb- 0.66mB = 0.210.77mb- 0.64Ml = 0.730.86mb- 0.49Ms = 1.940.80Ml- 0.60Ms = 1.04(2.44)(2.45)(2.46)(2.47)23

Dimana mb ditentukan berdasar prosedur ISC dari rekaman gelombang P perioda pendek danmB menggunakan rekaman gelombang P perioda sedang.2.3 Magnitudo dan Energi SeismikBentuk energi yang dilepaskan saat terjadinya gempabumi antara lain adalah energideformasi gelombang. Energi deformasi dapat dilihat pada perubahan bentuk volume sesudahterjadinya gempabumi, seperti misalnya tanah naik, tanah turun, pergeseran batuan, dan lainlain.Sedangkan energi gelombang akan menggetarkan medium elastis disekitarnya dan akanmenjalar ke segala arah.Pemancaran energi gempabumi dapat besar ataupun kecil, tergantung dariJ.:.arakteristik batuan yang ada dan besamya stress yang dikandung oleh suatu batuan padaJ.atu daerah. Pada suatu batuan yang rapuh (batuan yang heterogen), tekanan yang~dung tidak besar karena langsung dilepaskan melalui terj~~inyagempa-gempa kecil::.:1g banyak. Sedangkan untuk batuan yang lebih kuat (batuan yang homogen), gempa kecilatau jarang terjadi sehingga tekanan yang dikandung sangat besar. Pada suatu saat:.lallilya tidak mampu lagi menahan tekanan dan akan terjadi gempa dengan magnitudo- ~ besar.Dengan kata lain untuk batuan yang lebih rapuh atau heterogen, energi yangpulkan tidak terlalu besar karena langsung dilepaskan dalam bentuk gelombang~::;....u·ca .,sedangkan untuk batuan yang lebih kuat, energinya akan dikumpulkan dalam waktu; lebih lama sehingga pada saat dilepaskan, energinya sudah terkumpul banyak danumi yang terjadi akan lebih besar.Energi gempaburni dapat ditaksir dari pengamatan makroseismik, tetapi biasanya· peroleh hasil yang memadai. Gelombang seismik merupakan bentuk energi yang_ .:nudah dideteksi yaitu dengan cara pencatatan pada alat. Dengan menggunakan data24

ini kita dapat menaksir energi gempabumi yang memadai. Ukuran besarnya energ1gempabumi ditentukan dengan hasil catatan amplituda gelombang seismik yang dinyatakandengan istilah magnitudo gempabumi.Penentuan magnitudo baik menggunakan gelombang bodi mB maupun gelombangpermukaan Ms tidak menunjukan skala yang sama. Secara historis ML, Ms, dan mBdimaksudkan untuk mendapatkan titik temu satu sama lain, akan tetapi pada kenyataannyapenentuan secara terpisah menggambarkan ketidak setaraan terutama antara mB dan Ms.Dengan hubungan empiris magnitudo-energi, Energi seismik Es yang diradiasi olehumber gempa sebagai gelombang seismik dapat diestimasi. Hubungan serupa diberikan olehGutenberg dan Richter (1954, 1956) antara Es dan magnitudo gelombang permukaan Ms dan::nagnitudo gelombang badan mB:logEs = 11.8 + l.5M s (2.48)logEs = 5.8 + 2.4mB (2.49)ana E adalah energi di pusat gempa, dalam satuan erg (1 erg=10- 7 joule)_ 4 Intensitas GempabumiEfek dari sumber gempa dapat dikarakterisasi dengan intensitas makroseismiknya, I.~itas gempabumi merupakan ukuran kerusakan akibat gempabumi yang didasarkan pada-_ pengamatan efek gempabumi terhadap man usia, struktur bangunan, dan lingkungandaerah tertentu. Besarnya nilai intensitas tidak hanya bergantung pada kekuatanabumi (magnitudo) tetapi juga dipengaruhi oleh jarak daerah terse but ke sumber gempa,- aman sumber gempa, lamanya durasi gempa, dan kondisi geologi setempat. Denganain, Magnitudo menggambarkan kekuatan atau energi yang dilepaskan sebuah gempa,intensitas menggambarkan kerusakan yang diakibatkan oleh gempa tersebut.25

Penggunaan skala intensitas penting sejarahnya karena tidak dibutuhkan alat pengukur danukuran dari sebuah gempa dapat dilakukan oleh pengamat tanpa peralatan.Skala Intensitas pertama kali diperkenalkan di Eropa oleh Rossi-Forel (1883), yangterdiri dari 10 skala. Selanjutnya Skala Sieberg (1912,1923) menjadi pondasi dari semuaskala intensitas modem 12 tingkat. Versi terbaru skala intensitas dikenal sebagai SkalaNlercalli-Cancani-Sieberg atau skala MCS (Sieberg 1932) yang hingga kini masih digunakandi Eropa bagian selatan. Lalu pada Wood dan Neuman (1931) melakukan modiflkasi padakala tersebut dan menerjemahkannya dalam bahasa Inggris dan dikenal dengan nama Skala_\fo dified Mercalli (Skala MM). Pada tahun 1956, Richter (1958) menyempumakan beberapax myataan dalam skala bentuk ringkasan dan menambahkan penjelasan mengenai tipeangunannya, yang dikenal sebagai Skala Modified Mercal/i 1956 (MM56) yang digunakanustralia dan Selandia Barn.Tabel 2.1. Satuan Ukuran Skala Modified Mercal/i (Skala MM)SKALA KETERANGAN---fITIllTidak terasa.Terasa hanya oleh orang dalam keadaan istirahat, terutama di tingkat-tingkatatas bangunan atau di tempat-tempat yang tinggi.Terasa di dalam rumah, tetapi banyak yang tidak menyangka kalau adagempabumi. Getaran terasa seperti ada truk kecillewat.Terasa di dalam rumah seperti ada truk berat lewat atau terasa seperti adabarang berat yang menabrak dinding rumah. Barang-barang yang bergantungbergoyang-goyang, jendela dan pintu berderik, barang pecah-belah pecah,gelas-gelas gemerincing, dinding dan rangka rumah berbunyi.26

SKALA KETERANGANDapat dirasakan di luar rumah. Orang tidur terbangun, cairan tampak. ,bergerak-gerak dan tumpah sedikit. Barang perhiasan rumah yang kecil danVtidak stabil bergerak atau jatuh. Pintu-pintu terbuka tertutup, pigura-piguradinding bergerak, lonceng bandul berhenti atau mati atau tidak cocokjalannya.Terasa oleh semua orang. Banyak orang lari ke luar karena terkejut. Orangyang sedang berjalan kaki terganggu. Jendela berderit, gerabah, barangVIpecah-belah pecah, barang-barang kecil dan buku jatuh dari raknya, gambar-gambar jatuh dari dinding. Mebel-mebel bergerak atau berputar. Plesterdinding yang lemah pecah-pecah. Lonceng-lonceng gereja berbunyi, pohonpohonterlihat bergoyang.Dapat dirasakan oleh sopir yang sedang mengemudi)qm -mobil. Orang yangsedang berjalan kaki sulit untuk berjalan dengan baik, cerobong asap yanglemah pecah. Langit-langit dan bagian-bagian konstruksi pada tempat yang'IItinggi rusak. Barang pecah-belah pecah. Tembok yang tidak kuat pecah,plester tembok dan batu-batu tembok yang tidak terikat kuat jatuh. Terjadisedikit pergeseran dan lekukan-lekukan pada timbunan pasir dan batu kerikil.Air menjadi keruh, lonceng-lonceng besar berbunyi, selokan irigasi rusak.27

SKALA KETERANGAN.Mengemudi mobil terganggu. Terjadi kerusakan pada bangunan-bangunanyang kuat karena bagian-bagian yang runtuh. Kerusakan terjadi pada temboktembokyang dibuat tahan terhadap getaran-getaran horizontal dan beberapabagian tembok runtuh. Cerobong asap, monumen-monumen, menara-menara,.VIIIdan tangki air yang berada di atas berputar atau jatuh. Rangka rumahberpindah dari fondasinya. Dinding-dinding yang tidak terikat baikjatuh atauterlempar. Ranting-ranting pohon patah dari dahannya. Tanah yang basahdan lereng yang curarn terbelah.Publik menjadi panik. Bangunan yang tidak kuat hancur. Bangunan yangIXkuat mengalami kerusakan berat. Fondasi dan rangka bangunan rusak. Pipadalam tanah putus. Tanah merekah. Di daerah aluvium pasir dan lumpurkeluar dari dalam tanah. ---Pada umurnnya semua tembok, rangka rumah dan fondasi rusak. Beberapabangunan dari kayu yang kuat danjembatan-jembatan rusak. Kerusakan beratterjadi pada bendungan-bendungan, tanggul-tanggul dan tambak-tambak.Terjadi tanah longsor yang besar. Air dalam kolam, sungai dan danau tumpahI muncrat. Terjadi perpindahan tempat secara horizontal di daerah pantai dandi daerah-daerah yang permukaan tanahnya rata. Jalur-jalur kereta apimenjadi sedikit bengkok.XIRel kereta api rusak. Saluran pipa bawah tanah rusak total.Terjadi bencana alam. Seluruh bangunan rusak. Garis pandang cakrawalaterganggu. Batu-batu dan barang-barang besar berpindah tempat, dan adayang terlempar ke udara.28

Pada tahun 1964, Medvedev-Sponheuer-Kamik mempublikasikan skala intensitasMSK yang dibuat berdasarkan skala MCS, MM56, dan penelitian Medvedev sebelumnya diRusia. Skala ini dipakai luas di Eropa. Japanese Meteorological Agency (JMA) juga memiliki;kala intensitasnya sendiri, yang terdiri dari 7 (tujuh) tingkatan berdasarkan pengamatangempa yang terjadi di Jepang. Perbandingan beberapa skala intensitas yang telah disebutkandi atas terhadap Modified Mercalli Intensity (MMI) ditunjukkan dalam table dibawah ini.Tabel2.2 Perbandingan Beberapa Skala Intensitas Terhadap Modified Mercalli Intensity(MMI), (Chen & Scawthom, 2003)Modifieda (gals) Rossi-Forel MSK JMAMer calli0.7 I I I 0II1.5 II I- II II --- - I-3.0 III III III II7.0 IV IV- V IV II- III15 v V- VI v III32 VI VI- VII VI IV68 VII VIII- VII IV-V147 VIII VIII+ to IX- VIII v316 IX IX+ IX V-VI681 X X X VI(1468)* XI - XI VII(3162)* XII - XII29

Informasi sebaran intensitas gempabumi dipetakan dalam peta isoseismal. Besarnyaintensitas atau tingginya tingkat kerusakan akibat gempabumi sangat tergantung padabeberapa faktor, di antaranya jarak tempat tersebut terhadap sumber gempabumi dan kondisigeologi setempat. Semakin dekat suatu tempat terhadap sumber gempabumi, makin besarintensitas gempanya dan makin tinggi tingkat kerusakannya.Dalam peta isoseismal, daerah-daerah yang memiliki nilai intensitas atau tingkat·erusakan yang sama dihubungkan oleh suatu garis isoseismal. Dengan demikian peta ini;iapat memperlihatkan atau menetapkan tempat-tempat atau daerah-daerah yang mempunyaiingkat kerusakan yang sama. Skala Intensitas yang sering dipakai adalah Modified Mercalli• tencity (MMI), dengan kurun nilai dari I sampai XII.Tidak ada aturan jelas dalam menggambar peta isoseismal. Beberapa pekerja,..,... ngadopsi praktek tumpang-tindih grid pada data dan mengambil nilai pengandaian padaing-masing grid sebelum melakukan kontur. Lainnya memil!Jl untuk langsung memplotai intensitas. Para pekerja memiliki acuan yang berbeda dalam proses smoothing- ghalusan kontur), ekstrapolasi, dan sebagainya.Penggambaran peta isoseismal bergantung pada tujuan pembuatan peta tersebut.mikrozonasi, smoothing hams diminimalkan. Sebaiknya untuk mikrozonasi digunakanerusakan. Sedangkan untuk tujuan lain (seperti penghitungan parameter gempa, studii, studi tektonik, dan lain-lain), kurva dapat diperhalus dengan normal.30

PU" ISOSllSAl/11. GE:.MPA Tot.S«IMLI\YA :Z SI:PlUIOCR ~. ,•.... ,Gambar 2.5. Contoh Peta Isoseismal (sumber: www.bmkg.go.id)_"'Parameter-parameter Gerakan Tanah (Ground Motion Parameters)Parameter-parameter gerakan tanah bermanfaat ---~tuk mendeskripsikanrakteristik/ciri penting dari pergerakan tanah atau gempa kuat dalam bentuk yang padat dantitatif. Banyak parameter yang telah disarankan untuk mengkarakterisasikan amplitudo,ungan frekuensi, dan durasi dari pergerakan tanah kuat tersebut. Hal ini disebabkanpleksitas dari pergerakan tanah akibat gempabumi dimana identifikasi dari satu:m1eter yang dengan akurat dapat mendeskripsikan semua karakteristik penting dari:="'rakan tanah dianggap tidak mungkin.Parameter AmplitudoCara paling umum menggambarkan pergerakan tanah adalah dari riwayat waktu (time. Parameter-parameter pergerakannya dapat berupa percepatan, kecepatan, dandahan (displacement). Biasanya hanya satu parameter yang diukur secara langsung,31

sedangkan parameter lain dihitung melalui integrasi atau diferensiasi. Perhatikan perbedaanfrekuensi dominan dalam riwayat waktu percepatan, kecepatan, serta perpindahan.Timehistory percepatan memperlihatkan proporsional relatif tinggi dengan frekuensi tinggi (highfrequency). Integrasi terhadap time history ini akan menghasilkan efek perataan (smoothing)a tau pemfilteran [dalam ranah frekuensi,: (co) = a (co)/ co dan il (co) = -; (co)/ co , dengan il , -; dan a masing-masing adalahperpindahan, kecepatan dan percepatan hasil transformasi]. Sehingga, time history kecepatan-ecara substansial menunjukkan pergerakan frekuensi yang tidak lebih tinggi dari frekuensirime history percepatan.Time history perpindahan yang diperoleh dari integrasi riwayat.vaktu kecepatan didominasi oleh gerak frekuensi yang rendah._.5.1.1 Percepatan Puncak (Peak Acceleration)Nilai yang paling sering diukur dari amplitudo perger~~ tanah adalah Percepatanorisontal Puncak (PHP) atau Peak Horizontal Acceleration (PHA). PHP untuk komponenentu hanya berupa nilai terbesar (absolut) dari percepatan horizontal yang diperoleh dari- lerogram komponen tersebut. Nilai resultan PHP maksimum bisa diperoleh dengan- _ ~ umlahkan vektor dua komponen ortogonal horizontal.Percepatan horisontal umum digunakan untuk mendeskripsikan pergerakan tanahund motions) karena kaitannya dengan gaya inersial. Bahkan gaya dinarnik terbesar yang_ pengaruhi beberapa tipe struktur, seperti struktur-struktur yang sangat kaku, relatif=at berkaitan dengan PHP yang juga bisa berkorelasi dengan intensitas gempabumi.· pun korelasi ini jauh dari presisi, namun sangat berguna sebagai estimasi disaat hanyaHP sebagai informasi intensitas seperti dalam kasus-kasus gempabumi sebelum adanya,__........._..._.. gempa kuat (strong motions instruments).32

Dalam bidang rekayasa gempabumi, percepatan vertikal mendapatkan perhatian lebihsedikit dibanding percepatan horizontal. Terutama karena batas aman (margins of safety)terhadap gaya vertikal statis yang disebabkan gravitasi dalam pekerjaan konstruksi umumnyamenyediakan resistansi yang cukup terhadap gaya dinamis akibat percepatan vertikal selamagempabumi. Untuk keperluan rekayasa gempa, percepatan vertikal puncak (PVP) atau peakvertical acceleration (PVA) sering diasumsikan senilai dua pertiga (2/3) percepatanhorizontal puncak.Pergerakan tanah dengan percepatan puncak yang tinggi biasanya lebih merusakdibanding gerakan dengan percepatan puncak yang lebih rendah, kecuali pada kasus tertentu.Percepatan puncak sangat tinggi yang berlangsung dalam periode waktu sangat pendek dapatenyebabkan kerusakan yang kecil pada berbagai tipe struktur.Sejumlah gempabumienghasilkan percepatan puncak lebih dari 0.5gnamun tidak menyebabkan kerusakan- rarti pada bangunan karena terjadi pada frekuensi yang sanga~_tinggi dan durasi/lamanya-~ pabumi juga tidak terlalu panjang. Percepatan puncak merupakan parameter penting dananfaat, namun tidak menyediakan informasi tentang kandungan frekuensi atau durasi=~:akan.Sebagai konsekuensinya harus didukung dengan informasi tambahan untukggambarkan karakter pergerakan gempa dengan akurat.-.1 .2 Kecepatan Puncak (Peak Velocity)Kecepatan horizontal puncak (KHP) atau Peak Horizontal Velocity (PHV) adalaheter lain yang berguna untuk mengkarakterisasi amplitudo pergerakan tanah.kurang sensitif terhadap komponen gerakan tanah yang berfrekuensi tinggi- :ga KHP lebih akurat untuk mengkarakterisasi gerakan tanah pada frekuensi menengah.'an memberikan indikasi potensi kerusakan yang lebih akurat dibandingkan PHPsensitif terhadap pembebanan dalam kisaran frekuensi33

menengah. Misalnya pada bangunan tinggi atau fleksibel, jembatan, dan lain-lain. KHP jugatelah dikorelasikan dengan intensitas gempabumi (Trifunac dan Brady, 1975).2.5.1.3 Perpindahan Puncak (Peak Displacement)Perpindahan puncak biasa dikaitkan dengan komponen frekuensi rendah daripergerakan gempabumi.Namun sangat sulit menentukan perpindahan puncak ini secaraakurat karena adanya kesalahan (errors) pemrosesan sinyal dalam pemfilteran dan integrasielerogram serta akibat derau (noise) periode panjang. Akibatnya perpindahan puncak- ring kurang dimanfaatkan untuk mengukur pergerakan tanah dibandingkan percepatan. uncak atau kecepatan puncak._ -.2Parameter Kandungan Frekuensi (Frequency Content Parameters)Dengan analisa sederhana dapat ditunjukkan bahwa resp_!_} dinamik dari suatu objek,berupa bangunan, jembatan, slopes ataupun tanah deposit, sangat sensitif terhadape mensi dimana mereka dibebankan. Gempabumi memproduksi pembebanan yang sangat~ t dimana komponen geraknya memiliki frekuensi yang membentang lebar. Kandungan_ mensi mendeskripsikanbagaimana amplitudo pergerakan tanah didistribusikan di~ang frekuensi yang berbeda. Kandungan frekuensi dari gerak gempabumi akan sangatpengaruhi efek dari gerakan tersebut sehingga karakterisasi gerakan tidak lengkap tanpa:imbangan kandungan frekuensi.- .1 Spektrum Pergerakan Tanah (Ground Motion Spektrum)Fungsi periodik apapun, yaitu fungsi sembarang yang berulang dalam interval yang-...311, dapat dinyatakan dalam analisa Fourier sebagai jumlah (sum) dari sebuah deret34

harmonik sederhana yang berbeda frekuensi, amplitudo dan fase. Sebuah fungsi periodik,x(t) dapat ditulis) menggunakan deret Fourier, sebagai berikut:

yang dibatasi oleh frekuensi sudut (corner frequency) fc pada sisi yang rendah, dan frekuensipotong (cutoff frequency) f max pada sisi tingginya.Secara teoritis, frekuensi sudutberbanding terbalik dengan akar pangkat tiga momen seismik. Hasil ini mengindikasikanbahwa gempabumi besar menghasilkan gerakan frekuensi rendah yang lebih banyakdibanding gempabumi yang lebih kecil.Sedangkan frekuensi potong dikarakterisasikanebagai efek kedekatan dengan sumber (near-site effect) serta efek sumber (source effect)dan biasanya diasumsikan konstan untuk regional geografis tertentu.b. Spektrum DayaKandungan frekuensi dari pergerakan tanah dapat dinyatakan dengan spektrum dayapower spectrum) atau fungsi densitas spektral daya (power spektruml density function).:ungsi ini juga bisa digunakan untuk mengestimasi sifat-sifat statistik dari gerakan tanah~ers ebutserta untuk mengkomputasi respon stokastik menggunakan teknik vibrasi acakrandom vibration technique).--Definisi dari fungsi spektral daya,(2.51)~ an Tct adalah durasi dan Cn adalah amplitudo Fourier. Persamaan ini dinormalisasi dengan:anbaginya dengan luas daerah di bawahnya, sebagai berikut:(2.52)a A.oadalah akar pangkat dua percepatan (mean-squared acceleration).Fungsi densitas spektral daya bermanfaat dalam mengkarakterisasi gempabumi- ~ai proses acak (random process). Fungsi ini dapat dideskripsikan sebagai proses acak:: stasioner, yakni suatu proses yang parameter-parameter statistiknya tidak berubah___.......... p waktu. Akselerogram gempa kuat yang sebenamya memperlihatkan bahwa36

intensitas meningkat ke tingkat maksimum di bagian awal gerakan, lalu kira-kira bertahandengan konstan untuk beberapa lama, dan akhirnya berkurang dan melemah di akhir gerakan.Proses acak ini termasuk proses acak yang tidak stasioner, dan dapat dimodelkan denganmengalikan sebuah riwayat waktu stasioner dengan suatu fungsi intensitas yangdeterministik.c. Spektum ResponTipe spektrum ketiga dipakai secara luas dalam praktek rekayasa gempa. Spektrum'"espons mendeskripsikan respon maksimal dari sebuah sistem yang berderajat kebebasanunggal (single-degree-of-freedom,SDOF) terhadap sebuah masukan (input) gerakan tertentu,: bagai sebuah fungsi frekuensi alami (atau periode alami) dan rasio peredaman dari sistem:DOF.Spektra respons bisa diplot secara individual ke skala aritmatika, atau dikombinasikan· am plot tripartit. Plot tripartit menampilkan spektral kec~l?atan di sumbu vertikal,~ensialami ( atau peri ode) pada sumbu horizontal, serta spektral percepatan danindahan pada sumbu inklinasi. Bentuk-bentuk dari respons spektra tertentugindikasikan bahwa nilai-nilai puncak dari spektral percepatan, kecepatan dan_indahan berhubungan dengan frekuensi yang berbeda (atau periode). Sehingga respons:rra biasa dibedakan kedalam bagian acceleration-controlled (frekuensi tinggi), velocityoiled(frekuensi tengah), dan displacement-controlled (frekuensi rendah).Spektrum respons secara tidak langsung merefleksikan karakteristik karena adanya- teran" oleh respons oleh struktur SDOF. Amplituda, kandungan frekuensi, dan durasi-. ut gerakan, semuanya mempengaruhi nilai spektral. Juga perlu diingat bahwa spektra-- hanya mewakili respons maksimal dari beberapa struktur yang berbeda. Meskirespons struktur pentingdalam rekayasa gempa, dan spektrum respons telah37

membuktikan sebagai alat yang penting dalam mengkarakterisasi pergerakan tanah/gempakuat.2.5.2.2 Parameter SpektrumPada bagian sebelumnya telah dijelaskan tiga tipe spektral yang dapat dipakai untukmencirikan gerakan tanah kuat. Spektrum amplitudo Fourier, dan spektral densitas daya,dikombinasikan dengan spektrum fase, dapat mendeskripsikan gerakan tanah secara lengkap.pektrum respons tidak menjelaskan gerakan tanah yang sebenarnya, namun memberikaninformasi tambahan tentang efek potensialnya terhadap struktur.Tiap spektral tersebut:.dalah fungsi yang rumit, sebagaimana denagan riwayat waktu, banyak data yang dibutuhkan..:ntuk mendeskripsikan mereka dengan lengkap. Sejumlah parameter spektral telah diusulkan..;ntuk mengambil potongan informasi penting dari tiap spektrum.a. Periode Predominan---Periode predominan, Tp, merupakan parameter tunggal yang memberikan gambaranguna tentang kandungan frekuensi getaran tanah. Periode predominan didefmisikan-J.agai sebuah periode getaran yang sebanding dengan nilai maksimum spektrum amplitudou.rier. Untuk menghindari efek jelek dari spikes tunggal dari spektrum amplitudo Fourier,· periode predominan biasanya diperoleh dari spektrum yang telah dihaluskan. Meski~o de predominan yang memberikan informasi kandungan frekuensi sangat mudah untukt, namun getaran dari berbagai frekuensi bisa saja merniliki periode predominan yangBandwidthPeriode predominan dapat digunakan untuk melokalisir puncak dari spektrum··rudo Fourier, meski tidak memberikan informasi penyebaran spektral amplitudo diperiode tersebut. Bandwidth (lebar pita) umumnya diukur pada tingkat dimana38

pangkat dua dari spektrum tersebut bemilai setengah dari nilai maksimumnya; yangsebanding dengan tingkat 11--J2 kali amplituda Fourier maksimum. Bentuk spektra amplitudaFourier yang tidak teraturseringkali menyebabkan bandwidth sulit untuk dievaluasi.Sehingga lebih dipilih dari spektra yang diperhalus (smoothed spektrum ).c. Frekuensi Sentral (Central Frequency)Fungsi densitas spektral daya dapat dipakai untuk mengestimasi sifat statistik darigetaran tanah. Definisi momen spektral ke-n dari getaran tanah, yaitu:A-n = r (J)nG((J))d(J) (2.53)maka frekuensi sentral dinyatakan oleh(2.54)- :ekuensi sentral adalah ukuran frekuensi dimana densitas/kepadatan spektral dayaonsentrasi. ---".2.3 Rasio VmdamaxPuncak kecepatan dan puncak percepatan biasanya berkaitan dengan getaran dari· agai frekuensi, maka rasio vmaxlamax seharusnya juga terkait dengan kandungan frekuensi-: getaran tersebut. Untuk getaran harmonik sederhana dengan periode T, sebagai contoh,amax = T/21t. Untuk getaran gempabumi yang mengandung banyak frekuensi, kuantitas- ·-damax) dapat diinterpretasikan sebagai periode vibrasi dari gelombang harmonik-· alen yang memberikan indikasi peri ode getaran gempabumi mana yang paling~~-~an. Seed dan Idris (1982) mengusulkan nilai rata-rata yang representatif untuk·_· kondisi site yang berjarak dari sumber kurang dari 50 km.39

Kondisi SiteVmdamaxBatuanBatuan Stiffs (200 kaki)135 cm/sec/g = 0.138 sec.. .Tabel2.3 Nilm rata-rata yang representat1funtuk berbag1 kondiSI s1te yang beiJarak dar1 sumber < 50 km2.5.3 DurasiDurasi dari getaran tanah kuat dapat memiliki pengaruh kuat terhadap kerusakan··bat gempabumi. Banyak proses fisis sangat sensitif terhadap beban atau tekanan balik. ang terjadi selama terjadinya gempabumi. Misalnya penurunan tingkat kekakuan (stiffness)J.3.I1 kekuatan beberapa tipe struktur dan peningkatan tekanan air pori dari jenis tanah pasir~ uh (saturated), dan lepas (loose). Durasi yang pendek mungkin tidak menghasilkan beban· · yang cukup untuk menghasilkan respon kerusakan pada ban~an, meski amplitudonya---- ::ogi. Dengan kata lain, sebuah getaran dengan amplitudo menengah namun berdurasi· ang dapat menghasilkan be ban balik (load reversals) yang bisa menyebabkan kerusakanDurasi dari getaran tanah yang kuat berhubungan dengan waktu yang dibutuhkan· melepaskan akumulasi energi regangan (strain) oleh runtuhan (rupture) sepanjang. Jika panjang atau luasan runtuhan sesar meningkat, maka waktu yang dibutuhkan pun_....,..,..,bah. Sebagai akibatnya, durasi getaran kuat meningkat dengan bertambahnya· rudo gempabumi. Hubungan ini didukung dengan bukti empiris selama beberapa tahun·emajuan dalam pemodelan mekanisme sumber gempa, yang memberikan rumus...... - dan definisi durasi seharusnya her banding lurus akar pengkat tiga mom en seismik.ebuah akselerogram gempa umumnya merekam semua percepatan dari waktugempabumi dimulai hingga getaran kembali ke tingkat derau lingkungan40

ackground noise). Untuk tujuan rekayasa gempa, hanya bagian getaran kuat saja darielerogram yang diamati. Berbagai pendekatan untuk mengevaluasi durasi getaran tanahruat akselerogram. Durasi bracketed didefinisikan sebagai waktu antara kejadian pertamaJan terakhir (first and last exceedances) dari akselerasi ambang (threshold acceleration),_:ang umumnya bernilai 0.05g).Definisi lain dari durasi (Trifunac dan Brady, 1975) adalah berdasarkan waktuinterval antara titik 5% dan 95% energi total yang terekam. Pendekatan lain memanfaatkan;Jeri ode sudut (corner period), laju perubahan percepatan kumulatif rms, serta konsepdensitas spektral. Yang paling umum dipakai dalam bidang rekayasa gempa adalah durasiracketed karena sifatnya yang secara implisit merefleksikan kekuatan goncangan.Durasi getaran kuat diamati dengan menginterpretasikan akselerogram dari berbagai=empabumi dan beragam magnitudo. Menggunakan percepatan ambang 0.05g, Chang danKrinitszky mengestimasi durasi bracketed bagi situs tanah (soil) dan batuan (rock) dengan·arak espisentral dekat (kurang dartio km), seperti pada Tabel2.4.MagnitudoSite Batuan (Rock Sites)Durasi ( detik)Site Tanah (Soil Sites)5.0 4 85.5 6 126.0 8 166.5 11 237.0 16 327.5 22 458.0 31 62I8.5 43 86Tabel 2.4 Durasi bracketed utk tanah (soil) dan batuan (rock) dengan jarak espisentral dekat ( < I 0 k:m),41

2.5.4 Parameter Getaran Tanah Yang LainSebuah parameter tunggal yang melingkupi pengaruh amplituda dan kandunganfrekuensi dari rekaman getaran gempa kuat adalah percepatan rms (root mean squared, akarpangkat dua rata-rata), yang didefinisikan sebagai:(2.55)Dengan Td adalah durasi getaran kuat, dan A.oadalah intensitas rata-rata (atau rata-rataepatan pangkat dua).Karena integrasi di persamaan tersebut sedikit dipengaruhi percepatan yang besar dan- ekuensi tinggi (dan hanya terjadi pada periode singkat) dan karena dipengaruhi oleh...:rasi getaran, maka percepatan rms bisa sangat berguna bagi kepentingan rekayasa.-ilainya, sangat sensitif terhadap metode yang memanfaatkan durasi getaran kuat.Parameter lain yang sangat berkaitan dengan percepatan -~s adalah intensitas Arias,~ ang didefmisikan sebagai:(2.56)Intensitas Arias memiliki satuan kecepatan dan umumnya dinyatakan dalam meter perDan nilainya tidak tergantung metode yang menggunakan definisi getaran kuat karenases integrasi sepanjang durasi gempa, bukan durasi getaran tanah kuat saja.The Applied Technology Council pada 1978 mendefinisikan dua faktor yangpakan standar normalisasi spektra respons. Percepatan puncak efektif (effective peak~leration,EPA) adalah rata-rata spektral percepatan sepanjang periode 0.1 detik hingga- etik dibagi 2.5 (amplifikasi standar untuk spectrum redaman 5%). Sedangkan kecepatanak efektif (effective peak velocity, EPV) didefmisikan sebagai kecepatan spektral rata-~ ada periode 1 detik dibagi 2.5. Proses perata-rataan spektral percepatan dan kecepatan42

sepanjang periode tertentu meminimalisir pengaruh spikes lokal dalam spektrum respons.EPA dan EPV telah dipakai dalam spesifikasi spektrum respons bangunan yang diperhalus(smoothed design response spektrum) sebagai koefisien bangunan (building codes).;---43

BABIIITUJUAN DAN MANFAAT3.1 TujuanTujuan dari penelitian "ACCELEROGRAPH BMKG DALAM PENENTUANPETA INTENSITAS GEMPA KUAT" adalah:1. Memverifikasi hasil perhitungan percepatan puncak tanah I Peak Ground Acceleration(PGA) secara empiris dengan perhitungan PGA secara kalibrasi, sehingga mendapatkanfaktor konversi yang lebih akurat.2. Memverifikasi peta isoseismal hasil perhitungan PGA secara empiris dengan perhitungansecara kalibrasi.3. Mendapatkan besaran intensitas yang lebih akurat.---ManfaatAda beberapa manfaat yang diperoleh dari penelitian ini adalah:1. Dapat menghasilkan nilai PGA yang lebih baik.Mendapatkan peta isoseismal yang lebih akurat, sehingga dapat mengetahui sebarangetaran gempabumi kuat yang terjadi di lokasi penelitian.~ Faktor konversi dari hasil kalibrasi dapat dijadikan sebagai acuan untuk perhitungan PGAmaupun intensitas dari sumber gempabumi yang lain.- Sebagai bahan pertimbangan awal penentuan model empiris fungsi atenuasi .44

BAB IVMETODOLOGI.;.1 Metode Perhitungan EmpirisMetoda ini merupakan metoda perhitungan dengan menggunakan rumus baku yang"'lah ada, yakni :Dimana:CF = [ Vpp ] ................................. ( 4.1)Re solusi x Sensitivitas= Conversion Factor= Voltage peak to peak (volt)lusi = 2::itivitas = Sensitivitas dari akselerometer (volt/g)---PGA = A maxx CF ................................. (4.2)= Percepatan puncak muka tanah= Amplitudo maksimumFaktor Konversi (CF) merupakan suatu konstanta yang dapat digunakan sebagaiuntuk menentukan nilai dari satu counts satu amplitudo gelombang gempabumi. Nilai· dapat diperoleh dari spesifikasi sensor yang digunakan , seperti V PP , resolusi maupun· vitas. V PP merupakan daya output dari sensor yang berfungsi sebagai input darier. V PP berguna untuk menghindari terjadinya amplitudo maksimum yang tidak45

terbaca saat terjadinya gempabumi. V PP tiap sensor berbeda-beda, sehingga dapatmenentukan nilai V PP perlu melihat spesifikasi teknis sensor yang digunakan. Untuk resolusijuga berbeda-beda, tergantung tipe sensornya. Begitu pula dengan sensitivitas memiliki nilai;yang berbeda tergantung dari tipe sensomya.Dalam penellitian ini, ada dua tipe sensor yang digunakan, yakni akselerometer TSA-OOS dan BBAS-2. Untuk TSA-1008, nilai dari masing-masing variabel sebagai berikut:- Vpp =40 V- Resolusi = 2 24 bytes- Sensitivitas = 5 V/ghingga, untuk tipe sensor TSA-1 OOS nilai Cfnya sebagai berikut:CF= 40V2 24 xO 51'CF = 4,79x10- 7 gg, untuk tipe akselerometer BBAS-2, nilai variabelnya sebagai-berikut:- V PP =16VResolusi= 2 24 bytesSensitivitas = 2,5 V/g....... UA5.ga, untuk tipe sensor BBAS nilai Cfnya sebagai berikut:CF= 16V2 24 x1CF = 3,82x 10- 7 gDalam menentukan nilai PGA perlu diketahui nilai A max dari sinyal untuk tiap.as;::;m. Untuk menentukan A max perlu bantuan software aplikasi yakni software Atlasmenampilkan sinyal digital dari masing-masing sensor yang merekam gempabumi.46

~ ..... .,...,. .... .,...A2111 rl'r! 1!!1'\T.•y-'\ T •• y-.1 1.~ .I ~I .I 17~1 .I.. ~,'\ T ·~rv-~~.I - .I_,I 21•1 I...I• ......J...cr ~~~-,_.,.....,~I• IIIIU8.UCN...J.,,~ .......... ,._..,_I• -..a.ucz-I .. ,.. ~ ....... ~I• laAPSLACE~ ..... -._. ~I• llllAPSI.ACH ..,I• IIIUPSlAClu4I•9M.Jl8SLACE~I• --...eN~,-' ::;~... ·~ ;:;;;:I• IMB8SI.ACZ~I• IIM.IIIISlACE4 ..............I• ~CN~:• -suez -3i• lIIIUII..l.ACE....::;...:c•~ ...:-IIIUII..I.ACN -·~-jt• ~··IIIUII.JIACZ -.:J ~· IIIUII.SUCE ~'"1 •ll•ll•h ·~ .-~ ............ ,.. -...:..I...SVJIACZIIIUII.SUCN.M1 ••tttn '•••"'iiY"•..,.. ., 1t , -~IIIUII.SUCZ~.....,.JI.ACE""3 -.....,..I.ACNIt' I ...,...,..._, I I:J • q .... .-J_-....,..~....::....Gambar 4.1 Tampilan sinyal digital dengan software Atlas---Selanjutnya dari software Atlas dikonversi format datanya agar bisa dibca oleh-are aplikasi Dadisp untuk menentukan nilai A max. Langkah-langkah pengoperasian;are aplikasi Atlas dan Dadisp sebagai berikut :- ftware Aplikasi ATLASBuka program atlas, akan tampil seperti gambar berikut :47

·- -- l!il,• Klik: kanan data sources• Klik browse• Klikdb• Buat nama file baru dengan format DDMMYY.hh.mm.ss• Klik Open---File Name:1------------------------~BrowseCanceluok.lll: 1Cl,llllll2otlCl270601.14.15.40o1o6out.42.31010601.10.33.34010601.15.3L3t818601.15.5!.41a 0106oa.22.5s.4o020601.01.44.35021601.1'-47.18o3o6oa.oL03.27031601.02.26.0103060110154ta 030601173131a 030601175514a 030601112554a 030601210351030601220431030601224t57a 030601234331Flit 1'!-o: lo10608. 12.15.45 IFlits ofD'o: LIAII"'-'-FI-'-_• _____________ __,• I1~ 1 Cillctl I48

• Pilih salah satu stasiun untuk membuka form pengisian waktu kejadian gempa yangakan di ambil• lsi form waktu kejadian sesuai dengan tampilan. Untuk menit di isi waktu yang telahdikurangi satu menit, hal ini dilakukan agar didapat tampilan sinyal amplitudemaksimum• Klik Ok( .....] Catalogs r ._J Filtersc;>cp ~~·~Data SourceslocalhostCi> , AcciOS _06-#- AAI.ACE# AAI.ACN1'1A· AAI.ACZ-rtA- BBKI.ACE# BBKI.ACN# BBKI.ACZ#· BBSI.ACE# BBSI.ACI\jo\ ililable data: 2008-05-24 10:36:41 to 2008-07-01 03:37:30Surt time: Date: ~Yr l6 lm ll ld Time: 112 lh 113 lm 143 Isuration: lsi II minutes ... ,~ ~Klik setiap komponen untuk setiap stasiun yang mencatat sinyal gempa. Langkah inidilakukan untuk melihat tampilan sinyal49

"""-""' "'-"'' """"lfi" IIUJrli"' """"''lf lllUOJ. ...:ua"' # """' IISU£:11"' . """' IISI.A£t't llSUDI+ •sua..,...,£. .....,11.j> Mua• ••:ua. .. IJDI"' '"~"'"'"'"' + C~J.ACH.j> "' "'"" DIIXE"' "'-"''"' "''-"'+ DIF.ACI+ DtF..AOI.j< llii'.KZ• D

;Trlt.U : /t;laea/4.1J

W 1:-------------;Atur agar tersedia 9 jendela data (data window), 3 untuk data mentah, serta 3 untuk basilrata-rata /perataannya, dan 3 untuk spek.rum.- Agar memudahkan dalam menganalisa, hapus dataset yang ada, dengan memilih edit --.delete --. dataset, pilih data yang tidak diperlukan, lalu hapus. _Mengimpor data yang akan dianalisa.,.. __ ....,.o.-._ -c•liil •~ 1 ~ • • -'-··--j ::.-:;:· - - ft!l}t}!#-1--.""-'···-------~~----~~-~~~~~-===~~-MOl.. ..--IIf\OIMI•-•-Ntol ..... •-_ iaka akan muncul window :52

Header ParametersDateaet Name:.t31aon•Verticn Nunber.s-A-·--~ C:\OOCI.I'ner'U andS-\TRAINING\0-\PaklN,........\O ... ASCI_~B0414_E0--~==:JTime Acquiredsene. Namr.~AIES_t ~ ~ --- --v,v-u-Jso•"'"' ) ~- vSave ModeO DverwriteQ Appond0 Concel;- Tampilkan raw data (dalam satuan counts) dalam 3 jendela bagian kiri, yang teratas untukkomponen E-W, tengah untuk komponen N-S, dan yang terbawah buat komponenvertikal. Perata-rataan (menggunakan runms rata-rata) pada 3 jendela di sebelah kananbertujuan untuk mendapatkan nilai tengah dari data mentah, yaitu. Namun, jika belumdiperoleh, maka dilakuk:an dengan cara manual (pengurangan atau penambahan biasa).Setelah menunjuk ke angka 0, maka lakuk:an picking nilai amplitudo maksimum danminimum.---_fasukkan faktor konversi ke dalam window 2, 5, dan 8. Nilai counts yang ada pada;>icking amplitudo maksimum adalah nilai yang kemudian dikalikan dengan faktor· onversi (conversion factor) yang didapat dari perhitungan empiris yang kemudian akan~. dapat nilai PGA.53

MemasukGn Koefisien Faktor di masing - masing windowyang ada di tengab8'!M'-II=-_j~. ---- ---------'=icii:::iiiiiiiiiiii:iiiiiiiiii.•llliii~~==iii•iiiiiiiiiiiiiiiiiiiiiiiiiiiiiiiiiiii•,....._ ... 1,l\lli1llll ---lllllill ....Wt Reec-""'-1~--: 0 ~ BirPilv)--toq;th- bolm~klljain\50010301 .!f£. Y".LONG),_,_·-".. ;..'&¢. ·W4'6-hHfflltN.......AIIFN :!§:-+~ ~~~~.,...,._ill:----·-- -~, • • ,IllI :1.- 4111 1010 11100.-,_·l·I I I I I I10011lii031*1'411D1500DND01011tto001Dma=UJga!sI I I I I I It0002100:mi&(IIII-IIOIIU7DIII .....,,.,., I t I I I I I I I II 11.0511.1 O.t5 11.2 D.l5 !1'.3 U5 U IU5 1.5......,_"'1'"'::,: - -~~· ·~·1*·~~-----.f.OIS, I I t I I1 o.os u us lliJS OJ DIU u' u54

8. Masukkan nilai yang di dapat tadi dalam tabel yang dibuat dengan sotfware Excel dandisimpan dalam folder yang telah ditentukan, dengan mengikutserta.kan parametergempanya.• ~ • A. " •• • ...M1!5AEiGempa Uenolrwtrt. 2:2 ~nuert lilt Pw.-ult7 2t- tl UTCLot• 814 LS. l.o

2. Miringkan akselerometer 90 derajat ke arah barat dari posisi awal selama 10 detiklalu kembalikan ke posisi semula.3. Miringkan akselerometer 90 derajat ke arah utara dari posisi awal selama 10 detiklalu kembalikan ke posisi semula.56

4. Miringkan akselerometer 90 derajat ke arab selatan dari posisi awal selama 10 detiklalu kembalikan ke posisi semula.;5. Putar akselerometer 180 derajat ke arab timur dari posisi awal selama 10 detik lalukembalikan ke posisi semula.Putar akselerometer 180 derajat ke arab barat dari posisi awal selama 10 detik lalukembalikan ke posisi semula.57

;7. Putar akselerometer 180 derajat ke arah utara dari posisi awal selama 10 detik lalukembalikan ke posisi semula.Putar akselerometer 180 derajat ke arah selatan dari posisi awal selama 10 detik lalukembalikan ke posisi semula.58

.,9. Mencatat waktu saat memulai pembalikkan hingga akhir proses kalibrasi tersebut.,yang akan dipakai untuk mengambil data dari digitizer (via kabel LAN).1 0. Setelah melakukan kalibrasi, maka data dapat langsung diambil dengan memanfatkankabel LAN dan menghubungkannya langsung ke digitizer untuk selanjutnya dianalisa.---11. Sinyal yang diperoleh berbentuk kotak (square wave), dengan puncak atasnyamenunjukkan nilai + 1 g dan puncak bawahnya adalah -1 g. Sedang, untuk komponenvertikal, puncak bawahnya menunjuk nilai -2 g. Terlebih dahulu sebelum dianalisa,sinyal kalibrasi harus dicentering agar sinyal tepat diangka nol.--1"60"7.0 ct-•VkH"I'tMU •..OCKIIC"""'-'"' -0 I+• I0f ~ A~-:s-= ........ ., .,~'""'"'-'"'0 .·-Gambar 4.2 Sinyal kalibrasi manual59

12. Nilai counts yang ada pada picking maksimum dan minimum ini dikomparasi dengannilai + 1 g dan -1 g untuk komponen H dan -2 g untuk komponen vertikal. Dan hasilinilah yang dijadikan sebagai nilai faktor konversi (CF) untuk menentukan nilai PGA ;dari hasil kalibrasi manual.·3!t0061 I I I I I I I I I I I I I I I1500----3~ - •• ,,,,,, ,,,,,, , ·1500 -, I I I 1 I I I I I I I I I I I0 20 40 60 60 100 120 140 10 30 50 70 90 110 130 150 0 20 40 60 80 100 120 140.: ::~ rt:h: -2036e~ U 11 .·1500 , I I I I I I I I I I I I I I I•Jf1'006 1 I I I I I I I I I I I I I I I •l!t006- I I I I I I I I I I I I I I I0 20 40 60 80 100 120 140 20 40 60 80 100 120 140 160 0 20 40 60 80 100 120 140f1lWI: iW4'U7t-f7rMI::; . n.. . ~ .. ~~ · :; . n~ .~~ ~ ~~~-1500-W7:A.IICII)CU!IIIIISJ1e.ootl ·-2e1{H)6 o[LflJlf1-4e.ootl--3.99eo06-5!1'()061 I I I I I I I I I I I I I I I I I I I I I ·2500-1"':;.-t I - I I I I I I I I I I I I I0 20 40 60 80 100 120 140 91) 100 110 120 130 140 "O"" ... 20 40 60 eo 100 120 140Gambar 4.3 Sinyal kalibrasi yang sudah dianalisaMetode Pembuatan Peta IsoseismalPeta isoseismal diperoleh dari perhitungan nilai PGA hasil perhitungan nilai empiris~II[.'ltmhasil perhitungan kalibrasi. Dengan bantuan software aplikasi surfer dapat dibuat. lenyiapkan data dalam bentuk XYZ data, dimana X dan Y adalah koordinat dari datasedangkan Z data berisi nilai XY yang akan diplot.Buka program Surfer version' x.60

3. Gridding data dengan cara klik Grid ~ Data;=Data ...VariogramFl.l1d:ion •••Math ...Cslculus ...Filter ...Spline Smooth ...Blank •..Convert .. .Extract .. .Transform ...Mosaic ...Volume ...Ske ...Residuals ...•4. Kemudian akan muncul message box seperti gambar dibawah ini :look in: I DRN_proj~ boder mentawai.blnj~ coba_lZsta.xls:til digit .bin1~ empiris.xls~~ empiris _ssta. xis::! tempiris_lZsta.xls~ eplc.xls~ l

Data Columns (13 data points)X: I Column E: lon 3 Filter Data ...Y: I Column F: lat 3 ViewDataZ: I CokJmnD: alat 3 StatisticsDKCancelf'i' Grid ReportGridding MethodI Kriging 3Advanced Options ... ~Cross V aidate .. ·IOutput Grid Filej E:\DRN_proj~is_12sta.g~Grid Line GeometryMininumX Direction: Js6.404Y Direction: J-5.368MaximumJ100.136J4. 267000001Spacing1 o.0983030303J0.0983163265412:# ol LinesJ100 :BJ99 :B7. Setting message box seperti ini :- Kolom X menunjukkan longitude- Kolom Y menunjukkan latitude---- Kolom Z menunjukkan nilai parameter yang akan dijadikan acuan untukkontur- Untuk setting lainnya disesuaikan dengan kebutuhan atau kondisilapangan. Jika sudah merasa benar, kemudian klik OK .. Jika proses berhasil dan sudah selesai, maka akan muncul tampilan seperti berikut :62

Grid fie E:\DRN_proj\empiris_12sta_2.grd has been created.OK10. Kemudian klik OK.11. Klik icon rtsl pada layar window, yang berarti memerintahkan program untukmembuat kontur berdasarkan data yang sudah dimasukkan.12. Kemudian akan muncul message box seperti gambar di bawah ini :0y:w :;.~tEl~----~======~Look in: I DRN_proj 3boder mentawai empiris.grdElfll)iris. grdempiris _Ssta. grdempiris_Ssta_fvM.grdernpiris _12sta.gdempiris_12sta_2.grdempiris_t2sta_fiflfi.grdkalbrasil.grdkalibrasil_fvflfi.grd ---out.grdFile name:l!hlll§dr..t\d'a IOpenFiles of type: jAI R~zed TypesCancelGrid Info » J3. Pilih file yang sudah kita grid kemudian klik Open .. Secara otomatis akan muncul tampilan kontur di layar window, misalnya :63

;15. Jik:a ingin memberi wama, memberi label, dan untuk setting lainnya caranya denganmeng-klik kanan di kontur. Kemudian di layar window akan muncul message boxseperti gambar di bawah, kemudian klik Properties--CutCopyDeleteObjectiD •••Zoom SelectedOrder Objects 1>Order OverlayRotate ...Free RotateTransform ...Scale Bar ...DigitiZeo··ear Ap ::l I' ~ri, yEdit Contour Labels •••Properties•6. Kemudian akan muncul tampilan seperti di bawah ini :64

Gene~at ! Levels I Vrew I Scale I Limits I Background IInput Grid FileIE:\DRN_p!oj\empiris_12sta_2.grdFiled Contours~ Fil Contours~ Color ScaleSmoothing-~ Smooth ContoursAmount I Hil,;liJBlanked Regions ~Fit. None -!ILine: lnvisille 1,IFault Line PlopertiM:---·1OK Cancel I I ApplyGene~alLevels I Vrew I Scale j Limits I Background IAddNo·20 No Delete0 No20 No load ...40 No60 NoSave ...80 No100 No120 No140 No160 No.,., "· "· ~I ---OKC¥tcel17. Setting sesuai dengan keperluan, jika dirasa sudah cukup klik Apply ~ OK.18. Surfer akan secara otomatis memproses input yang kita masukkan. Contoh hasilgambar yang dihasilkan :65

....;·I....19. Jika ingin menampilkan peta caranya, klik Map ~ Base Map.6:i .J!Jt 1._1 - I' l· !'I].,6 File Edit View Draw Arrange Grid Window.-_HelpCl5riilrm!~'1{0~

'lulp!.JI l Fll: (~1£11Look in: I D Indo~ ¢:o(!JL}·fiill·~~ indo.shp ~ PROPLINE.SHP I~ INDONE"'l.SHP ~ sulawesi.shp~ Indonesia.shp ·· Mil,ffibMI~ jawa.shp~ kalimantan.shp:~ PROPINOO.SHPIFae name: I sumatera.shpI Open IFae.s of type: jAR Recognized Types iJCancelIHelpI21. Kemudian klik Open.22. Kemudian di layar window akan muncul peta yang kita inginkan.2.3. Untuk menyatukan peta dengan kontur perlu dilakukan suatu langkah yang disebutdengan overlay, yang dilakukan dengan cara sebagai berikut:- klik di gambar kontur, kemudian tekan dan tahan shift di keyboard dan67

klik di gambar peta.- klik Map 7 Overlay Map..;G j!Jti!!t - fj.Jl!il'l]:..h Fie Edt V".ew Or- ArrtrqJ GridD 3r.llm!a .J(, IQI!I I

objek. Kemudian kita harus mengubah parameter dari objek yang lebih luas. Dalamkasus ini kita harus mengubah parameter objek peta agar luasnya sama dengan kontur.I26. Klik kanan pada gambar peta, kemudian akan muncul message box dan pilihProperties.CutCopyDeleteObject 10 ...Zoom SelectedOrder Objects ~Order Overlay ~Rotate •••Free RotateTransform ..•Scale Bar ...DigitizeBr -=:.~K A1 ar ~ •ve•layProperties27. Kemudian akan muncul message box lagi, dan klik Limits.--Base Map I View I Scale Lim~s J Background Ilimits ---xMin: 196.404.----=-1xMax: j106.136yMin: 1·5.368 yMax: j4.267000001r Use Data Li~sOK CancelI--··-··-··-··············· ········!L .. _, .. AP.P..~ ......... ...J_8. Sesuaikan batasan nilai minimum dan maksimum untuk x dan y sesuai denganbatasan di kontur. Jika sudah selesai klik Apply 7OK.69

29. Secara otomatis batas koordinat untuk peta akan berubah.30. Kemudian kita lakukan lagi langkah overlay seperti pada point 24-25. Hasilnya bisaditampilkan seperti berikut :420-298 100 102 104 HE_ . Apabila kita hanya ingin menampilkan kontur yang di darat saja bisa dilakukandengan cara men-digitasi tiap polygon yang ada, misalnya untuk kasus di atas berartikita harus mendigitasi tiap - tiap pulau yang ada.70

32. Proses digitasi ini bisa dilakukan dengan cara klik Map~ Digitize..ID ~ ,.. rmhe J(, IQ mT..n: 'fr ~~~e_~ ~ 4~·: El ~ Map · •ttl ~++~ Rk;jt Axisttl ~++~ Left Axisttl ~++~ Top Axisttl ~++~ Bottom Axisltlrd Classed Post~D RectanoleB ~OttJCI G;3~- Rif;tt Axisttl ~++~ Left Axis., Window HelpContour Map •Base Map ...PostMap•ImageMap... ~Shaded Relef Map •.•VectorMapWireframe ...SUrface .. .Scale Bar .. .Tr.mballBreak Apart Overlay•33. Akan muncul tampilan seperti berikut di window::J !11~1 LiJ!uFile Edit98.61 03650637. -1.2435027924598.61 03650637. -1.1539849519498.6552051947. -1.0868465715598.6327851292. -8.97495042489398.7224653912. -8.997329885023I34. Nilai diatas adalah nilai digitasi yang kita lakukan. Jika sudah selesai klik File~Save.35. Simpan file dalam ekstensi *.bln.71

. ,Filename:.1 ~-:!l::t!Save as type: I BCU'Idary Filet r.l::t!)SaveCancel36. Buka file hasil digitasi di notepad.23,198.7897244317, -0.95257096476398.8345645627, -0.88543258437498.9018247593, -0.93019150463398.9018247593, -0.95257096476398.9690849558, -1.0868465715599.0363451523, -1.1763644120799.0587640618, -1.3330194789899.1260242583, -1.4672962397699.1708643893, -1.5568129262899.2157045204, -1.6239513066799.2381245859, -1.7134691471999.1036041928, -1.7358486073299.0363451523, -1.7582280674598.9242448248, -1.7134691471998.8345645627, -1.6239513066798.8345645627, -1.5568129262898.7224653912, -1.4449167796398.6327851292, -1.3330194789898.6103650637, -1.2435027924598.6103650637, -1.1539849519498.6552051947, -1.0868465715598.6327851292, -0.97495042489337. Pada baris pertama ubah angka 1 menjadi 0. Kemudian simpan lagi dalam ekstensi*.bin38. Jika sudah disimpan, kemudian klik Grid ? Blank.72

• Map Window HelpData •••D ~riil~ii Jl, ~~- -1! ~

DRN_proj. boder mentawai.bln. agit.blnU---c:~__.File name:Files o1 type:jdigit_2.bln/Boundary Fies {".bin)OpenCancel41. Arahkan kursor ke file hasil digitasi kemudian klik Open.42. Simpan file dalam ekstensi * .grdDRN_projboder mentawai empiris.grdempiris.grdempiris_5sta.grdempiris_5sta_f!TI1I.grdempiris_12sta.grdempiris_12sta_2.grdempiris_12sta_MMI.grdkaibrasil.grdkalibr asi l_MMI .grdout.grdFile name:lmtmSaveSave as type: I Surfer 7 (".grd]Cancel43. Klik icon E4J dan panggil file hasil dari proses blanktadi. Pada layar window akantampil hasil dari digitasi kita.74

;44. Lakukan langkah digitasi ini pada tiap - tiap pulau, dan setelah selesai semua hasilnyadi overlay. Maka akan tampil peta untuk kontur di darat saja.--75

BABVHASIL DAN PEMBAHASAN . ,5.1. Hasil Perhitungan Metode EmpirisPenelitian ini menggunakal! data gempa bumi yang terjadi di Padang Sumatera Barat,~ ggal 30 September 2009, kekuatan gempa ( magnitudo): 7.6 SR, kedalaman 71 km, posisi~i senter berada pada 0.84 Lintang Selatan (LS) ; 99.65 Bujur Timur (BT), 57 km Barat Daya:>ariaman, Sumatera Barat. Ada sekitar 34 (tiga puluh empat) stasiun akselerometer yang...... erekam gempabumi tersebut, namun ada sekitar 27 (dua puluh tujuh) stasiun akselerometermg digunakan untuk perhitungan nilai percepatan puncak tanah I Peak Ground Acceleration? GA) dengan metode empiris. Hal ini karena stasiun-stasiun tersebut mempunyai pencatatan:mg cukup baik, sedangkan 7 (tujuh) stasiun lainnya mempunyai pencatatan sinyal gempa bumi:!.:lg tidak bagus serta jaraknya yang cukup jauh dari sumber gernp!lbumi, sehingga susah untuk-~ ganalisa datanya.Dalam perhitungan dengan metode empiris, setiap tipe sensor mempunyai faktor konversi- ~ berbeda. BMKG memasang 2 (dua) tipe sensor untuk merekam gempabumi kuat yang. :! i di seluruh wilayah Indonesia, yakni sensor akselerometer tipe TSA-1 OOS produksiozet USA dan BBAS-2 produksi Geodevice. Sehingga dalam perhitungan metode empiris,· s akan menggunakan kedua tipe sensor akselerometer terse but. Dari rumusan faktorersi (CF) pada rumus 4.1, untuk tipe sensor BBAS-2 mendapatkan nilai CF = 3,82*E-7 g.- tipe sensor akselerometer TSA-100S mendapatkan nilai CF = 4,79*E-7 Secara lengkap: nsor untuk tiap - tiap stasiun seperti tabel 5.1 berikut :76

Tabel 5.1. Lokasi stasiun, Kode stasiun dan tipe sensorNO NAMA ST ASIUN TIPE NO NAMA STASIUN TIPESENSORSENSOR1 Padang (PDSI) BBAS-2 15 Tegal (TGJI) BBAS-22 Mandailing Natal (MNSI) TSA-IOOS 16 Dermaga (DBJI) BBAS-23 Sungai dareh (SDSI) TSA-IOOS 17 Sukabumi (SKJI) BBAS-24 Muko-muko (MKBI) TSA-IOOS 18 Cilacap (CUI) BBAS-25 Rengat (RGRI) BBAS-2 19 Sawahan (SWJI) BBAS-26 Kutacane (KCSI) TSA-IOOS 20 Karangkates (KRK) TSA-IOOS7 Tanjung pinang (TPRI) BBAS-2 21 Kalianget (KMMI) TSA-IOOS8 Enggano (EGSI) TSA-IOOS 22 Taliwang (TWSI) TSA-IOOS9 Meulaboh (MLSI) TSA-IOOS 23 Denpasar (DNP) TSA-IOOS10 Liwa(LWLI) BBAS-2 24 Mataram (MTNI) BBAS-211 Pangkal pinang (PPBI) BBAS-2 25 Majene (MJSI) BBAS-212 Bandar Iampung (BLSI) BBAS-2 26 Waikabubak (WBSI) TSA-IOOS13 Serang (SBJI) TSA-IOOS 27 Wonogiri (WOJI) TSA-IOOS14 Cimerak (CMJI) TSA-IOOS"''ah semua faktor konversi dari masing - masing stasiun diketahui, kemudian ditentukan;tude maksimum (A max) untuk setiap komponen dari sinyal gempabumi yang terekam di~g masing stasiun. Dalam menentukan Amax, digunakan alat bantu software aplikasi Atlas:JADISP. Contoh penentuan Amax seperti gambar 5.1 berikut ini.77

... ..Stasiun P adaug (PDSI)ISO.•Kompouen N- S,. 100 110 uo 1)0 100Stasiuu P adaug (PDSI)Kompoue.tt Z......io100 110 120 1)0 150Gambar 5.1 A max stasiun Padang (PDSI) dengan software aplikasigambar 5.1, menggunakan contoh sinyal stasiun Padang (PDSI) untuk komponen horizontal- dan komponen vertikal (Z), dengan bantuan software aplikasi mendapatkan nilai A max78

untuk masing - masing komponen. Untuk komponen horizontal mendapatkan nilai A max =7,91 *E5 dan komponen vertikal mendapatkan nilai A max= 5,41 *E5. Setelah A max diketahui,'kemudian dihitung PGA, dengan menggunakan rumus 4.2., sehingga mendapatkan nilai PGAuntuk masing- masing komponen. Untuk komponen horizontal, mendapatkan nilai PGA = 0,302g atau PGA = 302 gals, dan komp~nen vertikal mendapatkan nilai PGA = 0,206 g atau PGA =_06 gals, dengan asumsi nilai percepatan rata - rata gravitasi bumi sebesar g = 1000 crn!s2.elanjutnya nilai PGA yang diperoleh, dikonversi ke dalam nilai intensitas dalam skala MMI"Yiodified Mercalli Intensity ) dari tabel Bolt, Bruce A. Abridge Modified Mercalli Intensity~ c ale, 1993. Tabel konversi tersebut seperti tabel5.2 berikut.---79

A~PeakVelocity(em/sfIIIIllTabel 5.2 Konversi PGA menjadi MMIS

Tabel 5.2. Nilai PGA dan intensitas perhitungan faktor konversi secara empirisNo KodeSta Nilai PGA (gal) Resultan JarakHorisontalHiposenter;z N-S E-W (gal) (kill) Intensitas (MMI)I PDSI 2IO.OO 306.00 68.20 313.5I 91.00 vn2 MNSI 36.90 55.50 61.70 82.99 181.98 V-VI3 SDSI 22.40 49.20 49.90 70.08 I97.90 v5 MKBI 52.50 79.10 98.70 I26.49 251.13 VI6 RGRI 9.8I 7.07 I2.09 303.01 ll-IllI 7 KCSI 1.48 2.11 1.87 2.82 527.24 ll-Ill8 TPRI 0.26 0.26 575.47 I9 EGSI 12.40 26.00 25.30 36.28 581.83 IVIO MLSI 3.03 4.17 4.62 6.22 671.77 ll-IllI I LWLI 4.07 6.I5 5.3I 8.13 674.26 ll-Ill12 PPBI O.I7 0.24 0.23 0.33 73.4..85 I- ~13 BLSI 0.44 0.40 0.36 0.54 799.00 I14 SBH 0.16 0.16 0.13 0.21 927.45 II - CMJI 0.55 0.23 O.SI 0.56 927.49 I!6 TGll 0.04 0.06 O.OI 0.06 981.69 I: - DBll 0.10 O.I6 0.16 1011.63 I;3 SKH O.I4 0.23 0.23 0.33 1028.23 I:)CLH 0.11 0.04 0.04 0.06 1289.84 I2'J swn 0.06 0.12 0.13 O.I8 1547.51 I:: KRK 0.40 0.38 0.35 0.52 1636.38 I.~ KMMI 0.21 0.10 0.13 0.16 1726.66 I-:: TWSI 0.05 0.04 0.04 0.06 I733.85 I81

24 DNP 0.20 0.48 0.37 0.61 1933.88 I25 MlNI 0.02 0.02 0.02 0.03 2027.75 I26 MJSI 0.06 0.06 0.05 0.07 2166.67 I27 WBSI 0.04 0.07 0.07 0.10 2264.89 I28 won 0.15 0.23 0.24 0.33 2483.625.2. Basil Perhitungan Metode KalibrasiDalam melakukan perhitungan metode kalibrasi, ada sekitar 8 ( delapan) lokasi sensorakselerometer yang akan dijadikan sebagai studi kasus. Dasar penentuan delapan lokasi tersebutadalah lokasi sensor berada di sekitar wilayah Sumatera Barat, dengan hasil pencatatan sinyalgempabumi yang baik, sehingga proses analisanya menjadi lebih mudah. Disamping itu, alokasidana yang diperoleh hanya cukup untuk melakukan perjalanan kedelapan lokasi - lokasi yang;lipilih. Kedelapan lokasi sensor tersebut adalah Padang, Sungai Dareh, Muko - muko, Liwa,3andar Lampung, Tanjung Pinang, Rengat, dan Pangkal Pinang. -"'""-Langkah pertama menggunakan perhitungan metode kalibrasi adalah menentukan faktornversi dari masing - masing sensor akselerometer di lokasi - lokasi yang dipilih. Proses"brasi dilakukan secara manual dengan cara mendatangi langsung seluruh lokasi sensorlerometer. Langkah - langkah kalibrasi telah dibahas pada bah 4. Gambar 5.2 berikut:enampilkan contoh sinyal hasil kalibrasi.82

..ST ASIUN PDSI~·~--------------,_,,.1 g = 2.08e6STASIUN PDSI1--------- ---2g =4.16e6 --,;.Gambar 5.2Sinyal basil kalibrasi stasiun Padang komponen horizontal dan vertikalbar 5.2 diatas menunjukkan sinyal hasil kalibrasi untuk untuk komponen horisontal dan· al pada stasiun Padang (PDSI) yang terletak di Universitas Andalas. Penentuan nilai 1 g2 g diproses dengan bantuan software aplikasi DADISP. Terlihat bahwa 1 g = 2,08*E6 dan_ = 4,16*E6. Hal ini menunjukkan bahwa hasil kalibrasi mempunyai nilai yang cukup bagus.· angka ini selanjutnya dilakukan perhitungan faktor konversi (CF) untuk sensorlerometer yang dikalibrasi. Sehingga mendapatkan nilai CF = 4,80*E-7. Setelahdapatkan nilai CF, selanjutnya menghitung nilai A max dari sinyal yang terekam pada sensorut. Untuk stasiun Padang, nilai A max untuk komponen horisontal dan vertikal terlihat83

pada gambar 5.1. Setelah nilai CF dan A max diketahui, kemudian dihitung nilai PGA untukmasing- masing komponen. Untuk komponen horisontal nilai PGA = 0,380 g atau PGA = 380gals, dan komponen vertikal nilai PGA = 0,260 g atau PGA = 260 gals. Dengan asumsipercepatan gravitasi bumi rata - rata sebesar I 000 cm/s2. Perhitungan ini dilakukan untuk semuasensor akselerometer yang dikunjungi. Contoh sinyal hasil kalibrasi untuk sensor lainnya dapatdilihat pada gambar 5.3-5.8 berikut ini.Stasiun MKBI (Muko - muko, Bengkulu)W9: (W6•5.01&-07)•98oWt: A_,..III.)ICL1RRJESJ .QJ W2: ((WI-fne-.(Wt)))+20580_2.025e•0610+008~-1e+Oot- _1 991e•061500-~ "- _........_500: .. n·500=-u ~--3e+QQ8 '1 I I I I I I I I I I I I I I I0 20 .tO 80 80 100 120 140.:Je+QQ8 • 1 1 1 1 1 f 1 1 1 1 1 1 I I I10 30 5o 10 eo 110 130 150•1500, I I I I I I I l I I I I I I I0 20 40 BO 80 100 120 1401o•oos:___ Jl_li_-1o+008= - -. u11 .-38+008 "'\ 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 I 1 I0 20 40 80 80 100 120 140n fUl M r_ 1 986e+061o+008~3e•006-38+008--1e+OOB-- -2 D36e+06-3e+008- 1 1 1 1 1 1 I 1 1 I I I I I I20 40 80 eo 100 120 140 1eo.QJ - ((W7-meon(W1)))-t2Y7111101e+008--1•·008:1 n-3o•008= ~ ~ .--u u-2e+OOI 0~-•••008--3.99e•06-88+008--5e+QQ8, I I I I I I I I I I I I I I I I I I I I I0 20 40 80 80 100 120 140 eo 100 110 120 130 140500=-----1500 ,fi_ll-500= - . . u11 .•1500j I I I I I I I I I I I I I I I0 20 40 80 80 100 120 140•2500., I I I I I I I I I I I I I I Io 20 40 eo 80 100 120 140Gambar 5.3 Sinyal hasil kalibrasi di stasiun Muko- muko, BengkuluContoh cara perhitungan CF dari hasil kalibrasi stasiun muko - mukoKomponen E :84

Stasiun L WLI ( Liwa, Lampung)WI:A_JWU~J38+006 - -~:::= J1t-38+006,0 40eo 120.QlW2: ((WI...-.(WI)))-5'.1202e+006-1t•006-., •. co:-_ r..-+---1 --2&+006--18+006-" 28 • 006 - -2 0Be•06~Je+008-160 30 50 70 90 110 130ml ws. c~4.1k-07)'"9801500-1000-500-o---........,-500-·1000-·1500, I I I I I I I I I0 20 ~ 60 00 1001201~160160IW3: A_JWli_IIOU.SBtlf!;_l38+006m w-o: cc-.n

Stasiun Tanjung Pinang,WI:A_TPRI.JI(f.l.satn5_1 .QJ W2:((Wl--.{WI)))+II754e•006:~0--81+006,0I I I I I I I I I I I I I I I40 80 120 160 200 240 280W3: a!A_TPRI~I.satn5_1::rlf--'40 604.92e+0680w4=

Stasiun Pangkal Pinang, Babelfile Ed< Vtew AMiyii< O..wi119 Too~ OatJ W.ndow HdpD~lil eUI.I ~ 1!t lllP f3 .'0~ ·•v ,_W9: ~I' ' '20 40 ~ so !00 !20 140 1001..007 -5..00: - n5474e

Tabel 5.3. Hasil Perhitungan faktor konversi hasil kalibrasi pada masing-masing stasiunFaktorPGA (gals) IntensitasNo. Nama Stasiun AkselerometerKonversi Horizontal Vertikal (MMI). ,II PDSI BBAS 4.80E-072 SDSI TSA-100 4.80E-07380 26067.813 22.4VIIIVII3 MKBI TSA-100 4.98E-074 LWLI TSA-100 4.80E-07126.985 52.59.778 4.07VIIIll5 BLSI BBAS 4.80E-070.651 0.44I6 TPRI BBAS 2.03E-070 .. 34 0.15I7 RGRJ BBAS 3.80E-0712.77 -Ill8 PPBI BBAS 1.90E-070.16 0.08I?roses kalibrasi yang telah dilakukan, sangat bermanfaat untuk dapat mengetahui beberapa--:"'nsor akselerometer yang mempunyai kerusakan pada salah satu komponennya, baik vertikalaupun horizontal. Dari 2 ( dua) tipe sensor yang telah dikalibrasi, ditemukan bahwa tipe sensorBAS-2 lebih banyak terjadi kerusakan di salah satu komponennya.Pada kesempatan ini pula, penulis coba untuk melihat perbedaan hasil nilai faktornversi dan nilai PGA dari perhitungan secara empiris maupun perhitungan secara kalibrasi,~ rti tabel 5.4 berikut ini.88

Tabel 5.4. Perbandingan faktor konversi dan PGA secara empiris dan kalibrasiI~ 0.NamaFaktor Konversi Amax (count) PGA (gals) lntensitasStasiun Empiris Kalibrasi;IEmpiris Kalibrasi Horizontal Vertikal Horizontal Vertikal Horizontal Vertikal Empiris Kalibrasi1 PDSI 3,82E-07 4.80E-07 8.IOE-05 5.41E-05 302 206 380 260 VIII VIII'2 SDSI 4,77E-07 4.80E-07 1.44E-05 4.62E-04 70,08 22,4 67,813 22,4 VI VI3 MKBI 4,77E-07 4.98E-07 2.87E-05 8.60E-04 126,48 53 126,99 52,5 VI VII4 LWLI 4,77E-07 4.80E-07 2.10E-04 I.OSE-04 8,12 4,94 9,778 4,07 II - Ill Ill5 BLSI 3,82E-07 4.80E-07 1.38E-03 1.14E-03 0,53 0,53 0,651 0,44 I I6 TPRI 3,82E-07 2.03E-07 2.19E-03 6.04 0,25 0,1 0,34 0,15 I I7 RGRI 3,82E-07 3.80E-07 3.12E-04 - 12,09 10,3 12,77 - 11-111 Ill8 PPBI 3,82E-07 1.90E-07 8.61E-02 4.36E-02 0,33 0,16 0,16 0,08 I I-etelah melihat hasil perhitungan faktor konversi dan PGA secara empiris dan kalibrasi, temyata:.ilai CF mempunyai hasil yang berbeda. Untuk perhitungan secar..a empiris, tipe sensor yangrbeda akan mempunyai nilai CF yang berbeda pula. Hal ini disebabkan karena tiap tipe sensor·an mempunyai sensitivitas dan daya output sensor peak to peak (Vpp) yang berbeda- beda:-ula, sehingga nilai CF pasti menghasilkan angka yang berbeda.Tipe sensor TSA-1 OOS-enghasilkan nilai CF = 4,77*E-7 g, sedangkan tipe sensor BBAS-2 menghasilkan nilai CF =·. 2*E-7 g. Untuk perhitungan dengan metode kalibrasi, menghasilkan nilai CF yang berbeda_-engan metoda empiris. Ada beberapa lokasi dengan tipe sensor yang berbeda menghasilkan CF::..ng sama. Seperti misalnya stasiun Padang (PDSI) menggunakan sensor BBAS-2 dan Sungaieh ((SDSI) menggunakan tipe sensor TSA-1 OOS, mendapatkan nilai CF yang sama yakni~ sar CF = 4,80*E-7. Ada juga beberapa lokasi yang menggunakan tipe sensor yang sama,_ ghasilkan nilai CF yang berbeda.Seperti misalnya stasiun Tanjung Pinang (TPRI) dan89

stasiun Rengat (RGRI) sama- sama menggunakan sensor BBAS-2, namun nilai CF nyaberbeda. Untuk TPRI nilai CF = 2,03*E-7 dan RGRI nilai CF = 3,80*E-7. Nilai CF digunakan;untuk menghitung nilai PGA untuk masing- masing stasiun pengamat. Hasil perhitungan nilaiPGA dari delapan sensor yang dipilih mendapatkan hasil yang hampir sama, dengan perbedaan_ ang tidak terlalu jauh, baik perhit.ungan secara empiris maupn perhitungan secara kalibrasi.~emang ada perbedaan nilai PGA yang cukup besar antara hasil perhitungan secara empiris dankalibrasi untuk stasiun PDSI yang mempunyai jarak paling dekat dengan sumber gempabumi.Untuk komponen horizontal, perhitungan secara empiris mendapatkan nilai PGA = 302 gals,edangkan perhitungan secara kalibrasi mempunyai nilai PGA = 380 gals. Untuk komponenertikal, perhitungan secara empiris mendapatkan nilai PGA = 206 gals, sedangkan perhitungan~ ecara kalibrasi mempunyai nilai PGA = 260 gals, dengan asumsi percepatan gravitasi bumi rata- rata sebesar 1000 cm/s2. Setelah nilai PGA dikonversi ke dalam skala intensitas (MMI), hasil_:ang didapat hampir sama untuk komponen horizontal maupurt-yertikal, yakni VIII MMI.~edangkan stasiun lainnya mempunyai hasil yang relatif sama untuk nilai intensitas dalam skala1M I.:elanjutnya penulis mencoba melihat perbandingan nilai PGA terhadap jarak sumber=-mpabumi (hiposenter) ke masing - masing stasiun. Hasilnya dapat dilihat pada gambar 5.9: rikut ini.90

400350300~ 250,~ 200

PETA EMPIRIS ISOSEJSMAL (8 STASIUN}I•98 100 102 104 106Gambar 5.1 0 Peta isosesmal hasil perhitungan dengan metode empiris92

PETA KALIBRASI ISOSEISMAL (8 STASIUN)4I20-2-498 100 102 104 --- 106Gambar 5 .11. Peta isosesmal hasil perhitungan dengan metode kalibrasiDari gambar 5.10 dan 5.11, terlihat bahwa peta isoseismal hasil perhitungan metode empiris danka.librasi mempunyai hasil yang hampir sama. Wilayah yang dekat dengan sumber gempabumiempunyai nilai PGA sekitar 300 an gals, kalau dikonversi kedalam skala intensitas sekitar VIII_ IMI, yang diberi warna merah.Ini berarti wilayah yang berwarna merah mempunyaipmcangan yang cukup kuat saat teijadi gempabumi. Potensi teijadinya kerusakan bangunan diasi ini cukup besar. Artinya bahwa wilayah yang berwarna merah sangat berbahaya. Dari peta93

isoseismal ini juga dapat diketahui wilayah mana saja yang berbahaya saat terjadinyagempabumi. Sehingga dapat dijadikan sebagai salah satu dasar untuk melakukan pertolongan,atau evakuasi. Untuk wilayah yang berwarna merah muda, orange, kuning, sampai hijau,menandakan bahwa nilai PGA dan intensitasnya tidak terlalu besar. Yang berarti bahwawilayah-wilayah tersebut merasa~angoncangan gempabumi yang tidak terlalu besar. Malahuntuk wilayah yang berwarna hijau tidak merasakan goncangan gempa sama sekali. Hal inidisebabkan karena wilayah tersebut mempunyai jarak yang cukup jauh dengan sumbergempabumi.---94

BABVIKESIMPULAN DAN SARAN6.1 KESIMPULANDari · hasil dan pembahasan yang telah dijelaskan pada bah V, dapatdisimpulkan sebagai berikut :l. Perhitungan faktor konversi (CF) dengan menggunakan metode empiris danmetode kalibrasi untuk percepatan puncak tanah I peak ground acceleration(PGA) sangat penting dilakukan agar dapat menghasilkan nilai PGA yangakurat. Dari perhitungan kalibrasi, dapat juga dipakai untuk mengetahui ataumendeteksi kerusakan masing- masing komponen dari sensor akselerometer.2. Perhitungan dengan metode empiris menghasilkan nilai CF yang berbedauntuk tipe sensor yang berbeda Tipe sensor TSA-1 OOS menghasilkan nilai-""'-CF=4,77*e-7g dan tipe sensor BBAS-2 menghasilkan nilai CF = 3,82*e-7g.Nilai CF ini dapat dipakai sebagai acuan dalam menentukan nilai PGA ketikaterjadi gempaburni. Karena sampai saat ini BMKG mengoperasikan kedua tipesensor akselerometer tersebut untuk merekam terjadinya gempaburni dalamsistem InaTEWS (Indonesia Tsunami Early Warning System), maka CF diatassangat di perlukan.3. Perhitungan dengan metode kalibrasi menghasilkan nilai CF yang bervariasi,tidak tergantung pada tipe sensor. Berdasarkan hasil pengamatan, tipe sensoryang sama menghasilkan nilai CF yang berbeda- beda, ini terjadi pada tipesensor BBAS-2. Sedangkan untuk tipe sensor TSA-lOOS, menghasilkan nilaiCF yang hampir sama, yakni CF = 4,80*e-7 g. Dan menghasilkan nilai CF95

yang hampir sama untuk kedua metode perhitungan baik empiris maupunkalibrasi.4. Didapat nilai intensitas (skala MMI) mempunyai hasil yang sama untukperhitungan dengan kedua metode empiris maupun kalibrasi, sehinggadihasilkan peta isoseismal yang sama.6.2 SARANAdapun saran - saran yang dapat karni sampaikan dari hasil penelitian inisebagai berikut :1. Perlu ada perhitungan metode kalibrasi dalam menentukan nilai faktorkonversi (CF) untuk seluruh sensor akselerometer yang sudah terpasang,sehingga dapat menentukan nilai PGA yang lebih akurat ketika tetjadigempabumi.2. Kalibrasi sensor sangat membantu unttJ.k mendeteksi kerusakan yang terjadipada sensor akselerometer. Dari hasil pengamatan yang telah dilakukan,sensor tipe BBAS-2 sangat riskan tetjadi kerusakan, sehingga penulismenyarankan untuk segera mengganti peralatan dimaksud dengan peralatanyang lebih kuat seperti sensor tipe TSA-lOOS atau jenis lainnya, agar dapatmenghasilkan nilai CF yang lebih akurat.3. Perlu membuat peta isoseismal dengan segera dan menyebarkannya secara oncepat ke daerah bencana, agar masyarakat di daerah bencana dapat mengetahuikekuatan goncangan gempaburni tersebut serta dapat mengetahui sampaisejauh mana goncangan gempabumi dapat menimbulkan bahaya bagimasyarakat. Sehingga dapat menghindari kepanikan masyarakat.96

4. Perlu penelitian lebih lanjut tentang sensor - sensor akselerometer lainnya,agar pengetahuan mengenai alat tersebut semakin bertambah. Disamping itu,alokasi anggaran untuk kunjungan ke lokasi perlu ditambah, karena lokasi -lokasi sensor akselerometer berada cukup jauh dari kota besar. Sebagai bahanpertimbangan, alokasi anggaran tahun ini untuk perjalanan hanya bisamengunjungi lokasi sensor sekitar 8 (delapan ) lokasi saja. Padahal sensorakselerometer yang mencatat gempabumi yang terjadi di Sumatera Baratsekitar 27 (dua puluh tujuh) sensor yang tersebar di seluruh Sumatera.;97

DAFTAR PUSTAKAl. Bormann, Peter, 2002. New Manual of Seismological Observatory Practice(NMSOP), Deutsches GeoForschungsZentrum, Postdam, Jerman.2. Kramer, L. St~v~n , 1996. Geotehnical Earthquake Engineering, Prentice­Hall Inc., New Jersey.3. Nanometrics , Inc. ATLAS Datasheet-Earthquake Data Analyisis Software ,Ontario, Kanada.4. DSP Development Corporation, 1998. The DADiSPAnalysis and Display Software User Manual.TMWorksheet Data5. Golden Software, Inc, 2002. Surfer® Getting Started Guide, Colorado, USA.6. Metrozet, 2007. Triaxial Seismic AccelerometerTSA-lOOS User's Manual,http://www.metrozet.com7. Nanometrics Inc., 2005, TAURUS Portable Seismograph User Guide,Ontario, Kanada.8. Badan Meteorologi Klimatologi dan Geofisika,- 2009. Modul AnalisisPrediktabilitas dan Pengembangan Modul Gempabumi dan Tsunami, Jakarta.9. Bolt, Bluce A., 1993. Earthquakes -New Revised and Expanded, W.H.Freeman and Co., New York, USA.10. Trifunac, M.D., and Brady, A. G., 1975. On the correlation of seismicintensity scales with the peaks of recorded strong ground motion, Bull.Seismol. Soc. Am11. Wood, H. 0., and Neumann, F., 1931. Modified Mercalli intensity scale of1931, Bull. Seismol.Soc. Am.12 Gutenberg, Band Richter, CF, 1936. Magnitude and Energy ofEarthquakes,Science.98