Gelombang Seismik

CONTENT

GELOMBANG SEISMIK DAN STRUKTUR INTERNAL BUMISudra Irawan (11/323010/PPA/03603) Siti Nurmabruroh (11/321659/PPA/03492) GADJAH MADA UNIVERSITY 2011Yogyakarta, 2-5 Juni 2009 Yogyakarta, November 2011

Oleh:

GELOMBANG ELASTIS DAN SINAR SEISMIK

Yogyakarta, 2-5 Juni 2009 Yogyakarta, November 2011

PENDAHULUAN

Struktur Internal Bumi

Bagaimana Mengetahuiny a?

Gelombang SeismikYogyakarta, 2-5 Juni 2009 Yogyakarta, November 2011

GELOMBANG SEISMIK?Gelombang seismik adalah gelombang elastik yang merupakan rambatan energi yang disebabkan karena adanya gangguan di dalam kerak bumi, misalnya adanya patahan atau adanya ledakan. Energi ini akan merambat ke seluruh bagian bumi dan dapat terekam oleh seismometer.. Pendekatan teori deformasi didasarkan pada model stress dan strain. Stress didefenisikan sebagai gaya per satuan luas, sedangkan strain didefenisikan sebagai deformasi per satuan volume. Berdasarkan hokum Hookes untuk benda-benda elastik sempurna, strain akan proporsional (sebanding) dengan stress.


TIPE GELOMBANG SEISMIK

Gelombang Badan

Gelombang Permuka

Gelomban g Tipe P

Gelomban g Tipe S

Gelomban g Reyleigh

Gelomba ng Love

BENTUKNYA SEPERTI APA?Yogyakarta, 2-5 Juni 2009 Yogyakarta, November 2011

GELOMBANG BADAN (Body Wave)Adalah gelombang seismik yang menjalar menjauhi fokus, merambat pada bagian bawah permukaan, dan dapat menyebar ke seluruh bagian bumi.

Gelomban g Badan

Gelombang P (Primer) /Gel.Kompresi (Compressional wave) Gelombang S (Sekunder) / Shear WaveYogyakarta, 2-5 Juni 2009 Yogyakarta, Oktober 2011

Yogyakarta, 2-5 Juni 2009 Yogyakarta, Oktober 2011


Kecepatannya paling tinggi diantara gelombang lainnya

GELOMBANG P

Merambat Secara Longitudinal Dapat merambat melalui medium solid (padat) maupun liquid (cair) Mendeformasi batuan dengan mengubah volume medium yang dilaluinyaYogyakarta, 2-5 Juni 2009 Yogyakarta, Oktober 2011

GELOMBANG S

Gelombang ini terekam pada stasiun gempa setelah gelombang P Merambat Secara Transversal Dapat merambat hanya pada medium solid (padat) Gelombang ini terbagi menjadi dua, yaitu seri gerak vertikal (SV) dan seri gerak horizontal (SH).Yogyakarta, 2-5 Juni 2009 Yogyakarta, Oktober 2011

GELOMBANG PERMUKAAN (Surface Wave)Adalah gelombang seismik yang merambat pada permukaan bumi. Memiliki kecepatan yang lebih rendah dari pada gelombang bawah permukaan (body wave). Perambatan gelombang permukaan memiliki gerakan vertikal atau horizontal.

Gelombang LoveGelomban g Permukaa n

Gelombang ReyleighYogyakarta, 2-5 Juni 2009 Yogyakarta, Oktober 2011





GELOMBANG RAYLEIGH

Gelombang ini menjalar dipermukaan benda padat, pada bidang vertikal, dan menjalar searah dengan arah penjalarannya

Pergerakan partikelnya melingkar berputar (Circular orbit) sepanjang arah perambatan gelombangnyaYogyakarta, 2-5 Juni 2009 Yogyakarta, Oktober 2011

GELOMBANG LOVE

Gelombang ini merambat pada permukaan bumi

Gelombang ini memiliki pergerakan yang sama dengan gelombang S

Arah pergerakan partikel medium yang dilaluinya tegak lurus dengan arah perambatan gelombangYogyakarta, 2-5 Juni 2009 Yogyakarta, Oktober 2011




Gambar 10. Perambatan Gelombang Bawah Permukaan (atas) dan Gelombang Permukaan (bawah) Yogyakarta, 2-5 Juni 2009 Yogyakarta, November 2011

Gambar 11. Proses perambatan gelombang seismik pada struktur internal bumi.

PENJALARAN GELOMBANG SEISMIKUntuk meninjau penjalaran gelombang gelombang seismik pada media bumi, terdapat dua asumsi dasar yang digunakan sebagai acuan dalam memandang bumi, yaitu:

Bumi dianggap sebagai media elastik sempurna yang terdiri dari berbagai lapisan. Semua anggota lapisan bumi merupakan media homogen isotropis (Wahyu Triyoso, 1991)Yogyakarta, 2-5 Juni 2009 Yogyakarta, November 2011

GEOMETRI BERKAS SEISMIK PADA PEMODELAN BUMI Model Bumi Homogen Istotropis Untuk kasus yang sederhana yaitu, apabila bumi diasumsikan sebagai media homogen isotropis, sedemikian sehingga sifat-sifat mekanisnya serba sama dalam semua arah yang mengakibatkan lintasan berkas seismiknya berbentuk garis lurus, maka waktu tempuh yang diperlukan untuk menjalar dari episenter ke stasiun perekam dengan jalur amguler, adalah Model Bumi Berlapis Bumi diasumsikan tersusun atas lapisan selubungselubung konsentris yang jumlahnya tak berhingga dengan kecepatan seismik yang semakin besar secara perlahan terhadap pertambahan kedalaman (pengurangan jari-jari). Setiap selubung yang homogen isotropis

1

2

Yogyakarta, November 2011

PENJALARAN GELOMBANG SEISMIKDari hasil interpretasi gelombang seismik, diperoleh kesimpulan yang menunjukkan bahwa bagian bumi berlapis-lapis dan tidak homogen, yaitu: 1.Adanya gelombang love, dimana gelombang ini tidak dapat menjalar pada permukaan suatu media yang kecepatannya naik terhadap kedalaman. 2.Adanya perubahan dispersi kecepatan (velocity dispersion). Gelombang Love dan Gelombang Rayleigh tidak datang bersama-sama pada suatu stasiun, tetapi gelombang yang mempunyai periode lebih panjang akan datang lebih dahulu. Dengan kata lain gelombang yang panjang periodenya mempunyai kecepatan Yogyakarta, 2-5 Juni 2009 yang tinggi. Yogyakarta, November 2011

INTERPRETASI GELOMBANG SEISMIK Untuk merekam gelombang seismik diperlukan sebuah alat yang dinamakan seismograf. Seismograf merekam gelombang seismik yang merambat pada bumi ketika gempa bumi terjadi. Kemudian dari data hasil rekaman tersebut kita dapatkan parameter waktu tempuh gelombang untuk sampai pada seismograf di stasiun gempa. Selain itu kita juga dapat mengukur jarak hiposentrum dan episentrum (lokasi gempa bumi terjadi) terhadap stasiun gempa. Sehingga, dari kedua variabel ini dapat dihitung harga kecepatan gelombang seismik Yogyakarta, 2-5 Juni 2009 Yogyakarta, November 2011 yang merambat di dalam bumi.

INTERPRETASI GELOMBANG SEISMIK Selanjutnya, jika data kecepatan gelombang diplot terhadap kedalaman, akan memberikan suatu harga kecepatan yang menunjukkan pola dan karakteristik tertentu, yaitu harga kecepatan rambat gelombang yang berbeda-beda pada setiap lapisan di kedalaman. Dari sini ditarik kesimpulan bahwa struktur lapisan Bumi memiliki komposisi batuan yang memiliki sifat fisik berbeda-beda (tidak homogen). Kemudian terjadi pembiasan gelombang (Perubahan fasa gelombang) yang tercermin dari perubahan drastis kecepatan gelombang seismik. Hal ini menunjukkan adanya bidang diskontinuitas, yaitu bidang batas antara dua lapisan yang 2-5 Juni 2009 Yogyakarta, berbeda. Yogyakarta, November 2011Yogyakarta, November 2011

q = dengan 2(1 + v )

Informasi internal bumi diketahui dari observasi pergerakan gelombang elastik (rambatan energi yang mempunyai kelembaman dan kelentingan) yang dibangkitkan oleh gempa bumi. Gelombang P dan S mempunyai kecepatan yang dinyatakan dengan: 4VS =

VP =

K+3

K=

q 3(1 2v)

di mana VP dan VS masing-masing adalah kecepatan gelombang P dan S, q = modulus Young, K = modulus Bulk, = densitas, : modulus geser atau rigiditas dan v : rasio Poisson. Dari hasil analisis gelombang gempa bumi yang pernah terjadi di bumi, menunjukkan bahwa struktur internal bumi tidak homogen akan tetapi barvariasi.

GELOMBANG SEISMIK?


Hubungan antara konstanta-konstanta sederhana tersebut dengan konstanta Lames dinyatakan sederhana berikut:


Gambar 3. Struktur internal bumi

MEKANISME PENJALARAN GELOMBANG

1. Prinsip Fermat dan Konsep Berkas Seismik Prinsip ini menyatakan bahwa waktu jalar gelombang elastic antara dua titik, misalnya titik A dan B, sama dengan waktu tempuh yang terukur sepanjang lintasan minimum yang menghubungkan titik A dan B. Oleh karena itu, prinsip Fermat disebut juga waktu minimum Jadi: Sinar Gelombang Selalu Melintas Pada Lintasan terpedek (garis lurus)



1. Prinsip Fermat dan Konsep Berkas Seismik

Untuk penjalaran gelombang seismik, konsep raipat dikenal dengan istilah konsep berkas seismik (seismik ray). Suatu berkas seismik digambarkan sebagai sebuah garis yang menunjukkan arah perambatan energi gelombang seismik. Garis ini tegak lurus terhadap muka gelombang (wavefront),



2. Hukum SnelliusHukum Snelius pada dasarnya menjelaskan perubahan arah berkas seismik apabila gelombang seismik menjalar melalui lapisanlapisan bumi dengan kuantitas kecepatan yang berbeda-beda (terdapat bidang batas antar lapisan). Perubahan arah ini akan direalisasikan dalam bentuk gelombang yang terpantul (gelombang refleksi) dan gelombang yang terbias (gelombang refleksi)

Gambar 7. Peristiwa pemantulan, pembiasan dan mode conversion yang terjadi pada saat gelombang SV melewati bidang batas antara dua media (Stacey, 1977)



2. Hukum Snellius

Gambar 7. Peristiwa pemantulan, pembiasan dan mode conversion yang terjadi pada saat gelombang SV melewati bidang batas antara dua media (Stacey, 1977)


3. Prinsip Huygens dan Konsep Muka GelombangPrinsip Haygens menyatakan bahwa setiap detik pada muka gelombang dapat dipandang sebagai sumber gelombang yang baru. Melalui titiktitik sumber gelombang yang baru, posisi muka gelombang berikutnya dapat digambarkan atau ditentukan.

Gambar 8. Konstruksi Huygens untuk gelombang seismik yang dibiasakan pada saat melewati bidang batas antara dua media dengan kecepatan berbeda (Stacey, 1977)


4. Mode ConversionMode conversion atau konversi tipe gelombang seismik merupakan proses dimana sebagian energi gelombang P dikonversikan menjadi energi gelombang S, atau sebaliknya. Salah satu contoh mode conversion, ditunjukkan pada gambar 7, peristiwa mode conversion secara jelas dapat dilihat pada penjalaran gelombang P ketika melewati bidang batas. Pembagian energi gelombang pada bidang batas merupakan fungsi dari sudut datang gelombang pada bidang batas, karena persamaannya diberikan oleh Bullen, 1963 (stacey, 1977)


Refleksi dan Refraksi dari Gelombang Seismik

Jika komposisi (atau sifat fisik) dari gelombang seismik

mengalami perubahan kecepatan secara tiba-tiba di beberapa antarmuka (permukaan batas), maka gelombang seismik akan direfleksikan dari antarmuka (perm Dua kasus refleksi dan refraksi gelombang dapat

ditunjukkan pada gambar 15


Refraksi Sinar Seismik

Metode seismik refraksi bekerja berdasarkan gelombang seismik yang direfraksikan mengikuti lapisan-lapisan bumi di bawah permukaan bumi. Waktu tempuh gelombang antara sumber getar dan penerima akan menghasilkan gambaran tentang kecepatan dan kedalaman lapisan. Metode seismik refraksi ini banyak digunakan untuk kepentingan eksplorasi dangkal atau keteknikan, misalnya penentuan dasar fondasi dan penggalian. Berdasarkan Hukum Snellius jika gelombang terkena bidang lapisan antarlapisan maka sudut datang 2-5 Juni 2009 akan Yogyakarta, Yogyakarta, menentukan apakah dibiaskanNovember 2011 atau

RefleksiSinar Seismik Metode seismik refleksi menggunakan sumber gelombang buatan (bukan sumber gelombang alamiah seperti gempa bumi). Dengan menggunakan selang waktu rambat gelombang yang direfleksikan kembali dan tergambarkan sebagai perubahan amplitudo akan diperoleh gambaran keadaan di bawah permukaan bumi). Refleksi gelombang seismik tersebut direkam dengan alat dan menunjukkan berbagai variasi amplitudo sebagai respon dari berbagai pelapisan di bawah permukaan bumi, sehingga lapisan lapisan tersebut akan muncul sebagai horizon reflektor (lapisan atau batasan yang dapat memantulkan sinar seismik). Jika kecepatan masing-masing lapisan tadi dapatYogyakarta, 2-5 Juni 2009 dihitung dari Yogyakarta, November waktu pantul yang direkam maka kedalaman 2011

Gambar 20. Distribusi kecepatan gelombang P dan gelombang S di dalam bumi berdasarkan model bumi yang dibuat oleh Dziewonski, Yogyakarta, 2-5 Juni 2009 dkk.Yogyakarta, Oktober 2011

Gambar 21. Lintasan berkas seismik dan muka gelombang yang terjadi untuk penjalaran gelombang P di Yogyakarta, 2-5 Juni 2009 dalam bumi (Stacey, 1977)Yogyakarta, Oktober 2011

Gambar 22. Diskontunuitas Mohorovicic memisahkan bagian kerak bumi dan selubung bumi. Ditunjukkan pula beberapa bagian bumi dengan densitas rata-rata material penyusunnya (Summer, 1970) 2009 Yogyakarta, 2-5 JuniYogyakarta, Oktober 2011

Gambar 23. Rekonstruksi model bumi, lintasan-lintasan berkas seismik yang menembus bagian dalam bumi (Garland, 1984)


KERAK BUMI

Terdiri atas kerak samudra dan kerak benuaBerbentuk materi padat terdiri atas batuan beku, sediment, dan metamorf dengan unsur utama oksigen dan silikon

Densitas Rata-rata 3,9 gram/cm3 Merupakan 0,3% dari massa bumi dan 0,5% volume bumiYogyakarta, 2-5 Juni 2009 Yogyakarta, Oktober 2011

MANTEL BUMI

Tersusun atas mantel atas dan mantel bawah Tersusun atas batuan ultra basa dan mineral (magnesium, silikat dan ferum Densitas antara 3,9 5,1 gram/cm3 Merupakan 68,4% massa bumi dan 83,3% volume bumiYogyakarta, 2-5 Juni 2009 Yogyakarta, Oktober 2011

INTI BUMI

Terdiri atas inti luar (Outer core) dan inti dalam (inner core)Inti luar tersusun atas besi dan nikel dalam bentuk cair. Kecepatan gel 8-10 km/s. Densitas rata2 10,5 gram/cm3, 29,2% massa bumi dan 15,4 volume bumi Inti dalam tersusun atas besi dan nikel dalam bentuk padat. Kecepatan 10-13,7 km/s. Densitas rata2 14,53 gram/cm3, 2,1 massa bumi dan 20,8 volume bumi Sebagai penyebab munculnya medan magnet utama bumiYogyakarta, 2-5 Juni 2009 Yogyakarta, Oktober 2011

TERIMA KASIH

Yogyakarta, oktober 2011

Gelombang Seismik

Documents

Transcript of Gelombang Seismik