Paper Fisika Bumi (Gelombang Seismik Dan Dalam Inti Bumi)

download Paper Fisika Bumi (Gelombang Seismik Dan Dalam Inti Bumi)

of 35

Transcript of Paper Fisika Bumi (Gelombang Seismik Dan Dalam Inti Bumi)

BAB IDESKRIPSI GELOMBANG SEISMIK

A. Konsep Dasar Gelombang Seismik Gelombang seismik adalah gelombang mekanis yang muncul akibat adanya gempa bumi. Sedangkan gelombang secara umum adalah fenomena perambatan gangguan (usikan) dalam medium sekitarnya. Gangguan ini mula-mula terjadi secara lokal yang menyebabkan terjadinya osilasi (pergeseran) kedudukan partikel-partikel medium, osilasi tekanan maupun osilasi rapat massa. Karena gangguan merambat dari suatu tempat ke tempat lain, berarti ada transportasi energy.Gelombang seismik disebut juga gelombang elastik karena osilasi partikel-partikel medium terjadi akibat interaksi antara gaya gangguan (gradien stress) malawan gaya-gaya elastik. Dari interaksi ini muncul gelombang longitudinal, gelombang transversal dan kombinasi diantara keduanya. Apabila medium hanya memunculkan gelombang longitudinal saja (misalnya di dalam fluida) maka dalam kondisi ini gelombang seismik sering dianggap sabagai gelombang akustik.Dalam eksplorasi minyak dan gas bumi, seismik refleksi lebih lazim digunakan daripada seismik refraksi. Hal tersebut disebabkan karena siesmik refleksi mempunyai kelebihan dapat memberikan informasi yang lebih lengkap dan baik mengenai keadaan struktur bawah permukaan.

Gambar 1. Perambatan gelombang seismik

Berdasarkan gambar 1, penyelidikan seismik dilakukan dengan cara membuat getaran dari suatu sumber getar . Getaran tersebut akan merambat ke segala arah di bawah permukaan sebagai gelombang getar. Gelombang yang datang mengenai lapisan-lapisan batuan akan mengalami pemantulan, pembiasan, dan penyerapan. Respon batuan terhadap gelombang yang datang akan berbeda-beda tergantung sifat fisik batuan yang meliputi densitas, porositas, umur batuan, kepadatan, dan kedalama batuan. Galombang yang dipantulkan akan ditangkap oleh geophone di permukaan dan diteruskan ke instrument untuk direkam. Hasil rekaman akan mendapatkan penampang seismik.Penjalaran gelombang seismik menembus struktur pelapisan bumi sangat bergantung pada sifat elastisitas batu-batuan yang didaluinya. Dasar teori untuk menjelaskan kronologis mekanisme maupun sifat fisis gelombang didasarkan pada teori deformasi dan elastisitas media yang dilalui gelombang seismik.Pembahasan teori deformasi dan elastisitas media yang dilalui gelombang lebih ditujukan untuk mencari hubungan antara parameter elastisitas (dalam hal ini adalah konstanta-konstanta elastisitas) dengan parameter gelombang (dalam hal ini kecepatan gelombang). 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 elastic sempurna, strain akan proporsional (sebanding) dengan stress. Dikarenakan pendekatan deformasi media elastic adalah dilatasi kubik, maka untuk menjelaskan model stress (tegangan) dan strain (regangan) didasarkan pada konsep tensor.Pada dasarnya, teori dasar gelombang seismik adalah mencari bentuk solusi dari persamaan gerak yang didasarkan pada hubungan persamaan stress dan strain pada medium elastik. Untuk meninjau penjalaran gelombang gelombang seismik pada media bumi, terdapat dua asumsi dasar yang digunakan sebagai acuan dalam memandang bumi, yaitu:1. Bumi dianggap sebagai media elastic sempurna yang terdiri dari berbagai lapisan.2. Semua anggota lapaisan bumi merupakan media homogeny isotropis (Wahyu Triyoso, 1991)Hukum Hookes merupakan hubungan antara stress (tegangan) yang dikerjakan dengan strain yang dihasilkan, apabila strain yang dihasilkan cukup kecil. Hukum ini menyatakan bahwa strain akan berbanding lurus dengan stress yang menghasilkannya. Untuk medium homogeny isotropis, hokum hookes dapat dinyatakan dalam bentuk yang sederhana, yaitu:

Besaran dan disebut konstanta Lames, yang merupakan konvensi matematis dalam teori elastisitas (Telford, W. M, et all, 1976). Dari persamaan 2 jika dituliskan , membuktikan bahwa untuk semakin besar, semakin kecil. Jadi merupakan ukuran untuk menahan regangan geser (shering strain) dan sering disebut sebagao modulus rigidisitas atau modulus geser.Disamping kosntanta Lames, beberapa kontanta lain yang banyak digunakan adalah:1. Modulus Young (E), pada dasarnya mengukur perbandingan stress dan strain untuk model tension atau kompresi sederhana (1 dimensi)2. Modulus Bulk (k), pada dasarnya adalah mengukur perbandingan stress dan strain apabila elemen media dikenakan tekanan hidrostatis sederhana3. Rasio Poissons (), pada dasarnya mengukur geometri perubahan bentuk. Hubungan antara konstanta-konstanta sederhana tersebut dengan konstanta Lames dinyatakan sederhana berikut:

B. Tahapan SeismikMetode seismik refleksi merupakan metode geofisika yang umumnya dipakai untuk penyelidikan hidrokarbon. Biasanya metode seismik refleksi ini dipadukan dengan metode geofisika lainnya, misalnya metode grafitasi, magnetik, dan lain-lain. Namun metode seismik refleksi adalah yang paling mudah memberikan informasi paling akurat terhadap gambaran atau model geologi bawah permukaan dikarenakan data-data yang diperoleh labih akurat. Pada umumnya metode seismik refleksi terbagi atas tiga tahapan utama, yaitu:1. Pengumpulan data seismik (akuisisi data seismik): semua kegiatan yang berkaitan dengan pengumpulan data sejak survey pendahuluann dengan survey detail.2. Pengolahan data seismik (processing data seismik): kegiatan untuk mengolah data rekaman di lapangan (raw data) dan diubah ke bentuk penampang seismik migrasi.3. Interpretasi data seismik: kegiatan yang dimulai dengan penelusuran horison, pembacaan waktu, dan plotting pada penampang seismik yang hasilnya disajikan atau dipetakan pada peta dasar yang berguna untuk mengetahui struktur atau model geologi bawah permukaan.

C. Berbagai Tipe Gelombang SeismikBerdasarkan teori elastisitas dan deformasi elemen medium serta konsep displacement potensial, maka pada media homogeny isotropis, transfer energy dapat diasumsikan dalam dua tipe dengan kecepatan penjalaran yang berbeda pula, tergantung pada konstanta-konstanta elastic media yang dilewatinya. Di samping itu, transfer energy dapat terjadi baik melalui media penjalaran di dalam bumi maupun media pelapisan di dalam bumi disebut gelombang badan (body wave), sedangkan yang terjadi di permukaan bumi di sebut gelombang permukaan (surface wave).1. Gelombang BadanGelombang badan adalah gelombang yang menjalar dalam media elastic dan arah perambatannya ke seluruh bagian di dalam bumi. Berdasarkan gerak partikel pada media dan arah penjalarannya, gelombang dapat dibedakan atas gelombang P dan gelombang S.a. Gelombang P (Gelombang Primer)Gelombang P disebut juga gelombang kompresi, gelombang longitudinal, gelombang dilatasi, atau gelombang irotasional. Gelombang ini menginduksi gerakan partikel media dalam arah paralel terhadap arah penjalaran gelombang seperti terlihat pada gambar 2. Bentuk persamaan gelombang P didasarkan pada bentuk persamaan dilatasi yaitu:

Dengan menganalogikan persamaan ini dengan bentuk persamaan umu gelombang, maka didapatkan persamaan umum kecepatan gelombang P adalah:

Gambar 2. Penjalaran gelombang P (gelombang primer)

b. Gelombang S (Gelombang Sekunder)Gelombang S disebut juga gelombang shear, gelombang transversal atau gelombang rotasi. Gelombang ini menyebabkan gerakan partikel media dalam arah tangensial terhadap arah penjalaran gelombang seperti terlihat pada gambar 3.

Gambar 3. Penjalaran gelombang S (gelombang sekunder)

Bentuk persamaan gelombang S didasarkan pada bentuk persamaan dilatasi berikut:

Dengan menganalogikan persamaan 3 dengan persamaan gelombang sebagai fungsi jarak diperoleh kecepatan untuk gelombang S adalah:

2. Gelombang PermukaanGelombang permukaan merupakan gelombang yang kompleks dengan frekuensi yang rendah dan amplitude besar, yang menjalar akibat adanya efek free surface dimana terdapat perbedaan sifat elastic. Gelombang ini dapat menjelaskan struktur mantel atas dua permukaan bumi (crust). Sifat dan gerak partikel media pada permukaan ada yang mirip gelombang P atau gelombang S. Didasarkan pada sifat gerakan partikel media elastic, terdapat dua tipe yaitu:a. Gelombang RayleighGelombang Rayleigh merupakan gelombang permukaan yang gerakan partikel medianya merupakan kombinasi gerakan partikel yang disebabkan oleh gelombang P dan gelombang S. Orbit gerakan partikelnya merupakan gerakan elliptic dengan sumbu mayor ellips tegak lurus dengan permukaan dan arah penjalarannya (gambar 4). Kecepatan gelombang Rayleigh dirumuskan sebagai:

(Telford, W.M, 1976)

Gambar 4. Penjalaran gelombang Rayleighb. Gelombang LoveGelombang Love biasanya dinotasikan dengan gelombang L atau gelombang Q. Gelombang ini merupakan gelombang permukaan yang menjalar dalam bentuk gelombang transversal, yakni gelombang SH yang penjalarannya parallel dengan permukaan (gambar 5). Kecepatan penjalaran gelombang love bergantung panjang gelombangnya dan bervariasi sepanjang permukaan. Secara umum, kecepatan gelombang love dinyakatakan sebagai (Gunawan, 1985)Pada umumnya, energy lebih banyak ditransfer dalam bentuk gelombang P, sehingga apada rekaman gempa atau survey seismik, yang pertama kali dijumpai adalah gelombang P. Untuk medium yang sama, gelombang P akan dijalarkan dengan kecepatan yang paling besar dari pada tipe lainnya.

Gambar 5. Penjalaran gelombang LovePerbandingan keempat tipe gelombang tersebut dapat diilustrasikan sebagai berikut:

Gambar 6. Perbandingan tipe gelombang P, S, Rayleigh, dan Love

D. Mekanisme Penjalaran Gelombang Seismik1. Prisnip Fermat dan Konsep Berkas SeismikSalah satu prinsip dasar yang menjelaskan mekanisme penjalaran gelombang adalah prinsip fermat. Prinsip ini menyatakan bahwa waktu jalar gelombang elastic antara dua titik, mislanya 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. Suatu bentuk pemodelan yang digunakan untuk menjelaskan peristiwa penjalaran gelombang elastic yang memenuhi prisnip Fermat adalah model lintasan sinar atau model raipat (raypath). Untuk penjalaran gelombang seismik, konsep raipat dikenal dengan sitilah konsep berkas seismik (seismik ray). Suatu berkas seismik dihgambarkan sebagai sebuah garis yang menunjukkan arah perambatan energy gelombang seismik. Garis ini tegak lurus terhadap muka gelombang (wavefront), seperti terlihat pada gambar 7.Model berkas seismik pada dasarnya meripakan pendekatan pertama untuk memudahkan dalam menunjau penjalaran gelombang seismik. Karena, pendekatan berkas seismik lebih banyak didasarkan pada optika geometri, maka dalam meninjau mekanisme penjalaran gelombang, seakan-akan kita diajak meninjau suatu titik anggota muka gelombang.

2. Hukum SnelliusHukum Snelius pada dasarnya menjelaskan perubahan arah berkas seismik apabila gelombang seismik menjalar melalui lapisan-lapisan 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)Untuk lebih memperjelas pemahaman tentang hokum Snellius, dalam gambar 7 ditunjukkan kasus pemantulan dan pembiasan gelombang SV ketika melintas batas antara media 1 dan media 2. Dari gambar tersebut ditunjukkan bahwa, ketika melintas bidang batas, gelombang SV akan terpantulkan sebagai gelombang refleksi SV dan akan terbiaskan sebagai gelombang refleksi SV. Di samping itu juga dibangkitkan gelombang refleksi P dan gelombang refleksi P. Hal ini merupakan karakteristik dari gelombang SV apabila melewati bidang batas dengan kontras elastisitas.

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

Berdasarkan gambar 7, hukum Snellius dapat dinyatakan dalam persamaan sebagai berikut:

Dengan , masing-masing adalah kecepatan gelombang S pada media 1 dan media 2, sedangkan , masing-masing adalah kecepatan gelombang P pada media 1 dan media 2.Hal yang sama juga dapat diperoleh untuk jenis gelombang datang yang lain, seperti gelombang P atau gelombang SH. Untuk gelombang SH yang terjadi hanya gelombang refleksi SH dan gelombang refleksi SH (Stacey, 1977)3. Prinsip Huygens dan Konsep Muka GelombangPrinsip ini sangat penting dalam memahami penjalaran gelombang, dan sering digunakan untuk mengambarkan posisi muka gelombang. Dalam geometri seismik, muka gelombang didefenisikan sebagai permukaan yang mempunyai travel time sama, atau didefenisikan juga sebagai permukaan dimana gelombang mempunyai fase yang sama.Prinsip Haygens menyatakan bahwa setiap detik pada muka gelombang dapat dipandang sebagai sumber gelombang yang baru. Melalui titik-titik sumber gelombang yang baru, posisi muka gelombang berikutnya dapat digambarkan atau ditentukan. Untuk gelombang-gelombang yang dipantulkan atau dibiaskan pada bidang batas, harus dibedakan antara muka gelombang refleksi dan muka gelombang refraksi. Gambar 8 menunjukkan konstruksi Huygens untuk gelombang seismik yang direfraksikan pada bidang batas. Setiap titik pada bidang batas dapat di pandang sebagai sumber gelombang baru yang mempunyai muka gelombang refraksi, dalam gambar ditunjukkan muka gelombang baru yang mempunyai muka gelombang refraksi, dalam gambar ditunjukkan muka gelombang refraksi pada (garis putus-putus) dan pada saat (garis solid). Pada gambar tersebut ditunjukkan juga bahwa arah berkas seismik selalu tegak lurus terhadap muka gelombang.

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 energy gelombang P dikonversikan menjadi energy 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. Berdasarkan teori mekanika gelombang dan konsep deformasi, gelombang S dapat dibedakan sifat polarisasi dan orbit gerakan partikel medianya menjadi gelombang SV dan gelombang SH. Mode conversion hanya terjadi utnuk pasangan gelombang P dan gelombang SV. Sedangkan pada gelombang SH tidak terjadi mode conversion (Wahyu Triyoso, 1991). Pembagian energy gleombang pada bidang batas merupakan fungsi dari sudut dating gelombang pada bidang batas, karena persamaannya diberikan oleh Bullen, 1963 (stay, 1977)

E. Kecepatan dan Resolusi 1. Kecepatan Sebagai Alat DiagnosaSifat alamiah dari sedimen seerti porositas, densitas, temperatur, ukuran butir, saturasi gas, frekuensi, dan tekanan berpengaruh terhadap kecepatan. Pertambahan kecepatan dipengaruhi oleh takanan eksternal, ukuran butir dan densitas. Kecepatan akan berkurang pada sedimen yang porous dan atau mempunyai takanan pori yang besar. 2. Pengukuran KecepatanPengukuran kecepatan didasarkan pada perubahan waktu tiba pantulan (arrival time) sebagai perubahan jarak dari sumber getar sampai geophone. Jarak tersebut dikenal dengan offset, sedangkan perbedaan waktu dari offset disebut normal moveout. Kecepatan sebagai implikasinya disebut stacking velocity.3. ResolusiResolusi didefinisikan sebagai jarak terkecil antara dua kenampakan yang dapat memisahkan adanya dua kenampakan tersebut. Pola refleksi dengan dua interface akan nampak pada suatu pembagian dengan ketebalan 1/4 panjang gelombang, sedangkan jika ketebalannya kurang dari itu maka hanya akan nampak satu interface saja. Batas ketebalan lapisan yang dapat memberikan pantulan adalah sekitar 1/3 dari panjang gelombang. Frekuansi gelombang seismik lebih kecil dibandingkan dengan frekuensi yang digunakan pada log sumur, sehingga kemampuan perubahan seismik jauh lebih besar, sekitar 100 kali lipat. Semakin kecil frekuensi dan kecepatan, maka gelombang akan semakin besar.

BAB IIPENJALARAN GELOMBANG BADAN DI DALAM BUMI

A. Tinjauan UmumEnergi mekanik yang dibangkitkan oleh gempa bumi, atau suatu ledakan yang besar, akan ditransmisikan ke seluruh permukaan bagian bumi melalui penjalaran gelombang seismik, baik gelombang-gelombang badan maupun gelombang-gelombang perumukaan. Gelombang badan akan menjalar menembus bagian batas bumi, sedangkan gelombang permukaan akan menjalar dipermukaan bumi. Karena karakteristik gelombnag badan yang dapat menjalar menembus bagian dalam bumi, maka tipe gelombang ini memegang peranan yang dominan dalam proses pendugaan dan penentuan struktur bagian dalam bumi. Kita menamakan gelombang-gelombang badan sebagai gelombang P dan gelombang S untuk membedakan dengan gelombang permukaan.Pada saat terjadi gempa bumi, gelombang-gelombang badan yang terbangkitkan akan menjalar dari sumber gempa menembus bagian dalam bumi dan kemudian diterima oleh stasiun perekam dipermukaan bumi. Ilustrasi penjalaran gelombang badan di dalam bumi ditunjukkan pada gambar 9 Gambar ini merupakan penampang lintang bumi yang diasumsikan beerbentuk lingkaran. Gelombang yang dibangkitkan oleh sumber gempa di titik O akan diterima secara berurutan oleh seismograf pada stasiun perekam di permukaan bumi yang berkedudukan di titik A, B, C, D, dan E. Dari waktu tiba energy ditunjukkan oleh garis terputus dalam gambar 9a. Muka gelombang yang dihasilkan berbentuk lingkaran-lingkaran konsentris, sehingga lintasan berkas seismiknya merupakan garis lurus. Hal ini menunjukkan media penjalarannya bersifat homogeny isotropi, yang berarti kecepatan seismiknya adalah serba sama (uniform)Dalam kenyataanya tidaklah demikian, dan biasanya akan dijumpai keadaan seperti ditunjukkan pada gambar 9b. Berdasarkan indikasi lintasan berkas sinar yang berbentuk kurva naik pada titik A, B, dan C, dapat ditafsirkan bahwa kecepatan seismik akan menjalar semakin besar dengan bertambahnya kedalaman. Pada titik D dan E terjadi pembelokan arah berkas seismik dan penurunan kecepatan seismik. Berdasarkan fakta ini, dapat diinterpretasikan bahwa material bumi sebagai media penjalaran gelombang-gelombang badan tidak homogeny isotropis secara keseluruhan, akan tepai merupakan struktur pelapisan yang tersusun atas material dengan kecepatan seismik yang tidak sama.

Gambar 9. Suatu diagram yang menunjukkan bagaimana struktur kecepatan bagian dalam bumi dinyatakan oleh berkas seismik (Summer, 1970)

B. Penggunaan Notase Fase Pada SeismografBerbagai tipe gelombang seismik yang dibangkitkan oleh gempa bumi akan direkam oleh seismograf. Hasil rekamannya berupa seismogram yang berupa pola garis-garis bergelombang sebagai visualisasi gerakan tanah yang tercatat oleh jarum seismograf. Dalam tampilan seismogram, setiap energy gelombang yang terekam oleh seismograf, diindikasikan terjadinya lonjakan pada pola garis tersebut, hal ini disebut fase.Pada pembacaan seismograf, fase-fase yang terekam diberi notasi tertentu untuk memudahkan dalam melakukan identifikasi. Notasi fase ini bersesuaian dengan tope gelombang seismik yang terekam dan karakteristik perlakuan yang dialami gelombang tersebut selama penjalarannya di dalam bagian-bagian bumi. Beberapa ketentuan pemberian notasi fase yang digunakan, dapat dikasifikasikan menjadi dua kategori, yaitu:1. Gelombang-gelombang yang menjalar di luar bagian inti. Beberapa notasi yang digunakan adalah a. Notasi P dan S, mengindikasikan bagian dari gelombang P dan S yang menjalar dari focus menuju ke bawah dan kemudian dipantulkan ke atas.b. Notasi p dan s, mengindikasikan bagian dari gelombang P dan S yang menjalar dari focus dan langsung ke permukaan.2. Notasi grup yang dinyatakan dengan huruf yang sama, seperti PP, pP, SS, sS, mengindikasikan bagian dari gelombang P dan S yang telah mengalami pemantulan pada bidang batas permukaan. Sedangkan notasi group yang dinyatakan dengan huruf yang berbeda, seperti PS, SP, pS, sP, mengindikasikan bagian gelombang P dan S yang telah mengalami mode conversion ketika melewati bidang batas. 3. Gelombang-gelombang yang menembus bagian inti bumi. Pada kategori ini ketentuannya pada kategori (1) tetap berlaku. Sedangkan notasi-notasi baru adalah:a. Notasi c, mengindikasikan bagian gelombang yang dipantulkan oleh bidang batas antara mantel dan inti bumi.b. Notasi K, mengindikasikan bagian gelombang yang menembus inti luar bumi (tipe gelombang P)c. Notasi I, mengindikasikan bagian gelombang yang dipantulkan oleh bidang batas antara inti luar dan inti dalam.d. Notasi I, mengindikasikan bagian gelombang yang menembus inti dalam (tipe gelombang P), sedangkan untuk gelombang S yang muncul di inti dalam diindikasikan dengan notasi J.

Pada umumnya, bagian awal seismograf dari suatu gempa menghasilkan event-event gelombang P dengan indikasi amplitude lebih kecil dan lebih pendek dari pada event-event yang akan muncul kemudian. Fase berikutnya adalah PP dan kemudian PPP. Setelah gelombang P, fase berikutnya yang teramati adalah S, yaitu gelombang yang mempunyai kurva lintasan waktu pendek. Karena kecepatan gelombang ini kira-kira setengah gelombang P, maka untuk mencapai stasiun yang sama dibutuhkan waktu sekitar dua kali waktu tempuh gelombang P. Urutan berikutnya adalah fase PS dan kemudian SS.Event terahir yang teramati adalah gelombang permukaaan yang dijalarkan dengan kecepatan relative lambat sepanjang lintasan lingkaran bumi. Gelombang-gelombang ini mempunyai periode yang panjang dan amplitude yang besar, sehingga bersifat destruktif, karena dapat merobohkan bangunan-bangunan dipermukaan. Bagian ini berhubungan dengan bagian penting dari suatu seismograf (Dobrin, 1960). Fase gelombang permukaan dinotasikan sebagai fase LQ untuk gelombang love dan fase LR, untuk gelombang Rayleigh. Salah satu contoh tampilan seismograf dari suatu gempa bumi, ditunjukkan pada gambar 9.

Gambar 10. Seismograf dari gempa bumi berskala 5,9 SR yang berada di pantai barat sumatera pada tanggal 21 Agustus 1967. Direkam di Chartes Towers, Quesnsland (Stasiun CTA) pada jarak 6100 km, (Stacey, 1977)

C. Kurva Waktu Tempuh dan Penentuan EpisenterKetika terjadi gempa bumi, gelombang-gelombang akan direkam oleh seismogram pada kedudukan (koordinat) dan waktu (arrival time) yang sudah diketahui sehingga waktu tempuh untuk setiap gelombang dapat diperkirakan. Kurva yang menyatakan hubungan antara waktu tempuh gelombang terhadap jarak (dari sumber ke posisi seismograf) disebut kurva waktu tempuh. Kurva waktu tempuh disebut juga kurva , dengan T menyatakan waktu tempuh dan menyatakan jarak. Dalam pengertian seismologi jarak disebut jarak actual atau jarak anguler. Jarak ini merupakan jarak yang dinyatakan dalam sudut , yaitu sudut yang dibentuk oleh jari-jari bumi dikedua titik tersebut. Realsisasi jarak anguler antara dua titik permukaan atanah sesuaid dengan garis terpendek yang menghubungkan titik tersebut dengan lekukan bumi yang mengikutinya.Kurva waktu tempuh yang pertama, dirancang oleh Wiechert dan Zoopritz pada tahun 1907. Kurva ini dapat digunakan untuk menentukan episenter dan keakuratan yang dapat dietrima. Perbaikan kurva tempuh dilakukan oleh Jeffreys (1931) dengan menggunakan metode least square. Dengan metode ini perbedaan waktu tiba gelombang P dan gelombang S dari hasil pengamatan dan perhitungan dapat diminimalkan. Kemudian pada tahun 1939, Jefreys dan Guternberg mencari distribusi kecepatan dengan memakai inversi Herglotz-Wiechert dari data waktu tempuh gelombang. Tahun 1940 Jeffreys dan Bullen mengumpulkan data-data gempa dan kemudian menghasilkan tabel waktu tempuh Jeffreys-Bullen. Dari tabel ini kemudian dibuat kurva waktu tempuh Jeffrey-Bullen (gambar 11)

Gambar 11. Penggunaan Notasi fase untuk gelombang-gelombang yang melewati bagian inti bumi (Bullen, 1963)

Perbaikan terhadap model kurva waktu Jeffrey-Bullen terus dilakukan. Dimulai oleh penelitian yang dilakukan oleh Herin (1968), Anderson dan Hart (1976) dan yang terahir adalah Dziewonski dan Anderson (1981) dengan nama Prelimenary Refference Earth Model (PREM). Hal ini bertujuan agar diperoleh mutu data dan ketelitian baca yang semakin baik.

Gambar 12. Kurva waktu tempuh Jeffreys-Bullen (Stacey, 1977)Informasi tentang bagian dalam bumi didasarkan pada struktur kecepatan penjalaran gelombang P dan gelombang S. Untuk menentukan kecepatankecepatan ini, kedudukan episenter (juga hiposenter) dan origin time serta waktu tempuh gelombang-gelombang tersebut harus diketahui secara akurat.

Gambar 13. Berkas seismik dengan waktu tempuh yang dipresentasikan pada gambar 12 (Stacey, 1977)

Banyak metode yang telah dilakukan ahli seismologi untuk menentukan episenter maupun hiposenter dan origin time suatu gempa bumi, antara lain adalah:1. Metode lingkaranMetode ini merupakan metode yang paling sederhana dan metode yang mula-mula dilakukan oleh para ahli untuk menafsirkan episenter gempa. Dimana kita mencari titik perpotongan lingkaran-lingkaran yang dibuat dengan pusatnya tiap-tiap stasiun dengan menggunakan data interval waktu tiba gelombang P dan gelombang S. Dalam metode ini bumi dianggap sebagai media homogen2. Metode HiperbolaMetode ini menggunakan data waktu tiba gelombang P dan mengganggap bumi sebagai media homogeny horizontal. Dengan data interval waktu tiba gelombang P pada tiap dua stasiun dapat dibuat kurva hiperbola. Sehingga titi potong dari hiperbola-hiperbola tersebut dapat diperkirakan merupakan episenter gempa.

3. Metode BolaMetode ini menggunakan data interval waktu tiba gelombang P dan gelombang S, dengan dikonversikan ke jarak sebagai jari-jari bola dengan pusatnya di tiap-tiap stasiun. Titik potong dari bola-bola tersebut yang ditafsirkan sebagai hiposenter. Metode ini mengganggap bahwa bumi masih homogeny, sehingga mengganggap semua gelombang yang dating adalah gelombang langsung.4. Metode TripartitMetode ini menggunakan tiga stasiun pencatat, dengan data interval waktu tiba gelombang P dan gelombang S. Metode ini akan mengalami kesulitan jika ternyata yang dating adalah gelombang refraksi dan disimpan medium bumi dan dianggap homogen5. Metode GeigerMetode ini menggunkan data waktu tiba gelombang P atau gelombang S yang pertama, dan disini media bumi tidak lagi harus diandaikan homogeny, tatapi diandaikan terdiri dari pelapisan horizontal, sehingga metode ini memperhitungkan akan adanya gelombang langsung maupun gelombang refraksi.

D. Geometri Berkas Seismik Pada Pemodelan Bumi1. Model Bumi Homogen IsotropisUntuk kasus yang sederhana, yaitu apabila bumi diasumsikan sebagai media homogen isotropis, sedemikian hingga sifat-sifat mekanisnya serba sama dalam semua arah yang mengakibatkan lintasan berkas seismiknya berbentuk garis lurus (GAMBAR 3.7). Apabila diketahu kecepatan seismiknya adalah v dan jari-jari bumi adalah R, maka waktu tempuh yang diperlukan untuk menjalar dari episenter ke stasiun perekam dengan jarak anguler , adalah:

Gambar 14. Lintasan berkas seismik dari episenter ke stasiun perekam, jika diamsumsikan bumi homogeny isotropis dipresentasikan (Stacey, 1977)

Dari gambar 14 diketahui bahwa waktu tempuh berkas seismiknya merupakan fungsi anguler (v dan R konstan). Dalam kenyataannya pertambahan waktu tempuh terhadap jarak anguler lebih kecil daripada yang diindikasikan oleh persamaan tersebut (seperti ditunjukan pada GAMBAR 3.5). Hal ini mengindikasikan adanya ketergantungan waktu tempuh terhadap faktor lain yang belum terkomodikasikan oleh pemodelan bumi homogeny isotropis.

2. Model Bumi Berlapis KonsentrisFakta-fakta emperis membuktikan bahwa waktu tempuh gelombang gelombang badab tidak hanya dipengaruhi oleh jarak anguler saja. Didasarkan persaman 3.1, kemungkinan faktor lain yang erpengaruh adalah kecepatan gelombang v (karena R adalah kosntan). Jadi, dapat dipastikan gelombang-gelombang badan akan dijalarkan dengan kecepatan yang berbeda-beda daris suatu tempat ke tempat lainnya di dalam bumi.Pengamatan terhadap lapisan kerak bumi dan mantel bumi atas menunjukkan bahwa bagian-bagian tertentu pada lapisan-lapisan tersebut tersusun atas material yang bersifat anisotropis dan kemungkinan menyebar ke seluruh permukaan bumi. Walaupun demikian untuk tinjauan struktur bumi secara keseluruhan sifat anisotropis dan ketidakhomogennan lateral ini dapat dibaikan terhadap variasi perubahan sifat-sifat kea rah radial. Terdapat tiga tipe variasi sifat-sifat penyusun material bumi yang telah dikenali, yaitu:1. Perubahan densitas dan konstanta elastisitas secara gradual terhadap kedalaman yang diakibatkan oleh efek tekanan dan temepratur pada material yang homogeny secara kimia.2. Bidang batas yang tajam antara media yang berbeda secara fisik atau kimia.3. Transisi kimia (fase) yang walaupun tidak tajam seperti sifat (2), tetapi menyebabkan perubahan sifat-sifat yang lebih progresif daripada sifat (1)Ketiga tipe sifat tersebut menyebabkan terjadinya pembiasan gelombang seismik. Sedangkan bidang batas yang tajam akan menyebabkan terjadinya pemantulan dan mode conversion. Kondisi ini memunculkan ide pemodelan bumi berlapis konsentris. Bumi diasumsikan tersusun atas lapisan-lapisan konsentris yang jumlahnya tak berhingga dengan kecepatan seismik yang besar secara bertahap terhadap pertambahan kedalaman (pengurangan jari-jari). Setiap selubung merupakan lapisan yang homogeny isotropis.3. Parameter Berkas Seismik, pDalam pembahasan ini digunakan konsep rumpun berkas (families of rays) dimana setiap anggota dari rumpun berkas ini mempunyai titik-titik ujung pada permukaan model luar bumi dan akan dibiaskan melalui permukaan diskontinuitas yang ditemui.Pada gambar 15, ditunjukkan model bumi berlapis konsentris yang tersusun atas tiga lapisan selubung adalah , , dan . merupakan bagian dari berkas seismik yang melintas struktur pelapisan dengan masing-masing adalah titik-titik pada batas bidang batas lapisan.

Gambar 15. Berkas sesimik melintasi model bumi

Dengan menerapkan hokum Snellius pada bidang batas A dan B, dari gambar tersebut diperoleh:

Dan dua bangun segitiga pada gambar tersebut (garis terputus) dapat ditentukan bahwa , maka diperoleh persamaan:

Secara umum, untuk sejumlah bidang batas lapisan dengan kecepatan semakin besar kea rah radial berlaku:

dengan r adalah jari-jari suatu titik pada berkas seismik, I adalah sudut antara berkas seismik dan jari-jari pada titik tersebut dan p disebut sebagai parameter berkas. Parameter ini merupakan parameter berkas seismik yang berharga konstan sepanjang geometri lintasannya. Setiap anggota berkas seismik mempunyai harga parameter p yang berbeda dengan anggotaberkas yang lain. Dengan menentukan parameter ini akan diperoleh harga r/v pada titik penetrasi berkas seismik yang terdalam, yakni jika

4. Hubungan p, , dan TDitinjau satu rumpun berkas dengan parameter p dan geometri lintasannya membentuk sudut di titik O. T adalah waktu tempuh sepanjang lintasan berkas ini gambar 16

Gambar 16. Konstruksi geometri dua buah rumpun berkas teleseismik yang berdekatan. Konstruksi ini digunakan untuk menurunkan persamaan yang menghubungkan p, , dan T (Stacey, 1977)Misalkan rumpun berkas yang berdekatan mempunyai waktu tempuh , jarak anguler dan parameter berkasnya , berdasarkan gambar 16 dapat ditentukan:

Dengan adalah kecepatan seismik dipermukaan dan adalah jari-jari pada berkas sinar dipermukaan. Berdasarkan persamaan 12 dapat diperoleh:

Dengan kata lain, persamaan ini menyatakan bahwa parameter p merupakan gardien pada kurva waktu tempuh (kurva T- , pada jarak anguler dari sumber. Jadi p merupakan fungsi jarak anguler yang ditempuh oleh berkas seismik tersebut.

5. Permasalahan InversSuatu permasalahan untuk menentukan kecepatan v sebagai fungsi r yang didasarkan pada pengamatan p sebagai fungsi , dalam hal ini dikatakan sebagao permasalahan invers. Untuk menyelesaikan permasalahan ini, harus dicari bentuk lain hubungan p, , dan T.Berdasarkan hubungan yang dugunakan untuk menyelesaikan masalah ini adalah persamaan jarak anguler dalam bentuk integral. Persamaan ini diperoleh berdasarkan gambar 17 yang ditulis sebagai berikut:

Persamaan 18 dirumuskan oleh Herglotz dan Wiechert sehingga dikenal dengan persamaan Herglotz dan Wiechert. Persamaan ini merupakan integral yang akan memberikan sebagai fungsi dari r, karena p diketahui merupakan fungsi dari . dalam hal ini merupakan konvensi matematis untuk menyederhanakan persoalan, yaitu didefenisikan sebagai . Oleh karena itu dari persamaan 14 dapat ditentukan juga kecepatan v sebagai fungsi r, seperti yang diharapkan. Proses ini dikenal sebagai inversi Herglotz dan Wiechert (Garland, 1979).Solusi persamaan 18 diberikan oleh Jeffeys bekerjasama dengan G. Rasch, dengan menggunakan penyederhanaan yang dibuat oleh E. Wiechert, L. Geiger. Bentuk solusi persamaan ini dapat ditulis sebagai berikut:

Gambar 17. Konstruksi geometri geometri berkas seismik yang digunakan untuk menurunkan persamaan Herglotz-Wiechert (Stacey, 1977)

Persamaan 19 dapat dievalusi secara numeris berdasarkan kurva p terhadap yang diberikan. Dalam persamaan , merupakan kemiringan kurva waktu tempuh pada . Dengan menentukan harga-harga p pada titik-titik tengah dan mengevaluasi maka suku sebelah kiri dapat diintegrasikan secara numeris untuk setiap harga yang diketahui. Selanjutnya harga , yaitu jari-jari pada titik tengah ini, yang diberikan oleh dapat dapat ditentukan juga. Dengan mengevalusi persamaan ini untuk yang semakin banyak, akan diperoleh harga yang bervariasi pula, sehingga dapat dibuat distribusi kecepatan sebagai variasi kedalaman, baik untuk gelombang P maupun gelombang S.

6. Distribusi Kecepatan (Kasus Khusus)Berdasarkan pembahasan persamaan 19 akan diperoleh variasi kecepatan yang kontinu dan semakin besar secara monoton terhadap kedalaman. Dalam hal ini p semakin berkurang terhadap dan p lebih besar dari , sedemikian hingga karakteristik kurva tempuhnya (T-) adalah kontinu dan berharga tunggal. Namun demikian, dalam pemodelan ini dimungkinkan terdapat kasus-kasus tertentu yang mengakibatkan distribusi kecepatan tidak sesuai seperti yang diuraikan diatas. Kasus yang menarik diantaranya adalah efek triplikasi (triflication) dan efek bayangan (shadow zone) a. Efek TriplikasiEfek ini terjadi apabila terdapat anomaly pelapisan dengan kecepatan tinggi (gradient kecepatannya besar), seperti ditunjukkan pada gambar 18. Berkas sinar yang penetrasi terdalamnya berada pada lapisan ini akan mempunyai kurva lintasan yang lebih lengkung sehingga dapat muncul pada jarak yang lebih kecil dari pada berkas sinar penetrasi terdalamnya titik pada lapisan ini (gambar 18a). parameter p berkurang secara monoton, namun pada selang tertentu parameter ini tidak lagi berharga tunggal, tetapi ada tiga nilai p untuk harga yang sama. Dengan menafsirkan p sebagai kemiringan kurva waktu tempuh, diperoleh gambar 18b, yang mengindikasikan terjadinya triplikasi kurva waktu tempuh pada harga selang tertentu.

Gambar 18. Efek triplikasi akibat anomaly kecepatan yang tinggi (a) lintasan berkas seismik, (b) karakteristik kurva tempuh yang dihasilkan (Stacey, 1977)

b. Efek Daerah Bayangan (Shadow Zone)Efek ini terjadi apabila terdapat anomaly pelapisan dengan kecepatan rendah (low velocity zone). Kasus ini ditunjukkan pada gambar 19. Geometri berkas seismik kasus ini memungkinkan terjadinya daerah bayangan (shadow zone), yaitu suatu daerah dalam selang jarak tertentu dimana tidak terdapat berkas seismik yang muncul dipermukaan (19.a)Untuk harga yang kecil, karakteristik parameter p masih normal, tetapi pada harga yang besar karakteristik parameter berkas seismiknya memungkinkan untuk terjadinya pemisahan lintasan yang tidak normal, sehingga terdapat daerah tertentu yang tidak dapat mendeteksi berkas seismik ini. Efek shadow zone diindikasikan oleh karakteristik kurva waktu tempuh yang terputus (19.b)

Gambar 19. Efek derah bayangan akibat anomaly pelapisan dengan kecepatan rendah (a) lintasan berkas seismik, (b) karakteristik kurva waktu yang dihasilkan (Stacey, 1977)

BAB IIISTRUKTUR BAGIAN DALAM BUMI BERDASARKAN BUKTI-BUKTI SEIMOLOGI

A. Struktur Kecepatan Di Dalam BumiBerdasarkan data-data gempa bumi yang terbaca pada seismogram dapat diperoleh data emperis yang menghubungkan antara harga-harga waktu tempuh T dan jarak anguler . Data-data ini telah dianalisis oleh beberapa ahli seismologi dengan tujuan utnuk menentukan variasi kecepatan gelombang P dan gelombang S terhadap kedalaman ke pusat bumi.Dasar teoritis yang digunakan adalah persamaan Herglotz-Wiechert (persamaan 18). Persamaan ini dapat memperlihatkan gambaran pokok variasi kecepatan gelombang P dan gelombang S, apabila terdapat dat-data T dan untuk rumpun berkas yang bervariasi. Oleh karena itu variasi kecepatan terhadap kedalaman kea rah pusat bumi dapat diketahui.Penampang struktur kecepatan dalam bumi berdasarkan hasil analisa yang dilakukan oleh Dziewonski, dkk, ditunjukkan pada gambar 20 sedangkan gambar 21 menunjukkan lintasan-lintasan berkas sesimik gelombang P dan muka gelombang yang dihasilkan di dalam media bumi.

B. Diskontunuitas di dalam BumiInterpretasi terhadap struktur kecepatan gelombang P di dalam bumi menunjukkan adanya diskontunuitas dan transisi kecepatan di dalam bumi. Secara seismik diskontunuitas ini didefenisikan sebagai perubahan kecepatan yang tajam.1. Diskontunuitas MohorovicicA Mohorovicic menemukan sesuatu yang penting pada tahun 1909, ketika mendeteksi perbedaan gelombang P dan S dari kajian seismograf gempa lokal berjarak 100 yang terjadi di lembah kurva Yugoslavia (8 Oktober 1909). Perbedaan ini diindikasikan oleh adanya perubahan yang jelas pada kecepatan gelombang tersebut setelah gelombang S menjalar dengan kecepatan yang lebih besar dan lebih bervariasi dibandingkan sebelum mencapai dataran ini. Dataran ini berhubungan dengan bidang batas yang boleh dikatakan tajam, dan dikenal dengan diskontunuitas Mohorovicic atau diskontunuitas M.Berdasarkan pengkajian lebih lanjut, ternyata diskontunuitas ini menyebar di seluruh permukaan bumi dengan kedalaman yang bervariasi. Di daerah benua, biasanya ditemui pada kedalaman 35 km. Kedalaman ini menjadi lebih besar jika dibawah daerah pegunungan. Batas ini hanya terdapat sedalam 8 km di bawah dasar laut. Bagian bumi yang berada diatas diskontunuitas ini disebut kerak bumi (crust), dan bagian bawah disebut mantel atau selubung bumi. Pada GAMBAR 4.3 ditunjukkan penampang lintang ideal yang memotong bumi pada puncak benua.

Gambar 20. Distribusi kecepatan gelombang P dan gelombang S di dalam bumi berdasarkan model bumi yang dibuat oleh Dziewonski, dkk.

Gambar 21. Lintasan berkas seismik dan muka gelombang yang terjadi untuk penjalaran gelombang P di dalam bumi (Stacey, 1977)

Gambar 22. Diskontunuitas Mohorovicic memisahkan bagian kerak bumi dan selubung bumi. Ditunjukkan pula beberapa bagian bumi dengan densitas rata-rata material penyusunnya (Summer, 1970)

2. Keberadaan Inti BumiKeberadaan inti bumi yang berbeda dengan bagian luarnya telah diusulkan oleh Wiechert (1897). Bukti-bukti seismologi menunjukkan hal ini diberikan oleh Oldham (1906). Guterberg (1913) memperkirakan batas inti dikenal sebagai garis Guterberg. Bukti langsung keberadaan inti diindikasikan oleh terjadinya daerah bayangan (shadow zone) pada jarak anguler antara 1050 samapi dengan 1420. Pada daerah bayangan ini tidak terdeteksi gelombang seismik yang jelas. Sedangkan di dekat jarak anguler 1420, terdeteksi geelombang P dengan amplitude yang kuat. Terjadinya daerah bayangan ini berkaitan dengan terdapatnya permukaan diskontunuitas, sedemikian sehingga kecepatan gelombang P menurun tajam. Gelombang P yang terdeteksi pada jarak 1420 bersesuaian dengan fase PKP.Perhitungan kedalaman yang lebih teliti dilakukan oleh Jeffeys dan menghasilkan nilai kedalaman, (2898 47) km. Hal ini didasarkan pada pengamatan Gutenberg dan Richter, Scrase, Stechshulte dan Tillotson terhadap waktu tempuh fase ScS dan PcP (Bullen, 1963). Terdeteksinya fase ScS pada setiap rekaman gempa yang tidak terlalu jauh dari episenter, menunjukkan bahwa bidang batas ini sangat tajam, dan didefenisikan sebagai diskontunuitas yang paling tajam diantara semua diskontunuitas yang ada di dalam bumi.Pada bagian mantel bawah, yaitu kedalaman sekitar 1000 km sampai dengan 2900 km, variasi kecepatan gelombang P dan S mempunyai perubahan gradient yang relative smooth. Sebagian besar kajian waktu tempuh pada daerah ini memberikan hasil yang sama. Gradien kecepatan turun secara normal sampai kedalaman 2700 km, tetapi tidak terdapat bukti-bukti yang menunjukkan gradien kecepatan harga nol sampai pada kedalaman 2900 km.

3. Diskontunuitas Di Dalam Inti BumiDaerah bayangan pada jarak anguler antara 1050 sampai 1420, yang merupakan bukti kuat terdapatnya inti bumi, ternyata tidaklah sempurna, karena pada jangkauan jarak tersebut masih dapat dideteksi gelombang P dengan amplitudo yang lemah. Namun demikian, Lehmann (1936) mengusulkan bahwa gelombang P dengan amplitude yang lemah ini merupakan bukti yang cukup kuat untuk menyatakan terdapat bagian inti dalam dengan kcepatan gelombang P yang lebih besar dari daerah sekelilingnya. Hipotesa ini kemudian diperkuat dengan mengamati data yang semakin banyak. Kemudian Burke-Gaffney, dari pengamatan rekaman seismik yang dihasilkan oleh ledakan nuklir (1954), dapat mendeteksi gelombang-gelombang Lehmann (Gelombang P dengan amplitude yang lemah) tersebut. Bukti lain ditunjukkan oleh Caloy (1961) yang menemukan fase PkiKP pada jarak anguler 200 yang bersesuaian dengan gelombang yang dipantulkan oleh bidang batas ini. Akhirnya dapat dipastikan bahwa kedalaman ini dalam itu adalah benar. Bagian kedua bagian ini dikenal sebagai garis Lehmann, yang diperkirakan berada pada kedalaman sekitar 4700 km.Berdasarkan bukti-bukti yang diperoleh dari pengamatan gempa di pulau Solomon (9 Januari 1932) dan gempa laut Celebes (29 Juni 1934), menunjukkan bahwa garis Lehmann ini sebenranya merupakan daerah transisi dengan ketebalan sekitar 150 km (Bullen, 1963). Jadi, bagian inti dapat dipisahkan menjadi inti luar, daerah transisi, dan inti dalam. Secara seismik inti luar berkelakuan sebagai fluida cair, karena tidak dijumpai gelombang S pada bagian ini, sedangkan inti dalam sebagai suatu padatan.

C. Pemisahan Bagian-Bagian BumiBerdasarkan pendeteksian dari diskontunuitas di dalam bumi yang diperoleh berdasarkan interpretasi terhadap struktur kecepatan di dalam bumi, Bumi dapat dipisahkan atas 3 bagian utama, yaitu kerak Bumi, mantel atau selubung bumi, dan inti bumi. Bagian-bagian utama ini secara seismik dipisahkan dengan mendefenisikan diskontunuitas. Di samping itu, bagian-bagian utama tersebut masih dipisahkan menjadi sub-sub bagian tertentu, yang melalui pengamatan lebih lanjut terhadap transisi kecepatan.

D. Rekontruksi Model BumiBerdasarkan bukti-bukti seismologi yang telah diuraikan di atas, maka dapat dilakukan rekonstruksi terhadap model bumi, seperti ditunjukkan gambar 23.

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

1. Kerak BumiKerak bumi atau crust merupakan lapisan paling atas dari susunan bumi dan sangat tipis dibanding dengan lapisan lainnya. Lapisan kerak bumi mempunyai ketebalan bervariasi antara 25 40 km di daratan dan bisa mencapai 70 km di bawah pegunungan, sedang di bawah samudra ketebalannya lebih tipis dan bisa mencapai 5 km. Lapisan ini dibagi lagi menjadi dua bagian yang dipisahkan oleh lapisan diskontinuitas Conrad, berturut-turut dari permukaan adalah lapisan yang mewakili batuan granit dan di bawahnya yang mewakili batuan basal. Di bawah samudra lapisan granit umumnya tidak ditemui. Kerak bumi berbentuk materi padat, terdiri dari sedimen, batuan beku, dan metamorfis dengan unsur utama oksigen dan silikon. Densitas rata-rata 3,9 gr/cm3 , merupakan 0,3 % dari massa bumi dan 0,5 % dari volume bumi secara keseluruhan.Antara kerak dan mantel terdapat lapisan diskontinuitas yang disebut lapisan Mohorovicic dan sering disebut dengan lapisan M atau Moho saja. Kecepatan gelombang longitudinal atau gelombang kompresi pada lapisan ini berkisar antara 6,5 km/detik sampai 8 km/detik. 2. Mantel BumiLapisan mantel bumi membujur ke dalam mulai dari lapisan moho sampai lapisan inti bumi pada kedalaman sekitar 2900 km. Mantel sebagian besar dipertimbangkan sebagai lapisan padat. Lapisan ini dapat dibagi dua bagian masing-masing mantel atas dan mantel bawah. Mantel atas membujur sampai kedalaman 1000 km dibawah permukaan. Kecepatan gelombang kompresi pada lapisan kulit bumi semakin kebawah semakin besar mulai dari sekitar 8 km/detik di bawah lapisan moho sampai sekitar 13,7 km/detik di perbatasan inti-mantel. Pada lapisan mantel atas terdapat beberapa lapisan diskontinuitas dimana kecepatan gelombang tiba-tiba turun. Pada kedalaman antara 100 km sampai 250 km dibawah permukaan bumi terdapat lapisan kecepatan rendah (LVL). Lapisan LVL diperkirakan berupa materi mencair yang panas, dengan rigiditas rendah serta kecepatan gelombang seismik bisa turun sekitar 6 % jika dibanding dengan kecepatan pada lapisan moho. Mantel bawah kecepatan gelombang seismiknya secara gradual naik sesuai dengan kedalaman. Pada lapisan mantel tidak terdapat lapisan diskontinuitas yang berfungsi sebagai pembias dan pemantul gelombang seismik.Tabel susunan bagian dalam bumiLAPISANKEDALAMANVOLUMEMASSADENSITAS

(km)109km3%1012 kg%gr/cm3

Kerak bumiMantel atasMantel bawahInti luarInti dalamPerm.- mohoMoho 10001000 29002900 51005100 63705,1429,1473,8166,48,60,539,643,715,40,8151673241517431250,328,040,429,22,12,943,905,1010,5014,53

Diskontinuitas dalam bumi disebabkan oleh perubahan susunan kimia dari material dalam bumi atau oleh perubahan fase dari material tersebut ( padat ke tak padat, tak padat ke padat atau dua fase padat yang berbeda ).Densitas dari mantel bumi antara 3,9 5,1 gr/cm3, terdiri dari oksigen, magnesium, silikat dan sedikit ferum. Mantel merupakan 68,4 % dari massa bumi dan 83,3 % dari volume bumi.3. Inti BumiInti bumi adalah lapisan yang paling dalam dari bumi. Lapisan ini diperkirakan mempunyai jari-jari 3500 km dan terdiri dari dua bagian masing-masing inti luar (outer core) dan inti dalam (inner core). Lapisan inti luar membujur sampai kedalaman sekitar 5100 km dibawah permukaan bumi dan diperkirakan berupa fluida, karena dari catatan seismogram gelombang shear tidak teridentifikasi. Kecepatan gelombang kompresi pada lapisan inti luar naik sesuai kedalaman antara 8 10 km/detik, sedang pada lapisan inti dalam kecepatanya juga naik antara 10 13,7 km/detik.Pada inti dalam gelombang shear dapat teridentifikasi kembali sehingga diperkirakan tersusun dari material padat. Materi inti luar terdiri dari besi dan nikel dalam bentuk cair / fluida sedangkan inti dalam dengan materi yang sama dalam bentuk padat.Inti luar yang berupa medium tak padat dengan densitas 10,5 gr/cm3 merupakan 15,4 % dari volume bumi dan 29,2 % dari massa bumi. Materi yang tak padat ini diapit oleh dua materi padat ( mantel dan inti dalam ) membentuk sand wich dan bergerak terus akibat efek rotasi dan revolusi bumi. Hal ini terutama yang menjadi sumber medan magnet bumi.Inti dalam merupakan bagian kecil dibanding mantel dan inti luar, yaitu 0,8 % dari volume bumi dan 2,1 % dari massa bumi tetapi mempunyai densitas paling besar yaitu rata-rata 14,53 gr/cm3. Gambar (2.1) dan (2.2) memperlihatkan struktur bagian dalam bumi dan kurva kecepatan gelombang seismiknya.

Gambar 1. Struktur bagian dalam bumi

Gambar 2. Grafik kecepatan gelombang seismikSecara umum, harga densitas bertambah terhadap kedalaman bumi. Demikian juga harga tekanan dan temperature, makin kedalam harganya makin besar.

BAB V PENUTUPKesimpulan:1. Gelombang Seismik merupakan gelombang elastic sehingga penjalarannya akan dipengaruhi oleh sifat-sifat elastic media yang dilewatinya. Parameter penjalaran yang secara langsung berhubungan dengan karakteristik media adalah kecepatan penjalarannya. Melalui perekaman terhadap gelombang-gelombang yang telah menembus bagian bumi ini, dapat digali informasi tentang media yang dilewatinya.2. Gelombang P dan S merupakan tipe gelombang seismik yang dapat menjalar menembus bagian dalam bumi. Gelombang ini berperan penting dalam usaha untuk menelaah struktur bagian dalam bumi. Kecepatan gelombang ini bervariasi terhadap kedalaman yang ditembusnya. Berdasarkan analisa terhadap variasi kecepatan ini, bumi dapat dipisahkan menjadi tiga bagian utama yaitu kerak bumi, mantel bumi, dan inti bumi.3. Penentuan permukaan diskontunuitas dan lapisan transisi dilakukan melalui cara yang tidak langsung. Sebagaimana kajian geofisika pada umumnya, dalam hal ini diperlukan pada permasalahan inversi. Bukti-bukti langsung tidak didapatkan, tetapi hanya mengamati gejala-gejala yang mungkin ditimbulkannya sehingga menimbulkan ambiguitas tertentu.DAFTAR PUSTAKA

Bullen, K.E., (1963). An Introduction to the Theory of Seismology, 33d. Cambridge: University Press Cambridge.

Gunawan. (1985). Penentuan Hyposenter dan Origin Time Gempa Lokal dengan Metode Geiger, Thesis. UGM

Garland, G.D. (1960). Introduction to Geophysics Prospecting, 6th. Mc Graw-Hill. New York.

Stacey, F.D. (1977). Physics Of The Earth, 2th. NewYork: John Wiley dan Sons

Susilawati. (2008). Penerapan Penjalaran Gelombang Seismik Gempa Pada Penelaahan Struktur Bagian Dalam Bumi. Medan : Jurusan FMIPA Universitas Sumatera Utara

Wahyu Triyoso. (1991). Konsep-konsep Dasar Seismologi. Bandung: ITB Bandung