Teknik Gempa

SEISMOLOGI

Seismologi adalah studi dari propagasi, generasi dan pencatatan gelombang

elastis dalam bumi, dan sumber-sumber yang mengakibatkanya . Gempa adalah

sebuah termal tiba-tiba atau gerakan kerak bumi, yang berasal secara alami pada atau

di bawah permukaan. Kata alami sangat penting di sini, karena tidak termasuk

getaran kejut yang disebabkan oleh uji coba nuklir, ledakan buatan manusia, dll.

Sekitar 90% dari semua gempa bumi terjadi akibat peristiwa tektonik, terutama

pergerakan pada patahan. Sisanya berhubungan dengan vulkanisme, runtuhnya

rongga bawah tanah atau efek kegiatan manusia. Gempa bumi tektonik yang dipicu

ketika akumulasi getaran melebihi kekuatan batu. Teori rebound elastis memberikan

hasil fisika di balik asal usul gempa. Bab ini akan menjelaskan teori rebound elastis.

tektonika lempeng, ukuran gempa, gempa Frekuensi dan energi, gelombang seismik,

efek situs lokal di tanah gerak karakteristik rhata interior bumi dan kegempaan India.

Tabel 1.1 Daftar Alam dan Sumber Gempa Buatan Manusia

Sumber Gempa

Alami Buatan manusia

Gempa Tektonik Ledakan

Gempa Vulkanik Gempa Induksi Waduk

Longsor Gempa Induksi Pertambangan

Microseism Industri dll

Setelah menghancurkan San Franscisco, gempa California, jejak retakan

ditemukan yang dapat diikuti sepanjang tanah dalam garis lurus lebih atau kurang 270

mil. Itu telah ditemukan bahwa salah satu sisi bumi mengalami kesalahan dan

merosot dibandingkan dengan sisi bumi lainnya dan memiliki jarak 21 kaki. Garis

retakan digambar oleh beberapa peneliti untuk rasa ingin tahu, tetapi tak seorangpun

dapat menjelaskan apa yang terjadi dalam bumi yang mengakibatkan gempa. Dari

pemeriksaan pergeseran muka tanah yang dilakukan pada gempa 1906, HF Reid,

1

Teknik Gempa

Profesor Geologi Hopkins suatu University Johns meyimpulkan gempa terjadi karena

melibatkan rebound elastic yang tersimpan sebelumnya. Akumulasi bertahap dan

pelepasan stres dan ketegangan yang sekarang disebut sebagai teori rebound elastis

dari gempa bumi.

1.3 Teori Tektonik Lempeng

Teori Tektonik Lempeng berasal dari Hipotesis Pergeseran Benua (continental drift)

yang dikemukakan Alfred Wegener tahun 1912 dan dikembangkan lagi dalam

bukunya The Origin of Continents and Oceans terbitan tahun 1915. Ia

mengemukakan bahwa benua-benua yang sekarang ada dulu adalah satu bentang

muka yang bergerak menjauh sehingga melepaskan benua-benua tersebut dari inti

bumi seperti 'bongkahanes' dari granit yang bermassa jenis rendah yang

mengambangdi atas lautan basal yang lebih padat. Namun, tanpa adanya bukti

terperinci dan perhitungan gaya-gaya yang dilibatkan, teori ini dipinggirkan.

Mungkin saja bumi memiliki kerak yang padat dan inti yang cair, tetapi tampaknya

tetap saja tidak mungkin bahwa bagian-bagian kerak tersebut dapat bergerak gerak.

Di kemudian hari, dibuktikanlah teori yang dikemukakan geolog Inggris Arthur

Holmes tahun 1920 bahwa tautan bagian-bagian kerak ini kemungkinan ada di bawah

laut. Terbukti juga teorinya bahwa arus konveksi di dalam mantel bumi adalah

kekuatan penggeraknya.

2

Teknik Gempa

Bukti pertama bahwa lempeng-lempeng itu memang mengalami pergerakan

didapatkan dari penemuan perbedaan arah medan magnet dalam batuan-batuan yang

berbeda usianya. Penemuan ini dinyatakan pertama kali pada sebuah simposium di

Tasmania tahun 1956. Mula-mula, penemuan ini dimasukkan ke dalam teori ekspansi

bumi, namun selanjutnya justeru lebih mengarah ke pengembangan teori tektonik

lempeng yang menjelaskan pemekaran (spreading) sebagai konsekuensi pergerakan

vertical (upwelling) batuan, tetapi menghindarkan keharusan adanya bumi yang

ukurannya terus membesar atau berekspansi (expanding earth) dengan memasukkan

zona subduksi/hunjaman (subduction zone), dan sesar translasi (translation fault).

1.3.1 Lempeng litosper

Kerak dan mantel pada kedalaman sekitar 70-100 km dibawah cekungan laut dan

100- 150 km dibawah benua , membuat kulit luar terkeras yang disebut litosper. Di

bawah litosper terdapat astenosper lapisan di mana kecepatan seismik sering

menunjukkan penurunan, dengan kekakuan rendah.

Pusat gempa tidak tersebar diatas permukaan tanah pada bumi, tetapi terjadi terutama

di zona seismik definisi sempit yang sering dikaitkan dengan aktivitas gunung berapi.

Berikut beberapa zona tersebut: a. Circum Pasific ’ring of fire’; b. Alpine Himalayan

; c. World circling oceanic ridges ( Gambar 1.1).

Gambar 1.1 Lempeng litosper mayor dan minor

3

Teknik Gempa

1.3.2 Batas lempeng dan kejadian gempa

Barazangi dan Dorman (1969) mempublikasikan lokasi kejadian gempa pada periode

1961-1967, menghubugkan kejadian gempa dengan lempeng tectonic. Pusat gempa

sering terjadi sekitar daerah sabuk, yang membagi antara lempeng tersebut . berikut

beberapa tipe batas lempeng:

1. Divergent Boundaries / Lempeng batas konstruksi

Perbedaan batas terjadi disepanjang penyebaran pusat dimana lempeng

bergerak terpisah dan kerak baru terbentuk dari pergerakan magma keatas

(Gambar 1.2).

Gambar 1.2 Skema Divergernt Boundary

2. Lempeng batas destructive/ batas konvergen

Bumi berubak ukuran dimana kerak harus dihancurkan pada tingkat yang

sama yang terbentuk pada batas divergent, yang diduga berada di dasar laut.

3. Pemusatan Samudra Benua

Jika dengan sihir kita dapat menguras samudra pasifik, kita dapat melihat

arah panjang , ribuan kilometer palung melengkung dan 8-10 km potongan

kedalam dasar lautan. Pada pemusatan samudra ringan , lempeng samudra

didesak sehingga menjadi naik dan padat.

4. Pemusatan beberapa samudra

Jika dua lempeng samudra bertemu , salah satu dari lempeng tersebut terdesak

kebawah lempeng yang lain, maka retakan akan terbentuk.

5. Pemusatan Benua- benua

Rangkaian pegunungan himalaya merupakan satu dari banyak yang

memperlihatkan akibat dari tektonik lempeng. Jika dua benua bertemu, tidak

4

Teknik Gempa

ada yang terdesak karena batuan benua relatif tipis dan seperti bertabrakan,

melawan gerakan kebawah. Malah kerak cenderung tertekuk dan menekan

keatas (Gampar 1.6).

6. Batas Tranformasi

Area diantara lempeng bergerak horizontal berlawanan sering disebut batas

patahan tranformasi (Gambar 1.7)

1.3.3 Pergerakan Lempeng Hindia

140 juta tahun yang lalu Lempeng India merupakan bagian dari Gondwana

superbenua bersama-sama dengan modern Afrika, Australia, Antartika, dan Amerika Selatan.

Gondwana bubar karena ini benua berpisah dengan kecepatan yang berbeda, sebuah proses

yang menyebabkan pembukaan Samudra Hindia.

Di akhir Cretaceous sekitar 90 juta tahun yang lalu, setelah pemisahan diri dari

Gondwana Madagaskar siam dan India, Lempeng India memisahkan diri dari Madagaskar.

Ini mulai bergerak ke utara, sekitar 20 cm (7,9 in) per tahun, dan diyakini telah mulai

bertabrakan dengan Asia antara 55 dan 50 juta tahun yang lalu, di zaman Eosen dari

Kenozoikum, meskipun hal ini diperebutkan, dengan beberapa penulis menyarankan itu jauh

kemudian di sekitar 35 juta tahun yang lalu. Jika terjadi tabrakan antara 55 dan 50 Ma,

Lempeng India akan menempuh jarak 3.000 sampai 2.000 kilometer (1.900 hingga 1.200

mil), bergerak lebih cepat daripada lempeng yang dikenal lainnya. Pada 2012, data

paleomagnetic dari Himalaya yang lebih besar digunakan untuk diusulkan dua tabrakan untuk

mendamaikan perbedaan antara jumlah pemendekan kerak di Himalaya (~ 1300 km) dan

jumlah konvergensi antara India dan Asia (~ 3600 km). ini penulis mengusulkan sebuah

fragmen benua utara Gondwana dibelah dari India, perjalanan ke utara, dan memprakarsai

"tabrakan lunak" antara Himalaya Besar dan Asia pada ~ 50 Ma. Hal ini diikuti oleh

"benturan keras" antara India dan Asia terjadi pada ~ 25 Ma. Subduksi dari cekungan laut

yang dihasilkan yang terbentuk antara fragmen Himalaya lebih besar dan India menjelaskan

perbedaan jelas antara perkiraan memperpendek kerak di Himalaya dan data paleomagnetic

dari India dan Asia.

Pada tahun 2007, ahli geologi Jerman menyatakan bahwa alasan Lempeng Hindia

bergerak begitu cepat adalah bahwa hal itu hanya setengah setebal (100 kilometer (62 mil))

sebagai piring lainnya yang sebelumnya merupakan Gondwana. Bulu-bulu mantel yang

5

Teknik Gempa

pernah putus Gondwana mungkin juga telah mencair bagian bawah dari anak benua India,

yang memungkinkan untuk bergerak lebih cepat dan lebih baik daripada bagian lainnya Sisa-

sisa dari bentuk saat bulu-bulu Marion, Kerguelen, dan. hotspot Réunion . Karena India

bergerak ke utara, adalah mungkin bahwa ketebalan lempeng India merosot jauh karena

melewati hotspot dan ekstrusi magma yang berhubungan dengan Deccan Traps dan

Rajmahal.

Tabrakan dengan Lempeng Eurasia di sepanjang perbatasan antara India dan Nepal

membentuk sabuk orogenic yang menciptakan Dataran Tinggi Tibet dan Pegunungan

Himalaya, sebagai sedimen berkumpul seperti bumi sebelum bajak.

Lempeng India saat ini sedang bergerak ke utara-timur di 5 cm (2,0 in) per tahun,

sedangkan Lempeng Eurasia yang bergerak ke utara dengan hanya 2 cm (0,79 in) per tahun.

Hal ini menyebabkan Lempeng Eurasia untuk merusak, dan Lempeng India untuk kompres

pada tingkat 4 milimeter (0,16 in) per tahun.

6

Teknik Gempa

1.4 GELOMBANG SEISMIK

Gelombang seismik adalah 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.Efek

yang ditimbulkan oleh adanya gelombang seismik dari gangguan alami (seperti:

pergerakan lempeng (tektonik), bergeraknya patahan, aktivitas gunung api (vulkanik),

dsb) adalah apa yang kita kenal sebagai fenomena gempa bumi. Gelombang seismik

dibagi menjadi 2 grup yaitu gelombang badan dan gelombang permukaan

1.4.1 Gelombang Badan

Gelombang badan lebih dikenal dengan body wave. Gelombang badan ini terbagi

menjadi dua jenis, yaitu:

P-wave atau gelombang primer

Gelombang ini adalah gelombang longitudinal, sehingga arah pergerakan partikel akan searah

dengan arah rambat gelombang. P-gelombang adalah jenis gelombang elastis, yang disebut

gelombang seismik di seismologi, yang dapat melakukan perjalanan melalui sebuah

kontinum. Jika kontinum terdiri dari gas (sebagai gelombang suara), padatan dan cairan,

termasuk Bumi. P-gelombang dapat dihasilkan oleh gempa bumi dan direkam oleh

seismograf. Nama P-gelombang sering dikatakan berdiri baik untuk gelombang primer,

karena memiliki kecepatan tertinggi dan karena itu yang pertama direkam, atau gelombang

tekanan, seperti yang terbentuk dari bolak tekanan dan rarefactions.

S-wave atau gelombang sekunder

Gelombang ini adalah gelombang transversal, sehingga arah pergerakan partikel akan tegak

lurus dengan arah rambat gelombang. Sebuah jenis gelombang elastis, S-gelombang,

gelombang sekunder, atau gelombang geser (kadang-kadang disebut elastis S-wave) adalah

salah satu dari dua jenis utama gelombang tubuh elastis, dinamakan demikian karena mereka

bergerak melalui tubuh objek, tidak seperti gelombang permukaan.

7

Teknik Gempa

S-gelombang bergerak sebagai gelombang geser atau melintang, sehingga gerak tegak lurus

terhadap arah propagasi gelombang: S-gelombang seperti gelombang di tali, sebagai lawan

gelombang bergerak melalui sling, P-gelombang. Gelombang bergerak melalui media elastis,

dan gaya pemulih utama berasal dari efek geser.

Kecepatan dari gelombang-P lebih besar daripada gelombang-S (jika merambat dalam

medium yang sama).

1.4.2 Gelombang Permukaan

Permukaan gelombang (L-gelombang) yang analog dengan gelombang air dan perjalanan

sepanjang permukaan bumi. Mereka melakukan perjalanan lebih lambat dari gelombang

tubuh. Karena frekuensi rendah, durasi panjang, dan amplitudo yang besar, mereka dapat

menjadi jenis yang paling merusak dari gelombang seismik. Mereka disebut gelombang

permukaan karena mereka berkurang karena mereka mendapat lebih jauh dari permukaan.

Gelombang permukaan dapat dibagi menjadi gelombang rayleigh (LR) dan gelombang

love(LQ)

Gelombang Rayleigh

Konstanta elastis sering berubah dengan kedalaman, karena sifat material. Ini berarti

kecepatan gelombang Rayleigh tergantung pada panjang gelombang (frekuensi), suatu

fenomena yang disebut sebagai dispersi. Gelombang dipengaruhi oleh dispersi memiliki

bentuk gelombang kereta yang berbeda. Gelombang Rayleigh pada padatan elastis yang

ideal, homogen dan datar menunjukkan dispersi tidak. Namun, jika struktur yang solid atau

memiliki kepadatan atau kecepatan suara yang bervariasi dengan kedalaman, gelombang

Rayleigh menjadi dispersif. Salah satu contohnya adalah gelombang Rayleigh di permukaan

bumi: mereka gelombang dengan frekuensi yang lebih tinggi perjalanan lebih lambat

dibandingkan dengan frekuensi yang lebih rendah. Hal ini terjadi karena gelombang Rayleigh

frekuensi rendah memiliki panjang gelombang yang relatif panjang. Perpindahan gelombang

gelombang panjang menembus lebih dalam ke Bumi daripada gelombang panjang gelombang

pendek. Karena kecepatan gelombang di bumi meningkat dengan kedalaman meningkat,

(frekuensi rendah) lagi gelombang gelombang dapat melakukan perjalanan lebih cepat dari

panjang gelombang lebih pendek (frekuensi tinggi) gelombang.

8

Teknik Gempa

Gelombang Love

Gerak partikel gelombang love membentuk garis tegak lurus horizontal ke arah

propagasi (yaitu adalah gelombang transversal). Pindah lebih dalam materi, gerak dapat

menurunkan ke "node" dan kemudian bergantian meningkatkan dan menurunkan sebagai

salah satu meneliti lapisan yang lebih dalam dari partikel. Amplitudo, atau gerakan partikel

maksimum, seringkali menurun dengan cepat dengan kedalaman.

Karena gelombang Cinta melakukan perjalanan di permukaan bumi, kekuatan (atau

amplitudo) gelombang menurun secara eksponensial dengan kedalaman gempa. Namun,

mengingat pengurungan mereka ke permukaan, amplitudo mereka meluruh hanya sebagai

1

√r mana r merupakan jarak gelombang telah melakukan perjalanan dari gempa. Gelombang

permukaan sehingga membusuk lebih lambat dengan jarak daripada tubuh gelombang, yang

melakukan perjalanan dalam tiga dimensi. Gempa bumi besar dapat menghasilkan

gelombang Cinta yang berkeliling bumi beberapa kali sebelum menghilang.

Karena mereka membusuk begitu lambat, gelombang cinta adalah yang paling

merusak di luar daerah langsung dari fokus atau pusat gempa bumi. Mereka adalah apa yang

kebanyakan orang merasakan langsung selama gempa bumi.

9

Teknik Gempa

1.5 UKURAN GEMPA BUMI

1.5.1 Intensitas

Skala intensitas seismik adalah skala yang digunakan untuk mengukur

intensitas gempa bumi. Ini mengukur efek dari gempa bumi, dan berbeda dari Mw

moment magnitude biasanya dilaporkan untuk gempa bumi (kadang-kadang

digambarkan sebagai besarnya Richter usang), yang merupakan ukuran energi yang

dilepaskan. Intensitas gempa bumi tidak sepenuhnya ditentukan oleh besarnya.

Skala mengkuantifikasi dampak dari gempa di permukaan bumi, manusia,

benda alam, dan struktur buatan manusia pada skala dari I (tidak merasa) ke XII

(kehancuran total) . Nilai tergantung. Pada jarak ke gempa bumi, dengan intensitas

tertinggi berada di sekitar wilayah epicentral. Data yang dikumpulkan dari orang-

orang yang telah mengalami gempa digunakan untuk menentukan nilai intensitas

untuk lokasi mereka. The Mercalli (Intensitas) skala berasal dengan skala luas

10

Teknik Gempa

digunakan sederhana sepuluh derajat Rossi-Forel, yang direvisi oleh ahli gunung api

Italia Giuseppe Mercalli pada tahun 1884 dan 1906.

Skala Medvedev-Sponheuer-Karnik, juga dikenal sebagai MSK atau MSK-64,

merupakan skala intensitas makroseismik digunakan untuk mengevaluasi keparahan getaran

tanah atas dasar efek yang diamati di daerah terjadinya gempa.

Skala pertama kali diusulkan oleh Sergei Medvedev (Uni Soviet), Wilhelm

Sponheuer (Jerman Timur), dan Vít Karnik (Cekoslovakia) pada tahun 1964. Hal ini

didasarkan pada pengalaman yang tersedia di awal 1960-an dari penerapan skala Mercalli

Modifikasi dan versi 1953 dari skala Medvedev, yang dikenal juga sebagai skala GEOFIAN.

Dengan sedikit modifikasi pada pertengahan 1970-an dan awal 1980-an, skala MSK

menjadi banyak digunakan di Eropa dan Uni Soviet. Pada awal 1990-an, Komisi Seismologi

Eropa (ESC) yang digunakan banyak prinsip dirumuskan dalam MSK dalam pengembangan

Skala makroseismik Eropa, yang sekarang menjadi standar de facto untuk evaluasi intensitas

seismik di negara-negara Eropa. MSK-64 masih digunakan di India, Israel, Rusia, dan

seluruh Commonwealth of Independent States.

Skalai ntensitas MSK

The MSK64 Scale

Derajat Kekuatan Perilaku efek Struktur efek Geologi efek

I tak terasa Tidak terasa    —    —

II Sangat ringan Terasa sesekali    —    —

III Ringan Dirasakan oleh

orang-orang saat

beristirahat

   —    —

IV Sedang Terasa di

ruangan, banyak

terbangun

jendela bergetar    —

V Cukup kuat Dirasakan secara Plesteran tembok    —

11

Teknik Gempa

luas di luar ruangan retak, benda

tergantung

bergoyang

VI Kuat Ketakutan Kerusakan

cerobong asap

dan dinding

Terisolasi

retakan tanan

lunak

VII Sangat kuat Banyak orang

meninggalkan

tempat tinggal

Kerusakan

bangunan yang

serius

Terisolasi

longsor pada

lereng curam

VIII Merusak Ketakutan yang

umum

Banyak rumah

tua yang runtuh

Perubahan pada

tanah, batu

berjatuhan ke

jalan

IX Menghancurka

n

panik Besar kerusakan

pada struktur

standar

Retak di tanah,

tanah longsor

meluas

X Dasyat Panik yang umum Dinding

bangunan hancur

Rel bengkok,

tanah longsor di

tepi sungai

XI Bencana    — Beberapa

bangunan tetap

berdiri, airyang

dibuang dari

saluran

Meluasnya

gangguan

tanah, tsunami

XII Sangat bencana    — Struktur

permukaan dan

bawah tanah

hancur

Terjadi

pergolakan

alam, tsunami

12

Teknik Gempa

MMI Scale

Nilai

MMI

Kekuatan Struktur

efek

Gologi efek

I Tidak

terasa

Tak terasa Tak terasa

II Tidak

terasa

Tak terasa Dirasakan oleh orang-

orang yang duduk atau di

lantai atas bangunan.

III Tidak

terasa

Tak terasa Dirasakan oleh hampir

semua ruangan. Benda

menggantung ayunan.

Getaran seperti lewat truk

ringan. Tidak dapat diakui

sebagai gempa bumi.

IV Tidak

terasa

Tak terasa Getaran merasa seperti

melewati truk-truk besar.

Berhenti mobil rock.

Benda menggantung

ayunan. Jendela, piring,

pintu rattle. Kacamata

denting. Dalam rentang

atas IV, dinding kayu dan

berderit frame.

13

Teknik Gempa

V Ringan Lukisan

bergoyang

Terasa luar. orang

terbangun. Cairan

terganggu, sebagian

tumpah. Benda yang tidak

stabil Kecil mengungsi

atau kesal. Pintu berayun.

Gambar bergerak.

Pendulum jam berhenti.

VI Sedang Benda jatuh Dirasakan oleh semua.

Orang-orang berjalan

terhuyung-huyung. Banyak

ketakutan. Jendela retak.

Piring, gelas, pernak-

pernik, dan buku-buku

jatuh dari rak. Gambar dari

dinding. Furnitur pindah

atau terbalik. Plester yang

lemah, bangunan adobe,

dan beberapa bangunan

batu buruk dibangun retak.

Pohon-pohon dan semak-

semak goyang terlihat.

VII Kuat Kerusakan

pada

struktur

Sulit untuk berdiri atau

berjalan. Diperhatikan oleh

pengemudi mobil.

Furniture rusak. Kerusakan

bangunan batu buruk

dibangun. Cerobong asap

lemah rusak pada garis

atap. Jatuh dari plester,

bata longgar, batu, ubin,

cornice, tanpa pengikat

parapets dan beranda.

14

Teknik Gempa

Beberapa retakan pada

bangunan batu yang lebih

baik. Gelombang di kolam.

VIII Sangat

kuat

Kerusakan

sedang

Kemudi mobil terpengaruh.

Luas kerusakan bangunan

batu pondasi tanpa

perkuatan, termasuk

runtuhnya parsial. Jatuh

dari beberapa dinding

pasangan bata. Memutar,

jatuh dari cerobong asap

dan monumen. Kayu-frame

rumah pindah yayasan jika

tidak melesat, dinding

partisi longgar dibuang.

Cabang-cabang pohon

patah

IX keras Kerusakan

besar

Umum panik. Kerusakan

bangunan batu berkisar

dari kehancuran kerusakan

serius kecuali desain

modern. Kayu-frame

struktur rak, dan, jika tidak

melesat, bergeser dari

yayasan. Pipa bawah tanah

rusak.

X Sangat

keras

Kerusakan

keras

Struktur yang dibangun

dihancurkan dengan

yayasan mereka. Bahkan

beberapa tegap struktur

kayu dan jembatan rusak

berat dan membutuhkan

pengganti. Air dilemparkan

15

Teknik Gempa

pada tepi kanal, sungai,

danau, dll

XI Tidak terasa karena

intensitas biasanya

terbatas pada daerah-

daerah dengan kegagalan

tanah.

Rel membungkuk sangat.

Underground pipa benar-

benar keluar dari layanan.

XII Tidak terasa karena

intensitas biasanya

terbatas pada daerah-

daerah dengan kegagalan

tanah.

Kerusakan hampir total.

Massa batu besar

mengungsi. Garis

penglihatan dan tingkat

terdistorsi. Benda

dilemparkan ke udara.

1.5.2 Peta Isoseismal

Dalam seismologi sebuah peta isoseismal digunakan untuk menunjukkan baris yang

sama merasakan intensitas seismik, umumnya diukur pada skala Mercalli Modifikasi. Peta

tersebut membantu untuk mengidentifikasi gempa, terutama di mana tidak ada catatan

penting yang ada, seperti untuk gempa bumi sejarah. Peta Isoseismal juga berisi informasi

penting tentang kondisi tanah di lokasi tertentu, geologi yang mendasari, pola radiasi dari

gelombang seismik dan respon dari berbagai jenis bangunan. Peta Isoseismal merupakan

bagian penting dari pendekatan makroseismik, yaitu bagian dari seismologi berurusan dengan

non-instrumental data. Bentuk dan ukuran dari daerah isoseismal dapat digunakan untuk

membantu menentukan besarnya, kedalaman fokus dan mekanisme fokus gempa bumi.

1.5.3 Ukuran Kekuatan Gempa

Ukuran kekuatan gempa adalah ukuran saat energi yang dilepaskan selama gempa

bumi. Tergantung pada ukuran, sifat, dan lokasi gempa, seismologi menggunakan metode

yang berbeda untuk memperkirakan besarnya.

16

Teknik Gempa

Skala Richter

Skala Richter atau SR, skala ukuran kekuatan gempa yang diusulkan oleh fisikawan

Charles Richter, didefinisikan sebagai logaritma dari amplitudo maksimum yang

diukur dalam satuan mikrometer (µm) dari rekaman gempa oleh alat pengukur gempa

(seismometer) Wood-Anderson, pada jarak 100 km dari pusat gempa.

Skala Ritcher Efek Gempa

<20 Gempa kecil, tidak terasa

2.0-2.9 Tidak terasa, namun terekam oleh alat

3.0-3.9 Seringkali terasa, namun jarang menimbulkan kerusakan

4.0-4.9 Dapat diketahui dari bergetarnya perabot dalam ruangan,

suara gaduh bergetar. Kerusakan tidak terlalu signifikan

5.0-5.9 Dapat menyebabkan kerusakan besar pada bangunan pada

area yang kecil. Umumnya kerusakan kecil pada bangunan

yang didesain dengan baik

6.0-6.9 Dapat merusak area hingga sekitar 160 km

7.0-7.9 Dapat menyebabkan kerusakan serius dalam area lebih luas

8.0-8.9 Dapat menyebabkan kerusakan serius hingga dalam area

ratusan mil

9.0-9.9 Menghancurkan area ribuan mil

> 10 Belum pernah terekam

Skala Richter ini hanya cocok dipakai untuk gempa-gempa dekat dengan magnitudo

gempa di bawah 6,0. Di atas magnitudo itu, perhitungan dengan teknik Richter ini

menjadi tidak representatif lagi.

17

Teknik Gempa

GAMBAR 1.11

Plot log dari amplitudo puncak mm dibandingkan jarak epicentral dari gempa bumi di

California Selatan (simbol yang berbeda merupakan gempa bumi yang berbeda)

Bentuk logaritmik skala Ritcher (ML) diberikan sebagai berikut :

ML = log10 A – log10 A0

Dimana A0 adalah amplitudo untuk gempa berkekuatan nol pada jarak epicentral

berbeda dan A adalah amplitudo tercatat dalam µm. Ampltido yang besarnya nol

dapat dihitung untuk jarak epicentral yang berbeda dengan mempertimbangkan efek

perkembangan geometris dan penyerapan gelombang dipertimbangkan.

Skala Ritcher yang digunakan di California Selatan untuk jarak epicentral

berbeda dan 18 km kedalaman fokus tetap adalah sebagai berikut:

ML = log10 A (mm) + koreksi faktor jarak σ

Jarak Faktor Koreksi adalah log invers dari nol amplitudo besarnya diukur

dalam mm pada jarak epicentral dalam km. Faktor koreksi jarak untuk jarak

epicentral berbeda diberikan pada Tabel 1.7 dibawah ini :

Δ (km) σ (Δ ) Δ (km) σ (Δ ) Δ (km) σ (Δ ) Δ (km) σ (Δ )

0 1.4 90 3.0 260 3.8 440 4.6

10 1.5 100 3.0 280 3.9 460 4.6

18

Teknik Gempa

20 1.7 120 3.1 300 4.0 480 4.7

30 2.1 140 3.2 320 4.1 500 4.7

40 2.4 160 3.3 340 4.2 520 4.8

50 2.6 180 3.4 360 4.3 540 4.8

60 2.8 200 3.5 380 4.4 560 4.9

70 2.8 220 3.65 400 4.5 580 4.9

80 2.9 240 3.7 420 4.5 600 4.9

Jadi, bentuk umum dari skala Ritcher besarnya berdasarkan pengukuran

amplitudo perpindahan tanah sebuah gelombang dipertimbangkan dengan periode T

adalah :

M = log10 (A/T) max + σ (Δ, h ) + Cr + Cs

Dimna σ (Δ, h ) jarak faktor koreksi pada jarak epicentral (Δ) dan kedalaman

focal 'h'. Cr adalah koreksi jangka sumber daerah untuk memperhitungkan sumber

azimut dan Cs adalah koreksi stasiun faktor tergantung pada efek situs lokal. (A / T)

untuk periode yang berbeda yang dihitung dan maksimum dari mereka yang

digunakan dalam perhitungan.

Besarnya Gelombang Permukaan

Sebagian besar stasiun seismograf lebih banyak dipasang di seluruh dunia,

menjadi jelas bahwa metode yang dikembangkan oleh Ritcher itu ketat,hanya berlaku

untuk frekuensi tertentu dan rentang jarak.

Persamaan umum digunakan untuk menghitungi Ms dari fokus dangkal (<50 km) dari

catatan gempa seismograf antara jarak epicentral 20ᵒ <Δ< 260ᵒ adalah salah satu

berikut diusulkan oleh Bath (1966)

Ms = log10 (A/T)max + σ (Δ, h )

Besarnya Badan Gelombang (MB)

19

Teknik Gempa

Gutenberg (1945) mengembangkan (MB) besarnya badan gelombang untuk

gelombang badan teleseismik seperti P, PP dan S pada periode s kisaran 0,5-12 s

MB = log10 (A/T) max + σ (Δ, h )

Besarnya Durasi (MD)

Aki dan Chouet (1975) melaporkan bahwa untuk gempa lokal yang diberikan pada

jarak epicentral lebih rendah dari 100 km total durasi sinyal hampir independen dari jarak,

Azimut dan properti bahan sepanjang jalan. Ini memungkinkan pengembangan skala

besarnya durasi tanpa jangka jarak :

MD = α0 + α1 log D

Besarnya Momen

Gambar 1.12 menunjukkan diagram skematik dari patahan tegangan sebelum pecah.

Dalam gambar ini, beberapa gaya geser yang bekerja pada kedua sisi dari patahan dianggap,

'2 jarak b 'terpisah. saat pasangan (Mo) hanya 'F.2b'. sekarang, jika 'd' adalah perpindahan,

tegangan dikembangkan oleh pasangan adalah 'd/2b'. nilai kekuatan yang dianggap dapat

diperoleh dalam hal kekuatan batuan geser dan daerah pecah, menggunakan tegangan-

regangan hubungan.

σ = F/A = µ . ɣ = µ . d/2b atau F= µ . A . d/2b

20

Teknik Gempa

Besaran momen Mw dapat diperoleh dengan menggunakan hubungan berikut

(Kanamori, 1977; Hanks dan Kanamori, 1979)

Mw = 23

[ log10 M0 (dyne-cm) – 16.0]

1.5.4 Energi yang Dilepaskan pada Gempa Bumi

Formula emprikal dikerjakan oleh Gutenberg dan Ritcher (Gutenberg, 1956), E

pelepasan energi untuk gelombang permukaan besarnya Ms

Log10 E = 4.4 + 1.5 Ms

Di mana E dalam satuan joule. Versi alternatif dari hubungan besarnya energi,

disarankan oleh Bath (1966) untuk magnitudo Ms > 5 adalah :

Log10 E = 5.24 + 1.44 Ms

1.5.5 Frekuensi Gempa

Menurut kompilasi diterbitkan oleh Gutenberg dan Ritcher pada tahun 1954, yang

berarti angka tahunan gempa bumi pada tahun-tahun. 1918 - 1945 dengan besaran 4-4,9

adalah diseluruh 6000, sementara hanya ada pada rata-rata sekitar 100 gempa bumi per tahun

dengan besaran 6-6,9. hubungan antara frekuensi tahunan (N) dan besarnya

Tabel 1.8 frekuensi gempa sejak tahun 1900 (berdasarkan data dari USGS / NEIC) dan

pelepasan energi diperkirakan rata-rata tahunan berdasarkan Bath (1966)

Besarnya Gempa Angka Per Tahun Energi tahunan (1015 Joule yr-1

≥ 8.0

7-7.9

6-6.9

5-5.9

4-4.9

3-3.9

2-2.9

1-1.9

0-1

18

120

800

6200

49000

350000

3000000

0-600

200

43

12

3

1

0.2

0.1

21

Teknik Gempa

1.6 Efek Tempat Setempat

Perbedaan yang signifikan dalam kerusakan struktural di cekungan

dibandingkan dengan batuan sekitarnya, atau bahkan di cekungan itu sendiri dari

tempat ke tempat, telah diamati selama gempa. Amplitudo gemetar di cekungan bisa

lebih dari 10 kali lebih kuat dari batu-batu di sekitarnya. Kondisi geologi lainnya,

yang mempengaruhi amplitudo dan durasi sinyal, merupakan topografi (punggungan,

lembah dan variasi kemiringan) dan diskontinuitas lateral. Referensi historis

mengenai kekuatan gempa karena kondisi situs lokal memperpanjang kembali ke

hampir 200 tahun (Wood, 1908; Reid, 1910). Mac Murdo (1924) mencatat bahwa

bangunan yang terletak di atas batu yang tidak banyak terpengaruh seperti yang

terletak di tanah penutup selama gempa Kutch (1819). Contoh terbaru mengenai efek

intens kondisi lokasi setempat termasuk gempa Michoacan (1985) yang hanya

disebabkan kerusakan sedang di sekitar pusat gempa, tetapi menimbulkan kerusakan

berat sekitar 400 km jauhnya di kota Meksiko (Dobry dan Vacetic, 1987), kerusakan

yang disebabkan oleh Loma Prieta, California gempa (1989) di kota San Francisco

dan Oakland (USGS, 1990) dan pola kerusakan yang diamati selama gempa Bhuj

tanggal 26 Januari 2001 (Narayan et al., 2002)

1.6.1 Efek Tanah/ Cekungan

Studi aspek yang berbeda dari efek cekungan pada karakteristik gerak tanah

perlu mendapat perhatian khusus karena sebagian besar daerah perkotaan umumnya

bermukim di sepanjang lembah-lembah sungai lebih muda, lembut, deposit tanah.

Kontras Impedansi

Gelombang seismik berjalan lebih cepat pada batuan keras daripada batu

lembut dan sedimen. Sebagai gelombang seismik lulus dari media keras untuk media

lunak, penurunan kecepatan mereka, sehingga mereka harus mendapatkan lebih besar

dalam amplitudo untuk membawa jumlah energi yang sama. Jika efek hamburan dan

material damping diabaikan, konservasi energi Wafe elastis mensyaratkan bahwa

aliran energi (energi fluks, pVsv2) dari kedalaman ke permukaan tanah akan konstan.

Oleh karena itu, dengan penurunan kepadatan (p) dan S-Wafe kecepatan (Vs)

22

Teknik Gempa

medium, sebagai gelombang mendekati permukaan tanah, kecepatan partikel (v),

harus ditingkatkan.

Resonansi

Peningkatan luar biasa dalam amplifikasi gerakan tanah terjadi ketika ada

sinyal frekuensi resonansi dengan harmonik frekuensi atau mendasar yang lebih

tinggi dari lapisan tanah. Puncak spektrum Berbagai ciri pola resonansi. Untuk satu-

lapisan struktur 1D, hubungan ini sangat sederhana:

ƒ0 = VSI /4h (mode dasar) dan ƒn = (2n + 1) ƒo (Harmonis)

Dimana VSI adalah kecepatan gelombang S di lapisan tanah , dan h adalah ketebalan.

Amplitudo pada akhir-puncak spektrum terkait terutama dengan kontras impedansi

dan redaman sedimen.

Redaman dalam Tanah

Penyerapan energi terjadi karena sifat elastis sempurna dari media di mana

tabrakan antara partikel tetangga media tidak elastis sempurna dan bagian dari energi

ini yang hilang dari yang ditransfer melalui media. Jenis atenuasi gelombang seismik

disebut sebagai redaman anelastik. Redaman gelombang seismik digambarkan oleh

parameter disebut sebagai faktor kualitas (Q). Hal ini didefinisikan sebagai hilangnya

pecahan energi per siklus. 2л/Q = -ΔE/E. Di mana ΔE adalah energi yang hilang

dalam satu siklus dan E adalah energi elastis total yang tersimpan dalam gelombang.

Jika kita mempertimbangkan redaman dari gelombang seismik sebagai fungsi jarak

dan amplitudo gelombang seismik, kita memiliki

A = A0 exp (- πrQλ

) = A0 exp (-αr )

Dimana α = ω /2QV adalah koefisien serapan. Hubungan ini menunjukkan bahwa

frekuensi yang lebih tinggi akan diserap pada tingkat yang lebih cepat.

23

Teknik Gempa

EFEK TANAH TEPI

Konsentrasi intens kerusakan sejajar dengan tepi cekungan-telah diamati

karena generasi yang kuat dari gelombang permukaan dekat tepi, selama gempa bumi

baru-baru ini.Kesimpulan bahwa cekungan tepi menginduksi gelombang permukaan

yang kuat,menurut Darwin dalam penelitian saya dengan memeriksa fase dan

kecepatan grup, polaritas dan azimuth kedatangan.Permukaan gelombang mulai ada

dekat tepi cekungan ketika frekuensi konten dalam gelombang tubuh melebihi

frekuensi fundamental dari tanah dan amplitudo mereka menurun dengan

meningkatnya kemiringan tepi

Tanah merespon dihitung sebesar 26 berjarak sama (105 m terpisah) titik

gerak penerima tanah.Pergerakan tanah yang berbeda di arah utara-selatan jelas

menggambarkan permukaan pergerakan horizontal bergelombang sejak pergerakan

vertikal kurang atau lebih dihapus.

Generasi gelombang permukaan dekat tepi dikonfirmasi atas dasar koherensi

besar di stasiun perekaman.Kesimpulan utama yang ditarik dalam makalah Bard dan

Bouchan, Hatayama, Kawase, Pitarka, dan Narayan terdaftar di bawah.

24

Teknik Gempa

cekungan-tepi terinduksi gelombang permukaan yang kuat dekat tepi

ujung-terinduksi gelombang prmukaan merambat normal ke tepi dan

arah cekungan

gelombang permukaan mulai menghasilkan dekat tepi cekungan saat

kadar frekuensi digelombang tubuh melebihi frekuensi dasar dari

deposito tanah

amplitudo gelombang permukaan menurun dengan kenaikan

kemiringan tepi

kerusakan yang disebabkan oleh tepi -terinduksi gelombang

permukaan terbatas dalam zona sempit (lebar 2,5-3,5 km) sejajar

dengan

25

Teknik Gempa

amplitudo gelombang permukaan mengalami kenaikan dengan

penurunan kecepatan propagasi dalam tanah

karakteristik ujung-terinduksi gelombang permukaan juga sangat

tergantung pada sudut di atas gelombang tubuh

ujung-terinduksi gelombang permukaan mengembangkan tanah

berbeda yang signifikan

Topograpi basement

Efek focus dan tak focus disebabkan oleh topograpi basement yang sangat

tergantung pada azimuth dan sudut kejadian gelombang.

Penangkapan gelombang

Fenomena mendasar bertanggung jawab atas peningkatan durasi gerak atas

sedimen halus adalah penangkapan dan refleksi multipel gelombang seismik karena

kontras impedansi besar antara sedimen lembut dan batuan dasar.

1.6.2 Efek Diskontinuitas Lateralis

Ada pengamatan makroseismik yang konsisten menunjukkan peningkatan

yang signifikan dalam intensitas kerusakan di zona sempit terletak di sepanjang

diskontinuitas lateral, daerah di mana bahan yang lebih lembut terletak di sebelah

yang lebih kaku. Di masa lalu, jumlah observasi lapangan telah melaporkan

peningkatan yang signifikan dari kerusakan di zona sempit terletak di sepanjang

diskontinuitas lateral.

1.6.3 Efek Topograpi Permukaan

Telah sering dilaporkan setelah gempa merusak di daerah perbukitan dimana

gedung yang berlokasi di puncak bukit mengalami kerusakan lebih banyak dari pada

mereka berada di dasar.Beberapa temuan dari studi yang telah dilakuan adalah daftar

di bawah.

26

Teknik Gempa

amplifikasi pergeraka tanah meningkat dengan kemiringan lereng

amplifikasi maksimum (2π / φ kali, di mana φ adalah sudut puncak)

terjadi pada puncak topografi jens segitiga relatif terhadap panjang

gelombang comparabel dengan lebar dasar

de-amplifikasi (kali 2π / φ) terjadi di lembah relatif terhadap bagian

atas lembah

amplifikasi penurunan topografi dengan sudut peningkatan kejadian

gelombang tubuh

amplifikasilereng meningkat dengan elevasi.

Gambar 1.15 Variasi faktor amplifikasi rata-rata dengan elevasi

gelombang permukaan yang dihasilkan di dekat bagian atas topografi

kehadiran lereng menonjolkan efek topografi

interferensi antara gelombang datang dan gelombang difraksi keluar

menghasilkan amplitudo cepat bervariasi

27

Teknik Gempa

amplitudo lereng-pelapukan yang meningkat akibat gelombang permukaan

menuju basisnya

penurunan kecepatan pelapukan meningkatkan amplitudo gelombang

permukaan lereng terinduksi

pola kerusakan yang rumit terjadi pada bukit dengan kemiringan bervariasi

secara umum, studi teoritis memprediksi amplifikasi lebih rendah daripada

yang diperoleh dengan analisis gerak rekaman

1.7 STRUKTUR DALAM BUMI

Penggambaran struktur internal bumi, diskontinuitas yang berbeda dan sifat

materi antara dua diskontinuitas utama terutama didasarkan pada analisis tercermin

dicatat dan dibiaskan gelombang seismik.

28

Teknik Gempa

1.7.1 Kerak

Analisis di seluruh dunia mengenai pencatatan dan percerminan gelombang

seismik mengungkapkan bahwa struktur kerak dan mantel atas sangat

kompleks.Ketebalan kerak sangat lateral variabel. itu adalah 5-10 km di wilayah laut,

di bawah kedalaman air rata-rata sekitar 4,5 km. Struktur vertikal kerak benua lebih

rumit dari kerak samudera.Ketebalankerak benua bervariasi dari 35 sampai 40 km di

bawah wilayah benua stabil dan 50 sampai 60 km di bawah pegunungan muda.

1.7.2 Matel Atas

Diskontinuitas Mohorovicic mendefinisikan puncak mantle.Kedalaman rata-

rata dari Moho adalah 35 km, meskipun variable tinggi.Diskontinuitas sangat

bervariasi dari kecepatan gelombang seismik dan gradien kecepatan yang ada di

dalam mantel teratas.Mantel tearatas,80-120 tebal km , adalah kaku di alam di mana

kecepatan gelombang seismik menigkat dengan cepat. Bagian kaku dari mantel

teratas menonjol bersama-sama dengan bentuk kerak litosfer.Lithosphere memainkan

peran penting dalam lempeng tektonik.

1.7.3 Mantel Bawah

Mantel bawah terletak tepat di bawah diskontinuitas seismik penting pada 670

km. Komposisi agak kurang dikenal, tetapi meskipun harus terdiri dari oksida besi

dan magnesium serta besi-magnesium silikat dengan struktur perovskit.Bagian teratas

dari mantel bawah antara 670 dan 770 km.

1.7.4 Inti

Inga Lehmann(1936) menginterprestasikan bahwa dalam hal inti kaku dengan

kecepatan seismik yang lebih tinggi pada kedalaman sekitar 5154 km sehingga inti

memiliki radius 3480 km dan terdiri dari solid dalam inti yang dikelilingi oleh inti

luar cair.

29

Teknik Gempa

1.8 SEISMOTEKTONIK INDIA

Himalaya adalah salah satu sabuk tektonik paling aktif di dunia dan salah satu situs

langka aktif benua-benua.Bagian utama dari strain akibat tabrakan diambil dalam

fenomena dorongan sepanjang Himalaya, sementara strain sisanya didistribusikan

utara dari dalam wilayah yang luas dari Tibet Plateau ke Pamirs.

30

Teknik Gempa

1.9 Aktifitas gempa India

Gempa telah terjadi di benua India sejak dahulu kala, namun catatan sejarah

yang dapat digunakan tersedia untuk 200 tahun lalu. dari awal abad ke-20, lebih dari

700 gempa bumi berkekuatan 5 atau lebih telah dicatat dan dirasakan di India, seperti

yang dimuat dalam katalog dibuat oleh pemerintah nasional AS oseanografi dan

atmosfer, india departemen meteorologi, lembaga penelitian nasional

geographysical.Aktifitas gempa di india dapat dibagi dalam empat kelompok, yaitu,

wilayah Himalaya, andaman Nicobar, wilayah kutch dan Semenanjung India.

beberapa kerusakan akibat gempa yang telah terjadi di empat wilayah tersebut

tercantum dalam tabel 1.10.

31

Teknik Gempa

Tabel 1.10

Himalayan Region

No Name Location Year Magnitude/Intensity Death

1 Kashmir Earthquake Srinagar. J. & K. 1885 - 3000

2 Shilong Earthquake Shilong, Plateau 1897 8,7 1600

3 Kangra Earthquake Kangra, H.P. 1905 8,5 20000

4 Bihar-Nepal Earthquake Bihar-Nepal border region 1934 8,3 10000

5 Assam Earthquake Assam 1950 8,5 1526

6 Bahar-Nepal Earthquake Bihar-Nepal border region 1988 6,5 1000

7 Indo-Burma Earthquake India-Birma border 1988 7,3 -

8 Uttarkashi Earthquake Uttarkashi, Uttaranchal 1991 7 768

9 Chamoli Earthquake Chamoli, Uttaranchal 1999 6,8 103

Andaman Nicobar

1 Andaman-Nicobar Earthquake Andaman-Nicobar Trench 1941 8,1 -

Kutch Region

1 Samaji Earthquake Samaji, Delta of Indus 1668 X -

2 Kutch Earthquake Kutch, Gujarat 1819 8 2000

3 Anjar Earthquake Anjar, Gujarat 1956 6,1 115

4 Bhuj Earthquake Bachau, Gujarat 2001 6,9 20000

Peninsular India

1 Bombay-Surat Earthqake Bombay-Surat 1856 VII -

2 Son Valley Earthqake Son Valley 1927 6,5 -

3 Satpura Earthqake Satpura 1938 6,3 -

4 Balaghat Earthqake Balaghat, M.P. 1957 5,5 -

5 Koyna Earthqake Koyna 1967 6 177

6 Ongole Earthqake Ongole, Bhadrachalam 1967 5,4 -

7 Broach Earthqake Broach 1970 5,4 26

8 Latur Earthqake Latur, Maharashtra 1993 6,2 10000

9 Jabalpur Earthqake Jabalpur, M.P. 1997 6 54

32

Teknik Gempa

1.10 Klasifikasi Gempa Bumi

1. Based on location

a) Interplate

b) Inraplate

2. Based on epicentral distance

a) Local earthquake <1˚

b) Regional Earthquake 1-10˚

c) Teleseismic >10˚

3. Based on focal depth

a) Shallow depth 0-71km

b) Intermediate 71-300km

c) Deep earthquake >300km

4. Based on magnitude

a) Mircoearthquake <3,0

b) Intermediate 3-4

c) Moderate earthquake 5-5,9

d) Strong earthquake 6-6,9

e) Major earthquake 7-7,9

f) Great eatrhquake >8,0

1.11 Tsunami

Tsunami merupakan serangkaian gelombang besar dengan periode yang

sangat panjang yang disebabkan oleh kerusakan, gangguan impulsif bawah laut atau

kegiatan di dekat pantai atau di laut. gelombang tersebut menjadi sangat berbahaya

dan merusak ketika mereka mencapai pantai. tsunami kata terdiri dari kata Jepang

"tsu" (yang berarti pelabuhan) dan "nami" (yang berarti "gelombang"). Terkadang

mereka juga disebut gelombang laut seismik atau, gelombang pasang surut yang tidak

menentu. Dalam keadaan tsunami,energi meluas ke dasar laut dan air mengalir lurus.

33

Teknik Gempa

dekat pantai, energi tsunami yang terkonsentrasi dalam arah vertikal karena

berkurangnya kedalaman air, dan dalam arah horisontal dengan memperpendek

panjang gelombang akibat penurunan kecepatan.terdapat berbagai aspek gelombang

tsunami yang dipelajari oleh peneliti yaitu lempeng tektonik yang menyebabkan

untuk generasi, propagasi dan observasi, genangan, berlari, membangun dekat pantai

karena geometri pantai, resonansi di teluk.

Tsunami destruktif yang dihasilkan dari gempa besar (terlepas beberapa

meter), gempa dangkal dengan pusat gempa atau kesalahan dekat atau di dasar laut.

tsunami umumnya terjadi disamudera zona subduksi lempengan litosfer. perpindahan

vertikal mendadak pada area yang luas, menyebabkan terganggunya permukaan laut,

menggerakkan air dan menghasilkan gelombang tsunami destruktif. Sebuah "gempa

tsunami" didefinisikan sebagai suatu gempa yang memicu tsunami jauh lebih besar

dari yang diharapkan dari itu adalah gelombang seismik. biasanya gempa dengan

kekuatan 7,5 richter lebih besar dari menghasilkan gelombang tsunami destruktif.

tabel 1.11 menunjukkan daftar sepuluh tsunami mematikan di Samudera Hindia.

panjang gelombang dari gelombang tsunami dan masa bergantung pada mekanisme

menghasilkan dan dimensi dari acara sumber. periode gelombang tsunami dapat

berkisar dari 5 sampai 90 menit. di laut terbuka, panjang gelombang tsunami

mungkin hingga 200 km (gambar 1.19). di laut dalam, ketinggian tsunami dari

melalui ke puncak dapat berkisar dari hanya beberapa sentimeter sampai satu meter

lebih. di perairan dangkal dekat garis pantai, namun, ketinggian tsunami dapat

membangun hingga beberapa meter.

Tabel 1.11

Year Deaths Lacations

Dec. 26, 2004 220000+ Sumatera

Aug. 27, 1883 36500 Java/Sumatera

Jan. 26, 1941 5000 Andaman Sea

Jun. 16, 1941 1700 Sumatera

Sept. 3, 1861 1543+ Arabian Sea

34

Teknik Gempa

Nov. 28, 1945 1000+ Arabian Sea

Feb. 16, 1861 905 Sumatera

April. 2, 1762 500 Bay of Bengal

Aug. 19, 1977 500 Sunda Island

Jan. 4, 1907 400 Sumatera

1.11.1 Kecepatan Tsunami

Kecepatan gelombang tsunami yang panjang gelombang cukup besar

dibandingkan dengan kedalaman air (25 kali atau lebih kedalaman) diberikan oleh

persamaan berikut.

V Tsu=√gh

di mana 'g' adalah percepatan akibat gravitasi bumi lapangan dan 'h' adalah

kedalaman air. kecepatan tsunami dapat bervariasi dari 35 km / jam sampai 950 km /

jam untuk rentang air 10 m kedalaman 7,0 km

1.11.2 kenaikan dan genangan

Meskipun jarang terjadi, tsunami adalah salah satu fenomena fisika yang

paling menakutkan dan kompleks dan telah bertanggung jawab atas kerugian besar

kehidupan dan kehancuran harta benda. Kerusakan tsunami karena disebabkan oleh

run up besar (elevasi dicapai oleh air laut diukur relatif terhadap beberapa acuan

dinyatakan), genangan (jarak antara keramah garis banjir bandang dan pantai),

dampak gelombang pada struktur dan erosi. sebagai gelombang tsunami mendekati

pantai, panjang gelombang dipersingkat dan energi gelombang diarahkan ke atas,

sehingga meningkatkan ketinggian mereka jauh, seperti yang ditunjukkan pada

gambar 1.19. amplitudo gelombang tsunami dapat tumbuh hingga 30 - 35 m dekat

35

Teknik Gempa

pantai. tergantung pada kedalaman air dan konfigurasi pantai, gelombang mungkin

mengalami refraksi yang luas, proses lain yang mungkin saling bertemu energi

mereka ke daerah-daerah tertentu di pantai dan dengan demikian meningkatkan

ketinggian genangan dan bahkan lebih. survei lapangan yang dilakukan setelah setiap

tsunami besar untuk penilaian up run dan batas genangan dan untuk mengumpulkan

data terkait dari para saksi mata seperti jumlah gelombang, waktu kedatangan

gelombang dan gelombang terbesar.

36

Teknik Gempa

RINGKASAN

Seismologi adalah studi generasi, propagasi dan pencatatan gelombang elastis

di bumi dan sumber-sumber yang menghasilkan mereka. gempa bumi adalah getaran

tiba-tiba gerakan kerak bumi, yang berasal secara alami di bawah permukaan. sekitar

90% dari semua gempa bumi terjadi akibat peristiwa tektonik, terutama gerakan

kesalahan. proporsi yang tersisa berkaitan dengan vulkanisme, runtuhnya rongga

terranean sub, atau buatan manusia efek. episenter gempa tidak secara acak

didistribusikan melalui bumi adalah permukaan. mereka cenderung terkonsentrasi di

zona sempit. bab ini menjelaskan secara rinci teori rebound elastis, gelombang

seismik, efek situs lokal pada karakteristik gerakan tanah, interior bumi dan

pergerakan lempeng India bersama dengan itu adalah fitur seismotektonik.

37

Teknik Gempa

DAFTAR ISTILAH

Active fault : sebuah kesalahan yang cenderung memiliki lagi gempa bumi beberapa

waktu di masa depan. kesalahan biasanya dianggap aktif jika mereka telah pindah

satu atau lebih banyak waktu di masa lalu.

Aftershocks: gempa bumi yang mengikuti kejutan terbesar dari sequence.they gempa

yang lebih kecil dari mainshock dan terus selama minggu, bulan, atau tahun. secara

umum, mainshock lebih besar, gempa susulan yang lebih besar dan lebih banyak dan

semakin lama mereka akan terus

Alluvium : longgar kerikil, pasir, lumpur atau tanah liat disimpan oleh sungai

Aseismic : istilah ini menggambarkan suatu kesalahan yang tidak ada gempa telah

diamati

Attenuation : ketika Anda melemparkan kerikil dalam kolam, itu membuat

gelombang di permukaan yang bergerak keluar dari tempat di mana kerikil masuk air.

gelombang terbesar dimana mereka terbentuk dan secara bertahap mendapatkan lebih

kecil karena mereka menjauh. ini penurunan dalam ukuran, atau amplitudo,

gelombang ini disebut redaman

Basement : lebih keras dan biasanya lebih tua beku dan metamorf batuan yang

mendasari urutan batuan sedimen utama (lebih lembut dan biasanya lebih muda) dari

daerah dan memanjang menurun ke dasar kerak.

Bedrock : relatif hard rock, padat yang biasanya mendasari batuan lembut, sedimen,

atau tanah, sebuah subset dari ruang bawah tanah

Benioff zone : planar mencelupkan (datar) zona gempa yang dihasilkan oleh interaksi

dari lempeng samudera downgoing kerak dengan lempeng benua. Gempa ini dapat

dihasilkan oleh slip sepanjang sesar subduksi atau slip pada kesalahan dalam pelat

downgoing seperti akibat lentur dan perpanjangan sebagai piring ditarik ke dalam

mantel. juga dikenal sebagai wadati-Beneoff zona

38

Teknik Gempa

Body wave : gelombang seismik yang bergerak melalui bagian dalam bumi, yang

bertentangan dengan gelombang permukaan yang bepergian dekat bumi adalah

permukaan. P-dan S-gelombang adalah gelombang tubuh.

Crust : lapisan utama terluar bumi, mulai dari sekitar 10 hingga 65 km di seluruh

dunia ketebalan. yang paling atas 15 sampai 35 km dari kerak rapuh cukup untuk

menghasilkan gempa

Core: bagian terdalam dari bumi. inti luar meluas 2500-3500 mil di bawah

permukaan bumi adalah dan logam cair. inti bagian dalam adalah pusat 500 Milles

dan logam padat

Earthquake: Istilah ini digunakan untuk menggambarkan keduanya menyelinap tiba-

tiba pada suatu kesalahan, dan tanah yang dihasilkan gemetar dan memancarkan

energi seismik yang disebabkan oleh slip, atau oleh aktivitas gunung berapi atau

magmatik, atau perubahan tiba-tiba stres di bumi

Earthquake Hazard: apa pun yang berhubungan dengan gempa bumi yang dapat

mempengaruhi aktivitas normal orang. ini termasuk patahan permukaan,

shaking.landslides tanah, pencairan. tektonik deformasi, tsunami, dan seiches.

Earthquake Risk: kerusakan kemungkinan bangunan, dan jumlah orang yang

diperkirakan akan terluka atau terbunuh jika gempa kemungkinan pada kesalahan

tertentu terjadi. gempa risiko dan bahaya gempa bumi kadang-kadang digunakan

secara bergantian.

Epicentre : titik di permukaan bumi secara vertikal di atas titik di mana kerak pecah

seismik dimulai

Fault : fraktur sepanjang yang blok kerak di kedua sisi telah pindah relatif terhadap

satu sama lain sejajar dengan fraktur. Serangan fraktur slip vertikal (atau hampir

vertikal) patah tulang di mana sebagian besar telah pindah blok horizontal. Jika blok

39

Teknik Gempa

berlawanan dengan pengamat melihat seluruh kesalahan bergerak ke kanan, gaya slip

disebut lateral kanan, jika blok bergerak ke kiri, gerakan yang disebut kiri lateral.

Foreshock : Foreshocks adalah gempa relatif kecil yang mendahului gempa terbesar

dalam seri, yang disebut mainshock tersebut. Tidak semua mainshocks memiliki

foreshocks.

Hypocentre : Titik dalam bumi di mana gempa pecah dimulai. Juga sering disebut

fokus.

Intensity : Beberapa (ditulis sebagai angka Romawi) menggambarkan keparahan

gempa bumi dalam dampaknya pada permukaan bumi dan pada manusia dan struktur

mereka. Ada nilai-nilai intensitas banyak gempa bumi, tergantung di mana Anda

berada, tidak seperti besarnya, yang merupakan salah satu nomor untuk masing-

masing gempa.

Interaplate and interplate : Interplate berkaitan dengan memproses dalam lempeng

kerak bumi. Interplate berkaitan dengan memproses antara pelat.

Isosismal : Sebuah kontur atau garis pada peta bounding poin intensitas yang sama

untuk gempa tertentu.

Left-lateral : Jika Anda berdiri pada kesalahan dan terlihat sepanjang sisinya, ini

adalah jenis serangan-slip fault dimana blok kiri bergerak ke arah Anda dan blok

kanan bergerak menjauh.

Lithosphere : Suatu jenis gelombang permukaan seismik memiliki gerakan

horizontal yang melintang (atau tegak lurus) ke arah gelombang bepergian.

Love Wave : Litosfer merupakan bagian yang solid dari luar bumi, termasuk kerak

dan mantel teratas. Litosfer adalah sekitar 100 km tebal, meskipun ketebalannya

adalah usia tergantung (litosfer tua lebih tebal). The litosfer bawah kerak rapuh cukup

di beberapa lokasi untuk menghasilkan gempa bumi dengan patahan, seperti dalam

subduksi lempeng samudera.

40

Teknik Gempa

Magnitude : Besarnya adalah angka yang mencirikan ukuran relatif dari gempa

bumi. Magnitude didasarkan pada pengukuran gerakan maksimum terekam oleh

seismograf . Skala beberapa telah ditetapkan, tetapi yang paling sering digunakan

adalah (1) besarnya lokal (ML), sering disebut sebagai "besarnya Richter," (2)

permukaan-gelombang besarnya (Ms), (3) badan-gelombang besarnya (Mb ), dan (4)

momen magnitudo (Mw)

Mainshocks : Gempa bumi terbesar secara berurutan, kadang-kadang didahului oleh

satu atau lebih foreshocks, dan hampir selalu diikuti oleh gempa susulan banyak.

Mantle : Bagian interior bumi antara inti luar logam dan kerak.

Moho : Batas antara kerak dan mantel di bumi. batas adalah antara 25 dan 60 km

jauh di bawah benua dan antara 5 dan 10 km jauh di bawah dasar laut.

Oceanic spreading ridge : Sebuah kelautan spreading ridge adalah zona patahan

sepanjang dasar laut di mana bahan mantel cair datang ke permukaan, sehingga

menciptakan kerak baru. Fraktur ini dapat dilihat di bawah laut sebagai garis

pegunungan yang membentuk sebagai batuan cair mencapai dasar laut dan membeku.

Oceanic trench : Sebuah depresi linier dari dasar laut yang disebabkan oleh subduksi

dari satu piring di bawah yang lain.

P-wave : Gelombang seismik yang mengguncang tubuh tanah bolak-balik dalam arah

yang sama dan arah yang berlawanan sebagai gelombang bergerak.

Plate tectonics :

Rayleigh wave : Sebuah gelombang seismik permukaan menyebabkan tanah bergetar

dalam gerakan elips, tanpa gerak, melintang, atau tegak lurus.

Reccurence interval : Rentang rata-rata waktu antara gempa besar di situs tertentu.

Juga disebut periode ulang.

41

Teknik Gempa

Reflection : energi atau gelombang dari gempa bumi yang telah dikembalikan

(tercermin) dari batas antara dua bahan yang berbeda dalam bumi, seperti cermin

memantulkan cahaya.

Refraction : defleksi, atau lipatan, atau jalur sinar gelombang seismik yang

disebabkan oleh bagian dari dan materi lain yang memiliki sifat elastis yang berbeda.

menekuk dari gelombang tsunami dari karena variasi dalam kedalaman air di

sepanjang garis pantai.

Right-lateral : jika Anda berdiri pada kesalahan dan terlihat sepanjang sisinya, ini

adalah jenis serangan-slip fault di mana blok yang tepat bergerak ke arah Anda dan

blok kiri bergerak menjauh.

Seismogenic : yang mampu menghasilkan gempa bumi.

Seismogram : rekor yang ditulis oleh seismograf sebagai respon terhadap gerakan

tanah yang dihasilkan oleh gempa bumi, ledakan, atau sumber gerak tanah.

Seismology : Studi tentang gempa bumi dan struktur bumi, baik oleh alami dan

gelombang seismik buatan yang dihasilkan

42

Teknik Gempa

DAFTAR PUSTAKA

Abe, K., “Tsunami and Mechanism of Great Earthquake”, Physics of the Earth Planet

Interiors, 7: 143-163, 1973.

Aki, K. And Chouet, B., “Origin of Coda Waves; Source, Attenuation and Scattering

Effects”, Jurnal of Geophysical Research, 80: 3322, 1975.

Aki, K., “Local Site Effects on Strong Ground Motion”, In Earthquake Engineering

and Soil Dynamics II-Recent Advances in Ground Motion Evaluation, J.L. Ven Thun

(Ed.), Geotechnical Special Publication No. 20, 103-155, American Society of Civil

Engineering, Ney York, 1998.

43