BAB 14
KEGEMPAAN
Gempa bumi sudah tidak asing lagi bagi kita semua, karena sering kali diberitakan adanya
suatu wilayah dilanda gempa bumi, baik yang ringan maupun yang sangat dahsyat, banyak
menelan korban jiwa dan harta, meruntuhkan bangunan bangunan dsb. Dan dapat
dikatakan bahwa gempa bumi adalah malapetaka bagi manusia. Akan tetapi apakah
sebenarnya gempa dan mengapa terjadi gempa bumi serta dimana dan kapan?
14.1. Sumber Gempa
Gempa bumi disebabkan oleh pelepasan energi regangan elasatis batuan (elastically-
strained rock) pada litosfir. Makin besar energi yang dilepas makin kuat gempa yang
terjadi.
Teori terjadinya atau asal gempa yang dapat diterima adalah pergeseran sesar dan teori
kekenyalan elastis (elastic rebound theory). Gerak tiba-tiba sepanjang sesar merupakan
penyebab yang sering terjadi, namun tidak sesedarhana itu. Beberapa gempa lebih kuat
beberapa ribu lebih kuat dari gempa lainnya. Energi yang sama besarnya, yang dilepaskan
oleh beribu ribu sesar-sesar kecil dan gempa-gempa kecil tidak sama dengan energi yang
tersimpan dan kemudian dilepaskan suatu saat.
Teori kekenyalan elastis memperkirakan apabila permukaan sesar bergesekan satu dengan
lainnya, energi terkumpul dalam tubuh batuan yang terdeformasi elastis. Jika terjadi
pergeseran maka tubuh batuan yang dalam regangan elastis kembali terbentuk asal
(Gambar 14.1). Dapat dibayangkan sebagai sebuah per atau pegas yang ditekan dan
kemudian dilepas mendadak, maka terjadi getaran.
Teori ini mula-mula dipelajari pada sesar san andreas di California,Amerika Barat, sejak
tahun 1874. pengamatan dilakukan di California tengah dalam jangka waktu yang lama.
Pengamatan pada titik-titik pada sesar dan yang jauh dari sesar dan yang jauh dari sesar
memperlihatkan bahwa kerak bumi melenting perlahan-lahan. Dan ternyata sesar dekat
San Fransisco tidak memperlihatkan pergeseran. Tetapi pada 18 April 1906 kedua sisi
sesar yang semula seolah-olah terpaku mendadak bergeser. Energi elastis yang
terkumpul lepas saat sesar bergerak, dan kerak yang lenting menjepret balik (snap back),
membuat gempa yang dahsyat. Dari pengamatan selanjutnya memperlihatkan pelentingan
kerak telah hilang.
Kegempaan
136
Kebanyakan gempa terjadi pada batuan regas (brittle) di kerak. Pada kedalaman besar suhu
dan tekanan tinggi sehingga terjadi deformasi ductile. Pada kondisi ini batuan dapat rekah
atau menyimpan energi dari pada mengalami perubahan tetap meskipun gayanya sudah
hilang. Jadi fenomena gempa adalah regas (pritle), dibagian luar bagian bumi yang dingin.
Fokus Gempa dan Episenter
Tempat dimana energi gempa terlepas menyebabkan gempa bumi dinamakan fokus gempa
(earthquake focus). Kenyataan bahwa sumber gempa berasal dari gerak sesar, maka fokus
gempa tidak merupakan satu titik, melainkan satu daerah yang membentang beberapa
kilometer. Fokus gempa gempa terletak dikedalaman, dibawah permukaan bumi. Untuk
mengidentifikasi pusat gempa umumnya dilakukan dari episenter, titik di permukaan bumi
tegak lurus diatas fokus, seperti pada Gambar 14.2 Dalam menentukan fokus perlu
diketahui lokasi episenter dan kedalamannya.
Episenter
Episenter
Gambar 14.2 Fokus gempa bumi adalah tempat pergerakan pertama pada sesar dan pusat pelepasan energi. Episenter terletak dipermukaan bumi, tegak lurus diatas fokus (Skinner, 1992)
Gambar 17.1 Teori kekenyalan elastic batuan gempa bumi. A-lapisan lapisan batuan tersesarkan sebelum berfeser. B-lapisan lapisan melenting elastis saat pergeseran mulai sepanjang sesar. C-batuan patah dan terjadi pergeseran sepanjang sesar. Regangan elastis (elastic strain) lepas sebagai gelombang gempa dan lapisan-lapisan balik kebentuk semula (Ludman, 1982)
Kegempaan
137
14.2. Gelombang Gempa
Saat terjadi gempa energi yang tertimbun dipancarkan dari fokus ke bagian-bagian lain dari
bumi. Seperti benda yang bergetar, gelombang (getaran) menyebar menjauhi fokus.
Gelombang-gelombang ini yang dinakaman gelombang gempa, seperti halnya dengan
gelombang suara, menyebar ke segala arah. Gelombang gempa merupakan gangguan
elastis (elastic disturbances), dan ketika batas elastisitas dilampaui batuan yang dilaluinya
akan kembali kebentuk asal setelah gelombang lewat. Oleh karena itu gelombang gempa
diukur dan direkam, harus pada saat batuan bergetar. Sebab itu seismograf di stasiun
gempa seluruh dunia berfungsi terus menerus setiap waktu (kontinu).
Ada beberapa jenis gelombang gempa yang dikelompokkan menjadi dua, yakni gelombang
badan dan gelombang permukaan.
14.2.1. Gelombang Badan (Body Waves)
Body waves, menjalar dan menjauhi fokus dan mampu merambat keseluruh bumi. Sama
dengan gelombang cahaya dan suara, menyebar kesegala arah menjauhi sumbernya.
Ada dua jenis, tergantung pada 2 cara zat padat dapat terdeformasi elastis, dengan berubah
volume atau dengan berubah bentuk.
Jenis body wafe pertama adalah gelombang kompresi (compressional wafe), mendeformasi
batuan dengan mengubah volume. Gelombang kompresi merupakan pulsa-pulsa bergantian
(alternating pulses), antara kompresi dan tarikan/mekar (expansion) yang bergerak searah
dengan jalan gelombang, (Gambar 14.3). seperti gelombang suara merambat pada udara
dengan menggerakkan udara,memampatkan dan merenggangkannya. Pemampatan dan
perenggangan menyebabkan perubahan volume dan densitas medium.
Gelombang kompresi dapat merambat melalui medium padat, cair maupun gas, karena
ketiganya dapat menanggung perubahan densitas. Ketika gelombang kompresi melalui
suatu medium, kompresi menekan atom-atom saling mendekat. Tarikan atau
perenggangan, adalah kebalikannya, merupakan reaksi elastis (elastic respon) terhadap
pemampatan, menjarangkan jarak antar atom.
Partikel seolah-olah bergerak maju mundur searah gerak gelombang, sehingga dinamakan
gelombang longitudinal. Gelombang kompresi mempunyai kecepatan tertinggi diantara
gelombang-gelombang seismik, 6 km/s merupakan kecepatan yang umum pada kerak
bagian atas. Dan merupakan gelombang pertama yang tercatat pada stasiun gempa saat
terjadi gempa oleh karena itu dinamakan sebagai gelombang P (primary wave)
Kegempaan
138
Body wave jenis kedua adalah gelombang geser (shear wave), mendeformasi material
dengan mengubah bentuk. Karena cairan tidak mempunyai daya elastisitas untuk kempbali
kebentuk asal. Shear wave hanya dapat memacar atau merambat pada medium padat. Shear
wave terdiri dari seri gerak tegak, tegak lurus arah gelombang. Gerak partikelnya bolak-
balik tegak lurus arah gelombang, dinamakan gelombang transverse (Gambar 14.3).
Kecepatan rambatnya lebih rendah dari gelombang longitudinal, 3,5 km/s. karena itu
terekam pada stasiun gempa setelah gelombang P, sehingga dinamakan juga sebagai
gelombang S (secondary). Sebagai halnya pada gelombang cahaya,seismik body wave
dapat juga dipantulkan oleh cermin atau kaca, gelombang gempa dipantulkan oleh bidang-
bidang didalam bumi. Pembiasan atau refraksi merupakan fenomena yang kurang dikenal,
terjadi karena kecepatan gelombang berubah ubah yang mengakibatkan arah
merambatnya menyimpang dari arah geraknya. Perubahan kecepatan dan penyimpangan
arah dapat terjadi secara bertahap atau mendadak. Penyimpangan mendadak dapat
dibayangkan sebagai seberkas sinar bertemu permukaan air maka sebagian arahnya akan
berbelok dan sebagian mengikuti permukaan air. Kecepatan rambat body wave merupakan
fungsi densitas medium yang dilaluinya.
14.2.2. Gelombang permukaan (surface wave)
Penampilan gelombang permukaan sangat mirip dengan gelombang P dan S, tetapi
bergerak atau merambat pada permukaan bumi, bukan di dalam bumi seperti body waves.
Kecepatannya lebih rendah dari gelombang P dan S oleh karaena itu terekam pada stasiun
Gambar 17.3 Gelombang P (Gelombang longitudinal), partikel dalam material bergetar maju mundur searah dengan arah gelombang (A). gelombang S (transversal), partikel berisolasi tegak lurus ke arah gelombang (B). Seperti seutas tali yang satu ujungnya terikat pada tiang dan ujung lainnya digerakkan naik turun
Kegempaan
139
gempa paling akhir. Gelombang permukaan merambat dipermukkaan bumi sebagai getaran
gelombang getaran vertical dan horizontal, yang dinamakan berdasarkan nama seorang
pionir seismologi. Gelombang Love mirip dengan gelombang S, hanya gerakan partikel
melintang selalu pada permukaan atau bidang sepanjang lintasan gelombang (Gambar
14.4A). Gelombang Raylegh berbeda dengan gelombnang-gelombang gempa pada
umumnya. Partikel-partikel yang terlibat tidak bergerak lurus tetapi melingkar (circular
orbit), seperti partikel air dalam gelombang laut, tetapi arahnya berlawanan (Gambar
14.4B).
Perbedaan gelombang permukaan dan body wave, mengenai adanya disperse (dispersion).
Body wave merambat dalam Bumi dengan kecepatan yang sama, tidak bergantung pada
panjang gelombang, tetapi tidak demikian halnya dengan gelombang permukaan, makin
dalam penetrasi gelombang ke dalam bumi. Karena bumi terdiri dari lapisan-lapisan yang
makin ke dalam makin padat, gelombang permukaan yang panjang gelombangnya
panjang,penetrasinya lebih dalam, yang berarti lebih padat, zona kecepatan lebih tinggi,
sedangkan yang panjang gelombangnya pendek tidak sampai. Dengan kata lain,
gelombang permukaan dengan panjang gelombang berbeda mempunyai kecepatan yang
berbeda pula, hal inilah yang dimaksud disperse gelombang permukaan.
Gambar 14.4 Gelombang permukaan A. Gelombang Love terdiri dari gelombang-gelombang melintang dimana gerak partikel pada permukaan sepanjang energi dipancarkan. B. Gelombang Rayleigh, dipancarkan dengan gerak melingkar berbalik (retrograde circular orbit) partikel batuan (Ludman,1982).
Kegempaan
140
14.3. Lokasi Episenter
Sudah sejak 2000 tahun yang lalu orang cina mempelajari gempa bumi. Dengan alat
sederhana mereka mencoba untuk mengetahui darimana datangnya gempa. Ilmu yang
mempelajari kegempaan dinamakan seismologi yang berasal dari bahasa yunani kuno
seismos yang berarti gempa bumi. Kemajuan seismologi ditunjang oleh banyaknya stasiun-
stasiun gempa yang tersebar diseluruh dunia, yang mendeteksi dan merekam setiap terjadi
gempa. Alat untuk merekam hentakan (shock) dan getaran (vibration) yang disebabkan
gempa dinamakan seismograf. Prinsip alat ini sederhana, sebuah beban yang sangat berat
digantung pada penyangga yang melekat kuat pada permukaan bumi. Saat getaran gempa
dari jauh mencapai alat,energi beban tetap diam, sedangkan tanah dan penyangga turut
bergetar beserta fondasi yang menyangga seluruh system (Gambar 14.5)
Pada beban atau bandul diberi alat tulis, yang dapat menggores pada kertas yang dipasang
pada silinder berputar. Goresan yang terjadi berbentuk grafik gelombang-gelombang
seismik yang dating disebut seismogram (Gambar 14.6). Pada seismogram dapat dikenali
gelombang-gelombang P,S, Love dan Rayleugh. Dan berdasarkan seismogram dapat
dihitung dari jarak dari stasiun gempa, juga kuat gempanya.
Jarak episenter dari stasiun gempa dapat diketahui dari perbedaan waktu dating S dan P
dengan menyesuaikannya dengan travel time curve. Makin jauh jaraknya, makin besar
perbedaan waktu datang kedua gelombang tersebut. Gambar 14.6. Letak episenter yang
tepat yang tepat dapat ditentukan dari tiga seismograf atau lebih, pusatnya terletak dimana
lingkaran-lingkaran bertemu (Gambar 14.7)
Gambar 14.5 Prinsip kerja seismograf. Bandul yang dilengkapi dengan alat tulis, menggaris pada silinder berputar dan bergerak mengikuti getaran gempa. Garis yang terekam pada silinder membentuk grafik, dinamakn seismogram
Kegempaan
141
14.4. Kuat Gempa (Magnitude of Earthquake)
Pengukuran batuan terdeformasi elastis sebelum gempa, dan batuan tak terdeformasi
setelah gempa dapat dipergunakan untuk mengetahui dengan tepat berapa besar energi
yang dilepaskan.
Namun hal ini sulit dilaksanakan, karena menayangkut waktu dan sering kali pengukuran
sebelum gempa tidak mungkin dilakukan. Oleh karena itu para ahli seismologi
mendekatinya dengan mengukur amplitude gelombang seismik. Richter menghitungnya
dari amplitudo P dan S dari seismogram 100 km dari episenter. Oleh karena itu kuat sinyal
gelombang kuat sinyal gelombang bervariasi, tergantung dari banyak faktor, Richter
membuat skalanya logaritmik, Richter magnitude scale. Dimulai dari magnitude 1, tiap
Gambar 17.6 Waktu tempuh (travel time) gelombang P,S dan gelombang permukaan. A. Gambaran sebuah seismogram yang umum direkam pada seismograf. Gelombang P dan meninggalkan episenter pada saat yang sama. Gelombang P yang lebih cepat tiba lebih dulu, beberapa waktu kemudian gelombang S yang lebih lambat sampai. Perbedaan waktu tiba proporsion dengan jarak yang ditempuh gelombang. Gelombang permukaan merambat lebih lambat dari P dan S. B. kurva waktu tempuh (travel time curve) rata-rata gelombang P dan S di bumi dipergunakan untuk melokalisisir episenter. Contohnya stasi : gempa mencatat perbedaan waktu tiba S-P (13.7.4) menit yang berarti jarak episenter 4000 km dari stasiun gempa (Skinner,1992)
Kegempaan
142
naik 1 unit skala berarti magnitudenya naik dengan 10 kali lipat, atau amplitudo
gelombangnya 10 kali lebih besar dan 3 berarti seratus kali.
Gambar 14.8 memperlihatkan contoh menghitung skala magnitude Richter (M), dengan
menggunakan formula:
M = log X/T + V
Energi gelombang gempa merupakan fungsi dari amplitudo dan waktu gelombang (T),
waktu yang diperlukan untuk osilasi satu gelombang. Dengan membagi amplitudo
Gambar 14.8 Pengukuran yang dipergunakan untuk menentukan Skala Magnitude Richter (M) dari rekaman seismograf (Skinner, 1992)
Gambar 14.7 Lokasi episenter gempa ditentukan berdasarkan jarak dari tiga stasiun gempa. Titik potong ketiga lingkaran yang masing-masing berjari-jari jarak dari episenter (di atas peta) adalah letak episenter gempanya
Kegempaan
143
maksimum (X), diukur pada jangka 10-4 cm pada pengaturan seismograf dengan (T) dalam
detik. Kemudian ditambah faktor koreksi (Y), ditentukan dari interval gelombang S-P. X/T
adlah besar energi yang sampai seismograf. Gempa terbesar yang pernah terjadi berskala
8,6 skala Richter. Energi yang dilepaskannya sama dengan 10.000 kali bomb atom yang
menghancurkan Hiroshima pada perang dunia ke-2. Kemungkinan adanya gempa lebih
besar sedikit sekali karena batuan tidak dapat menimbun energi elastik lebih besar.
Sebelum batuan terdeformasi lebih lanjut, sudah patah dan melepaskan energi.
Selain Skala Magnitute Richter besarnya gempa dinyatakan juga dalam intensitas
kerusakan akibat gempa sebagai Modified Mercelli Scale. Dasar skalanya adalah getaran
atau goyangnya yang dapat dirasakan manusia pada saat gempa sebagai skala terendah dan
hancurnya bangunan sebagai skala tertinggi. Skala Mercalli dan perbandingannya dengan
skala Richter terlihat dalam table 14.1.
Skala Magnitude Richter
Skala Intensitas Modified Mercalli
Karakteristik Pengaruh Gempa di Sekitar Populasi
< 3.4
3.5-4.2
4.3-4.8
4.9-5.4
5.5-6.1
6.2-6.9
7-7.3
7.4-7.9
> 8
I
II dan III
IV
V
VI dan VII
VIII dan IX
X
XI
XII
Hanya terdeteksi oleh seismograf
Terasa oleh beberapa orang didalama pegunungan
Terasa oleh orang banyak dan jendela bergetar
Terasa oleh semua orang, piring-piring pecah dan
pintu bergoyangKerusakan ringan bangunan, lantai rekah dan bata
berjatuhan
Kerusakan bangunan lebih parah, cerobong asap
runtuh dan rumah-rumah bergerak diatas fondasinya
Kerusakan serius (parah), jembatan-jembatan
terpelintir, dinding rekah-rekah, bengunan dari bata
runtuh
Kehancuran berat, banyak bangunan runtuh
Hancur total, gelombang terlihat di permukaan tanah
dan benda-benda terlempar ke udara
14.5. Bahaya Gempa Bumi
Akibat goncangan gempa bumi ada enam yang utama, dua yang pertama, akibat goncangan
permukaan tanah dan pensesaran mengakibatkan secara langsung. Empat lainnya
merupakan pengaruh adanya goncangan yang mengakibatkan kerusakan secara tidak
langsung.
1. Bergeraknya tanah akibat gempa, terutama gelombang permukaan, di lapisan lapisan
batuan di permukaan dan regolith. Goncangannya dapat merusak bahkan kadang-kadang
menghancurkakn bangunan
Tabel 14.1. Magnitude (Skala Richter) gempa dan tingkat kerusakannya (Skala Modified Mercalli) (1kinner, 1992)
Kegempaan
144
2. Bila permukaan tanah tersesarkan, bangunan-bangunan terbelah, jalan terputus dan
segala sesuatu yang dilalui atau diatas sesar terbelah
3. Efek kedua, yang sering kali merusak dari tanah yang bergerak, adalah kebakaran.
Goncangan menumpahkan kompor, mematahkan saluran gas, memutuskan kabel listrik,
sehingga terjadi kebakaran. Celakanya lagi pipa saluran hidran juga patah, sehingga
pemadam kebakaran tidak berfungsi
4. Pada daerah berlereng curam, terjadi regolith meluncur ke bawah, tebing-tebing ambruk
dan gerak tanah atau longsor, menghancurkan rumah, jalan dan struktur bangunan
lainnya
5. Goncangan mendadak dan gangguan terhadap sedimen dan regolith yang jenuh air dapat
mengubah tanah yang padat menjadi seperti massa cairquicksand. Prosesnya disebut
liquefaction, yang menyebabkan amblesnya bangunan
6. Terakhir adalah gelombang laut seismik atau tsunami berasal dari bahasa jepang yang
berarti gelombang pelabuhan. Gempa pada lantai samudera menyebabkan air laut
bergerak dengan sangat cepat (sampai 950 km/jam). Di laut terbuka gelombangnya tidak
tampak, karena amplitudonya hanya beberapa meter, tetapi panjang gelombangnya
sampai 200km. Setelah mencapai tempat yang dangkal membentuk gelombang yang
sangat tinggi, sampai 30 meter. Gelombang sangat besar ini menyapu segala sesuatu
didaratan dan menyeretnya kembali ke laut. Di Indonesia pernah terjadi beberapa kali,
di Sulawesi, Sumbawa dan Flores
14.6. Penyebaran Gempa di Bumi
Meskipun tidak ada tempat di bumi yang bebas dari gempa, namun dari seringnya terjadi
hentakan gempa, ada jaluir-jalur seismik (seismic belts) Gambar 14.9. Diantaranya yang
sangat nyata adalah cirkum Pasific belt, hampir 80 % dari pusat gempa yang terekam
bersumber pada jalur ini. Jalurnya mengikuti rangkaian pegunungan di Ameriksa Barat,
mulai dari Cape Horn ke Alaska,menyebrang ke Asia, menjulur di pantai kea rah Selatan
melalui Jepang,Philipina,New Guinea dan Fiji kemudian melingkar jauh ke selatan, ke
New Zealand. Selanjutnya jalur Mediterran-Himalaya (Miditrrenean-Himalayan belt),
sekitar 15% gempa bumi bersumber pada jalur ini, memanjang dari giblaltar ke Asia
Tenggara, termasuk Indonesia, melingkar dari Sumatera, Jawa, Nusa Tenggara, dan dari
Flores kea rah utara, ke Sulawesi. Sisanya mengikuti jalur pematang tengah samudera.
Jalur seismik merupakan tempat-tempat dimana energi dalam bumi terlepas. Dan tentunya
ada manifestasi lainnya untuk pelepasan energi dalam ini. Ternyata memang ada, yaitu
Kegempaan
145
pematang tengah samudera, palung dalam, yaitu pematang tengah samudera,palung
dalam,gunung api andesitic dan lainnya, berimpit atau sejajar dengan batas lempeng
litosfir.
Kedalaman foci (bentuk tunggal dari pusat gempa) sekitar ujung lempeng juga sangat
informative. Umumnya kedalaman foci tidak lebih dari 100km, karena gempa hanya
terjadi pada batuan regas (brittle) dan litosfir regas tebalnya 100km. Namun ada gempa
yang berpusat pada kedalaman 700km. Gempa sangat dalam ini tidak berhubungan dengan
pematang tengah samudera atay sesar transform, tetapi dengan palung lantai samudera.
Palung- palung tersebut mencirikan tempat yang dingin dimana litosfir regas menunjang ke
selubung.
14.6.1. Gempa bumi dan tektonik lempeng
Dari penyebaran pusat-pusat gempa di bumi yang merupakan jalur-jalur yang sempit, dan
batas-batas lempeng litosfir ternyata ada hubungannya. Dengan mempelajari gerak pertama
gelombang seismik dapat ditentukan gerak lempeng litosfir.
Pada bab Tektonik lempeng dikethui ada 3 macam batas lempeng, difergen atau pusat
pemekaran, sesar transform dan konvergen. Setiap batas lempeng dicirikan oleh gempa
bumi yang jelas sebagai gerak sesar dan kedalaman foci.
Gambar 14.9. Penyebaran gempa bumi, membentuk jalur-jalur Circum Pasific, Mediterranean-Himalayan dan yang mengikuti pematang tengah samudera (Tarbuck, 1988)
Kegempaan
146
14.6.2. Pusat pemekaran (spreading centre)
Sepanjang pusat pemekaran dua lempeng bergerak saling menjauhi, dan litosfir tertarik
(stretched) oleh stress tensional (Gambar 14.10A). Sesar yang beraosisasi dengan stress
tensional adalah sesar-sesar normal. Gempa pada pusat pemekaran cenderung leamah
(magnitude Richter rendah), kedalaman foci tidak beraturan, kurang dari 100km dan pada
umumnya kurang dari 20km. Hal ini memperlihatkan bahwa litosfir pada pemekaran tipis
dan astenosfir yang ducktile haruslah sampai dekat permukaan
14.6.3. Batas Sesar Transform
Sesar transform, sangat besar, tegak lurus, merupakan sesar mendatar yang memotong
litosfir. Dan merupakan batas antara dua lempeng yang saling bergesekan (Gambar
14.10B)
Gambar 14.10 Hubungan seismisitas dan batas lempeng (plate boundarles). Titik-titik besar besar menunjukkan gempa. A batas divergen. Gempa mempunyai foci dangkal,magnitude Richter rendah dan gerak sesar normal. B. sesar transform. Gempa mempunyai kedalaman foci sampai 100km, terkadang magnitude Richter tinggi dan gerak strike slip. C. Batas subduksi,gempa-gempanya kompleks,magnitude Richter rendah, foci dangkal dan gerak sesar normal berarah kelaut (palung samudera). D. Batas tumbukan (collision) benua. Gempa kedalaman mempunyai foci sampai 300 km, gerak sesar anjakan (thrust fault) dan terkadang magnitude Richter tinggi (BJ Skinner,1992)
Kegempaan
147
Studi gerak pertama membenarkan bahwa gerak sesar transform memang mendatar (strike
slip). Foci gempa selalu dangkal, tidak lebih dalam dari 100km, dan seringnya merupakan
gempa dengan magnitutede Richter tinggi.
Lokasi-lokasi foci gempa menunjukan sesar transform yang memotong kerak benua
cenderung sebagai satu sistem sesar-sesar sejajar daripada sesar tunggal. Kemungkinan
gejala ini yang membentuk sesar San Andreas.
14.6.4. Batas Konvergen
Sebagai telah diuraikan bahwa ada dua macam batas konvergen, yakni subduksi dan
tumbukan. Batas subduksi (subduction), dimana litosfir yang ditutupi kerak samudera
menunjam ke astenosfir dan mesosfir. Dan batas tumbukan (collision) dimana dua benua
bertumbukan. Masing-masing mempunyai pola aktivitas seismik yang karakteristik dan
masing-masing kompleks dan dapat terjadi berbagai gempa (Gambar 14.10C)
Litosfir melenting ke bawah karena menunjam yang mengakibatkan berkembangnya sesar-
sesar normal pada bagian atas lempeng. Gempa yang berasosiasi dengan sesar ini ini
semuanya mempunyai foci dangkal dan magnitude rendah. Subduksi melibatkan satu
lempeng menggelincir dibawah yang lain, sehingga batas lempeng merupakan sesar
anjakan. Gempa-gempa yang mempunyai kedalaman yang mempunyai kedalaman paling
sedikit 100km (daerah dimana dua lempeng litosfir bersinggungan) magnitudenya tinggi
dan memperlihatkan gerak pertamanya gerak sesar anjakan. Dibawah 100km,dimana
litosfir turun kedalam astenosfir, terjadi gempa dalam lempeng yang menunjam.
Pengeplotan foci di busur kepulauan pada penampangsistem palung sistem palung
memperlihtakan foci makin dalam (Gambar 14.11) dan membentuk satu jalur (band) tipis
yang disebut sebagai zona Benioff. Zona Benioff ini ada yang menginterpretasi sebagai
daerah subduksi. Beberapa gempa menunjukkan tegasan tensional (sesar normal),
sedangkan lainnya tegasan kompressional (sesar naik). Mengapa dan bagaimana gempa
dalam terjadi pada lempeng menunjam ini masih diteliti.
Batas tumbukan adalah tempat-tempat dimana dua benua betrumbukan. Contoh aktualnya
adalah rangkaian pegunungan Himalaya, tumbukan India dengan Asia. Zona tumbukan
merupakan daerah yang luas nya beberapa ratus kilometer,dimana batuan mengalami
tekanan dan teranjakan (thrusted) sangat intensif (Gambar 14.10D).
Pada zona tumbukan litosfir mengalami penebalan setempat (local). Gempa mempunyai
foci sedalam 300km dan magnitude tinggi dan gerak pertamanya menunjukkan sesar
anjakan.
Kegempaan
148
14.7. Manfaat Gempa Bumi
Gempa bumi, hampir selalu mencelakakan dan merugika manusia, namun ada juga
manfaatnya dalam ilmlu pengetahuan, terutama dalam mempelajari planet bumi. Dengan
mempelajari gerak pertama (first motion) gelombang gempa yang sampai di seismograf,
dapat diketahui gerak sesar yang menimbulkan gempa. Informasi yang dibutuhkan adalah
rekaman kedatangan body wave gelombang gempa. Misalnya gelombang P, bila yang
pertama sampai berupa pulsa kompresi, energi elastis yang dilepas dan gerak sesar
penyebabnya haruslah menuju ke seismograf. Jika pulsa regangan (expansion), gerak
sesarnya harus menjauhi seismograf (Gambar 14.12). namun harus juga diperhatikan
gelombang P yang diamati tergantung dari lokasi seismograf. Gerak sesar dapat ditentukan
dengan pengeplotan gerak pertama dari beberapa seismograf.
Telah kita ketahui bahwa gelombang P dan S merambat pada batuan dengan kecepatan
berbeda-beda. Kedua gelombang ini memberikan respons yang berbeda terhadap
perubahan sifat batuan. Waktu gelombang dating P dan S pada seismograf diseluruh dunia
menghasilkan rekaman gelombang - gelombang yang sudah merambat sepanjang berbagai
lintasan. Dari rekaman-rekaman memungkinkan untuk menghitung perubahan sifat batuan.
Semisal bumi terdiri dari bahan yang uniform, makin kedalam kecepatan gelombang P dan
S akan naik sedikit-sedikit. Karena tekanan naik densitas dan rigiditas juga bertambah
besar. Kedua sifat fisik batuan ini yang mengontrol kecepatan gelombang. Perhitungan
Gambar 14.11 Zona Benioff. Konsentrasi focus gempa-bumi dalam di daerah Benioff zone, yang diperkirakan indikasi gerak penenjaman lempeng (Ludman, 1982)
Kegempaan
149
waktu tempuh gelombang, dengan pengandaian massa bumi uniform, dan waktu tempuh
yang dicatat seismograf berbeda banyak.
Hal ini diperkirakan bahwa body wave tidak mengalami kenaikan kecepatan, yang berarti
merambat pada satu medium. Dengan kata lain, gelombang tersebut telah dipantulkan atau
dibiaskan, sehingga tidak melalui medium yang berbeda. Berdasarkan perhitungan ini
Mohorovicic dan Gutenberg menemukan bidang diskontinuitas. Masing-masing batas
antara kerak dan mantel serta mantel dan inti bumi.
14.8. Meramal Gempa
Gempa bumi hampir selalu mencelakakan. Karena itu penelitian terus dilakukan untuk
mengetahui bila dan dimana akan terjadi gempa. Sehingga dapat dihindari jatuhnya
korban. Oleh karena Cina sering dilanda gempa kuat, mereka menelitinya dengan giat,
termasuk tingkah laku binatang. Contohnya pada gempa18 juli 1969, petugas kebun
binatang Tianjin, memperhatikan tingkah laku binatang-binatangnya yang sangat aneh dan
melaporkannya ke kantor peramal gempa. Panda yang biasanya diam berteriak,angsa tidak
mau mendekati air, yak tidak mau makan dan ular juga tidak mau masuk liangnya. Dan
pada siangnya gempa berskala 7,4 skala Richter mengguncang Tianjing. Korban tidak
begitu banyak karena masyarakat sudah diperingatkan. Tetapi manusia tidak menyerahkan
nasibnya pada tingkah laku binatang, para ahli gempa mempelajarinya dengan mengukur
perubahan-perubahan sifat batuan dibawah pengaruh strain elastis (elastically strained
rock), yang dapat dimonitor. Dengan mengukur sifat-sifat kemagnitan, konduktifitas listrik
dan porositasnya. Dilakukan juiga observasi sederhana dengan mengukur permukaan air
sumur, yang ada kaitannya dengan prositas. Penaikan dan penurunan elevasi secara
perlahan dapat juga merupakan petunjuk bahwa regangan (strain) sedang berlangsung. Dan
Gambar 14.12 Gerak pertama body wave pada seismograf untuk menentukan arah gerak sesar. Gerak pertama gelombang P yang terdeteksi seismograf dapat berbentuk dorongan menjauhi fokus (diterima seismograf pulsa kompresi) atau tarikan terhadap focus (pulsa tarikan), (A). Pengeplotan pulsa pertama yang dicatat beberapa seismograf dapat menentukan arah gerak sesar, dalam contoh (B) sesar mendatar (strike slip fault)
Kegempaan
150
yang sangat berarti (significant) adalah berkembangnya rekahan-rekahan kecil yang umum
terjadi pada batuan yang meregang. Berkembangnya rekahan dan retakan menimbulkan
rambatan gempa-gempa lemah foreshocks- yang merupakan petunjuk akan datangnya
gempa bumi. Foreshocks memang pertanda yang sangat berarti, namun bila akan terjadi
gempa utamanya masih belum jelas. Bisa dalam hitungan hari, bahkan dalam beberapa
kasus sampai tahun.
Saat batuan yang melenting menjepret balik (snap back), sambil melepaskan energi yang
menyebabkan gempa utama, belum kembali ke bentuk asalnya secara sempurna. Secara
perlahan ia akan kembali ke bentuk asalnya secara sempurna. Secara perlahan ia akan
kembali ke bentuk asalnya sambil melepaskan energi elastisnya. Energi inilah yang
menyebabka gempa susulan atau after shock.
14.9. Pengelompokan Gempa
Kedalaman foci gempa bumi, ternyata berbeda-beda, tergantung dari lokasi
penyebarannya. Bedasarkan kedalaman focinya gempa dikelompokkan menjadi empat:
1. Gempa dangkal, 0-60 km
2. Gempa menengah, 60-300 km
3. Gempa transient, 300-450 km
4. Gempa dalam, kedalamannya > 450 km
Gempa yang sering mengguncang permukaan bumi yang disebabkan oleh sesar disebut
gempa tektonik dan seperti telah diuraikan gempa tektonik merupakan gempa berkekuatan
tinggi, pengaruhnya sangat luas dan daya perusaknya juga besar.
Gempa lemah yang sering terasa di daerah sekitar gunung api aktif, mempunyai penyebab
yang lain. Aktifitas magma dibawah permukaan mendesak dan bergerak naik ke pada pipa
kepundan. Gerakan menimbulkan gesekan yang membuat batuan disekitarnya bergetar.
Getaran dipancarkan kesegala arah. Getaran inilah yang dirasakan disekitar gunung api,
sebagai gempa volkanik. Gempa volkanik merupakan gempa lemah yang hanya dirasakan
disekitar gunung api saja. Gempa ini merupakan salah satu indikasi api mulai aktif ,
kemungkinan akan terjadi erupsi.
Gempa lemah lain yang mungkin terjadi adalah akibat getaran yang ditimbulkan oleh
jatuhnya sejumlah besar massa batuan secara tiba-tiba, disebut gempa terban. Runtuhnya
atap gua di daerah ramping (Bab pelapukan) atau terjadinya longsoran massa batuan yang
besar, getaran yang ditimbulkan bersifat local, hanya terasa disekitarnya saja, dalam radius
yang tidak besar.
Kegempaan
151
14.10. Tugas
1. Apa yang menjadi penyebab gempa? Jelaskan!
2. Menurut anda, apakah besar magnitut suatu gempa di setiap tempat sama atau tidak?
Kenapa kerusakan yang ditimbul gempa pada suatu daerah berbeda-beda?
3. Apa nama perekam dan rekaman suatu gempa?
4. Bagaimana menentukan lokasi pusat gempa?
Top Related