BMKG - Gempabumi Edisi Populer

Gambar 8.8. Sesar naik pada Gempabumi Sumatera 2002 (Sumber: Yagi, 2009).

8.4. Polaritas Gelombang Seismik

Seismogram bisa digunakan dalam studi geometri sesar atau
mekanisme fokus karena tergantung radiasi gelombang gempabumi.
Yang paling mudah ditentukan dengan menganalisa gelombang bodi
dengan mengambil impuls awal atau polaritas awal gelombang seismik.
Polaritas ini tergantung tipe gelombang dan posisi stasiun terhadap jarak
gerakan awal pada sumber gempabumi (hiposenter).

Berikut penjelasan Gambar 8.9 pada NMSOP oleh Bormann (2002)
(Afnimar, 2009). Pada gambar sebelah kiri (a), sumber gaya tunggal S yang
bisa dianalogikan dengan sumber palu yang dipukulkan secara horisontal.
Apabila arah S menuju 1 maka di stasiun ini akan terobservasi
gelombang P dengan polaritas kompresi (+) artinya menekan stasiun
tersebut, di stasiun 4 terakam dilatasi yang artinya menarik stasiun
tersebut, lain halnya dengan stasiun 2 tidak terekam gelombang P sama
sekali.

143

Gambar 8.9. Arah displacement statis di titik sumber relatif terhadap stasiun. (a)
Sumber gaya tunggal S dan (b) sumber gaya dari persesaran F berupa
sumber titik double couple. Dimensi rupture diasumsikan sangat kecil
dibandingkan dengan jarak stasiun dan panjang gelombang (Sumber:
NMSOP, 2002, dengan modifikasi).

Sebaliknya gelombang S akan terpolarisasi paralel dengan arah
displacement statis S dan tegaklurus terhadap arah propagasinya dan
terekam di 2, tapi tidak di 1 dan 4. Pada stasiun 3 gelombang P dan S
akan terekam. Kalau letak sumber S di permukaan, maka sinyal
gelombang P akan terekam pada komponen radial dan tidak ada pada
komponen vertikal.

Gambar sebelah kanan (b) menceritakan pola polarisasi pada
sumber shear dislocation sepanjang bidang sesar F yang berbeda dengan
kasus gaya tunggal (Gambar 8.7.a). Di stasiun 1 dan 5 yang terletak pada
arah strike, sinyal gelombang P tak terobservasi. Demikian juga di stasiun
3 yang tegak lurus sesar di titik F. Sebaliknya di 2 dan 4 yang bersudut
45° terhadap F, terekam amplitudo gerak gelombang P namun dengan
arah berlawanan.

144

First motion gelombang P dari titik double couple ini akan
menggiring kita untuk mendefinisikan empat kuadran, yaitu dua kuadran
kompresi dan dua kuadran dilatasi yang dipisahkan oleh dua bidang yang
saling tegak lurus yang disebut bidang‐bidang nodal, yaitu bidang sesar
dan bidang bantu.

Radiasi gelombang P dari sumber sumber gempabumi mempunyai
empat kurva daerah konsentrasi. Kita dapat memperkirakan bidang nodal
1 dan 2 (nodal bidang sesar dan bidang bantu) dengan menggunakan
polaritas gelombang P dan atau amplitudonya.

Gambar 8.10. Model double couple membagi 4 kuadran (Sumber: Yagi, 2009).

Gambar 8.11. Radiasi gelombang P (kiri) dan S (kanan) (Sumber: Yagi, 2009).

145

Sedangkan radiasi gelombang S dari sumber gempabumi
mempunyai empat kurva daerah konsentrasi, akan tetapi orientasinya
berbeda dengan polaritas gelombang P. Gelombang S lebih sulit
diidentifikasi dibandingkan gelombang P. Seismologist lebih sering
menggunakan analisa gelombang P dibanding S untuk menentukan
mekanisme fokus.
8.5. Take of Angle dan Azimuth

Propagasi gelombang seismik dari sumbernya menuju stasiun
membentuk sudut take of angle dan mempunyai arah azimuth. Persepsi
kita sementara harus diubah dalam menggambarkan mekanisme sumber
gempa dalam bola fokus sebagai segitiga bola. Koordinat geografis stasiun
dan sumber gempa yang terdiri dari lintang dan bujur akan digambarkan
dalam koordinat sumbu segitiga bola. Delta () atau jarak antara sumber
gempabumi dengan stasiun mempengaruhi nilai azimuth ().

Gambar 8.12. Take of angle digambarkan dalam bola (kiri) dan azimuth (kanan)
(Sumber: Yagi, 2009).

Take of angle (i) dapat diperkirakan menggunakan Kurva Ritsema.
Dalam hal naik atau turunnya gelombang P dapat digambarkan di
permukaan dalam bentuk bola fokus.

146

(9‐5)

(9‐6)

8.6. Proyeksi Mekanisme Fokus

Dalam prakteknya untuk mendapatkan solusi mekanisme fokus
digunakan diagram yang menunjukkan proyeksi keadaan fokus 3 dimensi
dari fokus gempabumi. Kita kenal dua macam proyeksi yang digunakan
untuk membuat ilustrasi bentuk radiasi gelombang gempa, yang sering
dipakai adalah Stereographic Projection atau Wulf net dan Equal Area
Projection atau Schmidt net. Melalui kedua proyeksi ini kita dapat
menggambarkan seperti yang terlihat pada Gambar 8.13.

Langkah pertama adalah melakukan ploting seluruh polaritas awal
gelombang P pada setiap stasiun. Dengan memasukkan harga koordinat
geografis stasiun dan sumber gempabumi, dapat dihitung azimuth dan
take of angle masing‐masing stasiun seismograf. Untuk menggambarkan
dua input tersebut dalam bola fokal gunakan proyeksi Wulf net. Tandai
titik kompresi dengan warna gelap (misal hitam) dan titik dilatasi dengan
warna terang (misal kuning). Hasilnya didapatkan distribusi sebaran
kompresi dan dilatasi polaritas gelombang P masing‐masing stasiun.

Berdasarkan akumulasi sebaran polaritas tersebut tarik dua garis
meridian pemisah antara sebaran kompresi dan dilatasi menggunakan
proyeksi Schmidt net sehingga didapatkan dua bidang nodal. Selanjutnya
bisa didapatkan sumbu Tension (T) dan Pressure (P) dari kedua bidang
nodal tersebut. Dari salah satu bidang nodal dapat ditemukan arah strike,
dip, dan slip yang sesuai dengan kejadian gempabumi tersebut.

BMKG telah mampu membuat mekanisme fokus menggunakan
Metode Momen Tensor yang dibuat oleh Iman Suardi dengan dukungan
Profesor Yagi dan Profesor Nakano. Mekanisme fokus BMKG ini dinamakan
SWIFT. Kemampuannya menghasilkan bola fokus dari input stasiun
seismograf jaringan BMKG dalam waktu 15 menit setelah gempabumi

147

terjadi. Walaupun kualitasnya masih di bawah hasil CMT Harvard USGS
yang hasilnya harus ditunggu lebih kurang 30 menit, mekanisme fokus
BMKG ini telah dirasakan cukup membantu dalam menganalisis tipe
pergerakan sesar gempabumi dalam tempo cepat, terlebih dalam hal
penentuan pengecekan kebijakan Peringatan Potensi Tsunami.

Gambar 8.13. Sumber gempabumi dan stasiun digambarkan dalam segitiga bola (atas).
Take of angle bisa dicari menggunakan Kurva Ritsema (bawah) (Sumber:
Yagi, 2009).

148

Gambar 8.14. Proyeksi mekanisme fokus menggunakan Wulf net (atas dan Schmidt net
(bawah) (Sumber : Yagi, 2009).

149

Gambar 8.15. Distribusi sebaran polarisasi kompresi dan dilatasi gelombang P yang
kemudian dipisahkan dengan dua bidang nodal (Sumber : Yagi, 2009).

Gambar 8.16. Penentuan strike, dip, dan slip menggunakan proyeksi mekanisme fokus
(Sumber : Yagi, 2009).

150

Gambar 8.17. Mekanisme fokus BMKG untuk hasil Gempabumi Padang 30 September
2009 (Sumber : BMKG, 2009).

151

9
PREDIKSI GEMPABUMI

Gambar 9.1. Ilustrasi kepekaan binatang menangkap sinyal gelombang sebelum
gempabumi terjadi (Sumber: Schneider et al., 2009).

153

Prediksi gempabumi walaupun masih menjadi pro dan kontra
para seismologist dunia, namun masih tetap menjadi topik
yang hangat diperbincangkan dikarenakan tuntutan
masyarakat awam yang sering menanyakan perihal tersebut dan
datangnya isu‐isu heboh seputar ramalan gempabumi yang akan datang
pada waktu tertentu di suatu daerah. Jadi, mungkinkah gempabumi bisa
diprediksi?

9.1. Prediksi Yang Sukses

Sejumlah negara telah membuat banyak kemajuan dalam bidang
prediksi gempabumi. Di RRC, prediksi gempabumi jangka waktu yang
dekat (imminent) telah berhasil untuk memprediksi empat gempabumi
merusak dengan magnitudo lebih dari 7 SR yang terjadi selama tahun
1975‐1976 sehingga kerugian akibat gempabumi dapat terhindarkan.

Menurut Coe (1971) program Cina untuk ramalan gempabumi
dimulai setelah terjadi gempabumi dengan magnitudo 6,8 dan 7,2 yang
terjadi di Xingtai sekitar 300 kilometer tenggara Peking (Beijing), Maret
1966. Kemungkinan penyebab dianalisanya ramalan gempabumi sebagai
inovasi setelah terjadinya gempabumi Ehou En‐Lai yang memprediksi
daerah gempabumi secara langsung setelah terjadinya gempa. Riset
prediksi telah menggunakan beberapa metode antara lain; seismik,
geodesi, gravitasi, pergerakan lapisan, geomagnet, listrik, pergerakan
tanah, radon, dsb.

Program prediksi gempabumi Nation Wide di Cina mengantarkan
Cina ke sukses yang luar biasa dalam hal prediksi. Mereka berhasil
mengeluarkan prediksi gempabumi merusak sebanyak 4 kali selama
1975‐1976, walaupun dalam kasus Tangshan menghasilkan jumlah
kematian yang besar.

Tidak jelas mengapa Cina gagal dalam peringatan dini padahal long
term dan medium term sudah diketahui dengan jelas. Tidak sama dengan
kasus berhasil yang lain daerah Tangsan adalah daerah industri tinggi dan

154

memiliki efek noise yang tinggi. Di Cina efek noise alami dan buatan lebih
kecil daripada di negara maju seperti Jepang. Efek makroskopik lebih jelas
diamati meskipun dengan instrumen sederhana yang memiliki
sensitivitas kecil untuk noise kecil di daerah propinsi.
9.2. Seismic Gap

Gempabumi Kobe 17 Januari 1995 dengan magnitudo M 7.3 JMA
telah meluluhlantakkan Kobe dan kota‐kota sekitarnya. Bila dirunut ke
belakang sebagian seismologist Jepang berpendapat bahwa gempabumi
ini adalah perulangan dari kejadian‐kejadian sebelumnya. Sekarang
hampir dua dekade setelahnya, masyarakat menjadi khawatir apakah
bencana itu akan datang seperti saatnya dulu.

Gambar 9.2. Perulangan historis gempabumi di daerah Tokai, Tonankai, dan Nankai
(Sumber: Puspito, 2009).

155

Pencatatan gempabumi skala luas yang mengandalkan pada
informasi prediksi gempabumi long term dan juga short term diterapkan
di Jepang pada akhir tahun 1978. Prediksi gempabumi skala luas
diperkirakan akan terjadi lagi di daerah Tokai, daerah antara Tokyo dan
Nagoya di Jepang tengah di tepi laut Pasifik.

Gambar 9.3. Distribusi gempabumi Tokai Jepang M>7.0 saat 7 tahun sebelum (kiri), dan
setelah 50 hari (kanan) dari gempabumi 20 Maret 2005 (Sumber: IISEE,
2007).

Grup peneliti prediksi gempabumi Jepang telah dimulai sejak tahun
1962 menggunakan multifaktor investigasi meliputi pengamatan:
gempabumi foreshock, gempabumi utama dan susulan, aktivitas seismik,
deformasi kerak bumi dan strain, ketidaknormalan terrestrial magnetic,
kenaikan level muka air tanah menggunakan tiltmeter dan borehole,
pengamatan radon, gas, dan air tanah, teknologi komputer simulasi
dengan aplikasi survey dan data.

Produktivitas gempabumi tidak konstan seperti suatu siklus tetapi
bisa berulang pada tempat dan perulangan waktu yang bisa dihitung
secara statistik. Sebagai contoh, kasus Gempabumi Tokai Jepang 20 Maret
2005 M>7.0. Terdapat perbedaan distribusi pada saat gempabumi 7

156

tahun yang lalu sebelum terjadi gempabumi utama, dan saat setelah 50
hari setelah gempabumi utama (lihat Gambar 9.3).

Kekosongan distribusi gempabumi (seismic gap) bisa terjadi pada
sudut pandang pengamatan ruang atau waktu. Seperti yang ditunjukkan
pada pemetaan gempabumi historik merusak sebelum dan sesudah
Gempabumi Aceh 2004 dan Nias 2005 oleh Bilham, Natawidjaja, dkk.
Mereka telah mengamati sejarah kegempaan besar di Sumatera sejak
abad ke‐17. Berdasarkan data perulangan gempabumi sudah terbukti.
Seismic gap memang masih menjadi misteri kenyataannya di masa
mendatang oleh para seismologist.

Gambar 9.4. Seismic gap sebelum dan sesudah Gempabumi Aceh 2004 dan Nias 2005
(Sumber: Satake, IISEE, 2007 dari Birham, 2007).

9.3. Prediksi Sesar San Andreas
Sejumlah gempa besar melanda Teluk San Fransisco Amerika

diakibatkan oleh Patahan San Andreas yang menorehkan jarak yang sangat
panjang dengan tingkat strain menurun sepanjang sesar. Para ahli terus

157

melakukan penyelidikan. Hasilnya didapati adanya pertumbuhan strain
dari tahun ke tahun. Namun, sampai periode tahun 2000 hanya sangat
sedikit gempa signifikan terjadi. Mungkinkah berulang gempa besar di
masa mendatang?

Pengukuran geologi aktif di Amerika dilakukan di pusat pergerakan
uplift di Palmdale, sekitar 50 km di Utara Los Angles, mencakup daerah
sebesar 400 x 150 km. Daerah tersebut termasuk bagian dari patahan San
Andreas, yang mana patahan terjadi pada tahun 1857 bentangan daerah
gempabumi Tenjon, yang memiliki magnitudo diperkirakan mencapai 8.
Patahan tersebut mengkhawatirkan karena uplift disebabkan oleh
gempabumi dengan kekuatan yang sangat besar. Dari perbedaan
penelitian yang mencakup daerah tersebut, menyebabkan daerah
tersebut menjadi tujuan operasi prediksi gempabumi dunia. Hal ini di luar
kenyataan, penandaan tempat sekitar 10 kilometer selatan Palmdale
bertambah 18 cm dari tahun 1964‐1976.

9.4. Kenaikan Air Tanah

Pada tahun 1980 di Tokyo‐Jepang dilakukan pengamatan‐
pengamatan seismik terhadap kedalaman sumber air di Iwasuki, Shonan,
dan Fuchu pada kedalaman lebih dari 2.000 m. Hal ini dimaksudkan untuk
mengukur tingkat kepekaan dan keakuratan dari pengamatan mikro
earthquake di daerah Tokyo yang berkembang kian membesar dari tahun
ke tahun. Hal ini terbukti dengan ditemukannya suatu foreshock yang
signifikan pada peristiwa gempabumi Ansei Edo (M=6,9; 1855) yang
terjadi mendadak di Tokyo.

Sebelum gempabumi terjadi kenaikan muka air tanah artesis. Pada
saat gempabumi, air tanah sempat turun, lalu kemudian bercampur
dengan air payau. Hal ini pernah terjadi di daerah sumur pemandian air
panas Dogo Jepang. Air sumur yang telah ada sejak abad ke‐7 Masehi ini
sering mengalami fluktuasi naik‐turun sesaat sebelum dan sesudah
terjadi gempabumi. Yang terakhir adalah saat kasus Gempabumi Nankai
1946.

158

Gambar 9.5. Sesar San Andreas sebagai sesar terpanjang di dunia (atas). Geomorfologi
Sesar San Andreas (bawah) (Sumber: Toda, 2006).

Sejak saat itu, Jepang melakukan pengamatan ratusan sampel
sumur air tanah di pinggir pantai sepanjang pantai daerah Nankai. Hasilnya
didapatkan fakta bahwa setelah terjadi gempabumi, titik‐titik sumur

159

tersebut mengalami perubahan yang cukup bervariasi, antara lain:
penurunan level permukaan air tanah, percampuran dengan air payau,
dan percampuran dengan lumpur tanah.

Kejadian ini menandakan adanya gaya tekan ke dalam (subsiden)
sesaat sebelum gempa mulai terjadi sehingga mengangkat level
permukaan air tanah. Sebaliknya setelah gempabumi timbul gaya reaksi
kembali ke keadaan semula (ekspansi) sehingga air sempat turun dan
terjadi masuknya air laut ke daratan sehingga menyebabkan air tanah
menjadi payau.
9.5. Pergeseran Tanah

Gambar 9.6. Pemandian air panas Dogo Jepang dimana air tanah permukaannya
mengalami naik turun saat Gempabumi Nankai 1946 (Sumber: Puspito,
2009).

160

Penelitian di Jepang menunjukkan bahwa gempa terjadi di daerah
pergeseran (stick‐slip) dimana posisi lempeng terkunci dan energi strain
terakumulasi sehingga membangkitkan gempa‐gempa interplate. Area
pergeseran tersebut dinamakan asperity yang mana ukurannya
bervariasi di batas lempeng. Gempa besar berulang kali terjadi di daerah
asperity besar, sebaliknya gempa kecil terjadi di daerah asperity kecil.

Gambar 9.7. Gaya aksi tekanan tanah menyebabkan air tanah naik sebelum
gempabumi (kiri), dan gaya reaksi sesudahnya menyebabkan air menjadi
turun dan payau (kanan) (Sumber: Puspito, 2009) .

Berdasarkan fakta bahwa periode ulang gempa adalah berbanding
terbalik dengan rata‐rata akumulasi energi, maka nilai pergeseran gempa
bisa diperkirakan dari data perulangan gempa‐gempa kecil. Sejak slip
koseismik lebih kecil dari gempa dengan asperity rendah, gempa kecil
berulang dalam waktu singkat. Di Kamaishi, Iwate 9 gempa bermagnitudo
4,7‐4,9 dengan asperity yang sama tercatat pada interval waktu yang
konstan sejak 1957.

161

Gambar 9.8. Distribusi spasial rata‐rata gesekan aseismik pada Palung Jepang dengan
data kontur GPS 1996‐1999 dan perulangan gempa (lingkaran bulat) 1992‐
2000 (Sumber: ERI, 2006).

162

Gambar 9.9. Perulangan gempa kecil dengan asperity kecil di Kamaishi, Provinsi Iwate.
magnitudo gempa Kamaishi terhadap waktu sejak 1956 sampai 2001 (a).
Momen seismik kumulatif yang seimbang dengan energi strain yang
dihasilkan oleh gempa (b) (Sumber: ERI, 2006).

163

9.6. Tiltmeter dan Strainmeter
Di Jepang untuk memberikan tambahan data pengamatan

pergerakan lapisan, maka direncanakan akan dibangun 100 stasiun
pengamatan dengan tiltmeter dan strainmeter. Akan tetapi hanya
sebagian saja yang bisa dipenuhi mengingat sulitnya mendapatkan
daerah untuk membangun kubah di bawah tanah, sehingga diganti
dengan mendesain tiltmeter dan strainmeter yang berbeda. Dan ternyata
berhasil sehingga alat tersebut segera dikembangkan oleh JMA, dan
sekitar 31 strainmeter jenis ini (bore‐hole tiltmeter) sudah dipasang
sepanjang lempeng Pasifik di selatan Kanto dan daerah Tokai. Data dikirim
secara real time ke JMA.

Gambar 9.10. Pemasangan tiltmeter (Sumber: Geo Unibonn).

164

Gambar 9.11. Anomali gempabumi direkam pada pias tiltmeter (Sumber: Geo
Unibonn).

USGS memberikan perhatian lebih untuk penelitian tiltmeter guna
mengetahui ramalan gempabumi (Mortenes dan Johnston, 1975).
Tiltmeter diletakkan berada pada sistem patahan San Andreas dapat
dilihat di Gambar 9.10 dan 9.11 khusus untuk daerah Utara dan Selatan
California (MacCabe, 1979). Menurut pendapat Wyss (1981) USGS
memasang 60 stasiun tiltmeter di California dan 20 di Alaska. USGS
berkerjasama dengan universitas memberikan sekitar 40 tiltmeter.

165

9.7. Geomagnit
Rekaman digital proton magnetometer telah dibangun dan

penelitian magnetik telah dimulai secara intensif. Beberapa contoh variasi
geomagnetika di Jepang sekarang telah didirikan, seperti wilayah Izu
Peninsula dimana penyimpangan variasi pengamatan berbeda dari tujuan
utama. Suatu resistifitas variometer dengan sensitifitas tinggi telah
dibangun oleh Yamazaki 1975 yang dioperasikan pada Aburatsubo Crusta
Movement Observatory sekitar 60 km selatan Tokyo. Biasanya rekaman
koseismik merupakan perubahan resistivitas reseismik.

Gambar 9.12. Komponen magnetik Horizontal BH (a), komponen deklinasi magnetik D
(b), komponen vertikal Bz (c), variasi Bz/BH (d), variasi indeks Dst (e),
aktivitas seismik Gempa Padang 30/09/2009 dan Gempa Jambi
01/10/2009, (f) Lingkaran dan panah warna merah dicurigai anomali
magnetik yang diduga sebagai precursor Gempabumi Padang
30/09/2009 magnitudo 7,6 dan Jambi 01/10/2009 magnitudo 7,0 (kotak
merah) (Sumber : Pribadi dan Nurdiyanto dkk, 2009).

166

Suroso dkk dengan dukungan ilmuwan Jepang Hattori menyelidiki
hubungan antara fenomena gempabumi dengan kemagnetan bumi.
Akhirnya mereka menemukan kenyataan adanya tanda‐tanda (precursor)
gempabumi ditunjukkan dengan melihat perubahan anomali
geomagnetika ULF (Ultra Low Frequency) pada saat kejadian Gempabumi
Aceh 2004 dan Nias 2005. Hal ini terlihat adanya variasi perbandingan
spectral density aktivitas magnetik antara komponen vertikal dan
horizontal pada periode 32 detik dengan ditandai kenaikan harga standar
deviasi ±2.

Studi prediksi gempabumi menggunakan geomagnet ini kemudian
dilakukan juga oleh para peneliti precursor BMKG dengan
mempergunakan data Stasiun Magnet Tuntungan dengan koleksi data
kontinyu. Hasilnya didapatkan adanya anomali gempabumi 15 hari
sebelum terjadinya Gempabumi Padang 30 September 2009. Anomali
inilah yang dicari sebagai precursor atau tanda‐tanda sebelum terjadinya
gempabumi.

Gambar 9.13. Kontur anomali magnet hasil survey pengukuran di wilayah Sumatera
Barat tahun 2009 sebelum dan sesudah Gempabumi Padang 25/05/09
magnitudo 4.4.

Selain mengadakan perhitungan dan analisis data dari beberapa
stasiun magnetik Indonesia, tim precursor BMKG melakukan pengukuran

167

survei lapangan di sepanjang Sesar Sumatera di wilayah Sumatera Barat.
Hasilnya didapatkan kenaikan harga magnet setelah terjadinya
gempabumi di daratan Sumatera.

Gambar 9.14. Perbedaan grafis nilai anomali magnet hasil pengukuran mobile dalam 3
periode. Histogram pengukuran‐1 Mei 2009 (biru), pengukuran‐2 Juni
2009 (merah), pengukuran‐3 November 2009 (kuning).

9.8. Kelistrikan Bumi
Untuk perubahan resistivitas tanah telah dicoba bertahun‐tahun

yang lalu dengan membuat suatu aliran listrik ke tanah dari pasangan
elektroda dengan jarak lebih dari 100 km. Walaupun laporan Cina dan
Soviet belum berhasil dalam mencatat perubahan resistivitas
diutamakan untuk mencapai suatu kejadian gempa. Pengamatan yang
tepat sulit didapat di Jepang karena arus elektrik dari rel kereta api dan
faktor pengamat.

Beberapa pengamatan perubahan anomali pada potensial bumi
mungkin berhubungan dengan aktivitas seismik baru dihasilkan.
Penelitian tentang kelistrikan bumi digunakan untuk perubahan
resistivitas dan potensial bumi menjadi perhatian pula bagi USGS (Bufe,
1973), MIT (Fitterman dan Madden, 1977), Universitas Califonia, Berkeley

168

(Mazzella dan Morrison, 1974; Corwin dan Morrison, 1977: Morrison,
1979), dan CIT (Reddy, 1976) di daerah patahan San Andreas.

Laporan bahwa resistivitas di bawah permukaan di daerah fokal
menjadi kecil dulu sekitar 10‐20% untuk beberapa gempabumi (Barsukov,
1972) disimulasikan untuk kerja yang sama di USA, Jepang, dan Cina. Di
Uni Soviet, perubahan resistivitas akan direncanakan untuk membuat
beberapa peralatan listrik yang berkekuatan 1.000 A mengalir ke tanah
digunakan generasi MHD. Dalam kasus ini umumnya akan mencapai
kedalaman beberapa kilometer sehingga akan terjadi perubahan
resistivitas di daerah fokal untuk diamati. Stasiun generasi elektrik di
Dujian Yan, 50 km barat laut dari Chendu‐Cina, digunakan untuk
pengukuran kemiringan bumi. Observasi di antaranya gempabumi mikro,
deklinasi geomagnetik, earth currents, radon, dan semacamnya.
9.9. Radioaktif Radon

Gambar 9.15. Penelitian radon di laboratorium Gran Rasso, Institute for Nuclear
Physics, Italy (Sumber: Plastino, 2002).

169

Di wilayah Uni Soviet diketahui bahwa kandungan radon dapat
merubah air sumur sehingga dapat dibuat sebagai isyarat gempabumi
Tashkent (M=5,5, 26 April 1966) kota tersebut menjadi perhatian penulis
untuk selanjutnya. Perubahan tersebut dapat diketahui bahwa
pengukuran radon akhir‐akhir ini dipergunakan sekitar 30 sumur di
daerah Tashkent dan Fergana. Pengukuran radon dalam tanah dan
kelistrikan bumi juga dilakukan secara rutin di Beijing Cina.

Gambar 9.16. Residu waktu dari konduktivitas listrik, pH, radon, dan parameter
deformasi selama periode Mei 1996‐Juni 1999 pada precursor
Gempabumi Umbria‐Marche, 26 September 1997 (Sumber: Plastino,
2002).

170

Peneliti Italia mulai bulan Mei 1996 telah melakukan pengukuran
kandungan Radon pada air tanah dan parameter lainnya seperti PH,
konduktivitas listrik, tekanan gas larutan, dan temperatur air tanah.
Penelitian ini dikerjakan di laboratorium Gran Rasso, Institute for Nuclear
Physics, Italy. Mereka melakukan analisa korelasi antara radon dengan
variasi proses stress‐strain pada batuan serta proses difusi radon dan
hubungannya dengan geokimia air tanah.

Berdasarkan pengamatan diketahui waktu ukur analisis
menunjukkan adanya anomali yang kuat dan tekanan gas terlarut yang
berhubungan besar dengan urutan gempabumi Umbria‐Marche 1997‐
1998. Hal ini disebabkan oleh suatu ketidaktetapan fase kompresi yang
menghasilkan perubahan kandungan karbondioksida air tanah.

9.10. Vp/Vs Ratio

Penelitian gempabumi Metode Vp/Vs Ratio telah sukses digunakan
untuk precursor gempabumi, seperti yang telah dilakukan di Blue
Mountain Lake, New York (1973), Haicheng, Cina (1975), Oaxaca, Mexico
(1978), dan Izu, Jepang (1978). Prediksi gempabumi di Garm Uni Soviet
(1966) menggunakan Vp/Vs Ratio mendapatkan precursor selang 1 bulan
sebelum gempabumi.

Tahapan gempabumi dan hubungannya dengan penurunan Vp/Vs
Ratio serta disandingkan dengan metode pengukuran lainnya seperti
resistivitas listrik, emisi Radon, pengukuran geodesi, dan perhitungan
gempa susulan telah dijelaskan oleh Gray (1996) dari Bolt (1988). Wadati
Diagram selain berguna untuk menentukan waktu asal gempa, jarak
hiposenter, koreksi pembacaan waktu awal gelombang P dan S, dia juga
diperlukan dalam perhitungan Vp/Vs Ratio dengan menganggap lapisan
bumi sebagai media homogen (Hurukawa, 2006).

171

Gambar 9.17. Prediksi gempabumi di Garm Uni Soviet menggunakan Vp/Vs Ratio. Garis
tegak pada nilai Vp/Vs Ratio menunjukkan event dan magnitudo
gempabumi (Sumber: Gray, 1996 dari Rikitake, 1976).

172

Gambar 9.18. Tahapan gempabumi dan hubungannya dengan penurunan Vp/Vs Ratio
(Sumber: Gray, 1996 dari Bolt, 1988).

173

Gambar 9.19. Grafik nilai Vp/Vs Ratio selama tahun 2007‐2009 untuk wilayah Pagai dan
Padang. Lingkaran merah menunjukkan penurunan nilai Vp/Vs Ratio
sebelum terjadinya gempabumi Pagai 2008, 2009 dan Padang 2009
(Sumber: Pribadi dan Gunawan, dkk, BMKG, 2009).

174

10
MITIGASI

Gambar 10.1. Upaya penyelamatan ketika terjadi gempa dengan urutan langkah 1‐3:
menjatuhkan diri (drop), berlindung dan berusaha menutupi kepala
(cover), dan berpegangan kuat (hold) (Sumber: Jonathan, Upaya Riksa,
2009).

175

Bencana gempabumi memang selalu datang tiba‐tiba dan
sering menimbulkan kerusakan. Tak bisa dicegah dan
dihindari. Yang mungkin bisa kita lakukan adalah
mengantisipasi atau mempersiapkan kedatangannya sehingga bisa
memperkecil resiko kerusakan. Mitigasi adalah persiapan keamanan diri
menghadapi bencana pada saat sebelum, sesudah, dan setelah kejadian.
10.1. Sebelum Gempabumi
Pertama yang harus dilakukan adalah mengenali daerah yang kita
tinggali termasuk kepada tingkat kerawanan gempabumi bumi seperti
apa (ringan, sedang, rawan, sangat rawan). Kemudian memastikan bahwa
struktur dan letak rumah kita dapat terhindar dari bahaya yang
disebabkan gempabumi (longsor, liquefaction, dan lain‐lain).

Gambar 10.2. Memperkuat barang‐barang elektronik berharga, dan barang‐barang
berat dengan mengikatnya dengan plat besi pada dinding agar tidak jatuh
menimpa orang saat terjadi gempabumi (Sumber: Jonathan, Upaya
Riksa, 2009).

Kalau memungkinkan lakukanlah evaluasi dan renovasi ulang
struktur bangunan agar terhindar bahaya gempabumi. Perhatikan juga
letak pintu, lift, serta tangga darurat, apabila terjadi gempabumi, sudah

176

mengetahui tempat paling aman untuk berlindung. Tak ada salahnya
mulai belajar melakukan pertolongan darurat medis dan kecelakaan
serta penggunaan alat pemadam kebakaran. Siapkan daftar nomor
telpon penting yang dapat dihubungi pada saat terjadi gempabumi.

Untuk rumah tinggal perlu dilakukan persiapan rutin, di antaranya :
perabotan (lemari, kabinet) diatur menempel pada dinding dengan cara
dipaku atau diikat untuk menghindari jatuh, roboh, bergeser pada saat
terjadi gempabumi, menyimpan bahan yang mudah terbakar pada
tempat yang tidak mudah pecah, agar terhindar dari kebakaran, selalu
mematikan air, gas, dan listrik apabila sedang tidak digunakan .

Gambar 10.3. Orang Jepang selalu menyediakan helm pengaman di dekat meja kerja,
sekolah, atau rumah tinggal untuk menghindari benda jatuh (Sumber:
Jonathan, Upaya Riksa, 2009).

Biasanya penyebab kecelakaan yang paling banyak pada saat
gempabumi bumi adalah akibat kejatuhan material. Oleh karenanya perlu
diatur benda yang berat sedapat mungkin berada pada bagian bawah. Cek

177

kestabilan benda yang tergantung yang dapat jatuh pada saat gempabumi
terjadi, misal: lampu. Peralatan yang harus ada di setiap tempat, antara
lain: obat‐obatan medis, lampu senter, radio komunikasi, makanan
suplemen, dan air. Ada baiknya menyediakan helm pengaman di rumah,
sekolah, atau kantor sebagai langkah antisipasi.

Gambar 10.4. Berlindung di bawah meja dan berpegangan kuat pada kaki meja ketika
terjadi gempabumi (atas) dan bersandar pada dinding sebelah dalam
(bawah) (Sumber: Jonathan, Upaya Riksa, 2009).

178

10.2. Ketika Gempabumi
Walaupun terjadi gempabumi bumi dan situasi buruk hendaklah

masing‐masing kita tetap tenang, hati‐hati, dan jangan panik. Getaran
akan terasa beberapa saat. Selama jangka waktu itu, kita harus
mengupayakan keselamatan diri kita dan keluarga kita. Berlindunglah di
tempat yang paling aman. Tetap waspada, hindari reruntuhan dan
retakan bangunan. Jika sempat, berlari ke luar rumah atau gedung apabila
masih dapat dilakukan melalui tangga darurat.

Jika berada dalam bangunan lindungi kepala dan badan kita dari
reruntuhan bangunan. Kemudian mencari tempat yang paling aman dari
reruntuhan goncangan seperti di bawah meja, di sudut ruangan yang
kuat, bersandar pada dinding sebelah dalam atau di bawah kusen. Jika
kita tidak memiliki meja, lindungi kepala kita dengan bantal, tas, buku,
atau benda‐benda aman terdekat kita.

Gambar 10.5. Melindungi kepala ketika bergegas namun tetap diusahakan tertib dan
tidak berdesakan keluar dari gedung (Sumber: Gunawan, 2007).

179

Gambar 10.6. Tips keluar lewat tangga darurat. (1) Tetap berpegangan pada tangga
ketika turun, (2) Jangan berlari, dan (3) Untuk wanita lepaskan sepatu
berhak tinggi demi menghindari terpeleset jatuh (Sumber: Jonathan,
Upaya Riksa, 2009).

Apabila berada di pusat keramaian seperti mall, bioskop,
apartemen, hotel, dan lainnya, jangan menyebabkan kepanikan atau
korban dari kepanikan. Ikuti semua petunjuk dari pegawai atau satpam.
Jangan menggunakan lift saat terjadi gempabumi atau kebakaran. Jika
kita merasakan getaran gempabumi saat berada di dalam lift, maka
tekanlah semua tombol. Ketika lift berhenti, keluarlah, lihat
keamanannya dan mengungsilah. Jika kita terjebak dalam lift, hubungi
manajer gedung dengan menggunakan interphone jika tersedia.

180

Akan tetapi apabila berada di luar bangunan atau area terbuka,
hindari bangunan yang ada di sekitar kita seperti gedung, tiang listrik,
pohon. Perhatikan tempat kita berpijak, hindari apabila terjadi rekahan
tanah. Lindungi kepala kita dan hindari benda‐benda berbahaya. Di daerah
perkantoran atau kawasan industri, bahaya bisa muncul dari jatuhnya
kaca‐kaca dan papan‐papan reklame. Lindungi kepala kita dengan
menggunakan tangan, tas, atau apapun yang kita bawa.

Jika kita sedang mengendarai mobil segera keluar, turun, dan
menjauh dari mobil. Hindari jika terjadi rekahan tanah atau kebakaran.
Untuk penduduk atau wisatawan yang sedang berada di pantai, jauhi
pantai menuju ke tempat yang lebih tinggi untuk menghindari terjadinya
tsunami. Sedangkan di daerah pegunungan, apabila terjadi gempabumi
hindari daerah yang mungkin terjadi longsoran.

10.3. Sesudah Gempabumi

Apabila berada di dalam bangunan, segera keluar dengan tertib.
Jangan menggunakan tangga berjalan atau lift, gunakan tangga biasa.
Periksa apakah ada yang terluka, lakukan pertolongan medis sementara.
Telepon atau mintakan pertolongan apabila terjadi luka parah pada kita
atau sekitar kita. Lakukan evakuasi korban secepat mungkin.

Periksa lingkungan sekitar kita bila terjadi kebakaran, kebocoran gas,
arus pendek, aliran dan pipa air serta hal‐hal yang dapat membahayakan
lainnya. Jangan masuk ke dalam atau mendekati bangunan yang sudah
rusak terkena gempa karena kemungkinan sewaktu‐waktu dapat runtuh
akibat gempabumi susulan kecuali sudah mendapat rekomendasi dari tim
ahli gempabumi dan bangunan sipil. Menyimak informasi mengenai
gempabumi susulan dari media cetak maupun media elektronik.

Evakuasi, tempat‐tempat pengungsian biasanya telah diatur oleh
pemerintah daerah. Pengungsian perlu dilakukan jika kebakaran meluas
akibat gempabumi. Pada prinsipnya, evakuasi dilakukan dengan berjalan
kaki di bawah kawalan petugas polisi atau instansi pemerintah. Bawalah
barang‐barang secukupnya.

181

Gambar 10.7. Berkumpul di lapangan terbuka menjauh dari reruntuhan bangunan

(bawah) (Sumber: Jonathan, Upaya Riksa, 2009).

Dengarkan informasi, saat gempabumi besar terjadi, masyarakat
terpukul kejiwaannya. Untuk mencegah kepanikan, penting sekali setiap
orang bersikap tenang dan bertindaklah sesuai dengan informasi yang
benar. Kita dapat memperoleh informasi yang benar dari pihak
berwenang, polisi, atau petugas pemerintah daerah setempat. Jangan
bertindak karena informasi orang yang tidak jelas.

10.4. Pendidikan Kesiapsiagaan
Hal yang tidak kalah penting artinya adalah pendidikan dan

kesiapsiagaan masyarakat dalam menghadapi bahaya tsunami sebagai
salah satu komponen dari tiga komponen integral Ina TEWS.

182

Gambar 10.8. Permainan Table Top pada saat pembelajaran evakuasi pelatihan tsunami
(Sumber: BMKG, 2007.)

Informasi warning tsunami yang diterima oleh institusi perantara
seperti Pemda serta institusi terkait lainnya harus sampai ke masyarakat
dan masyarakat dapat menindak lanjuti warning tersebut dengan upaya
evakuasi. Untuk itu, diperlukan upaya pendidikan dan kesiapsiagaan
masyarakat yang tinggal di daerah rawan tsunami.

Institusi yang terlibat dalam rangka pendidikan kebencanaan
tsunami Indonesia baik dari dalam negeri maupun internasional antara
lain: Ristek, LIPI, BMKG, Universitas, PMI, Pemda, LSM, Unesco, GTZ, dan
lain‐lain.

Contoh konkrit adalah ikut mengamankan peralatan deteksi
bencana yang ada di wilayahnya, menyiapkan peta resiko tsunami beserta
skenario penyelamatan, menyiapkan tempat evakuasi beserta peta
pencapaiannya, memasang rambu‐rambu petunjuk/arah evakuasi,

183

membangun pusat krisis/pusat komando, melakukan latihan‐latihan
evakuasi tsunami (tsunami‐drill) secara berkala, membangun sirine,
membangun atau menentukan gedung penyelamat (escape
building/tsunami shelter), memasukkan pertimbangan kebencanaan
dalam penyusunan tata‐ruang dan memasukkan pendidikan kebencanaan
dalam muatan lokal kurikulum sekolah.

Salah satu implementasi untuk menguji kesiapan Ina TEWS adalah
dengan melakukan tsunami drill setiap tanggal 26 Desember. Tsunami drill
pertama dilakukan di Padang tanggal 26 Desember 2005, di Bali 26
Desember 2006, di Banten 26 Desember 2007, dan tahun 2009 akan
dilakukan bersamaan di beberapa tempat antara lain Aceh dan Gorontalo.
Tsunami drill berjalan dengan baik dan mendapat sambutan positif dari
Pemda serta masyarakat.

Gambar 10.9. Tentara dan tim SAR serta masyarakat turut serta mengikuti pelatihan
tsunami (Sumber: BMKG, 2007).

184

11
TSUNAMI

Gambar 11.1. Tsunami Aceh 2004 memporakporandakan Pantai Ulhelhe Banda Aceh
(Sumber: Internet Mosque).

185

Istilah tsunami murni berasal dari kosakata bahasa Jepang
(Hiragana), yaitu Tsu yang berarti gelombang dan Nami yang
berarti pelabuhan atau bandar, sehingga tsunami dapat
didefinisikan sebagai gelombang pelabuhan. Pengertian lain bahwa
tsunami adalah gelombang besar yang terjadi ketika bagian lantai
samudera berubah akibat letusan gunung berapi, longsoran bawah laut,
atau gempabumi bumi bawah laut.

11.1. Sejarah Tsunami di Dunia
Tsunami sering terjadi di sekeliling samudera Pasifik, seperti di

Amerika Selatan, Amerika Tengah, Alaska, Aleutian, Kamchatka, Kuril,
Mediterania, Karibia, Jepang, dan wilayah Indonesia. Jepang kerap
dilanda bencana gempabumi dan tsunami akibat keadaan geografis yang
terletak pada pertemuan lempeng‐lempeng tektonik yang kompleks.
Literatur kuno zaman pemerintahan Tokugawa Shogun banyak
memberikan informasi rinci terhadap kejadian tsunami yang pernah
melanda negeri Sakura ini.

Gambar 11.2. Tsunami Sanriku tahun 1896 dalam lukisan Jepang (Sumber: Satake, 2006).

Selain Jepang, negara lain pun banyak yang terkena bencana
tsunami ini, termasuk Indonesia dengan Tsunami Sumatera 2004 yang
menelan korban hampir 300.000 orang. Rekor run‐up tsunami raksasa
adalah tsunami Lituya Bay Alaska 1958 dengan ketinggian tsunami tercatat

186

mencapai 520 m yang menghancurkan ekosistem dan vegetasi lereng
perbukitan pegunungan St. Elias (Dudley, 1998).

Tsunami Chile 1960 tidak hanya menimbulkan gempabumi terbesar
selama abad ke‐20 (magnitudo Mw 9,5), juga menimbulkan rekor tsunami
jarak terjauh (far field tsunami) yang mampu mencapai Hawaii dan Jepang
masing‐masing dalam hitungan 15 jam dan 23 jam dari waktu asalnya di
daerah sumber tsunami. Momentum ini tercatat sebagai peringatan
gawar dini tsunami skala internasional. Rekor genangan (inundation) air
laut terjauh mencapai 40 km dari pinggir pantai diraih oleh Tsunami Papua
Nugini 1998.

Di masa lampau Indonesia juga pernah "menyumbang" bencana
tsunami terparah sedunia selama abad ke‐20 akibat letusan Gunung
Krakatau 27 Agustus 1883 dengan ketinggian gelombang tsunami
diperkirakan 41 meter dan korban tewas sebanyak 34.417 jiwa (Verbeek,
1886). Rambatan penjalaran gelombang tsunami dari Selat Sunda tercatat
sampai ke marigram alat pencatat pasang‐surut air laut (tide gauge) di San
Fransisco, Honolulu, Georgia, dan Panama. Berikut katalog kejadian
tsunami terhebat di dunia yang telah memakan kematian lebih dari 1.000
orang berdasarkan data Profesor Shuto.

11.2. Sejarah Tsunami di Indonesia

Di Indonesia sejak tahun 1801‐2006 tercatat 164 kejadian tsunami.
Berikut kejadian tsunami berdampak merusak di wilayah Indonesia:
Flores 1992, Banyuwangi 1994, Biak 1996, Banda Aceh 2004, Pangandaran
2006, dan Bengkulu 2007. Katalog Tsunami NOOA yang mulai tahun 416‐
2006 mencatat beberapa gempabumi bumi besar dan tsunami.

Tsunami Aceh 26 Desember 2004 menjadi bencana dunia terbesar
selama dua dekade terakhir abad ini dengan jumlah korban ditaksir
300.000 orang meninggal dunia. Efek kerusakan akibat gelombang
tsunami berimbas sangat luas sampai ke negara Malaysia, Thailand,
Myanmar, India, Srilanka, Maldives, dan Somalia di pesisir timur benua
Afrika, bahkan benua Amerika (Gambar 11.4). Dengan kekuatan

187

magnitudo 9,1 Skala Richter kejadian itu tercatat sebagai gempabumi
terbesar kelima di dunia sepanjang sejarah pengukuran seismograf serta
perulangan kembali peristiwa gempabumi besar di perairan Padang
hingga Bengkulu sejak 150 tahun silam (tahun 1861 magnitudo 8,5 dan
tahun 1833 magnitudo 8,9).

Tabel 11.1. Korban Tsunami Terbesar di Dunia (Sumber: Shuto)

Tahun Tsunami Negara Meninggal
1741 Oshima Oshima Jepang 2.000
1755 Portugis 62.000
1711 Lisbon Jepang 9.200
1783 Yaeyama 1.500
1792 Barumi Itali 15.000
1815 Unzen Shimahara Jepang 10.300
1854 Indonesia ~ 2.000
1854 Bali Jepang ~ 3.000
1856 Ansei Tonankai Jepang 3.000
1868 Ansei Nankai Indonesia 25.000
1883 Sulawesi Utara 36.000
1906 Chili 3.800
1922 Chili Indonesia 1.000
1933 Krakatau 3.064
1944 Chili 1.223
1946 Chili Chili 1.330
1960 Chili Jepang 5.700
1976 Showa Sanriku Jepang 8.000
1992 Showa Nankai Jepang 1.713
1998 Showa Tonankai Chili > 2.300
2004 Chili Filifina
Mindanao Indonesia >280.000
Flores Papua Nugini
Papua Nugini Indonesia
Sumatera

Di Banda Aceh, ketinggian gelombang muka air laut saat tsunami
mencapai daratan (run‐up height) terukur setinggi 20 meter, genangan
atau rayapan air laut (inundation) bisa menghempas daratan sejauh
8 km jauhnya dari pinggir pantai. Sedangkan di Meulaboh, NAD sebagai
daerah terdekat lagi berhadapan dengan pusat sesar gempabumi

188

(episenter) run‐up mencapai 49 meter. Para seismolog membuat
perkiraan total jarak sesar segmen sesar gempabumi raksasa Tsunami
Sumatera 2004 sebagai hasil beradunya lempeng‐lempeng tektonik Indo‐
Australia, adalah sejauh 1.200 km dengan lebar 300 km, menerus dari
koordinat geografis perairan Pulau Simeuleu NAD hingga ke utara,
Kepulauan Andaman (Yagi, 2005).

Gambar 11.3. Distribusi gempabumi bumi besar dan tsunami sepanjang sejarah
Indonesia mulai tahun 1629 sampai 2006 (Data: NOAA, 2006).

Gambar 11.4. Perambatan gelombang Tsunami Aceh Sumatera 2004 mencapai
perairan negara‐negara di kawasan Asia, Afrika, Amerika Selatan,
Australia, dan Kutub Selatan (Sumber: Satake, 2005, Gambar: Titov et.al,
2005).

189

11.3. Karakteristik

Tsunami bisa diakibatkan oleh gempa. Gempabumi itu sendiri
penyebabnya bisa terjadi oleh tiga faktor, yaitu: akibat pergerakan
lempeng tektonik (gempabumi tektonik), akibat aktivitas gunung berapi
(gempabumi vulkanik), dan akibat ledakan (gempabumi runtuhan).
Dengan adanya perubahan (dislokasi) struktur batuan akibat gempabumi
pada lantai samudera secara mendadak, hal ini dapat mempengaruhi
kolom air di atasnya sampai ke permukaan laut. Perubahan muka air laut
ini yang selanjutnya dapat menimbulkan gelombang tsunami.

Meski demikian gempabumi bumi tsunami (earthquakegenic
tsunami) akan terjadi bila beberapa persyaratan lingkungan
pendukungnya terpenuhi, antara lain: (1) Lokasi pusat gempabumi
(episenter) berada di laut, (2) Kedalaman pusat gempabumi (hiposenter)
relatif dangkal kedalaman kurang dari 60 km dari dasar laut (seabed), (3)
magnitudo lebih besar dari 6,5 SR, (4) Mekanisme sesar gempabumi
bertipe sesar gempabumi vertikal naik (reverse fault) atau vertikal turun
(normal fault) yang menimbulkan pergeseran dasar laut, (5) Terjadi di zona
subduksi lempeng tektonik, (6) Bentuk muka pantai landai.

Gelombang tsunami berbeda dengan gelombang laut. Gelombang
tsunami ditimbulkan oleh gaya impulsif yang bersifat insidentil dan tidak
kontinu. Gelombang laut yang diakibatkan hembusan angin dan pengaruh
pasang‐surut air laut biasa hanya berkisar belasan sentimeter hingga satu
meter tingginya dari rata‐rata muka air laut. Gelombang tsunami
ketinggiannya bisa mencapai puluhan bahkan ratusan meter. Periode
gelombang tsunami antara 10‐60 menit dengan panjang gelombangnya
bisa mencapai 50‐200 km. Gelombang pasang bisa berlangsung lebih lama
12‐24 jam dengan panjang gelombang mencapai puluhan atau ratusan
meter.

Cepat rambat gelombang tsunami sangat tergantung pada
kedalaman laut, contohnya tsunami di laut dalam berkecepatan dahsyat
bagai pesawat jet mencapai 400‐1000 km/jam. Panjang gelombang

190

tsunami ditentukan oleh kekuatan gempa, sebagai contoh gempabumi
tsunami dengan kekuatan magnitudo 7 Skala Richter panjang gelombang
tsunami berkisar 20‐50 km dengan tinggi gelombang 2 m dari permukaan
laut. Pada kedalaman laut 5.000 m kecepatan tsunami 800 km/jam,
kedalaman 10 m kecepatannya 36 km/jam dan sampai di daratan pantai
mencapai 25 km/jam. Berkurangnya kecepatan tsunami adalah
berbanding terbalik dengan tinggi amplitude gelombang tsunami (run up)
yang kian bertambah memasuki daratan pantai.

Gambar 11.5. Karakteristik tsunami dari pusat, tengah, hingga mencapai pantai
(Sumber: Shuto, 2006).

Di tengah lautan, tinggi gelombang tsunami hanya sekitar 5 meter,
namun ketika mencapai pantai tinggi gelombangnya bisa sampai puluhan
meter karena terjadi penumpukan massa air. Tsunami akan merayap jauh
masuk ke daratan dengan jangkauan 500 meter dari garis pantai. Dengan
kecepatan terendah tsunami masih sanggup menjebol infrastruktur jalan,
tiang listrik, jembatan, perumahan, perhotelan, dan gedung kontruksi
kuat.

Gelombang balik tsunami (run‐down) bisa berbahaya juga dengan
kemampuannya menyeret surut segala sesuatu kembali ke laut. Tubuh‐
tubuh yang selamat terombang‐ambing selama beberapa hari di lautan
lepas, dan orang‐orang yang disinyalir hilang sebagian besar dipastikan

191

mati tenggelam tak berbekas. Tsunami begitu perkasa menggerakkan
seluruh kolom air beserta butiran pasir dari dasar laut hingga ke
permukaan dan pesisir pantai. Seluruhnya tersuspensi hingga mengubah
warna air laut yang asalnya biru menjadi hitam pekat dengan disertai
perubahan komposisi kimia.

11.4. Skala Kekuatan

Ukuran kekuatan tsunami atau magnitudo tsunami terbagi dalam
beberapa tingkatan berdasarkan jumlah serta kerusakan sarana
kehidupan. Imamura (1949) dan Iida (1958) membuat skala magnitudo
tsunami seperti yang tersaji pada Tabel 11.2.

Tabel 11.2. Skala Magnitudo Tsunami Imamura ‐ Iida (1958)

Magnitudo Tsunami Tinggi Tsunami KERUSAKAN
(m) (m)

‐1 < 0,5 ‐ Tidak ada

0 1 ‐ Sangat sedikit

1 2 ‐ Beberapa rumah di pantai rusak,
kapal terdampar kepantai

2 4–6 ‐ Kerusakan dan korban di daerah
tertentu dekat pantai

3 10 ‐ 30 ‐ Kerusakan sampai sejauh 400 meter
dari garis pantai.

4 > 30 ‐ Kerusakan sampai sejauh 500 meter
dari garis pantai.

Harga magnitudo tsunami didapatkan melalui persamaan berikut:

m = log2 h (11‐1)

dimana, m adalah magnitudo tsunami, h adalah ketinggian tsunami.

Skala Imamura‐Iida mirip dengan skala intensitas gempabumi,
pemakaian skala ini lebih cocok terutama untuk tsunami yang telah lama
terjadi (historis data) dimana alat pencatat belum ada. Adapun skala

192

intensitas tsunami dibuat oleh Soloview (1970) sebagai berikut:

(11‐2)

dimana t adalah intensitas tsunami, h adalah ketinggian rata‐rata
tsunami.

Selanjutnya Abe (1979, 1981, 1989) membuat skala magnitudo dari
penelitian beberapa gempabumi pembangkit tsunami:

(11‐3)
dimana Mt adalah magnitudo tsunami, H adalah amplitudo maksimum
dari ukuran tinggi air pasang (meter), C adalah nilai koefisien faktor jarak
antara sumber dan titik pantai.

Untuk regional (100 km < <3.500 km) menjadi:
(11‐4)

dimana  adalah jarak sumber tsunami dengan pantai dalam ukuran
kilometer. Diperoleh untuk tsunami gempabumi Chili tahun 1960 harga
m = 4,5 dan Mt 9,4 serta Alaska 1964 harga m = 5 dan Mt = 9,1.

11.5. Hidrodinamika

Pada prinsipnya tsunami mempunyai energi yang stabil dan
kontinyu untuk melakukan pergerakan momentum ke segala arah, tidak
hanya di permukaan saja namun juga berfriksi terus sampai ke bawah
permukaan air (bottom friction). Untuk kasus lokal tsunami dimana jarak
sumber tsunami dengan lokasi pantai cukup dekat sehingga berlaku
pergerakan rambat gelombang non linear. Berikut ini adalah beberapa
persamaan dasar (governing equation) Teori Hidrodinamika perambatan
gelombang tsunami dalam ukuran 2 dimensi berdasarkan Teori
Kedalaman Air Dangkal (Shallow Water Theory).

1. Persamaan Kontinuitas (continuity equation)

(11‐5)

193