BMKG - Gempabumi Edisi Populer

Dengan adanya seismograf yang dapat mencatat gelombang
seismik, sejak permulaan abad ke‐20 telah dapat dianalisis susunan
bagian dalam bumi. Secara umum susunan bagian dalam bumi dibagi
menjadi tiga, berturut‐turut dari permukaan menuju ke bagian dalam
bumi adalah kerak bumi, mantel, dan inti bumi. Antara mantel dan kerak
bumi serta antara mantel dan inti bumi merupakan lapisan batas
diskontinuitas yang berfungsi sebagai pembiasan dan pemantulan
gelombang seismik.

Pada penelitian struktur kerak bumi, metode yang dipakai adalah
Seismik Refraksi. Gempabumi buatan dipasang pada jarak tertentu,
kemudian rambatan gelombang ditangkap oleh sistem jaringan
seismograph array dengan interval jarak 1 sampai 2 km antara satu sama
lain.

Gambar 3.3. Metode Seismik Refraksi (kiri) dan hasil seismogramnya (kanan)
digunakan pada penelitian lapisan kerak bumi di jalur transportasi Haruno
Tsukude Jepang (Sumber : Iwasaki, ERI , 2003).

41

3.4. Struktur Lapisan Bumi
Interior bumi atau struktur dalam bumi yang berlapis terdiri dari

tiga lingkaran yang konsentris, yaitu kerak (crust), mantel (mantle), dan
inti bumi (inner and outer core). Berdasarkan riset kebumian diketahui
jari‐jari bumi adalah 6.371 km yang terbagi menjadi beberapa lapis
kedalaman, unsur, dan suhu. Secara berurutan, lihat Gambar 3.4,
disebutkan dari bagian paling tebal menjadi tipis:

‐ Inti dalam padat, 2.885 ‐ 6.371 km, Fe, suhu 4300 ° C
‐ Inti luar yang cair, 2.285 ‐ 5.144 km, Fe, Ni, suhu 3700 ° C
‐ Mantle, 40 ‐ 2.885 km, Fe, Mg, Si, O, suhu 1000 ° C
‐ Kerak, 5 ‐ 40 km, Si, Al, K, Na, Si, O, suhu 0 ° C

Gambar 3.4. Struktur bumi terdiri dari beberapa lapisan antara lain: kerak (crust),
mantel (mantle), dan inti bumi (inner and outer core) (Sumber: John Willey,
1999).

42

Terdapat dua jenis kerak bumi yaitu: kerak benua (Si ‐ Al) dengan
komposisi batuan granit dan kerak samudera (Si ‐ Ma) berbatuan basal.
Bagian luar dari kulit bumi secara fisik dapat dibagi menjadi Litosfer dan
Astenosfer. Litosfer terdiri dari kerak dan mantel atas bagian atas. Secara
umum, litosfer mempunyai ketebalan rata‐rata 100 km. Astenosfer
adalah mantel bagian atas yang lunak dan bersifat plastis (ductile), dapat
mencapai sampai kedalaman 700 km (Gambar 3.5).

Gambar 3.5. Susunan struktur bumi dengan kedalaman dan unsur penyusunnya
(Sumber : Jhon Willey, 1999).

3.5. Kerak Bumi
Kerak bumi atau crust merupakan lapisan paling atas dari susunan

bumi dan sangat tipis dibanding dengan lapisan lainnya. Lapisan kerak
bumi mempunyai ketebalan bervariasi antara 25 ‐ 40 km di daratan dan

43

bisa mencapai 70 km di bawah pegunungan, sedang di bawah samudera
ketebalannya lebih tipis dan bisa mencapai 5 km. Lapisan ini dibagi lagi
menjadi dua bagian yang dipisahkan oleh lapisan diskontinuitas Conrad,
berturut‐turut dari permukaan adalah lapisan yang mewakili batuan granit
dan di bawahnya yang mewakili batuan basal. Di bawah samudera lapisan
granit umumnya tidak ditemui. Kerak bumi berbentuk materi padat, terdiri
dari sedimen, batuan beku, dan metamorfis dengan unsur utama oksigen
dan silikon. Densitas rata‐rata 2.94 gr/cm3 , merupakan 0,3% dari massa
bumi dan 0,5 % dari volume bumi secara keseluruhan (Tabel 3.1).

Antara kerak dan mantel terdapat lapisan diskontinuitas yang
disebut lapisan Mohorovicic dan sering disebut dengan lapisan M atau
Moho saja. Kecepatan gelombang longitudinal atau gelombang kompresi
pada lapisan ini berkisar antara 6,5 km/detik sampai 8 km/detik.

Tabel 3.1. Susunan Bagian dalam Bumi

Lapisan Kedalaman Volume Massa Densitas
Gr/Cm3
(Km) 109km3 % 1012kg %

Kerak bumi Perm - Moho 5,1 0,5 15 0,3 2,94
Mantel atas Moho – 1000 429,1 39,6 1673 28,0 3,90
Mantel bawah 1000 – 2900 473,8 43,7 2415 40,4 5,10
10,50
Inti luar 2900 – 5200 166,4 15,4 1743 29,2 14,53
Inti dalam 5200 – 6370 8,6 0,8 125 2,1

3.6. Mantel Bumi

Lapisan mantel bumi membujur ke dalam mulai dari lapisan moho
sampai lapisan inti bumi pada kedalaman sekitar 2.900 km. Mantel
sebagian besar dipertimbangkan sebagai lapisan padat. Lapisan ini dapat
dibagi dua bagian, masing‐masing mantel atas dan mantel bawah. Mantel
atas membujur sampai kedalaman 1.000 km di bawah permukaan.
Kecepatan gelombang kompresi pada lapisan kulit bumi semakin ke bawah
semakin besar mulai dari sekitar 8 km/detik di bawah lapisan moho sampai

44

sekitar 13,7 km/detik di perbatasan inti‐mantel. Pada lapisan mantel atas
terdapat beberapa lapisan diskontinuitas dimana kecepatan gelombang
tiba‐tiba turun.

Pada kedalaman antara 100 km sampai 250 km di bawah permukaan
bumi terdapat lapisan kecepatan rendah (Low Velocity Layer atau LVL).
Lapisan LVL diperkirakan berupa materi mencair yang panas, dengan
rigiditas rendah serta kecepatan gelombang seismik bisa turun sekitar 6 %
jika dibanding dengan kecepatan pada lapisan moho. Mantel bawah
kecepatan gelombang seismiknya secara gradual naik sesuai dengan
kedalaman.

Diskontinuitas dalam bumi disebabkan oleh perubahan susunan
kimia dari material dalam bumi atau oleh perubahan fase dari material
tersebut (padat ke tak padat, tak padat ke padat atau dua fase padat yang
berbeda ).

Densitas dari mantel bumi antara 3,9‐5,1 gr/cm3, terdiri dari oksigen,
magnesium, silikat, dan sedikit ferum. Mantel merupakan 68,4% dari
massa bumi dan 83,3 % dari volume bumi. Secara umum, harga densitas
bertambah terhadap kedalaman bumi (lihat Tabel 3.1). Demikian juga
harga tekanan dan temperatur, makin ke dalam harganya makin besar.

3.7. Inti Bumi

Inti bumi adalah lapisan yang paling dalam dari bumi. Lapisan ini
diperkirakan mempunyai jari‐jari 3.500 km dan terdiri dari dua bagian
masing‐masing inti luar (outer core) dan inti dalam (inner core).

Lapisan inti luar membujur sampai kedalaman sekitar 5.100 km di
bawah permukaan bumi dan diperkirakan berupa fluida karena dari
catatan seismogram gelombang shear tidak teridentifikasi. Kecepatan
gelombang kompresi pada lapisan inti luar naik sesuai kedalaman antara
8‐10 km/detik, sedang pada lapisan inti dalam kecepatanya juga naik
antara 10‐13,7 km/detik.

45

Gambar 3.6. Kecepatan gelombang seismik pada kedalaman bumi disertai nilai
densitas batuan (Sumber : Garnero, 2006).

Pada inti dalam gelombang shear dapat teridentifikasi kembali
sehingga diperkirakan tersusun dari material padat. Materi inti luar terdiri
dari besi dan nikel dalam bentuk cair/fluida sedangkan inti dalam dengan
materi yang sama dalam bentuk padat.

Inti luar yang berupa medium tak padat dengan densitas 10,5
gr/cm3 merupakan 15,4% dari volume bumi dan 29,2% dari massa bumi.
Materi yang tak padat ini diapit oleh dua materi padat (mantel dan inti
dalam) membentuk sandwich dan bergerak terus akibat efek rotasi dan
revolusi bumi. Hal ini terutama yang menjadi sumber medan magnet
bumi. Inti dalam merupakan bagian kecil dibanding mantel dan inti luar,
yaitu 0,8% dari volume bumi dan 2,1% dari massa bumi tetapi mempunyai
densitas paling besar, yaitu rata‐rata 14,53 gr/cm3(lihat Tabel 3.1).

46

3.8. Tomografi
Cabang ilmu kebumian modern yang turut andil menjawab misteri

struktur dalam bumi adalah tomografi. Asal katanya adalah tomo, artinya
memotong. Tomografi memotong atau mengiris kedalaman vertikal untuk
mengamati struktur interior bumi. Konsep awal adalah observasi travel
times propagasi gelombang P, S, dan permukaan menggunakan banyak
kombinasi gempabumi dan multistasiun seismograf. Selanjutnya dihitung
gangguan (pertubasi) tingkat kecepatan gelombang seismik jenis cepat
atau lambat. Kecepatan gelombang seismik dan perturbasi dalam tanah
tersebut kemudian dibuat numerical image untuk menggambarkan
struktur dan informasi batuan.

Gambar 3.7. Model struktur thermal pada zona subduksi (Sumber: Puspito, 2009).

47

Di bidang lain seperti kedokteran, tomografi telah berkembang
pesat untuk mengetahui dan diagnosa bagian dalam tubuh manusia,
seperti: kandungan rahim, scanning jantung, scanning otak, dan lain
sebagainya. Seperti halnya dengan seismik, pada beberapa bagian tubuh
yang diamati dipasang sensor‐sensor yang saling memancarkan sinyal
gelombang sehingga didapatkan interpretasi dalam image bentuk dalam
sebenarnya dari organ tubuh tersebut.

Citra tomografi memotong lintang di bawah Amerika Utara dengan
data kecepatan gelombang. Warna biru menggambarkan kecepatan
gelombang seismik tipe cepat sedangkan yang merah lebih lambat
daripada kecepatan gelombang seismik. Beberapa ilmuwan Li dan
Romanowicz (1996), Liu dan Dziewonski (1994), Masters et al. (1996), dan
Grand et al. (1997) meneliti daerah yang sama hasilnya memberikan
image yang hampir sama dalam menginterpretasikan kecepatan
gelombang seismik sebagai suatu slab subduksi lempeng seperti tampak
pada Gambar 3.8.

Pada kasus penunjaman lempeng tektonik benua terhadap
samudera yang dinamakan subduksi lempeng, ditemukan kedalaman
maksimum gempa bumi untuk zona subduksi yang berbeda‐beda sebagai
sebuah fungsi parameter termal. Subduksi dengan laju penunjaman yang
lebih cepat memungkinkan lempeng tektonik menuju ke tempat yang
lebih dalam sebelum lempeng mengalami kenaikan suhu.

Jika diasumsikan kedalaman maksimum gempa dikendalikan oleh
temperatur, maka gempa bumi akan berhenti ketika material mencapai
temperatur yang sangat tinggi. Rasio temperatur lempeng subduksi
dengan mantel sebagai fungsi dari waktu subduksi dihitung
menggunakan model analitik termal.

Porsi paling dingin sekitar setengah temperatur mantel dalam
waktu 10 juta tahun, yaitu waktu yang diperlukan oleh slub subduksi
mencapai kedalaman 660 km. Tidak ada alasan untuk lempeng subduksi
untuk tidak menembus mantel lebih bawah. Apabila lempeng subduksi

48

turun ke dalam mantel yang lebih bawah dengan laju yang sama akan
ditahan suatu irisan anomali termal yang signifikan pada perbatasan inti‐
mantel, konsisten dengan model pada daerah tersebut. Faktanya, laju
subduksi lempeng akan menurun sehubungan dengan semakin besarnya
viskositas pada mantel yang lebih bawah. Pada lempeng subduksi lebih
muda laju subduksi lebih lambat dan temperatur lebih panas. Temperatur
subduksi lebih tua berbanding terbalik dengan lempeng subduksi lebih
tua.

Gambar 3.8. Citra tomografi memotong lintang dibawah Amerika Utara dengan data
kecepatan gelombang (Sumber : Garnero, 2009)

49

Gambar 3.9. Perbandingan tomogram gelombang P perturbasi dengan densitas
kedalaman 135 km dan 250 km meliputi seluruh wilayah Indonesia
(Sumber : Puspito, 2009).

50

4
LEMPENG TEKTONIK

Gambar 4.1. Konveksi panas bumi dari arus bawah hingga ke atas permukaan
dianalogikan sebagai air mendidih di dalam tungku pemanas (Sumber: Jhon
Willey, 1999)

51

Pembangkit utama gempabumi adalah pergerakan lempeng
tektonik yang diakibatkan oleh adanya arus konveksi magma dalam bumi.
Untuk memahaminya kita analogikan perut bumi itu sebagai tungku
pemanas air dimana arus panas berputar dari bawah ke atas. Di
permukaan temperatur berhubungan dengan udara atas sehingga
mengalami pendinginan dan arus tersebut tenggelam lagi. Perputaran
arus tersebut mengakibatkan pergerakan air.

4.1. Sifat Fisis Lempeng Tektonik
Gerakan lempeng tektonik akan menyebabkan perubahan bentuk

permukaan bumi yang membentuk struktur geologi mayor, seperti
gunung, lembah, jurang, dan lain sebagainya. Teori lempeng tektonik
mulai dikenal sejak tahun 1967, lebih muda dibanding teori lainnya seperti
ekspansi tektonik, dan geosinklin.

Litosfer sebagai lapisan yang kuat berada di atas di lapisan
astenosfer yang lemah. Kondisi ini membuat litosfer mudah meluncur di
astenosfer. Konsep kuat dan lemah ini dijelaskan dalam analogi material
batuan yang dipengaruhi gaya‐gaya strain dan stress.

Gambar 4.2. Pertambahan panjang pada material batuan mempengaruhi gaya strain
dan stress (Sumber : Seno, 2006).

Strain (=DL/L) adalah perbandingan perubahan panjang (L)
terhadap panjang semula (L). Sedangkan stress (=F/s) adalah gaya kuat
tekan (F) terhadap luas area pecahan (S) pada material.

Lapisan astenosfer sangat tipis hanya 60 km sedangkan astenosfer
tebalnya sekitar 650 km. Litosfer bisa mengambang di astenosfer
dikarenakan adanya perbedaan temperatur yang mengontrol kekuatan
batuan. Eksperimen deformasi batuan menunjukkan temperatur 750°C

52

adalah temperatur ketika batuan pada mantel menjadi lemah dari asalnya
kaku (brittle). Tempat dimana berada temperatur ini adalah di bawah
litosfer. Sedangkan temperatur rata‐rata pada mantel sebesar 1.300°C.
Gradien temperatur ditemukan sangat tajam pada batas lapisan litosfer
dan astenosfer. Hal ini menandakan adanya lapisan batas antara litosfer
dan astenosfer.

Gradien temperatur yang cukup drastis tersebut memperkuat
dukungan teori konveksi mantel yang muncul dari lapisan terbawah bumi.
Material yang terpanaskan dari bawah bergerak ke atas dengan sendirinya.
Di permukaan material mengalami pendinginan karena hilangnya panas
dan pengaruh udara permukaan. Material panas yang mengalami
pendinginan tersebut kemudian pada sebagian atasnya bertumpuk dan
sebagian besar lainnya kembali turun tenggelam ke bagian bawah
permukaan. Suatu waktu dipanaskan kembali dari bawah.

Proses penumpukan material yang mendingin tersebut membentuk
lempeng benua dan lempeng yang turun menyusup ke bawah adalah
lempeng samudera yang terus‐menerus mengalami daur ulang. Daur ulang
lempeng samudera bisa diartikan pertumbuhan lempeng yang dimulai dari
daerah divergen atau tempat kemunculan mantel dan berakhir di daerah
konvergen daerah kedalaman mantel.

4.2. Lempeng Tektonik Bumi

Cara termudah menentukan jalur lempeng tektonik yaitu dengan
mengamati distribusi gempa‐gempa dangkal. Sumber gempabumi berada
pada perbatasan lempeng‐lempeng tektonik dan sesar‐sesar aktif.
Indonesia merupakan suatu wilayah yang sangat aktif kegempaannya,
karena terletak pada pertemuan tiga lempeng tektonik utama dan satu
lempeng tektonik kecil. Ketiga lempeng tektonik itu adalah lempeng
tektonik Indo‐Australia, lempeng Eurasia dan lempeng Pasifik serta
lempeng kecil Filipina.

53

Gambar 4.3. Lempeng tektonik bermula dari daerah divergen kemudian menyusup di
daerah konvergen. Arus penggerak lempeng bermula aktivitas konveksi

mantel dari perut bumi (Sumber : Jhon Willey, 1999).

Litosfer bumi terbagi dalam 13 lempeng besar dan kecil, secara
berurutan adalah sebagai berikut: Pasifik, Eurasia, India‐Australia, Afrika,
Amerika Utara, Amerika Selatan, Antartika, Nasca, Arab, Karibia, Filipina,
Scotia, Cocos. Dari keseluruhan lempeng tersebut tiga di antaranya
merupakan jalur utama gempabumi yang merupakan batas pertemuan
dari beberapa lempeng tektonik aktif, antara lain: Jalur Mid‐Atlantic,
Sirkum Pasifik, dan Mediterania.

Jalur Gempabumi Mid‐Atlantic, mengikuti Mid‐Atlantic Ridge yaitu
Spitsbergen, Iceland, dan Atlantik selatan. Jalur Gempabumi Sirkum
Pasifik, dimulai dari Cardilleras de los Andes (Chili, Equador, dan Caribia),
Amerika Tengah, Mexico, California British Columbia, Alaska, Alaution
Islands, Kamchatka, Jepang, Taiwan, Filipina, Indonesia, Polynesia, dan
berakhir di Selandia Baru (New Zealand).

54

Gambar 4.4. Lempeng‐lempeng tektonik di seluruh dunia. Tulisan warna merah
menandakan area lempeng mayor (besar) dan warna biru minor (kecil)
(Sumber : Seno, 2006).

Jalur Gempabumi Mediteran atau trans‐Asiatic, dimulai dari Azores,
Mediteran (Maroko, Portugal, Italia, Balkan, Rumania), Turki, Kaukasus,
Irak, Iran, Afghanistan, Himalaya, Burma, Indonesia (Sumatera, Jawa, Nusa
Tenggara, dan Laut Banda) dan akhirnya bertemu dengan jalur Sirkum
Pasifik di daerah Maluku. Sebanyak 80 % dari gempa di dunia terjadi di
jalur Sirkum Pasifik yang sering disebut sebagai Ring of Fire karena juga
merupakan jalur Vulkanik. Sedangkan pada jalur Mediteran terdapat 15 %
gempa dan sisanya sebanyak 5 % tersebar di Mid‐Atlantic dan tempat‐
tempat lainnya.

4.3. Pergerakan Lempeng

Terdapat tiga jenis pergerakan antar batas lempeng, yatu divergensi
(saling menjauh), konvergensi (saling bertemu), dan transformasi (saling
bergeser horizontal).

Divergensi adalah pergerakan batas antar lempeng yang saling
menjauh satu dan lainnya. Pemisahan ini disebabkan karena adanya gaya

55

tarik (tensional force) yang mengakibatkan naiknya magma ke permukaan
dan membentuk material baru berupa lava yang kemudian berdampak
pada lempeng yang saling menjauh. Contoh yang paling terkenal dari
batas lempeng jenis divergen adalah punggung tengah samudera (mid‐
oceanic ridges) yang berada di dasar samudera Atlantik. Di samping itu,
contoh lainnya adalah rifting yang terjadi antara benua Afrika dengan
Jazirah Arab yang membentuk Laut Merah.

Gambar 4.5. Komponen zona konvergen subduksi, antara lain: palung, struktur
ketinggian atau prisma akresi, cekungan forearc, back‐arc, volcanic arc
(Sumber : Jhon Willey, 1999)

Tatanan tektonik yang terjadi pada batas lempeng konvergen
lempeng samudera dan lempeng benua saling bertemu akan
menghasilkan suatu rangkaian busur gunung api (volcanic arc) yang
arahnya simetri dengan arah palung. Cekungan busur belakang (back‐arc
basin) berkembang dibagian belakang busur gunung api.

Rangkaian gunung api di kepulauan Filipina yang merupakan hasil
tumbukan atau subduksi lempeng laut Filipina dengan lempeng samudera

56

Pasifik. Ciri lain dari tatanan tektonik dari konvergensi adalah adanya
prisma akresi, dan cekungan busur muka (forearc basin). Contoh lainnya di
kepulauan Indonesia adalah Sumatera, Jawa, Bali, Nusa Tenggara Barat,
Nusa Tenggara Timur, dan berakhir di kepulauan Banda. Pada batas
konvergensi antara lempeng samudera India‐Australia dan lempeng
benua Eurasia (Pulau Sumatera), kedua lempeng dibatasi oleh suatu lajur
yang dikenal sebagai palung laut sebagai hasil penyusupan antara kedua
lempeng tersebut yang memanjang dari Sumatera, Jawa, hingga ke Nusa
Tenggara Timur.

Gambar 4.6. Pembentukan rift divergensi pada lempeng benua Afrika Timur Bagian
Utara (Sumber : Sudrajat, 2009).

57

Gambar 4.7. Batas lempeng konvergen India‐Australia dan Eurasia diwakili oleh pulau
Sumatera (Sumber : Natawidjaja, 2009).

Transformasi adalah pergerakan batas antar lempeng yang saling
berpapasan dan saling bergeser satu dan lainnya menghasilkan suatu
sesar mendatar jenis Strike Slip Fault. Contoh batas lempeng jenis
transform adalah sesar San Andreas di Amerika Serikat yang merupakan
pergeseran lempeng samudera Pasifik dengan lempeng benua Amerika
Utara. Contoh di Indonesia adalah Sistem Sesar Sumatera.

Berbeda halnya dengan bumi yang mempunyai lempeng cukup
banyak, pada planet lain yaitu Mars dan Venus, lempeng tektonik
cenderung berjumlah tunggal. Mars memang lebih kecil sedangkan Venus
sama besar dengan Bumi. Kesamaan Venus dengan Bumi adalah sama‐
sama menghasilkan panas.

58

Gambar 4.8. Tipe pergerakan batas‐batas lempeng: divergensi (atas), konvergensi
subduksi dan obduksi (tengah), dan transformasi (bawah) (Sumber : John
Willey, 1999).

Venus mempunyai topografi yang lebih halus dan datar dibanding
bumi. Distribusi topografi bumi bimodal atau dua puncak menunjukkan
keberadaan lempeng tektonik samudera dan benua yang baru lahir.
Keberadaan lempeng benua di bumi membuktikan adanya daur ulang
tektonik sehingga topografinya mempunyai dua puncak. Namun, planet
lain dan bulan hanya mempunyai satu puncak distribusi topografi (lihat
Gambar 4.9 dan 4.10). Ini adalah bukti bahwa lempeng tektonik tidak
bekerja pada planet‐planet tersebut dan bulan.

59

Gambar 4.9. Bentuk muka Venus (a) dan Mars (b) menunjukkan lempeng homogen
(Sumber : Saunders et al., 1992).

Gambar 4.10. Bentuk distribusi topografi planet‐planet Merkurius, Venus, Bumi, Bulan,
Mars. Bumi mempunyai dua puncak bimodal menandakan lempeng
benua dan samudera (Sumber : Warren, 1993).

4.4. Sejarah Pembentukan Lempeng
Pada tahun 1918 Alfred Wegner memberi gagasan baru bahwa

benua telah berpindah dari posisi asalnya dan kenyataanya benua tersebut
60

sampai sekarang masih sedang bergerak. Untuk menerima gagasan
tersebut harus disertai dengan bukti‐bukti, diantaranya: kenyataan bahwa
benua sekarang seperti potongan‐potongan lempeng yang bila
disambungkan memiliki kecocokan sebagaimana layaknya puzzle.

Gambar 4.11. Bukti‐bukti adanya kesatuan benua pada saat pembentukan asal berupa:
kesamaan fosil, kecocokan struktur (Sumber : Gunawan, 2007).

Bukti lainnya adalah kesamaan pada jenis fosil pada tepian benua
yang berbeda, jenis batuan yang sama pada tepian benua yang berbeda.
kejadian tektonik yang sama pada tepian benua yang berbeda, serta
terdapatnya gletser pada benua dekat ekuator.

Susunan lempeng yang terjadi sekarang pada mulanya adalah satu
kesatuan, yaitu lempeng benua Pangea pada 225 juta tahun yang lalu.
Kemudian pada masa Triassic berumur 200 juta tahun yang lalu terpecah
menjadi du,a yaitu Laurasia di utara dan Gondwana di selatan. Pada masa
Jurassic saat 135 juta tahun yang lalu sudah mulai terpecah‐pecah, diikuti
masa Cretaceus 65 juta tahun yang lalu, sampai seperti sekarang (lihat
Gambar 4.12).

61

Gambar 4.12. Perkembangan bentuk bumi sejak 250 juta tahun yang lalu sampai
sekarang (Sumber : Gunawan, 2007).

62

Pergerakan lempeng tidak langsung dipengaruhi oleh rotasi bumi
pada sumbunya. Sebagaimana diketahui bahwa kecepatan rotasi yang
terjadi pada bola bumi akan akan semakin cepat ke arah ekuator. Pada
prinsip bagian kutub (euler pole) masuk ke dalam lingkaran besar
pergerakan lempeng bumi, dimana arah ekuator masuk ke dalam
lingkaran kecil. Gerak relatif lempeng sesuai dengan proses pembalikan
medan magnet bumi yang membuktikan adanya perubahan evolusi bumi
di daerah Mid‐Oceanic Ridge. Penelitian kemagnetan bumi juga telah
membawa pada penemuan bukti evolusi bumi dari masa dahulu hingga
sekarang.

Sifat‐sifat perubahan pola medan magnet bumi atau
paleomagnetisme mengalami siklus setiap 400.000 tahun. Bukti adanya
induksi kemagnetan bumi yang berubah‐ubah sesuai pola medan dapat
dilihat pula dari lava yang keluar dari magma gunung berapi serta dari
pemekaran dasar samudera yang berlapis‐lapis.

4.5. Tatanan Tektonik Indonesia

Lokasi sumber gempabumi berawal dari Sumatera, Jawa, Bali, Nusa
Tenggara, sebagian berbelok ke Utara di Sulawesi, kemudian dari Nusa
Tenggara sebagian terus ke timur Maluku dan Irian. Hanya pulau
Kalimantan yang relatif tidak ada sumber gempa kecuali sedikit bagian
timur. Hal ini dipengaruhi oleh aktifitas lempeng Indo‐Australia yang
bergerak menyusup di bawah lempeng Eurasia, demikian pula lempeng
Pasifik bergerak ke arah barat.

Pertemuan lempeng tektonik Indo‐Australia dan Eurasia berada di
laut merupakan sumber gempa dangkal dan menyusup ke arah utara
sehingga di bagian darat berturut‐turut ke utara di sekitar Jawa dan Nusa
Tenggara merupakan sumber gempa menengah dan dalam. Kecepatan
gerak lempeng diukur menggunakan sensor GPS (Global Positioning
System).

63

Gambar 4.13. Gerak relatif lempeng sesuai dengan proses pembalikan medan magnet
bumi yang membuktikan adanya perubahan evolusi bumi di daerah Mid‐
Oceanic Ridge (Sumber : ITB, 2006)

Perkembangan tektonik wilayah Indonesia dipengaruhi oleh
tumbukan lempeng‐lempeng antara Sibumasu (Singapura, Burma,
Malaysia, dan Sumatera) dan Malaya Timur‐Indo China terjadi pada masa
Triassic jutaan tahun yang lalu. Kerak dataran Sunda bertambah pada akhir
tumbukan dari blok kontinen.

64

Gambar 4.14. Perkembangan tektonik wilayah Indonesia dengan deformasi aktif saat ini
diwarnai kuning dan abu‐abu untuk kerak samudera zaman Cenozoic
(Sumber: Rohadi, 2009).

Gambar 4.15. Kecepatan lempeng diukur oleh GPS sebesar 5‐6 cm/tahun (Sumber:
BMKG, 2009 dari Bock, 2000).

65

Kedalaman sumber gempa di Sumatera bisa mencapai 300 km di
bawah permukaan bumi dan di Jawa bisa mencapai 700 km, sesuai dengan
kedalaman lempeng Indo‐Australia menyusup di bawah lempeng Eurasia.
Di samping itu, di daratan Sumatera juga terdapat sumber‐sumber gempa
dangkal yang disebabkan karena aktivitas sesar Sumatera, demikian pula
di sebagian Jawa Barat terdapat sumber‐sumber gempa dangkal karena
aktivitas sesar Cimandiri di Sukabumi, sesar Lembang di Bandung, dan lain
lain.

Pertemuan lempeng Indo‐Australia dengan Eurasia di selatan Jawa
hampir tegak lurus yang berbeda dengan di wilayah Sumatera yang
mempunyai subduksi miring dengan kecepatan 5‐6 cm/tahun (Bock,
2000).. Oleh karena selatan Jawa merupakan daerah pertemuan lempeng
tektonik, gempabumi tektonik dangkal akan sering terjadi di wilayah ini.
Di samping merupakan daerah pertemuan lempeng yang ditandai dengan
adanya palung (trench), zona selatan Jawa ditandai dengan adanya
cekungan (basin) besar yang memanjang hampir sejajar palung. Basin
tersebut terisi oleh endapan atau sedimen yang sangat tebal.

Gambar 4.16. Distribusi gempabumi Indonesia tahun 1976‐2004 berdasarkan
kedalaman dangkal, menengah, dan dalam (Sumber: BMKG, 2006).

66

Gempa‐gempa dangkal di bagian timur Indonesia selain berasosiasi
dengan pertemuan lempeng (trench) juga disebabkan oleh sesar‐sesar
aktif, seperti sesar Palu Koro, sesar Sorong, sesar Seram, dan lain‐lain.

Beberapa tempat di Sumatera, Jawa, Nusa tenggara, Maluku,
Sulawesi, dan Irian rentan terhadap bencana gempabumi baik yang
bersifat langsung maupun tak langsung seperti tsunami dan longsor.

Pembentukan tektonik Indonesia dan sekitarnya dimulai pada
zaman Kenozoikum yang terbagi menjadi beberapa tahap utama tabrakan
(collision) tektonik. Tabrakan lempeng benua India dan Asia dimulai sekitar
50 juta tahun lalu. Pergerakan lempeng India dan Pasifik terus berjalan
hingga sekitar 43 juta tahun lalu, dimana busur Sunda bagian timur mulai
terbentuk (Gambar 4.17 (1) dan (2)).

Sedangkan pemekaran Laut Cina Selatan dimulai 32 juta tahun lalu.
Tabrakan sisi utara kraton Australia atau tepian lempeng pasif Papua
Nugini dengan sistem busur Filipina‐Halmahera‐New Guinea pada 25 juta
tahun lalu. Di bagian lain tabrakan kraton Australia dengan Lempeng Asia
dimulai sekitar 8 juta tahun lalu dan berlanjut hingga terjadinya tabrakan
utama sekitar 3 juta tahun lalu. Di utara tabrakan busur Luzon bagian barat
Filipina dengan lempeng Asia berbatasan dekat Taiwan sekitar 5 juta tahun
lalu (Gambar 4.17 (3), (4), dan (5)).

Pada umur 45 juta tahun yang lalu Pulau Jawa, Kalimantan (Borneo),
Sumatera, dan Sulawesi Selatan dan Utara masih termasuk bagian dari
Lempeng Eurasia di Asia. Lambat laun lempeng mayor mengalami
pemekaran dengan arah tenggara sehingga cikal bakal pulau‐pulau ini
mulai mendekati posisinya seperti masa sekarang. Pulau Sulawesi dan
Maluku mulai terbentuk lengkap dimulai sejak 25 sampai 3 juta tahun yang
lalu. Saat itu bagian‐bagian pulau masih berasal dari Lempeng Filipina dan
Australia (Gambar 4.17 (4) dan (5)).

67

Gambar 4.17. Pembentukan tektonik Indonesia dimulai sejak 50 juta tahun yang lalu (1),
43 juta tahun lalu (2), 32 juta tahun lalu (3), 25 juta tahun lalu (4), sampai 3
juta tahun yang lalu (5) (Sumber : Rohadi, 2009).

68

Gambar 4.18. Susunan lempeng tektonik Pulau Jawa, Sumatera, Kalimantan, dan
sebagian Sulawesi pada umur 45 juta tahun yang lalu (Sumber: Rohadi,
2009, dari Hall, 1995).

Gambar 4.19. Gambaran 3 dimensi wilayah Laut Maluku menunjukkan konvergensi
busur Halmahera dan Sanguhe (Sumber: Rohadi, 2009, dari Hall, 1995).

69

5
GELOMBANG SEISMIK

Gambar 5.1. Jenis pergerakan gerakan gelombang seismik di lapisan dan permukaan
bumi (Sumber : Kato, 2006).

71

Gempa bumi menimbulkan gelombang elastis dimana energi
dipancarkan dari sumber gempabumi ke permukaan bumi.
Masyarakat yang tinggal dekat dengan pusat gempa seperti
di Yogyakarta sewaktu terjadinya peristiwa naas tahun 2006 itu, melihat
gelombang seismik muncul ke permukaan seperti gulungan karpet
berjalan.

5.1. Pengertian

Gelombang seismik adalah gelombang elastik gempabumi yang
menjalar ke seluruh bagian dalam bumi dan melalui permukaan bumi,
akibat adanya lapisan batuan yang patah secara tiba‐tiba atau adanya
suatu ledakan.

Dapat juga dianalogikan sebagai gelombang yang menjalar seperti
pada suatu kolam air yang dijatuhkan di atasnya sebutir batu. Air
mengalami gangguan dan gelombangnya terpancar keluar dari pusat
awalnya mencapai jarak terjauh kolam. Akan tetapi partikel air yang
terganggu tersebut tak bergeser dalam arah pergerakan gelombang.

Gelombang utama gempabumi bumi terdiri dari dua tipe, yaitu
gelombang bodi (body wave) dan gelombang permukaan (surface wave).
Gelombang seismik merambat dalam lapisan bumi sesuai dengan prinsip
yang berlaku pada perambatan gelombang cahaya: pembiasan dengan
koefisien bias, pemantulan dengan koefisien pantul, hukum‐hukum
Fermat, Huygens, Snellius, dan lain‐lain.

5.2. Elastisitas Batuan

Gempabumi terjadi pada material batuan yang bersifat elastis
sehingga dapat berfungsi menyimpan energi stress dan sekaligus menjadi
media transmisi gelombang seismik. Tingkat elastisitas suatu medium
bumi ditentukan bagaimana media tersebut melewatkan gelombang
gempabumi. Gelombang gempabumi juga dapat menggambarkan
informasi yang baik tentang sumber seismik dan medium yang
dilewatinya.

72

Keelastisan tergantung besarnya kuat tekan (stress) dan kuat regang
(strain) terhadap medium tersebut (Gambar 5.2). Berdasarkan Hukum
Hooke, maka proporsi besaran stress berbanding lurus terhadap besaran
strain. Saat stress mencapai klimaks maka media akan pecah (brittle).
Apabila stress berakhir dan tidak mencapai titik maksimum, maka material
akan kembali berusaha ke bentuk semula sebagaimana sifat elastis.
Asumsi yang paling cocok untuk menjelaskan kondisi ini adalah sifat
kelentingan bambu yang tidak patah tiba‐tiba ketika dicoba untuk
dipatahkan.

Gambar 5.2. Skema proporsi stress dan strain (Sumber: NMSOP, 2002).

Gelombang seismik termasuk pula gelombang mekanik dimana
partikel akan menyebabkan vibrasi (getaran) pada medium yang dilewati
gelombang seismik. Gejala vibrasi selanjutnya akan menyebabkan efek
deformasi pada medium batuan tergantung teori elastisitas. Selanjutnya
parameter elastistisitas batuan ini akan mempengaruhi kecepatan
gelombang seismik pada suatu medium.

73

Gambar 5.3. Modulus elastisitas menentukan deformasi batuan. Modulus Bulk (atas),
Modulus Shear (tengah), Modulus Young dan Rasion Poisson (bawah).
Notasi (a) menggambarkan bentuk asli suatu volume ruang, (b) volume
sesudah mengalami penambahan tekanan dan volume (atas), gaya shear
terhadap suatu area (tengah), atau gaya gesekan searah sumbu batang
(bawah) (Sumber : NMSOP, 2002).

74

Ketahanan elastisitas suatu materi berbeda‐beda tergantung
daripada bentuk‐bentuk deformasi yang secara kuantitas ditentukan oleh
variasi modulus elastisitas (Tabel 5.1), antara lain :
Modulus Bulk (=P/(V/V)) didefinisikan sebagai perbandingan antara
perubahan tekanan hidrostatis dengan resultan relatif berbanding
perubahan volume.
Modulus Shear atau geser (=xy/2*exy=(F/A)/(L/L)) adalah ketahanan
material menolak pergeseran dengan cara merubah ukuran dengan tanpa
merubah volume. Harga ini memberikan setengah rasio antara stress shear
xy atau perpindahan shear L dibagi panjang L dari suatu area A yang
mendapat gaya tangensial F. Untuk fluida harga shear mendekati nol
sedangkan untuk materi dengan resistansi tinggi/kuat bernilai tak hingga.
Modulus Young (E=(F/A)/(L/L)) atau modulus gesekan menggambarkan
sifat silinder dengan panjang L yang ditarik diantara kedua ujungnya. Nilai
ini sebanding dengan rasio antara stress ekstensi terhadap resultan strain
ekstensi silinder.
Poisson's Ratio ( = (W/W)/(L/L)) adalah rasio antara kontraksi lateral
dengan perubahan relatif lebar W dari silinder yang ditarik pada akhir
ujung ekstensi longitudinal.

Tabel 5.1. Harga dari konstanta elastis, densitas batuan, Poisson's ratio,
kecepatan seismik untuk beberapa material sedimen dengan umur
geologi berbeda. Harga granit sebanding dengan harga tekanan 200
Mpa pada kedalaman 8 km, basalt 600 Mpa pada kedalaman 30 km
(Sumber: NMSOP, 2002)

75

Tabel 5.1. (lanjutan)

5.3. Gelombang Bodi
Gelombang bodi menjalar melalui bagian dalam bumi dan biasa

disebut free wave karena dapat menjalar ke segala arah di dalam bumi.
Gelombang bodi terdiri atas gelombang primer dan gelombang sekunder.
Gelombang primer P merupakan gelombang longitudinal atau gelombang
kompresional, gerakan partikelnya sejajar dengan arah perambatannya.
Sedang gelombang sekunder S merupakan gelombang transversal atau
shear, gerakan partikelnya terletak pada suatu bidang yang tegak lurus
dengan arah penjalarannya. Kecepatan gelombang P lebih tinggi dari
gelombang S.

76

Gelombang S terdiri dari dua komponen, yaitu gelombang SH
dengan gerakan partikel horizontal dan gelombang SV dengan gerakan
partikel vertikal. Gelombang P mampu menembus lapisan inti bumi
sedangkan gelombang S tidak bisa dikarenakan sifatnya yang tak bisa
menembus media cair pada inti bumi.

Sifat penjalaran gelombang P yang langsung adalah bahwa
gelombang ini akan menjadi hilang pada jarak lebih besar dari 130°, dan
tidak terlihat sampai dengan jarak kurang dari 140°. Hal tersebut
disebabkan karena adanya inti bumi. Gelombang langsung P akan
menyinggung permukaan inti bumi pada jarak 103° dan pada jarak yang
akan mengenai inti bumi pada jarak 144°. Gelombang P akan timbul
kembali, yaitu gelombang yang menembus inti bumi dengan dua kali
mengalami refraksi. Menghilangnya gelombang P pada jarak 103°
memungkinkan untuk menghitung kedalaman lapisan inti bumi (lihat
Gambar 5.4).

Guttenberg (1913) mendapatkan kedalaman inti bumi 2.900 km.
Telah didapatkan pula bahwa batas mantel dengan inti bumi merupakan
suatu diskontinuitas yang tajam. Daerah antara 103° ‐ 144° disebut sebagai
Shadow Zone, walaupun sebenarnya fase yang lemah dapat pula terlihat di
daerah ini.

Walaupun gelombang bodi dapat menjalar ke segala arah di
permukaan bumi, namun tetap tidak dapat menembus inti bumi sebagai
gelombang transversal. Keadaan ini membuktikan bahwa inti luar bumi
berupa fluida. Untuk penelitian tetap diasumsikan keadaan homogen,
yaitu bagian luar bumi dan inti bumi (dua media homogen yang berbeda).

Kadang ‐ kadang juga ditemui suatu fase yang kuat di daerah Shadow
Zone sampai ke jarak kurang lebih 110°. Karena adanya fase inilah pada
tahun 1930 ditemukan media lain, yaitu inti dalam. Batas dari inti dalam ini
terdapat pada kedalaman 5.100 km. Diperkirakan kecepatan gelombang
seismik di inti dalam lebih tinggi daripada di inti luar. Untuk membedakan
dan identifikasi, maka perlu pemberian nama untuk gelombang seismik
yang melalui inti bumi luar dan dalam.

77

Gambar 5.4. Perambatan gelombang gempabumi P (atas) dan S (bawah) melalui bagian
dalam bumi dengan tanpa melewati daerah Shadow Zone. (Sumber:
Lafayette, 2009).

78

Kecepatan gelombang seismik bertambah dengan kedalaman, maka
lintasan gelombang seismik akan berbentuk lengkungan cekung ke
permukaan bumi. Seperti sudah dijelaskan di atas, kecepatan gelombang P
(Vp) tergantung dari konstanta Lame (), rigiditas (), dan densitas ()
medium yang dilalui (lihat Tabel 5.1). Dirumuskan sebagai berikut:

(6‐1)

(6.2)

Gelombang P mempunyai kecepatan paling tinggi dibanding dengan
kecepatan gelombang yang lain sehingga tercatat paling awal di
seismogram. Menurut Poisson kecepatan gelombang P mempunyai
kelipatan dari kecepatan gelombang S.

5.4. Gelombang Permukaan

Gelombang permukaan (surface) merupakan gelombang elastik
yang menjalar sepanjang permukaan bumi dan biasa disebut sebagai tide
waves. Gelombang permukaan menjalar melalui lapisan permukaan bumi.
Gelombang permukaan terdiri dari gelombang Love (L) dan Rayleigh (R)
yang menjalar melalui permukaan bebas dari bumi.

Gelombang L gerakan partikelnya sama dengan gelombang SH dan
memerlukan media yang berlapis. Gelombang R lintasan gerak partikelnya
merupakan suatu ellips. Bidang ellips ini vertikal dan berimpit dengan arah
penjalarannya. Gerakan partikelnya ke belakang (bawah maju atas
mundur). Gelombang R menjalar melalui permukaan media yang
homogen.

Gelombang Stonely, arah penjalarannya seperti gelombang R tetapi
menjalar melalui batas antara dua lapisan di dalam bumi. Gelombang
Channel, yaitu gelombang yang menjalar melalui lapisan yang
berkecepatan rendah (low velocity layer) di dalam bumi.

79

Gambar 5.5. Berturut‐turut dari atas ke bawah gelombang P, S, Love, Rayleigh (Sumber:
NMSOP, 2002).

80

Gelombang Love dan Rayleigh ada juga yang memberi simbol LQ
dan LR dimana L singkatan dari Long karena gelombang permukaan
mempunyai sifat periode panjang dan Q adalah singkatan dari
Querwellen, yaitu nama lain dari Love seorang Jerman yang menemukan
gelombang ini.

Gelombang LQ dan LR menjalar sepanjang permukaan bebas dari
bumi atau lapisan batas diskontinuitas antara kerak dan mantel bumi.
Amplitudo gelombang LQ dan LR adalah yang terbesar pada permukaan
dan mengecil secara eksponensial terhadap kedalaman. Dengan
demikian pada gempa‐gempabumi dangkal amplitudo gelombang LQ dan
LR akan mendominasi.

Dari hasil pengamatan gelombang permukaan ini diperoleh dua
ketentuan utama baru yang menunjukkan bahwa bagian bumi berlapis‐
lapis dan tidak homogen. Ditemukan juga adanya perubahan dispersi
kecepatan (velocity dispersion). Fakta menyebutkan bahwa gelombang L
tidak dapat menjalar pada permukaan suatu media yang kecepatannya
naik terhadap kedalaman. Oleh karena itu, gelombang L dan R tidak
datang bersama‐sama pada suatu stasiun, tetapi gelombang yang
mempunyai periode lebih panjang akan datang lebih dahulu. Dengan kata
lain gelombang yang panjang periodenya mempunyai kecepatan yang
tinggi.

Gelombang seismik akan menjalar lebih cepat pada lapisan yang
mempunyai nilai kecepatan lebih besar. Perbedaan lapisan bisa
ditentukan juga dengan struktur batuan. Struktur batuan sungai (aluvial)
atau cenderung lembek mempunyai tingkat amplifikasi gelombang
permukaan cukup tinggi sehingga akan menimbulkan dampak getaran
lebih kuat sekalipun lokasi kerusakan cukup jauh dari sumber gempa.

81

Gambar 5.6. Penjalaran gelombang seismik pada lapisan batuan di permukaan
mengalami amplifikasi terhadap getaran gempabumi (Sumber: Yokoi, 2006).

5.5. Gelombang Lokal

Gempabumi lokal atau regional adalah gempabumi yang
mempunyai jarak episenter kurang dari 10°. Jenis ini lebih dominan
menjalar pada lapisan kerak bumi atau lapisan moho dan biasa disebut
sebagai gelombang crustal, terdiri dari gelombang Pg, Sg, P*, S*, Pn, Sn,
pPn, dan sPn. Pg dan Sg adalah gelombang P dan S yang melalui lapisan
granit dan langsung menuju ke stasiun. P* dan S* yaitu gelombang P dan S
yang melalui Conrad diskontinuitas. Pn dan Sn adalah gelombang P dan S
yang melalui Mohorovicic diskontinuitas. Gelombang pPn dan sPn adalah
gelombang p dan s yang dipantulkan dua kali masing‐masing lewat
permukaan dan lapisan batas moho.

Keempat macam gelombang tersebut (Pg, Sg, P*, S*, Pn, Sn, pPn,
dan sPn) mempunyai jarak kritis masing‐masing sekitar 10 km, 100 km,
150 km dan 200 km, dan kecepatan gelombang P pada ketiga lapisan
tersebut berturut‐turut kebawah adalah sekitar 6,2 km/dt, 6,6 km/dt,
dan 8,0 km/dt.

82

Gambar 5.7. Prinsip penjalaran gelombang pada lapisan kerak bumi model sederhana.
OO adalah permukaan bumi; MM menunjukkan lapisan moho; S1, S2 dan
S3 menunjukkan stasiun pencatat; R1, R2, dan R3 merupakan titik pantul
dan bias; i, ic, dan ir berturut‐turut merupakan simbol sudut datang, sudut
kritis dan sudut bias; Pg,Sg merupakan gelombang langsung P dan S pada
lapisan granit; Pn,Sn adalah gelombang P dan S yang melewati lapisan
Moho; sedang V1 dan V2 adalah kecepatan gelombang pada kedua lapisan
(Sumber: Gunawan dan Subardjo, 2001).

Sebagai pedoman dalam pembacaan seismogram biasanya dari
beda waktu tiba gelombang S dan P atau (S‐P). Jika (S‐P) kurang dari 20
detik kelompok gelombang P dan S yang pertama datang biasanya
dikelompokkan berturut‐turut sebagai Pg (P) dan Sg (S). Jika (S‐P) lebih
besar dari 25 detik biasanya yang pertama datang adalah Pn. Gelombang
pantul oleh lapisan moho pada prakteknya sulit diidentifikasi karena
terkontaminasi oleh gelombang‐gelombang Pg dan Pn atau Sg dan Sn.

5.6. Gelombang Tele

Gelombang tele berjarak episenter antara 10 ° ‐ 103° atau lebih dari
103 °. Gelombang pada jarak ini banyak menjalar pada lapisan mantel.

83

Gambar 5.8. Prinsip penjalaran gelombang teleseismik (Sumber: NMSOP, 2002).

Penjalaran gelombang bodi yang melalui kulit bumi dengan
hiposenter di permukaan, terlihat pada Gambar 5.8. Gelombang P
langsung yang sampai di permukaan bebas dapat dipantulkan sekali atau
lebih menjadi gelombang P dan S. Sebagai contoh, gelombang P yang
dipantulkan sekali oleh permukaan bebas menjadi PP dan PS. Gelombang
PP yang dipantulkan lagi oleh permukaan bebas melalui mantel disebut
PPP, sedang gelombang PS yang dipantulkan kembali oleh permukaan
disebut PSP.

Gelombang P dapat terurai menjadi gelombang P dan S, demikian
pula gelombang S juga dapat terurai menjadi gelombang P. Oleh karena itu,
gelombang S yang langsung dan dipantulkan sekali, dua kali atau oleh
permukaan bebas melalui mantel berturut‐turut menjadi SS, SSS, dan
seterusnya.

84

Gelombang P langsung yang dipantulkan dua kali oleh permukaan
bebas dapat menghasilkan empat kemungkinan, yaitu PPP, PPS, PSP, dan
PSS. Pemantulan gelombang yang dapat dipantulkan sampai dua kali atau
lebih biasanya terjadi jika jarak episenternya lebih dari 40°, untuk jarak
lebih dari 40° pemantulannya lebih kompleks lagi. Gelombang yang
dipantulkan oleh lapisan diskontinuitas inti luar‐mantel diberi notasi c.
Sebagai contoh ScP adalah gelombang yang menjalar ke bawah dari
hiposenter kemudian dipantulkan oleh inti luar dan tercatat di permukaan
bumi sebagai gelombang P. Jenis‐jenis gelombang ini biasanya tercatat
pada jarak episenter kurang dari 40°.

85

6
SEISMOGRAF

Gambar 6.1. Seismoskop pertama Chang Heng dari Cina (Sumber: Astiz dan Stewart,
2008).

87

Instrumen gempabumi bumi sangat menentukan parameter
gempabumi yang dikeluarkan. Masyarakat selalu berpikir bahwa
idealnya seluruh wilayah bisa dipasang alat pemantau gempa.
Mungkin mereka berpikir bahwa hal itu bisa menenangkannya apabila
gempabumi terjadi di wilayah mereka. Oleh karenanya, kita perlu
memahami walaupun secara ringkas tentang instrumen pengukur
gempabumi.

6.1. Definisi

Instrumen pendeteksi gempabumi disebut dengan seismograf. Alat
ini dilengkapi rekaman data atau seismogram serta sistem perhitungan
waktu pencatatan getaran tanah hasil rambatan gelombang gempabumi.

Seismogram tergambar sebagai rekaman gelombang gempabumi
selama kurun waktu tertentu sesuai dengan lamanya getaran gempabumi
dapat terekam. Seismologist atau ilmuwan yang menekuni ilmu
gempabumi, menggunakan seismogram untuk mendapatkan berbagai
informasi tentang gempabumi, antara lain untuk penentuan parameter
gempabumi, yaitu waktu asal kejadian, posisi episenter (pusat
gempabumi), kedalaman, kekuatan, dan parameter lainnya.

Dari seismogram ini pula dapat diketahui mekanisme sumber
gempabumi, interior dalam bumi, serta hal‐hal lain yang mendukung
perkembangan ilmu seismologi termasuk di dalamnya prediksi
gempabumi. Namun, sejauh ini prediksi gempabumi masih sangat sulit
untuk diterapkan sebagai upaya mitigasi walaupun beberapa
seismologist dunia terus menerus melakukan penelitian mengenai
prediksi gempabumi.

Di dalam seismograf terdapat sebuah pendulum untuk mencatat
arah gerakan vertikal dan horisontal dengan dilengkapi oleh peredam
berupa per untuk membedakan getaran khusus gempabumi dengan
getaran lainnya (noise) dengan menyesuaikan nilai amplitudo dan
frekuensi getarannya. Instrumen seismograf dilengkapi sensor

88

pendeteksi getaran tanah yang diletakkan di dasar lapisan tanah
bebatuan dasar (bedrock) yang dinamakan seismometer.

Gambar 6.2. Seismometer Luigi Palmieri (1807‐1896) (Sumber: Yokoi, 2006).

6.2. Penemuan Konvensional
Walaupun seismologi sebagai cabang ilmu bumi yang khusus

mendalami studi kegempaan termasuk ilmu baru, namun penemuan
teknologi alat pendeteksi gempabumi itu sendiri telah mengalami
perkembangan yang cukup pesat selama lebih dari 130 tahun. Alat
pendeteksi getaran tanah sederhana atau seismoskop telah ditemukan di
Cina pada tahun 132 SM oleh Chang Heng.

89

Prinsip kerjanya sangat sederhana dimana beberapa butir kelereng
diletakkan dengan mudah di dalam mulut patung‐patung naga yang saling
terhubung dengan pengungkit ke sebuah pendulum di dalam globe. Arah
hentakan kuat impuls getaran tanah dapat diindikasikan dengan kereng
yang jatuh tertampung ke dalam mulut katak yang jumlah dan susunannya
disesuaikan dengan 8 arah mata angin. Seismoskop dikembangkan di
kawasan Andrea Bina, Mediterania pada tahun 1751 dan juga oleh Ascanio
Filomarino (1795).

Gambar 6.3. Ilustrasi seismograf konvensional horisontal. Latar belakang terlihat
rekaman seismogram (Sumber: STLOE, 2009).

90

Pengembangan seismograf sudah dimulai sejak abad ke‐18.
Pertama kali dilakukan oleh Luigi Palmieri (Itali, 1807‐1896). Literatur lain
menyebutkan Filippo Cecchi (Italia, 1875) sebagai sang penemu
seismograf. Dilanjutkan kemudian oleh Ewing, Gray, dan Milne (Inggris)
atas undangan Universitas Tokyo dengan meneliti kegempaan Jepang
tahun 1872. Para ilmuwan di Postdam, Jerman berhasil mendeteksi
gempabumi jauh di Jepang pada tanggal 17 April 1889 dengan waktu
deteksi hanya 15 menit setelah waktu asal gempabumi terjadi.

Prinsip kerja seismograf tipe konvensional bekerja dengan prinsip
inersi ‐ objek yang diam, seperti beban yang ada pada Gambar 6.3, akan
tetap diam sampai ada gaya yang bekerja padanya. Beban akan berusaha
untuk tetap diam saat kerangka dan drum bergerak. Seismometer yang
digunakan dalam studi gempabumi didesain sangat sensitif terhadap
gerakan bumi, sehingga gerakan sekecil 1/10.000.000 cm (hampir sekecil
jarak spasi atom) dapat dideteksi pada tempat yang tenang. Gempabumi
terbesar, seperti gempabumi 9,1 skala Richter di Sumatera‐Kepulauan
Andaman pada tahun 2004, menghasilkan gerakan yang meliputi seluruh
bagian bumi yang dapat mencapai ketinggian sampai beberapa
centimeter.

Sebuah massa inersi dapat bergerak relatif terhadap
kerangka/dudukan alat, diikatkan pada kerangkanya dengan sejenis pegas
yang akan menjaganya tetap diam relatif terhadap kerangka alat saat tidak
ada gerakan, dan juga meredam gerakan‐gerakan saat kerangka/dudukan
alat berhenti bergerak. Setiap gerakan tanah akan menggerakkan
kerangka/dudukan alat. Massa cenderung untuk tidak bergerak karena
inersi‐nya, dan dengan mengukur gerakan antara rangka/dudukan dan
massa, gerakan tanah dapat diukur, meskipun massa tidak bergerak.
Perkembangan berikutnya seismometer menggunakan optical levers atau
mechanical linkages untuk memperjelas gerakan yang kecil, dan
mencatatnya pada kertas soot‐covered atau kertas foto.

91

Gambar 6.4. Seismograf mekanik menggunakan perekaman kertas foto (Sumber:
BMKG, 2008).

Gambar 6.5. Seismograf Broadband STS‐2 3‐komponen tergabung dalam satu tabung
sensor dengan frekuensi sangat sensitif diletakkan pada tembok semen
yang terhubung langsung dengan batuan dasar bedrock (kiri). Sensor
dilengkapi dengan instrumen elektronik pendukung lainnya seperti
modem, digitizer, dan data logger (Sumber: Astiz dan Stewart, 2008).

92