Gempa Bumi DanTsunami

0 Comments
Home
Gempabumi
Gempa Bumi DanTsunami

Gempabumi adalah getaran yang terjadi  pada bumi yang disebabkan oleh adanya pergerakan secara  tiba-tiba akibat patahnya batuan yang mengalami regangan melampaui batas elastisitasnya (Sapiie dkk, 2001). Akumulasi energi penyebab terjadinya gempabumi dihasilkan dari pergerakan lempeng-lempeng tektonik. Energi yang dihasilkan dipancarkan ke segala arah berupa gelombang gempabumi. Getaran gempa biasa dinyatakan dalam skala Richter (SR). Ilmuan yang mempelajari tentang gempabumi disebut seismologist dan alat yang digunakan seismologist untuk mengukur setiap getaran yang terjadi disebut seismograf.

Menurut Teori Elastic Rebound yang dinyatakan oleh Seismolog Amerika, Reid, (Bullen, 1965; Bolt, 1985) menyatakan bahwa gempa bumi merupakan gejala alam yang disebabkan oleh pelepasan energi regangan elastisbatuan, yang disebabkan adanya deformasi batuan yang terjadi pada lapisan lithosfer. Deformasi batuan terjadi akibat adanya tekanan (stress) dan regangan (strain) pada lapisan bumi. Tekanan atau regangan yang terus menerus menyebabkan daya dukung pada batuan akan mencapai batas maksimum dan mulai terjadi pergeseran dan akhirnya terjadi patahan secara tiba-tiba. 

Mekanisme gempa bumi dapat dijelaskan secara singkat sebagai berikut,jika terdapat 2 buah gaya yang bekerja dengan arah berlawanan pada batuan kulit bumi, batuan tersebut akan terdeformasi, karena batuan mempunyai sifat elastis. Bila gaya yang bekerja pada batuan dalam waktu yang lama dan terus menerus, maka lama kelamaan daya dukung pada batuan akan mencapai batas maksimum dan akan mulai terjadi pergeseran. Akibatnya batuan akan mengalami patahan secara tiba-tiba sepanjang bidang patahan Gambar 2.1. setelah itu batuan akankembali stabil, namun sudah mengalami perubahan bentuk atau posisi. Pada saat batuan mengalami gerakan yang tiba-tiba akibat pergeseran batuan, energi stress yang tersimpan akan dilepaskan dalam bentuk getaran yang dikenal sebagai gempa bumi. (Ari Sungkowo, 2016) 

Mekanisme Gempa
Mekanisme terjadinya gempa bumi (Thomson, 2008)

Tektonik Indonesia

Kondisi tektonik Indonesia yang terletak pada pertemuan lempeng besar dunia dan beberapa lempeng kecil atau microblocks (Bird, 2003), menyebabkan daerah tersebut berpotensi mengalami banyak kejadian gempa. Indonesia dikelilingi oleh empat lempeng utama, yaitu Lempeng Eurasia, Lempeng Indo-Australia, Lempeng Laut Filipina, dan Lempeng Pasifik. Penelitian lanjutan menggunakan informasi geodetik, geologis, danseismologis menunjukkan bahwa tektonik di Indonesia dapat dibagi ke dalam beberapa lempeng kecil, yaitu Burma, Sunda, Laut Banda, Laut Maluku, Timor, Kepala Burung,Maoke, dan Woodlark (Gambar 3.2).

Peta Tektonik
Peta Tektonik Indonesia 

Sebagai akibat dari proses tektonik yang terjadi, peristiwa gempa sering terjadi di sebagian besar wilayah Indonesia sebagaimana terlihat pada Gambar 3.3. Salah satusumber gempa yang telah jelas teridentifikasi adalah zona subduksi aktif di bagian barathingga bagian timur Indonesia. Selain itu, sisa energi dari proses tumbukan antar lempengtersebut akan mengakibatkan adanya sesar di daratan atau lautan di beberapa pulau dan laut Indonesia.

Peta Seismik
Peta Seismisitas Indonesia 2023

{next}

2.1.2 Parameter Gempabumi

Parameter gempa bumi merupakan informasi yang berkaitan dengan kejadian gempa bumi. paramtere gempa bumi ini meliputi waktu kejadian (origin time), lokasi episenter, kedalaman sumber gempa bumi, dan magnitudo.

a. Waktu Kejadian 

Waktu kejadian gempabumi (origin time) adalah waktu terlepasnyaakumulasi tegangan (stress) yang berbentuk penjalaran gelombang gempa bumi dan dinyatakan dalam hari, tanggal, bulan, tahun, jam, menit dan detik dalam satuan UTC (Universal Time Coordinated) 

b. Episenter 

Episenter adalah titik dipermukaan bumi yang merupakan refleksi tegak lurus dari hiposenter atau focus gempa bumi. Lokasi episenter dibuat dalam system koordinat kartesian bola bumi atau sistem koordinat geografis dan dinyatakan dalam derajat lintang dan bujur. 

c. Kedalaman

Kedalaman sumber gempa bumi adalah jarak hiposenter dihitung tegak lurus dari permukaan bumi. Kedalaman dinyatakan oleh besaran jarak dalam satuan kilometer (km).

Intensitas gempa bumi merupakan ukuran gempa bumi yang pertama kali digunakan untuk menyatakan besar gempa bumi sebelum manusia dapatmengukur besarnya gempa bumi dengan alat. Ukuran ini dapat diketahui dengan cara melakukan pengamatan langsung efek gempa bumi terhadap manusia, struktur bangunan dan lingkungan pada suatu lokasi tertentu. 

d. Magnitudo

Magnitudo gempa bumi adalah parameter gempa bumi yang berhubungan dengan besarnya kekuatan gempa bumi di sumbernya. Jadi pengukuran magnitudoyang dilakukan di tempat yang berbeda, harus menghasilkan harga yang sama walaupun gempa bumi yang dirasakan di tempat-tempat tersebut tentu berbeda.

Mekanisme Sumber Gempa

Mekanisme sumber gempabumi atau focal mechanism adalah istilah yang digunakan untuk menerangkan sifat perjalaran energigempa bumi yang berpusat pada hiposenter atau fokus gempa bumi itu terjadi (Sykes, 1967). Sesar sering dianggap sebagai mekanisme perambatan energi gelombang elastis pada fokus tersebut, sehingga dengan memperoleh arah gerakan sesar dan arah bidang sesar suatu gempa bumi diperoleh solusi mekanisme sumber gempabumi.

Parameter Bidang Sesar

Mekanisme sumber gempa bumi merupakan metode yang digunakan untuk menentukan jenis sesar dengan cara menentukan parameter-parameter sesar yang terdiri dari strike, dip dan rake (Zawawi, 2011). 

a. Strike

Strike (ɸ) adalah panjangnya pergeseran patahan secara horizontal yaitu sudut yang dibentuk jurus sesar dengan arah utara. Strike diukur dari arah utara ke timur searah jarum jam sampai jurus sesar (0˚≤ɸ≤360˚). 

b. Dip

Dip (δ) adalah besarnya pergeseran patahan ke arah bawah, yaitu sudut yang dibentuk oleh bidang sesar dengan bidang horizontal dan diukur pada bidang vertikal dengan bidang arahnya tegak lurus strike sesar (0˚≤ δ≤90˚). 

c. Rake

Rake (λ) adalah sudut yang dibentuk oleh arah slip dan strike sesar. Rake bernilai positif pada sesar naik (reverse fault) dan bernilai negatif pada sesar turun (normal fault) (-180˚≤ λ ≤180˚).

Berdasarkan genetis atau gaya yang bekerja padanya, jenis bidang sesar dibedakan menjadi:

a. Sesar Turun (Normal Fault) yaitu hanging wall pada sesar relatif turun terhadap foot wall

b. Sesar Naik (Reverse Fault) yaitu hanging wall pada sesar relatif naik terhadap foot wall

c. Sesar Mendatar (Strike Slip Fault) yaitu sesar dengan arah gerakan relatif mendatar satu sama lain.

Sesar ini dibedakan menjadi dua yaitu:

a. Left lateral strike slip fault (sinistral strike slip fault), apabila hanging wall bergerak ke kiri

b. Right lateral strike slip fault (dextral strike slip fault), apabila hanging wall bergerak ke kanan

 

Jenis Bidang Sesar
Jenis-Jenis Bidang Sesar (Zawawi, 2011)
{next}

TSUNAMI
Kata "tsunami" kata dalam bahasa Jepang yang dieja dalam dua kata, tsu yang melambangkan pelabuhan, dan nami yang melambangkan gelombang. Dapatdiartikan sebagai "gelombang besar di pelabuhan"(sulistiawati, 2020). Tsunami didefinisikan rangkaian gelombang laut dengan periode panjang yangditimbulkan adanya gerakan di dasar laut. Ada beberapa hal penyebab terjadinya tsunami, gempabumi diikuti dengan dislokasi/perpindahan massa, tanah longsor di dalam laut,  letusan gunung api dibawah laut atau gunung api pulau (Sutrisnawati, 2018). Aktivitas alam semacam ini adalah penyebab tsunami, yang mendorong massa air dalam jumlah besar. Berdasarkan persentase terjadinya tsunami yang umumnya disebabkan oleh gempa bumi menimbulkan tsunami dengan episentrum di laut dan merupakan gempa dangkal.

Tsunami adalah gelombang besar yang diakibatkan oleh gempa dengan episenternya terletak di dasar laut dan tinggi gelombang dapat mencapai 30 meter. Gelombang tsunami dapat menyapu seluruh yang ada disekitar pantai. Gambar 2 menunjukkan tsunami yang diawali dengan patahan di dasar laut. Patahan tersebut membuat air laut menjadi surut dan setelah itu dengan energy yang terkumpul akan membuat air laut mengalir kedarat dengan kecepatan yang bisa mencapai 500 km/jam. Patahan dapat mencapai kedalaman 15 meter sepanjang ratusan kilometer (Tarigan 2005).

Terjadinya Tsunami
Proses Terjadinya Gelombang Tsunami (BMKG, 2023)



Potensi Gempa Indonesia
Daerah Potensi Tsunami Di Indonesia (BMKG, 2024)

Well dan Coppersmith (1994) menentukan panjang patahan, lebar patahan, dan pergeseran dasar laut yang didasarkan pada besar magnitude yang diketahui untuk kondisi patahan naik sebagai berikut : 

log (L) = 0,63 M – 2,86 (2.1a)
log (W) = 0,41 M – 1,61 (2.1b)
log (D) = 0,29 M – 1,84 (2.1c)

dimana :
M adalah Magnitudo,L adalah panjang patahan(km),W adalah lebar patahan (km), dan D adalah deformasi dasar laut (m).

Waktu Dan Kecepatan Pergerakan Tsunami
Berdasarkan teori yang diperoleh dari Thorne Lay dan Terry C.Wallace (Modern Global Seismology, hal. 149), kecepatan tsunami merupakan akar dari hasil perkalian antara percepatan gravitasi dan kedalaman laut.


dimana :
v = kecepatan gelombang tsunami (m/s).
g = percepatan gravitasi bumi (9,8 m/s2)). 
h = kedalaman laut (m).

Kecepatan tsunami berbeda untuk setiap kedalaman laut yang berbeda, kecepatan tsunami yang menuju pantai berubah dari v(x)0, v(x)1, v(x)2, v(x)3, ……v(x)n. Dengan demikian, didapatkan hubungan antara kecepatan terhadap jarak. Untuk memudahkan perhitungan, kecepatan gelombang tsunami diwakili oleh kecepatan rata-ratanya, melalui perhitungan dengan rumus (Sutrisno, 2006):


Perhitungan di atas dapat disederhanakan menjadi :


Waktu tiba gelombang tsunami dihitung dengan memperhatikan perubahan kedalaman laut yang dilewati gelombang tsunami. Semakin mendekati.pantai maka kedalaman laut semakin dangkal. Dengan kecepatan rata–rata gelombang tsunami yang diperoleh, waktu penjalarangelombang tsunami dapat diketahui melalui perhitungan dengan rumus (Sutrisno,2006)  :


dimana : 
t = waktu tempuh (sec).
x = jarak dari episenter ke lokasi pengamatan (m).
 = kecepatan rata-rata (m/s).

Energi Dan Tinggi Gelombang Tsunami
Besar energi air yang terdorong oleh patahan naik diperoleh dengan menggunakan model “waterberg”. Ketika terjadi patahan naik, air yang berada di atas patahan tersebut terdorong sehingga volume air menjadi sama dengan volume patahan (V=LWD). Massa air yang terangkat dari titik kesetimbangannya yaitu m=ρV atau m=ρLWD. Energi yang terkandung dalam massa air yang terdorong karena patahan ini adalah energy potensial. Apabila setiap partikel air yang terdorong oleh patahan naik memiliki tinggi rata – rata  sebesar  D/2   maka besar energi potensialnya adalah:


Tinggi gelombang tsunami terbentuk sama dengan besar deformasi laut (D). Zein (2005) mengatakan hasil kali antara kecepatan gelombang tsunami, energi gelombang tsunami dan jarak arah rambat gelombang tsunami untuk setiap kedalaman adalah konstan.


dimana :
v = kecepatan tsunami (m/s)
ρ = massa jenis air (kg/m3) 
L = panjang patahan (m)
W = lebar patahan (m)
H = tinggi tsunami (m)
b = jarak arah rambat gelombang (m)

Energi yang dirambatkan dari sumber tsunami hingga ke pantai adalah konstan, sehingga pada kedalaman n – 1 dan n berlaku hubungan: 


dengan  c adalah konstan. Dari persamaan diatas dapat disimpulkan, tinggi gelombang tsunami (Bryant, 2008) :


dimana :
n  =bernilai 1, 2, 3, sampai n    
Hn=tinggi gelombang tsunami pada kedalaman n (m) 
Hn-1=tinggi gelombang tsunami pada kedalaman n–1 (m) 
Vn-1= kecepatan tsunami pada n – 1 (m/s) 
Vn= kecepatan tsunami pada kedalaman n (m/s)
 bn-1 =jarak arah rambat gelombang pada kedalaman n – 1 (m)
 bn=jarak arah rambat gelombang pada kedalaman n (m)

{next}

SOFTWRE COMCOT
COMCOT merupakan kepanjangan dari COrnell Multi-grid COupled Tsunami. COMCOT adalah suatu paket pemodelan tsunami yang mampu menreka ulang proses penjalaran gelombang tasunami saat peristiwa tsunami yang pernah terjadi. Model numerik berdasarkan persaman air dangkal sangat efesien dalam menreka tsunamilintas samuderakarena penggunaannya yang eksplisit skema numerik, tidak peru menyelesaikan turunan tingkat tinggi terkait dengan non linearitas dandispresi freksuensi. Gelombang tsunami dapat dibangkitkan berdasarkan input pembangkit gelombang, model deformasi dasar laut yang disebabkan oleh gempa bumi, dan longsor. COMCOT juga telah menggunakan sistem multi grid yang memungkinkan penggunaan banyak area simulasi untuk meningkatkan akurasi dan efisiensi pemodelan (Wang, 2011).

Model numerik berdasarkan persamaan air dangkal jauh lebih efisien dalam mensimulasikan tsunami lintas samudera karena skema numerik eksplisit yang umum digunakan dan tanpa perlu dipecahkan turunan orde tinggi yang terkait dengan nonlinier dan disperse frekuensi.  Persamaan air dangkal diimplementasikan dengan koordinat Spherical dan Cartesian dalam Comcot untuk mensimulasikan proses penjalaran dan run-up tsunami.  Dalam khasus cekungan di laut dalam, amplitudo gelombang tsunami jauh lebih kecil dari pada kedalaman air. Persamaan air dangkal linear dalam koordinat spherical digunakan untuk memodelkan evolusi tsunami sebagai berikut (Wang, 2011).  


dimana :
 𝜂 = elevasi permukaan air (m)
(𝑃, 𝑄) = menunjukkan komponen fluks volume dalam arah (𝑥, 𝑦)
(𝜓, 𝜑) = merupakan latitude dan longitude
𝑅 =jari-jari bumi; 
𝑔 = percepatan gravitasi dan 
ℎ =kedalaman airnya. 
Syarat suku − 𝜕ℎ/𝜕𝑡  yang mencerminkan efek dari  variasi batimetri, suku tersebut dapat digunakan untuk memodelkan tsunami yang dibangkitkan oleh gerakan dasar laut seperti transien, tanah longsor bawah laut.
𝑓 = menyatakan koefisien gaya akibat rotasi bumi.

Ketika simulasi yang melibatkan wilayah yang relatif kecil efek rotasi tidak menonjol, persamaan air dangkal dalam koordinat Cartesian dapat digunakan untuk memodelkan evolusi tsunami. Persamaan air dangkal linear dalam koordinat Cartesian juga mengimplementasikan dalam Comcot sebagai berikut :


(𝑃, 𝑄) menunjukkan komponen fluks volume dalam arah (𝑥, 𝑦) merupakan dari kecepatan dan kedalaman air 𝑃 = ℎ𝑢 𝑑𝑎𝑛 𝑄 = ℎ𝑣.  

Diketahui bahwa panjang gelombang menjadi lebih pendek dan amplitudenya menjadi lebih besar karena kedangkalan air saat tsunami merambat ke landas kontinen mendekati daerah pantai. Fenomena tersebut merupakan efek sholing. Akibatnya persamaan air dangkal linear secara bertahap menjadi tidak valid dan efek nonlinear akan mendominasi. Oleh karena itu, gaya inersia konvektif nonlinear dan gesekan bawah menjadi penting, sedangkan gaya Coriolis dan disperse frekuensi berkurang. Persamaan air dangkal nonlinear termasuk efek gesekan dasar yang digunakan untuk menggambarkan gerakan gelombang di zona pantai. 

Dalam comcot, persamaan air dangkal nonlinear mengimplementasikan dalam koordinat Spherical dan Cartesian sebagai berikut :


Dan persamaan dalam Cartesian Coordinates sebagai berikut:


Dimana H adalah total kedalaman air dan 𝐻 = 𝜂 +ℎ; 𝐹𝑥 dan 𝐹𝑦, mewakili gesekan bawah dalam arah (x,y), dan kedua sisi ini dievaluasi melalui rumus Manning. Dimana 𝜂 koefisien kekerasan manning. Persamaan gesekan dasar yang dimodelkan menggunakan formula Manning (Manning’s formula). Koefisien gesekan dasar  dalam COMCOT digunakan untuk merepresentasikan karakteristik permukaan profil batimetri dan topografi wilayah kajian. Prasetya et al. (2013) mengatakan bahwa koefisien yang dipilih dapat berupa nilai tunggal untuk mewakili seluruh area pada wilayah kajian atau bervariasi sesuai dengan karakteristik batimetri dan topografi. Manning’s roughness coefficient yang digunakan untuk simulasi ini adalah 0.013 (Li et al, 2012).

Bahan Bacaan :
  • Sapiie, dkk. (2001). Geologi Fisik. Bandung: ITB
  • Bulen, & Bolt. (1985). An Introduction to the Theory of Seismology. Cambridge University Press, 4th Edition, 509 pp.
  • Sungkowo, A. (2016). Studi Kerentanan Sesimik dan Karakteristik Dinamik Tanah di Kota Yogyakarta dari Data Mikrotremor. Yogyakarta: Tesis, Universitas Islam Indonesia.
  • Bird, P. (2003), An updated digital model of plate boundaries, Geochem. Geophys. Geosyst., 4(3), 1027, doi:10.1029/2001GC000252
  • Sykes, L. R., 1967. Mechanism of Earthquake and Nature of Faulting on the Mid-Oceanic Ridges. Journal of Geophysical Research, Volume 72, pp. 2131-2153.
  • Zawawi, A., 2011. Analisa Mekanisme Pusat Gempa Bumi di Cilacap Jawa Tengah Pada Tanggal 04 April 2011, Jakarta: Universitas Islam Negeri Syarif Hidayatullah.
  • Sulistiawaty, S., Tiwow, V. A., & Saleh, S. (2020, November). Mitigasi Bencana Gempabumi dan Tsunami. In Seminar Nasional Pengabdian Kepada Masyarakat.
  • Sutrisnawati, N. K. (2018). DAMPAK BENCANA ALAMBAGI SEKTOR PARIWISATA DI BALI. Jurnal Ilmiah
  • Hospitality Management, 9(1), 57–66. https://doi.org/10.22334/jihm.v9i1.144
  • Tarigan, 2005, Pembelajaran dari Gempa Mexico, Liwa, Aceh dan Nias, Seminar DPRDSU 7 Juli 2005, DPRD SU, Medan.
  • Sutrisno. 2006. Penentuan Waktu Datang Gelombang Tsunami di Beberapa Kota PantaiSelatan Jawa Barat sebagai Informasi Penting dalam Usaha Penyelamatan Secara Preventif Menghadapi Bencana Tsunami. Universitas Islam Negeri Syarif Hidayatullah, Jakarta.
  • Zein, M., T. 2005. Bencana Tsunami dan Gempabumi di Aceh, Diskusi Bencana Tsunami dan Gempabumi di Aceh, The Habibie Center–16 Februari 2005, Jakarta.
  • Bryant, E. 2008. Tsunami : Underrated Hazard Springer and Praxis Publishing, London.
  • Wang, X. (2011). User manual of COMCOT - a tsunami generation propagation and runup model. GNS Science Report, 1-102.
  • Prasetya G, Wang X, Palmer N, Grant G. 2013. Tsunami Inundation Modelling For Riverton and New River Estuary Southland. GNS Science Consultancy Report. pp87  
  • Li, L., Qiu, Q., & Huang, Z. (2012). Numerical modeling of the morphological change in Lhok Nga, west Banda Aceh, during the 2004 Indian Ocean tsunami: understanding tsunami deposits using a forward modelling method. Natural hazards, 64(2), 1549-1574.
Older Posts
Newer Posts

You may like these posts

No comments

We really hope for your comments to improve the quality of the blog.