STRUKTUR BUMI DAN MEKANISME TERJADINYA GEMPA

BAB I

PENDAHULUAN

 

1.1  Latar belakang

Bumi memiliki lapisan-lapisan yang berbeda komposisinya. Lapisan-lapisan ini memiliki cara tersendiri untuk menyeimbangkan energi yang terkandung di dalamnya. untuk mencapai titik setimbang terjadi perubahan baik kecil maupun besar. Pada lapisan lithosfer untuk mnyeimabngkan energy yang ada dalam bumi terjadi gempa bumi.

Gempa bumi merupakan gejala alam yang sering terjadi. Gempa bumi didefenisikan sebagai getaran yang bersifat alamiah  yang terletak pada lokasi tertentu dan sifatnya tidak berkelanjutan. Berdasarkan gelombang yang menjalar dari pusat gempa dapat diketahui kekuatan gempa.

1.2  Perumusan masalah

Dengan mngetahui struktur penyusun bumi beserta lapisan-lapisannya kita dapat memahami mekanisme terjadinya gempa dengan mendeteksi gelombang yang menjalar dari dalam bumi.

1.3  Tujuan penulisan

Penulisan ini bertujuan untuk mengetahui struktur bumi dan mekanisme terjadinya gempa berdasarkan perambatan gelombang.

1.4  Manfaat

Adapun manfaat penulisan ini adalah untuk memberikan informasi mengenai perambatan gelombang penyebab gempa sehingga dapat mengetahui pusat gempa yang sebenarnya.

 

BAB II

TINJAUAN PUSTAKA

 

2.1      GEMPA SEISMOLOGI

Gempa diperkirakan berasal dari suatu titik yang disebut sebagai hiposenter yang berada pada kedalaman sekitar 700 m dari permukaan. Dalam kenyataanya lokasi gempa dapat terletak beberapa kilometer dari hiposenter. Titik pada permukaan yang terletak vertical di atas hiposenter dinamakan episenter. Episenter biasanya dinyatakan dalam lintang dan buju geografis. Sudut yang dibentuk dari pusat bumi terhadap episenter dan tempat pengukuran dinamakan sudut episenter. Magnitude gempa merupakan perhitungan besarnya energy yang berasal dari pusat gempa, salah satunya dengan skala ritcher.

2.1.1 Gelombang seismik

Energi gelomabng yang elastic akan dipencarkan ke segala arah dari pusat gempa bumi dalam bentuk gelombang. Ada 2 jenis gelombang elastic yang dipancarkan dari pusat gempa bumi yaitu:

1. Gelombang badan

Gelombang badan lebih dikenal dengan body wave merupakan gelombang yang menjalar melalui bagian dalam bumi. Gelombang badan ini terdiri dari dua jenis, yaitu:

• P-wave atau gelombang primer

Gelombang ini adalah gelombang longitudinal, sehingga arah pergerakkan partikel akan searah dengan arah rambat gelombang. Gelombang ini merupakan jenis gelombang kompresi karena gelombang ini mendeformasi batuan dengan mengubah volumenya. Gelombang kompresi memiliki kecepatan tinggi diantara gelombang-gelombang seismic.  Kecepatan gelombang primer ini dapat dihitung berdasarkan persamaan berikut:

Dimana k adalah modulus bulk, µ adalah modulus shear dan ρ merupakan perubahan massajenis medium.

• S-wave atau gelombang sekunder

Gelombang ini adalah gelombang transversal, sehingga arah pergerakan partikel akan tegak lurus dengan arah rambat gelombang. Gelombang ini merupakan jenis gelombang shear dimana gelombang ini mendeformasi material atau batuan dengan mengubah bentuknya. Gelombang ini hanya dapat merambat pada medium padat karena cairan dan gas tidak mempunyai daya elastic untuk kembali ke bentuk semula. Kecepatan rambatnya lebih renadah disbanding dengan gelombang primer sehingga gelombang ini terekam pada stasiun gempa setelah gelombang primer. Kecepatan gelombang sekunder dapat diperoleh berdasarkan persamaan berikut:

2.1.2 Gelombang permukaan (surface wave)

Gelombang yang merambat di sekitar lapisan permukaan. Gelombang permukaan membawa sejumlah besar energy dai gempa dangkal dan biasanya sebagai penyebab utama kerusakan yang diakibatkan oleh peristiwa gempa bumi. Gelombang permukaan disebut juga gelombang pembatas atau gelombang petunjuk. Termasuk dalam jenis gelombang ini adalah:

• Gelombang love
• Gelombang reyleigh

2.1.3  Lokasi Gempa

Gempa dapat dideteksi oleh seismograph yang merupakan alat untuk merespon perpindahan, kecepatan atau percepatan gelombang seismic. Pusat gempa disebut juga dengan istilah hiposenter yang merupakan titik di dalam bumi yang menjadi pusat gempa bumi. Titik di permukaan bumi tepat di atas hiposenter disebut dengan episenter.Hiposentrum adalah sumber gempa di kedalaman. Lokasi pusat gempa ditentukan berdasarkan pengukuran gelombang seismik.

Jenis-Jenis Gempa Berdasarkan Kedalaman Hiposentrum

1. Gempa dangkal, jika jarak hiposentrumnya <100 km di bawah permukaan bumi
2. Gempa intermediet/pertengahan, jika jarak hiposentrumnya 100-300 km
3. Gempa dalam, jika jarak hiposentrumnya >300 km dari permukaan bumi

Jenis-Jenis Gempa Berdasarkan Jarak Episentrum

1. Gempa setempat, jika jarak terjauh gempa terasa <1000 km dari episentrumnya
2. Gempa jauh, jika jarak terjauh gempa terasa kurang lebih 10.000 km dari episentrumnya
3. Gempa sangat jauh, jika jarak terjauh gempa terasa >10.000 km dari episentrumnya

2.1.4  Mekanisme sumber Gempa

Kebanyakan gempa diyakini terjadi menurut teori elsatik rebound seperti pada sesr san fransisco pada tahun 1906. Mekanisme sumber gempa merupakan metode peninjauan bidang sesar yang meliputi strike, dip, rake, dan slip. Meknisme sumber gempa dapat ditentukan dengan beberapa cara, antara lain dengan menggunakan gerakan awal gelombang-P (longitudinal), berdasarkan sifat radiasi gelomabnag P, dapat diperoleh distribusi radiasi dan polarisasi gelombang yang dibedakan dalam bentuk gelombang kompresi atau tekanan (up) dan gelombang dilatasi atau tarikan (down). Distribusi yang sistemasi tersebut akan mengakibatkan ruang disekitar episenter dapat terbagi menjadi 4 kuadran yang dipisahkan oleh dua bidang nodal yang membentuk suatu mekanisme gempa. Mekanisme sumber gempa ini memberikan informasi mengenai pola stress daerah sumber gempa yang tidak terlepas dari proses tektonik yang telah terjadi.

2.1.5  Tomografi Seismik

Tomografi seismik refraksi dengan menggunakan data waktu pertama tiba dari energi gelombang seismik dapat digunakan untuk mendapatkan model kecepatan struktur di dekat permukaan. Pada umumnya pencitraan tomografi seismik refraksi menggunakan metoda penjejakan gelombang dua titik. Pada pencitraan tomografi ini, teknik penjejakan gelombang yang digunakan adalah metoda shortest path ray-tracing (SPR). Metoda SPR secara khusus dilakukan dengan membangun jejak gelombang yang lebih pendek melalui pengoptimasian distribusi titik-titik untuk mengkalkulasi waktu tempuh getombang refraksi dan jejak gelombang secara akurat pada beberapa model kecepatan. Untuk inversi tomografi digunakan pendekatan nonlinier dengan metoda Conjugate Gradient (CG), yang secara eksplisit meminimumkan misfit dari average slowness (rasio antara waktu tempuh dengan panjang sinar seismik) dan apparent slowness (turunan waktu tempoh terhadap jarak). Dari hasil beberapa pemodelan dengan menggunakan data sintetik terlihat bahwa tomografi seismik refraksi dengan metoda SPR mampu memberikan hasil yang baik dalam mencitrakan variasi kecepatan maupun mcrekonstruksi struktur seismik dangkal.

 

2.2      KOMPOSISI BUMI

Data sismik berdasarkan data massa dan momen inersia bumi diketahui rata berat atomic bumi seitar 27 %, dengan 22,4 % dari mantel dan kerak dan 47% dari inti bumi.  Sehingga dapat disimpulkan bahwa 90% dari bumi terdiri atas besi, silica, magnesium dan oksigen dan selebihnya kalsium, aluminium, nikel, sodium, dan sulfur.

2.3      KERAK BUMI

Kerak Bumi adalah lapisan terluar Bumi yang terbentuk dari unsur-unsur kimia seperti Oksigen (O) (46,6%), Silikon(Si) (27,7%), Aluminium (Al) (8,1%), Besi (Fe) (5,0%), Kalsium (Ca) (3,6%), Natrium (Na) (2,8%), Kalium (K) (2,6%), Magnesium (Mg) (2,1%). Kerak bumi terdiri dari dua kategori yaitu kerak samudera dan kerak benua.

1. Kerak benua

Kerak benua tersusun oleh mineral yang kaya akan Si dan Al, oleh karenanya di sebut sial. Ketebalan kerak benua berkisar antara 30-80 km (Condie !982) rata-rata 35 km dengan berat jenis rata-rata sekitar 2,85 gm/cc. kerak benua biasanya disebut sebagai lapisan granitis karena batuan penyusunya terutama terdiri dari batuan yang berkomposisi granit.

1. Kerak samudera

Kerak samudera adalah bagian dari lithosfer bumi yang permukannya berada di cekungan samudera. Kerak samudera tersusun oleh batuan mafic atau sima. Kerak ini lebih tipis dibandingkan dengan kerak benua (sial) dengan ketebalan kurang dari 10 kilometer, tetapi massa jenisnya lebih besar yaitu rata-rata sekitar 3,3 per sentimeter kubik. Kerak samudra biasanya disebut lapisan basaltis karena batuan penyusunnya terutama berkomposisi basalt

Berdasarkan informasi dasar yang telah diberikan sebelumnya dapat diketahui perbedaab antara kerak samudera dan kerak benua.

1. Lapisan,
2.  ketebalan, ketebalan kerak benua rata-rata 35-40 km. sedangkan kerak samudera relative lebih tipis yaitu 7 km dan bersifat konstan meskipun satu lapisan bertambah pada tepi samudera.
3. Umur, kerak benua kemungkinan berumur 3960 Ma, dengan umur batuan tertua belum diketahui. Sedangkan kerak samudera lebih dari 200 Ma.

2.4      OPHIOLITES

Ophiolit merupakan penggalan kerak samudera dan lapisan mantel atas di bawahnya yang telah terangkat atau terpindahkan dan tersingkap di bagian tepi kerak benua. Kata ophiolit berasal dari Bahasa Yunani ophios (ular) dan lithos (batu). Istilah ophiolit pada awalnya digunakan oleh Alexandre Brongniart (1813) untuk menyebut susunan batuan hijau (serpentin dan diabas) di Pegunungan Alpen. Steinmann (1927) mengubah penggunaan istilah ini sehingga mencakup serpentin, lava bantal, dan rijang (Trinitas Steinmann). Sejak saat itu ophiolit sudah dianggap sebagai kerak samudera yang merupakan hasil pemekaran lantai samudera.

Identifikasi ini berdasarkan pada dua penelitian penting :

1. Pengamatan pita anomali magnetik pada lantai samudera, sejajar dengan sistem pemekaran samudera, yang menurut penafsiran Vine dan Matthews (1963) mewakili pembentukan kerak baru pada pematang samudera dan dan kerak lama yang bergerak menjauhi pematang itu.
2. Pengamatan atas kompleks dike berlapis pada Ophiolit Troodos di Cyprus oleh Gass dan kawan-kawan (1968), yang haruslah dibentuk oleh 100 % terobosan magma baru, karena tidak ada batuan dinding yang lebih tua terawetkan di dalam kompleks tersebut. Moores dan Vine (1971) menyimpulkan bahwa kompleks dike berlapis di Troodos hanya dapat terbentuk oleh proses yang sama dengan pemekaran kerak samudera sebagaimana diusulkan oleh Vine dan Matthews (1963).

Nilai penting ophiolit berhubungan dengan keterdapatannya di dalam sabuk pegunungan seperti Alpen atau Himalaya, dimana ophiolit tersebut mendokumentasikan pernah adanya cekungan samudera yang sekarang telah dimakan oleh proses penunjaman (subduksi). Pandangan ini merupakan salah satu pembangun dasar Teori Tektonik Lempeng, dan ophiolit selalu memainkan peran penting dalam teori tersebut.

 

2.5      PERUBAHAN DARI KERAK SAMUDERA DAN MANTEL ATAS

Diskontinuitas Mohorovicic adalah batas antara Kerak Bumi dan Mantel Bumi.

Dalam ilmu geologi, istilah ‘diskontinuitas’ digunakan untuk menunjukkan lapisan imaginer yang menjadi batas perubahan cepat rambat gelombang seismik. Pada Kerak Samudera, lapisan ini berada pada kedalaman sekitar 8 kilometer. Sedangkan pada Kerak Benua, pada kedalaman sekitar 32 kilometer. Pada diskontinutas ini, gelombang seismik berakselerasi. Lapisan imaginer inilah yang disebut Diskotinuitas Mohorovicic, atau lebih sederhananya dikenal sebagai Moho.

Diskontinuitas Mohorovicic ditemukan pada tahun 1909 oleh Andrija Mohorovicic, seorang ahli kegempaan dari Kroasia. Dia menemukan bahwa cepat-rambat gelombang seismik bergantung pada densitas material yang dilaluinya. Dia menginterpretasikan terjadi perubahan kecepatan dari gelombang seismik seiring dengan perubahan komposisi material pembentuk bumi. Perubahan kecepatan tersebut tentu disebabkan oleh hadirnya material dengan densitas yang lebih tinggi pada kedalaman perut bumi. Semakin tinggi densitas suatu material, semakin cepat pula gelombang seismik merambat melaluinya.

Material pembentuk bumi yang densitasnya lebih rendah, yang berada pada lapisan terluar, kemudian dikenal sebagai Kerak Bumi. Sedangkan material di bawahnya yang mempunyai densitas lebih tinggi dikenal sebagai Mantel Bumi. Melalui perhitungan densitas yang teliti, Mohorovicic menyimpulkan bahwa Kerak Samudera Basaltik dan Kerak Benua Granitik ditopang oleh material yang serupa dengan batuan kaya-olivin, seperti Peridotite.

BAB III
PENUTUP

 

3.1 Keimpulan

Dari penulisan pustaka yang dilakukan dapat disimpulkan sebagai berikut:

1. Dengan memahami perambatan gelombang kita dapat mengetahui letak pusat gempa di dalm bumi.
2. Berdasarkan komposisi bumi diketahui bahwa besi yang lebih dominan menyebabkan gaya gravitasi mengarah ke pusat bumi.
3. Melalui gelombang sismik yang merambat kita dapat mengetahui susunan struktur di dalam bumi.
4. Adanya perbedaan antara kerak benua dan kerak samudera menyebabkan terjadinya pergerakan untuk mencapai titik kesetimbangan.