Parameter GempaKelompok 2

Araminta PermatasariNur Amalia Putri

Ludy Claudia Hawa SAlfadeo Vulgar Siantori

Jonathan Achmad HHana Dwi Sussena

Berlianti Oktaviana MLiawening Vidyan P

SeptiwiandariErwan Hermawan

Argya Hastubrata B

Outline

Pengertian GempaKlasifikasi Gempa

Skala GempaMacam-macam Parameter Gempa

Waktu TerjadinyaEpisenter

HiposenterMagnitudeIntensitas

a-valueb-value

Fungsi Likelihood

Pengertian Gempa

Ludy Claudia Hawa S.125090700111010

Pengertian Gempabumi

• Gempa bumi adalah getaran atau guncangan yang terjadi di permukaan bumi. Gempa bumi biasa disebabkan oleh pergerakan kerak bumi (lempeng bumi). Kata gempa bumi juga digunakan untuk menunjukkan daerah asal terjadinya kejadian gempa bumi tersebut. Bumi kita walaupun padat, selalu bergerak, dan gempa bumi terjadi apabila tekanan yang terjadi karena pergerakan itu sudah terlalu besar untuk dapat ditahan (Bolt, B.A, 1993).

• Gempa bumi adalah peristiwa bergetarnya bumi akibat pelepasan energi di dalam bumi secara tiba-tiba berupa gelombang, sehingga efeknya dapat dirasakan sampai ke permukaan yang ditandai dengan patahnya lapisan batuan pada kerak bumi. Akumulasi energi penyebab terjadinya gempabumi dihasilkan dari pergerakan lempeng-lempeng tektonik. Energi yang dihasilkan dipancarkan kesegala arah bumi (BMKG)

Penyebab Terjadinya Gempabumi

1. Proses tektonik akibat pergerakan kulit/lempeng bumi

2. Aktivitas sesar di permukaan bumi

3. Pergerakan geomorfologi secara lokal, contohnya terjadi runtuhan tanah

4. Aktivitas gunung api

5. Ledakan nuklir

Mekanisme perusakan terjadi karena energi getaran gempa dirambatkan ke seluruh bagian bumi. Di permukaan bumi, getaran tersebut dapat menyebabkan kerusakan dan runtuhnya bangunan sehingga dapat menimbulkan korban jiwa. Getaran gempa juga dapat memicu terjadinya tanah longsor, runtuhan batuan, dan kerusakan tanah lainnya yang merusak permukiman penduduk. Gempa bumi juga menyebabkan bencana ikutan berupa kebakaran, kecelakaan industri dan transportasi serta banjir akibat runtuhnya bendungan maupun tanggul penahan lainnya.

Jalur Gempabumi Indonesia

• Indonesia merupakan daerah rawan gempabumi karena dilalui oleh jalur pertemuan 3 lempeng tektonik, yaitu: Lempeng Indo-Australia, lempeng Eurasia, dan lempeng Pasifik.Lempeng Indo-Australia bergerak relatif ke arah utara dan menyusup kedalam lempeng Eurasia, sementara lempeng Pasifik bergerak relatif ke arah barat. Jalur pertemuan lempeng berada di laut sehingga apabila terjadi gempabumi besar dengan kedalaman dangkal maka akan berpotensi menimbulkan tsunami sehingga Indonesia juga rawan tsunami.

Faktor-faktor yang Mengakibatkan Kerusakan Akibat Gempabumi

• Kekuatan gempabumi• Kedalaman gempabumi• Jarak hiposentrum gempabumi• Lama getaran gempabumi• Kondisi tanah setempat• Kondisi bangunan

Akibat Gempabumi

• Getaran atau guncangan tanah (ground shaking)• Likuifaksi ( liquifaction)• Longsoran Tanah• Tsunami• Bahaya Sekunder (arus pendek,gas bocor yang

menyebabkan kebakaran, dll)

Klasifikasi Gempa

Hana Dwi Sussena125090701111003

1) Bedasarkan Faktor Penyebab

a. Gempa bumi vulkanik ( Gunung Api )

Gempa bumi ini terjadi akibatadanya aktivitas magma, yang biasa terjadi sebelum gunung api meletus. Apabila keaktifannya semakin tinggi maka akan menyebabkan timbulnya ledakan yang juga akan menimbulkan terjadinya gempabumi.. Gempabumi tersebut hanya terasa di sekitar gunung api tersebut

1. Gempa gunungapi Tipe A

Sumber gempa terletak dibawah gunungapi pada kedalaman 1-20 km. Tipe gempa ini biasanya terdapat pada gunungapi yang berada dalam keadaan aktif. Penyebab dari gempa gunungapi tipe ini adalah naiknya magma ke permukaan dengan disertai oleh rekahan-rekahan dengan ciri-ciri waktu tiba gelombang P dan S terlihat jelas.

2. Gempa gunungapi Tipe B

Sumber gempa gunungapi tipe ini terdapat pada kedalaman kurang dari 1 km dari kawah yang sedang aktif. Oleh karena itu gempa yang tercatatmempunyai gerakan awal yang cukup jelas, tapi waktu tiba gelombang S tidak dapat dilihat secara jelas.

3. Gempa Letusan

Merupakan gempa yang disebabkan oleh terjadinya letusan yang bersifat eksplosif. Berdasarkan hasil pengamatan seismik sampai saat ini dapat dikatakan bahwa gerakan pertama dari gempa letusan adalah push up atau gerakan ke atas. Dengan kata lain, gempa letusan ditimbulkan oleh mekanisme sebuah sumber tunggal yang positif.

4. Tremor Gunungapi

Merupakan getaran yang menerus disekitar gunungapi. Gempa yang ditimbulkan oleh letusan-letusan tersebut selalu berulang-ulang dan dalam rekaman seismogram terlihat seperti getaran yang menerus karena saling bertumpukkan.

b. Gempa bumi tektonik Gempabumi ini disebabkan oleh adanya aktivitas tektonik, yaitu pergeseran lempeng lempeng tektonik secara mendadak yang mempunyai kekuatan dari yang sangat kecil hingga yang sangat besar. Gempabumi ini banyak menimbulkan kerusakan atau bencana alam di bumi, getaran gempa bumi yang kuat mampu menjalar keseluruh bagian bumi.

Gempa bumi tektonik disebabkan oleh perlepasan tenaga yang terjadi karena pergeseran lempengan plat tektonik seperti layaknya gelang karet ditarik dan dilepaskan dengan tiba-tiba.

c. Gempa RuntuhanGempa runtuhan atau terban

merupakan gempa bumi yang terjadi karena adanya runtuhan tanah atau batuan. Lereng gunung atau pantai yang curam memiliki energi potensial yang besar untuk runtuh, juga terjadi di kawasan tambang akibat runtuhnya dinding atau terowongan pada tambang-tambang bawah tanah sehingga dapat menimbulkan getaran di sekitar daerah runtuhan.

• Jenis-jenis longsoran dapat dilihat pada gambar dibawah ini :

d. Gempa BuatanMerupakan gempa

yang diakibatkan oleh adanya ledakan dynamit yang sengaja dibuat oleh manusia dalam suatu proses kegiatan baik dalam bidang pertambangan maupun yang lainnya yang dapat menyebabkan getaran di area sekitar.

e. Gempa Tumbukan

Gempa bumi ini diakibatkan oleh tumbukan meteor atau asteroid yang jatuh ke bumi, jenis gempa bumi ini jarang terjadi

2) Berdasarkan Magnitude Gempa

a) Gempabumi sangat besar dengan magnitude lebih besar dari 8 SR.

b) Gempabumi besar magnitude antara 7 hingga 8 SR.

c) Gempabumi merusak magnitude antara 5 hingga 6 SR.

d) Gempabumi sedang magnitude antara 4 hingga 5 SR.

e) Gempabumi kecil dengan magnitude antara 3 hingga 4 SR .

f) Gempabumi mikro magnitude antara 1 hingga 3 SR.

g) Gempabumi ultra mikro dengan magnitude lebih kecil dari 1 SR .

3) Berdasarkan Kedalaman Sumber

4) Berdasarkan Bentuk Episentrum:

5) Berdasarkan Lokasinya

• Reference :– http://pendidikankebencanaan.com/pendidikan-gempa-bum

i/klasifikasi-gempa/

– Fauzia, dkk. 2011. Laporan PL3002 Aspek Kebencanaan. Bandung: ITB.

Skala Gempa

Araminta Permatasari115090707111010

Beberapa cara untukmengukur besar magnitude gempa

Skala MMI(Modified Mercalli

Intensity)

Skala MMI(Modified Mercalli

Intensity)

Skala RichterSkala Richter

Skala Richter

• Skala yang palingumum digunakan• Dikembangkan oleh Charles F. Richter

pada tahun 1934.• Formula berdasarkan amplitudo terbesar

yang terekam pada seismometer dan jarak antara titik gemoa dengan seismometer.

Skala MMI (Modified Mercalli Intensity)

• Diciptakan oleh seorang vulkanologis dari Italia yang bernama Giuseppe Mercalli pada tahun 1902.

• Skala Mercalli terbagi menjadi 12 tingkatan berdasarkan informasi dari orang-orang yang selamat dari gempa tersebut.

MACAM-MACAM PARAMETER GEMPA

Waktu terjadinyaepisenterhiposenter

Argya Hastubrata B.125090707111020

Parameter Gempa

• Parameter Gempa bumi menurut Boen (2000) dalam Sudibyakto (2000) biasanya digambarkan dengan tanggal terjadinya, waktu terjadinya, koordinat epicenter (dinyatakan dengan koordinat garis lintang dan garis bujur), kedalaman hypocenter, Magnitude, dan intensitas maksimum.

Origin Time

•  Waktu kejadian gempa bumi (Origin Time) adalah waktu terlepasnya akumulasi tegangan (stress) yang berbentuk penjalaran gelombang gempa bumi dan dinyatakan dalam hari, tanggal, bulan, tahun, jam, menit, detik dalam satuan WIB atau UTC (Universal Time Coordinated).

Origin time dinyatakan dalam satuan waktu internasional (GMT).

OT = RP - (P-H)

Dimana:

OT : waktu terjadinya gempa

RP : pembacaan waktu gelombang P pada stasiun

P-H : nilai Jeffreys-Bullent.

Hypocenter 

• Hypocenter adalah titik dimana mula-mula pergerakan seismik terjadi. Sering pula disebut focus, center. Jadi lokasi hipocenter berada jauh dibawah permukaan bumi. Definisi lain menyatakan bahwa hiposenter adalah titik dibawah permukaan bumi tempat gelombang gempa pertama kali dipancarkan (Boen, 2000 dalam Sudibyakto, 2000).

Howell (1969) telah membagi jenis-jenis gempabumi berdasarkan kedalaman hipocentrumnya, yaitu :

a. Gempabumi dangkal (normal), pusatnya < 70 km.

b. Gempabumi sedang (intermediet), pusatnya 70 – 300 km.

c. Gempabumi dalam, pusatnya 300 – 700 km.

• Penentuan kedalaman sumber gempa dari permukaan bumi, ditentukan dari pembacaan pias seismogram setengah amplitudo maksimum dari gelombang P pada komponen vertikal. Untuk menentukan kedalaman gempa dipakai persamaan:

Epicenter

• Episentrum adalah titik di permukaan bumi yang merupakan refleksi tegak lurus dari kedalaman sumber gempa bumi (Hiposentrum) . Posisi episentrum dibuat dalam sistem koordinat kartesian bola bumi atau sistem koordinat geografis dan dinyatakan dalam derajat lintang dan bujur. Jarak episenter gempa bumi menggunakan data S-P (selisih waktu datang gelombang S dengan waktu datang gelombang P).

• Lokasi episenter dinyatakan dalam koordinat geografis (derajat lintang dan bujur). Untuk menentukan letak titik episenter digunakan persamaan berikut;

MagnitudeMagnitude Lokal

Alfadeo Vulgar Siantori125090700111017

Magnitude

Magnitudo adalah ukuran logaritmik dari kekuatan gempa bumi yang berdasarkan pengukuran amplitudo maksimum fasa seismik

Magnitudo gempa pertama dikembangkan oleh K. Wadati dan C. Richtertahun 1930an

Skala magnitudo berdasarkan pada beberapa asumsi sederhana, yaitu:– Dua gempa dengan kekuatan berbeda dan direkam dengan geometri sumber-

penerima yang sama, maka kejadian yang lebih besar adalah yang akan menghasilkan amplitudo yang lebih besar

– Magnitudo seharusnya adalah ukuran energi yang dilepaskan, karena itu sebanding dengan kecepatan gerakan tanah, yaitu A/T maksimum

– Penurunan amplitudo karena efek geometri dan atenuasi diketahui secara statistik. Hal ini dikompensasi dengan fungsi kalibrasi f (∆, h)

– Efek sumber seperti directivity dapat dikoreksi secara regional Cr dan pengaruh lokal seperti struktur batuan lokal, topografi, dan Iain-Iain dikoreksi dengan koreksi stasiun Cs

Magnitude

M = log(A/T) + f (∆,h) + Cs + Cr (9.30) 

A = displocment dari fasa gempa T= periode sinyal

f = koreksi untuk jarak episentral (∆) dan kedalaman focal (h)

Cs = koreksi siting station

Cr = koreksi sumber regional

Magnitude

Pada dasarnya pengukuran secara kuantitatif dibutuhkan untuk membandingkan ukuran dari gempa bumi diseluruh dunia. Magnitude merupakan pengukuran secara kuantitative jumlah dari energy yang dilepaskan oleh gempa bumi. Adapun variasi skala magnitude :

1.Local/Richter magnitude2.Surface wave magnitude3.Body wave magnitude4.Moment magnitude5.Duration magnitude

Local Magnitude (ML)

• Skala magnitudo pertama dikembangkan oleh C. Richter

• Richter berpendapat bahwa deskripsi gempa harus meliputi pengukuran gempa yang objektif.

• Richter mengobservasi bahwa logaritimik gerakan tanah maksimum meluruh terhadap jarak sepanjang suatu kurva

Local Magnitude (ML)

• Plot logaritma data amplitudo maksimum terhadap jarakdari gempa

Local Magnitude (ML)

Secara umum, kurva-kurva dalam gambar mempunyai kecepatan peluruhan yang sama. Hal ini menunjukkan adanya ketidaktergantungan ukuran kekuatan gempa terhadapa jarak, maka ukuran tersebut bisa ditentukan dari ukuran relatif terhadap gempa referensi, atau dapat ditulis

ML = logA -logA0 (9.31)

Dengan A adalah displacment gempa dan A0 adalah kejadian referensi pada jarak tertentu

Local Magnitude (ML)

Richter memilih gempa referensi ML = 0, dimana A0 = 10-3 m pada jarak episenter 100 km. Dengan memakai gempa referensi untuk mendefinisikan suatu kurva, persamaan (9.31) bisa diubah menjadi 

ML = logA - 2.48 + 2.76 log ∆ (9.32)

Dengan A adalah amplitudo displacment dalam 10-6 m dan ∆ adalah jarak dalam kilometer.

Persamaan ini sekilas tidak sama dengan persamaan (9.30), tapi Richter membuat sejumlah batasan sehingga bisa menentukan faktor-faktor dalam persamaan (9.30). Pertama, semua instrumen berpita sempit dan identik sehingga fasa seismik yang beramplitudo maksimum selalu berperioda dominan tunggal 0,8 s. Kedua, semua seismisitas dangkal, kurang dari 15 Km. dan penjalaran gelombangny terbatas di California Selatan. Oleh karena itu koreksi regional dan kedalaman fokus bisa dikatakan konstan dan persamaan (9.32) adalah turunan persamaan (9.30).

Local Magnitude (ML)

• ML dewasa ini jarang digunakan dalam bentuk aslinya dikarenakan instrumen Wood-Anderson tidak umum digunakan dan tentu saja gempabumi tidak hanya terjadi di California Selatan

• Bagaimanapun ML tetap menjadi skala magnitude yang sangat penting karena skala magnitude yang lain berhubungan dengan ML

Daftar Pustaka

• Afnimar. 2009. Seimologi. Bandung: Penerbit Institut Teknologi Bandung

• Wallace, T. 1995. Modern Global Seismology. USA: Academic Press

Magnitude BodyMagnitude Surface

Jonathan Achmad H.125090700111023

Body-wave Magnitude

Terbatasnya penggunaan magnitude lokal untukjaraktertentu membuat dikembangkannya tipe magnitude yang bisa digunakan secara luas.

Magnitude ini didefinisikan berdasarkan catatan amplitude dari gelombang P yang menjalar melalui bagian dalam bumi (Lay. T and Wallace.T.C. 1995).

Secara umum dirumuskan dengan persamaan :

mb = log(A/T) + Q(h,∆)

  dimana : A = Amplitudo getaran (mm)

T = Periode getaran (s)

Q(h,∆) = Koreksi jarak D dan kedalaman h yang didapatkan dari pendekatan empiris.

Selain terdapat mb adalagi yang disebut mB , mB digunakan untuk periode panjang sedangkan mb untuk periode pendek.

Surface-wave Magnitude

• Gempabumi dalam tidak menghasilkan gelombang permukaan, karena itu persamaan Ms tidak memerlukan koreksi kedalaman.

• Magnitude tipe ini didapatkan sebagai hasil pengukuran terhadap gelombang permukaan (surface waves).

• Untuk jarak A > 600km seismogram periode panjang (long-period seismogram) dari gempabumi dangkal didominasi oleh gelombang permukaan. Gelombang ini biasanya mempunyai periode sekitar 20 detik.

• Magnitudo ini juga akan mengalami saturasi pada gempa yang mempunyai kekuatan di atas 8 skala richter.

• Amplitude gelombang permukaan sangat tergantung pada jarak ∆ dan kedalaman sumbergempa h.

Magnitude permukaan mempunyai bentuk rumus sebagai berikut:

Ms = logA + A1og∆ + b

dimana: A = amplitude maksimum dari pergeseran tanah horisontal pada periode 20 detik

∆ = jarak

A dan b adalah koefisien dan konstanta yang didapatkan dengan

pendekatan empiris. Persamaan ini digunakan hanya untuk gempa dengan kedalaman sekitar 60 km

Hubungan antara Ms dan mb dapat dinyatakan dalam persamaan :

mb = 2.5 + 0.63 Ms

Atau

Ms = 1.59 mb - 3.97

Magnitude MomentMagnitude Durasi

Erwan Hermawan125090707111014

MOMENT MAGNITUDE (Mw)

• Awalnya moment magnitude ini diperkenalkan oleh Hanks dan Kanamor.

• Pada skala moment magnitude ini berhubungan dengan momen seismic (Mo).

• Seismic moment ini didefinisikan sebagai berikut:

MOMENT MAGNITUDE (Mw)

Dimana Mo adalah seismic moment, D adalah rata-rata perpindahan diseluruh permukaan patahan, A adalah luasan permukaan dari patahan, dan Miu adalah nilai rigiditas dari batuan penyusun patahan tersebut.

Untuk menghitung moment magnitude sebelumnya kita harus mengetahui seismic momennya.

Berikut penjelasan.

MOMENT MAGNITUDE (Mw)

Gambar di samping Ini merupakan awal terjadinya gempa ketika sebuah gaya bekerja pada block batuan (sebut saja transform fault).

Bukan hanya amplitude gelombang yang dicatat, tetapi juga mengukur besarnya ukuran energy yang dilepas gempa bumi dengan menggunakan “Seismic momen.”

Prinsip :

gaya yang dibutuhkan untuk menghasilkan gelombang yang direkam

Seismic moment Kita mengenal bahwa persamaan untuk seismic moment tadi adalah:

Nilai dari rigitas batuan semakin ke dalam (mantle) maka nilai rigiditasnya semakin besar dibandingkan pada bagian kerak.

Penjelasan:

Nilai D terukur dari jarak antara blok yang satu dengan blok yang lainnya mengalami slip

Gambar diatas merupakan contoh dari penghitungan D secara langsung, dapat dilihat pagar yang mengalami pergeseran cukup signifikan

Untuk pengukuran area (A) dapat dilakukan dengan cara di atas menghitung panjang dan estimasi kedalaman dengan pemodelan matematika dan pengukuran strike dan dip.

Dengan mengetahui seismic moment maka setelah mendapatkan nilainya dapat langsung dimasukkan dipersamaan momen magnitude sebagai berikut :

Moment seismic

Kesimpulan

• Seismic moment merupakan jumlah energi yang dilepaskan pada sumbernya, bukan bergantung pada efek energi pada satu atau lebih seismograf pada jarak tertentu dari sumbernya.

• Seismic moment dikembangkan untuk menghindari masalah saturasi dalam skala magnitude lainnya, dan biasanya digunakan untuk menggambarkan nilai besarnya gempa gempa.

• Magnitude moment baik digunakan untuk gempa yang besar, karena tidak mudah saturated dan karena Mo (seismic moment) dapat meningkatkan tanpa batas sebagai nilai magnitude akibat patahan dan peningkatan dimensi dislokasi.

DURATION MAGNITUDE

• Skala ini didasarkan pada durasi getar yang diukur dengan waktu peluruhan amplitudo seismogram, sering digunakan dalam survey gempa mikro.

• Duration magnitude (MD) digunakan di banyak daerah karena memberikan perkiraan yang cepat dan dapat diandalkan dari ukuran gempa bumi melalui prosedur yang cukup sederhana berdasarkan ukuran durasi seismogram yang direkam.

• Bisztricany (1958) pertama kali menunjukkan adanya hubungan antara magnitude dan durasi,

• Dalam formulasi durasi magnitude bergantung pada durasi getaran tanah (Ground-shaking) atau jarak hiposentral.

DURATION MAGNITUDE

• Duration magnitude didefinisikan sebagai berikut :

• Dimana :

– A, b, dan c adalah koefisien yang dapat ditentukan melalui analisis regresi.

– Tau adalah durasi sinyal

– R adalah jarak hiposenral

– Sc adalah station correction

Intensitas Gempa

Septiwiandari125090707111007

Intensitas Gempa

• Intensitas dapat didefinisikan sebagai suatu ukuran deskriptif akibat guncangan selama gempa terjadi.

• Berlawanan dengan konsep magnitudo yang berdasarkan penilaian dan klasifikasi dari kerusakan akibat guncangan gempa serta persepsi manusia terhadap guncangan tersebut.

• Besarnya intensitas tergantung pada energi yang diradiasikan yang dapat dinyatakan dalam magnitudo.

• Semakin jauh suatu tempat dari titik episenter, tentu saja energinya akan semakin kecil, akan tetapi sifat penjalaran gelombang seismikdalam batuan harus dipertimbangkan.

• Goncangan yang disebabkan gempa akan besar di daerah basin walaupun jaraknya cukup jauh dari episenter.

• Untuk gempa-gempa besar (proses rupture yang rumit), durasi goncangan bisa lebih lama.

• Besarnya intensitas tergantung pada bangunan itu sendiri, seperti rancangan, tinggi dan bahan bangunan.

Skala Intensitas

Pengumpulan Data Makroseismik

• Secara prinsip, pengumpulan data ini berdasarkan dua sumber, yaitu survei dengan menyebarkan kuisioner dan investigasi lapangan atau keduanya mungkin dilakukan pada gempa bumi tertentu.

• Survei kuisioner dipakai untuk skala intensitas dalam kisaran II samapai IV.

• Untuk kisaran VII keatas, investigasi lapangan diperlukan.

• Kuisioner tentu saja harus dibuat semudah mingkin bagi pengisinya dan mendapatkan informasi sebaik mungkin.

• Dengan kemajuan teknologi informasi sekarang ini, pengumpulan data secara online sudah dapat dilakukan dengan baik, seperti ada isian dalam situs USGS jika terjadi gempa.

Dalam hal investigasi lapangan pada gempa dengan intensitas tinggi, perlu diperhatikan hal-hal berikut :•Sebaiknya dibuat perencanaan investigasi sebanyak mungkin, bahwa sebelum terjadi gempa. Anggota tim harus orang yang berpengalaman.•Di lapangan, penting untuk mengkombinasikan survei rinci dan survei umum dari karakteristik struktur.•Untuk insinyur struktur, studi rinci seharusnya dilakukan untuk mengidentifikasi tingkat ketahanan struktur bangunan baik yang rusak maupun yang tidak.•Aspek geoteknik juga seharusnya diinvestigasi.

Peta Isoseismal

• Setelah dilakukan pengolahan data yang terkumpul dan dilakukan penilaian intensitas seterusnya ditandai dengan simbol tertentu.

• Dengan demikian dapat dibuat peta intensitasnya yang disebut peta isoseimal.

A-value

Liawening Vidyan P.125090706111001

SEISMISITAS

Seismisitas merupakan suatu sistem data serasi yang dapat memberikan suatu gambaran atau informasi secara sistematis tentang karakteristik dan aktivitas gempa bumi pada suatu daerah dalam jangka waktu tertentu.

Nilai tingkat seismisitas di suatu daerah yang sedang diamati tergantung dari :

1)Periode pengamatan,

2)Luas daerah pengamatan, dan

3)Aktivitas seismik daerah yang diamati.

Parameter Seismisitas A

Merupakan harga numerik yang dapat digunakan sebagai ukuran dalam kaitannya dengan tingkat kegempaan suatu daerah ditinjau dari keaktifan seismik.

Rumus empiris yang diturunkan oleh B. Gutenberg dan C.F.

Richter adalah sebagai berikut:

Log 10 N ( M ) = a – b MLog 10 N ( M ) = a – b M

Nilai a merupakan konstanta dari persamaan linier dengan

hubungan frekuensi dan magnitudo dari Gutenberg-Richter

yaitu Log N = a – bM. Tingkat keaktifan seismik (a) juga

dipengaruhi oleh tingkat kerapuhan batuan.

Magnitude

Magnitudo merupakan ukuran kekuatan gempa bumi, menggambarkan besarnya energi yang terlepas pada saat gempa bumi terjadi dan merupakan hasil pengamatan seismograf.

Grafik Hubungan Frekuensidengan Magnitude

a : Konstanta yang menunjukkan tingkat aktivitas gempa

M : Magnitude gempa dalam skala Richter

N : Jumlah gempa dengan magnitude ≥ M desain pertahun

B : Konstanta yang menentukan perbedaan frekuensi terjadinya gempa

kecil dan gempa kuat.

b-value

Nur Amalia Putri125090700111004

Definisi

b-value Tingkat kerapuhan suatu

batuan

Frequency Magnitude Distribution / FMD

log N = a – b M

dimana,

N = jumlah gempabumi,

M = magnitudo,

a = konstanta produktivitas gempabumi,

b = konstanta distribusi gempabumi.

Persamaan empirik Gutenberg-Richter

Konstanta b atau b-value

Kurva hubungan frekuensi dan magnitudo

Study Case

Fulki, Ahmad. 2011. Skripsi: Analisis Parameter Gempa, b Value dan PGA di Daerah Papua. Jakarta: Universitas Islam Negeri Syarif Hidayatullah.

Perhitungan B value dengan Metode Likelihood

Perhitungan b valueData 1 adalah sebagai berikut :

Tabel Wilayah dan Nilai b-value

Penyebaran Data b-value

Fungsi Likelihood

Berlianti Oktaviana Manurung 125090702111003

Hubungan frekuensi-magnitudo gempa bumi dikenalkan pertama kali sekitar 70 tahun silam. Hubungan frekuensi-magnitudo gempa bumi dinyatakan dengan persamaan empirik Gutenberg-Richter sbb :

………..(1)

Ket : a’ = a – log (b. ln 10)

N = Jumlah kumulatif gempa bumi pada wilayah kajian dengan magnitudo lebih besar atau sama dengan M

a dan b masing-masing adalah parameter model regresi.

log N = a'-bM log N = a'-bM

Jika fungsi distribusi probabilitas yang tergantung pada parameter b adalah f (M,b), maka fungsi Likelihood didefinisikan sebagai;

Estimasi Likelihood dari b adalah harga parameter yang memaksimalkan fungsi P(M, b). Nilai estimasi b dapat diperoleh melalui :

Jika metoda ini diterapkan pada masalah hubungan magnitude-frekuensi, fungsi distribusi probabilitas Mi adalah…………….

P(M,b)= f(M1,b), f(M2,b), f(M3,b) . . . . . f(MN,b) P(M,b)= f(M1,b), f(M2,b), f(M3,b) . . . . . f(MN,b)

f (M i , b ' ) = b 'e-b’ ( M i −M o ) , M i > M of (M i , b ' ) = b 'e-b’ ( M i −M o ) , M i > M o

dengan b’ = b. ln 10

Fungsi Likelihood Sampel

P = (b' ) N .exp[-b' ( M i - NM o )

Estimasi Likelihood dan estimasi nilai a pada persamaan (1) adalah :

a = log N + log(b. ln10) + M o b

dengan N, M dan Mo masing-masing adalah jumlah kumulatif data yang digunakan, magnitudo rata-rata dan magnitudo terkecil dalam blok volume yang dikaji.

Nilai b dari hubungan frekuensi-magnitudo gempa, biasa dikenal juga sebagai b-value. Nilai b bergantung kondisi struktur, makin besar nilai b menggambarkan struktur makin tidak homogen.

Dengan teknik grid 3-D dapat dibuat citra distribusi nilai b fungsi dari ruang dengan resolusi tinggi. Besarnya nilai b tiap grid dihitung dengan mengambil jumlah gempa tetap.

Nilai b dihitung dari titik ke titik grid yang telah ditentukan dengan jumlah gempa sama tanpa memperhatikan luas daerahnya. Untuk mendapat citra nilai b dengan resolusi tinggi digunakan interpolasi spline untuk memperoleh nilai b antara titik-titik grid.

Nilai b yang mewakili masing- masing titik adalah nilai b yang tingkat kepercayaanya (goodness of fit) lebih dari 90 %. Magnitudo minimal tiap volume, Mc > 4,5.

Bi dan Si masing-masing adalah jumlah gempa kumulatif dengan magnitudo Mi yang teramati dan yang terprediksi

TerimaKasih