Magnitudo gempa adalah sebuah besaran yang menyatakan besarnya energi seismik yang dipancarkan oleh sumber gempa. Besaran ini akan berharga sma, meskipun dihitung dari tempat yang berbeda. Skala yang kerap digunakan untuk menyatakan magnitudo gempa ini adalah Skala Richter (Richter Scale). Secara umum, magnitudo dapat dihitung menggunakan formula M = (log a/T) + f ( delta, h) + Cs + CR
dimana
• M adalah magnitudo, adalah amplitudo gerakan tanah (dalam mikrometer)
• Tadalah periode gelombang
• delta adalah jarak pusat gempa atau episenter
• h adalah kedalaman gempa
• Cs
• CR adalah faktor koreksi yang bergantung pada kondisi lokal & regional daerahnya
Konsep “Magnitude Gempabumi” sebagai skala kekuatan relatif hasil dari pengukuran fase amplitude dikemukakan pertama kali oleh K. Wadati dan C. Richter sekitar tahun 1930 (Lay. T and Wallace. T.C,1995).
Kekuatan gempabumi dinyatakan dengan besaran Magnitude dalam skala logaritma basis 10. Suatu harga Magnitude diperoleh sebagai hasil analisis tipe gelombang seismik tertentu (berupa rekaman getaran tanah yang tercatat paling besar) dengan memperhitungkan koreksi jarak stasiun pencatat ke episenter.
Dewasa ini terdapat empat jenis Magnitude yang umum digunakan (Lay. T and Wallace. T.C, 1995) yaitu : Magnitude lokal, Magnitude bodi, Magnitude permukaan dan Magnitude momen.
• M adalah magnitudo, adalah amplitudo gerakan tanah (dalam mikrometer)
• Tadalah periode gelombang
• delta adalah jarak pusat gempa atau episenter
• h adalah kedalaman gempa
• Cs
• CR adalah faktor koreksi yang bergantung pada kondisi lokal & regional daerahnya
Konsep “Magnitude Gempabumi” sebagai skala kekuatan relatif hasil dari pengukuran fase amplitude dikemukakan pertama kali oleh K. Wadati dan C. Richter sekitar tahun 1930 (Lay. T and Wallace. T.C,1995).
Kekuatan gempabumi dinyatakan dengan besaran Magnitude dalam skala logaritma basis 10. Suatu harga Magnitude diperoleh sebagai hasil analisis tipe gelombang seismik tertentu (berupa rekaman getaran tanah yang tercatat paling besar) dengan memperhitungkan koreksi jarak stasiun pencatat ke episenter.
Dewasa ini terdapat empat jenis Magnitude yang umum digunakan (Lay. T and Wallace. T.C, 1995) yaitu : Magnitude lokal, Magnitude bodi, Magnitude permukaan dan Magnitude momen.
1.1. Magnitude Lokal (ML)
Magnitude lokal (ML) pertama kali diperkenalkan oleh Richter di awal tahun 1930-an dengan menggunakan data kejadian gempabumi di daerahCalifornia yang direkam oleh Seismograf Woods-Anderson. Menurutnya dengan mengetahui jarak episenter ke seismograf dan mengukur amplitude maksimum dari sinyal yang tercatat di seismograf maka dapat dilakukan pendekatan untuk mengetahui besarnya gempabumi yang terjadi. (USGS, 2002)
Magnitude lokal mempunyai rumus empiris sebagai berikut :
Magnitude lokal (ML) pertama kali diperkenalkan oleh Richter di awal tahun 1930-an dengan menggunakan data kejadian gempabumi di daerahCalifornia yang direkam oleh Seismograf Woods-Anderson. Menurutnya dengan mengetahui jarak episenter ke seismograf dan mengukur amplitude maksimum dari sinyal yang tercatat di seismograf maka dapat dilakukan pendekatan untuk mengetahui besarnya gempabumi yang terjadi. (USGS, 2002)
Magnitude lokal mempunyai rumus empiris sebagai berikut :
Dengan: a = ML = log a + 3 log D – 2.92 amplitude getaran tanah (mm),
D = jarak Stasiun pencatat ke sumber gempabumi (km) dengan D 600 km.
Saat ini penggunaan ML sangat jarang karena pemakaian seismograf Woods-Anderson yang tidak umum. Nilai amplitudo yang digunakan untuk menghitung magnitudo lokal adalah amplitudo maximum gerakan tanah (dalam mikron) yang tercatat oleh seismograph torsi (torsion seismograph) Wood-Anderson, yang mempunyai periode natural = 0,8 sekon, magnifikasi (perbesaran) = 2800, dan faktor redaman = 0,8. Selain itu penggunaan kejadian gempabumi yang terbatas pada wilayah California dalam menurunkan persamaan empiris membuat jenis magnitude ini paling tepat digunakan untuk daerah tersebut saja. Karena itu dikembangkan jenis magnitude yang lebih tepat untuk penggunaan yang lebih luas dan umum.
ML mempunyai standard epicenter 100 km. Jadi untuk mengatasi gempa yang mempunyai episenter kurang dari atau lebih dari 100 km digunakan sistem nomograph untuk menormalisasi amplitudo bumi dekat atau jauh dari 100 km berdasarkan atenuasi energi seismik di kalifornia. Selain itu ML akan mengalami saturasi pada gempa dengan kekuatan 6,5 skala richter ke atas.
1.2. Magnitude Bodi (mb)
Terbatasnya penggunaan magnitude lokal untuk jarak tertentu membuat dikembangkannya tipe magnitude yang bisa digunakan secara luas. Salah satunya adalah mb atau magnitude bodi (Body-Wave Magnitude). 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
ML mempunyai standard epicenter 100 km. Jadi untuk mengatasi gempa yang mempunyai episenter kurang dari atau lebih dari 100 km digunakan sistem nomograph untuk menormalisasi amplitudo bumi dekat atau jauh dari 100 km berdasarkan atenuasi energi seismik di kalifornia. Selain itu ML akan mengalami saturasi pada gempa dengan kekuatan 6,5 skala richter ke atas.
1.2. Magnitude Bodi (mb)
Terbatasnya penggunaan magnitude lokal untuk jarak tertentu membuat dikembangkannya tipe magnitude yang bisa digunakan secara luas. Salah satunya adalah mb atau magnitude bodi (Body-Wave Magnitude). 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,D ):
Dengan: a = amplitudo getaran (mm),
T = periode getaran (detik)
Q ( h,D ) = 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 peride pendek
1.3. Magnitude Permukaan (Ms)
Selain Magnitude bodi dikembangkan pula Ms, Magnitude permukaan (Surface-wave Magnitude). Magnitude tipe ini didapatkan sebagai hasil pengukuran terhadap gelombang permukaan (surface waves). Untuk jarak D> 600 km 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 D dan kedalaman sumber gempa h. Gempabumi dalam tidak menghasilkan gelombang permukaan, karena itu persamaan Ms tidak memerlukan koreksi kedalaman. Magnitude permukaan mempunyai bentuk rumus sebagai berikut
T = periode getaran (detik)
Q ( h,D ) = 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 peride pendek
1.3. Magnitude Permukaan (Ms)
Selain Magnitude bodi dikembangkan pula Ms, Magnitude permukaan (Surface-wave Magnitude). Magnitude tipe ini didapatkan sebagai hasil pengukuran terhadap gelombang permukaan (surface waves). Untuk jarak D> 600 km 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 D dan kedalaman sumber gempa h. Gempabumi dalam tidak menghasilkan gelombang permukaan, karena itu persamaan Ms tidak memerlukan koreksi kedalaman. Magnitude permukaan mempunyai bentuk rumus sebagai berikut
Ms = log a + a log D + b :
Dengan: a = amplitude maksimum dari pergeseran tanah horisontal pada periode 20 detik,
D = Jarak (km),
(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 :
D = Jarak (km),
(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
1.4. Magnitude Momen (Mw)
Kekuatan gempabumi sangat berkaitan dengan energi yang dilepaskan oleh sumbernya. Pelepasan energi ini berbentuk gelombang yang menjalar ke permukaan dan bagian dalam bumi. Dalam penjalarannya energi ini mengalami pelemahan karena absorbsi dari batuan yang dilaluinya, sehingga energi yang sampai ke stasiun pencatat kurang dapat menggambarkan energi gempabumi di hiposenter.
Berdasarkan Teori Elastik Rebound diperkenalkan istilah momen seismik (seismic moment). Momen seismik dapat diestimasi dari dimensi pergeseran bidang sesar atau dari analisis karakteristik gelombang gempabumi yang direkam di stasiun pencatat khususnya dengan seismograf periode bebas (broadband seismograph).
Kekuatan gempabumi sangat berkaitan dengan energi yang dilepaskan oleh sumbernya. Pelepasan energi ini berbentuk gelombang yang menjalar ke permukaan dan bagian dalam bumi. Dalam penjalarannya energi ini mengalami pelemahan karena absorbsi dari batuan yang dilaluinya, sehingga energi yang sampai ke stasiun pencatat kurang dapat menggambarkan energi gempabumi di hiposenter.
Berdasarkan Teori Elastik Rebound diperkenalkan istilah momen seismik (seismic moment). Momen seismik dapat diestimasi dari dimensi pergeseran bidang sesar atau dari analisis karakteristik gelombang gempabumi yang direkam di stasiun pencatat khususnya dengan seismograf periode bebas (broadband seismograph).
Mo = µ D A
Dengan: Mo = momen seismik,
µ = rigiditas,
D = pergeseran rata-rata bidang sesar,
A = area sesar.
µ = rigiditas,
D = pergeseran rata-rata bidang sesar,
A = area sesar.
Secara empiris hubungan antara momen seismik dan magnitude permukaan dapat dirumuskan sebagai berikut:
log Mo = 1.5 Ms + 16.1
Ms = magnitude permukaan (Skala Richter)
Kanamori (1997) dan Lay. T and Wallace. T. C, (1995) memperkenalkan Magnitude momen (moment magnitude) yaitu suatu tipe magnitude yang berkaitan dengan momen seismik namun tidak bergantung dari besarnya magnitude permukaan :
Kanamori (1997) dan Lay. T and Wallace. T. C, (1995) memperkenalkan Magnitude momen (moment magnitude) yaitu suatu tipe magnitude yang berkaitan dengan momen seismik namun tidak bergantung dari besarnya magnitude permukaan :
Mw = ( log Mo / 1.5 ) – 10.73
Dengan: Mw = magnitude momen,
Mo = momen seismik.
Mo = momen seismik.
Meskipun dapat menyatakan jumlah energi yang dilepaskan di sumber gempabumi dengan lebih akurat, namun pengukuran magnitude momen lebih komplek dibandingkan pengukuran magnitude ML, Ms dan mb. Karena itu penggunaannya juga lebih sedikit dibandingkan penggunaan ketiga magnitude lainnya (Lay. T and Wallace. T. C, 1995).
1.5. Magnitude Durasi (MD)
Menurut Lee dan Stewart, (1981) sejak tahun 1972, studi mengenai kekuatan gempabumi dikembangkan pada penggunaan durasi sinyal gempabumi untuk menghitung magnitude bagi kejadian gempa yste, diantaranya oleh Hori (1973), Real dan Teng (1973), Herrman (1975), Bakum dan Lindh (1977), Gricom dan Arabasz (1979), Johnson (1979) dan Suteau dan Whitcomb (1979). Maka diperkenalkan Magnitude Durasi (Duration Magnitude) yang merupakan fungsi dari total durasi sinyal ystem . (Massinon, B, 1986). Magnitudo Durasi (MD) untuk suatu stasiun pengamat persamaannya adalah :
MD = a1 + a2 log t + a3D + a4 h …………………….(4.1-9)
Dengan: MD = ystem de durasi,
t = durasi sinyal (detik),
D = jarak episenter (km),
h = kedalaman hiposenter (km)
a1,a2,a3, dan a4 adalah konstante empiris.
Magnitude durasi sangat berguna dalam kasus sinyal yang sangat besar amplitudenya (off-scale) yang mengaburkan jangkauan dinamis ystem pencatat sehingga memungkinkan terjadinya kesalahan pembacaan apabila dilakukan estimasi menggunakan ML (Massinon. B, 1986).
t = durasi sinyal (detik),
D = jarak episenter (km),
h = kedalaman hiposenter (km)
a1,a2,a3, dan a4 adalah konstante empiris.
Magnitude durasi sangat berguna dalam kasus sinyal yang sangat besar amplitudenya (off-scale) yang mengaburkan jangkauan dinamis ystem pencatat sehingga memungkinkan terjadinya kesalahan pembacaan apabila dilakukan estimasi menggunakan ML (Massinon. B, 1986).
sumber : (buku pengetahuan seismologi SuBardjo and Gunawan Ibrahim – BMKG)
