Evolusi Kerak Bumi

24 Sep 2010 Koleksi, Lantai 1 ,

KODE : L1.SU.B1

Evolusi Kerak Bumi ( Earth Crust Evolution )

Sejarah Bumi berkaitan dengan perkembangan planet Bumi sejak terbentuk sampai sekarang.[1][2] Hampir semua cabang ilmu alam telah berkontribusi pada pemahaman peristiwa-peristiwa utama di Bumi yang sudah lampau. Usia Bumi ditaksir sepertiganya usia alam semesta. Sejumlah perubahan biologis dan geologis besar telah terjadi sepanjang rentang waktu tersebut.

Bumi terbentuk sekitar 4,54 miliar (4.54×109) tahun yang lalu melalui akresi dari nebula matahari. Pelepasan gas vulkanik diduga menciptakan atmosfer tua yang nyaris tidak beroksigen dan beracun bagi manusia dan sebagian besar makhluk hidup masa kini. Sebagian besar permukaan Bumi meleleh karena vulkanisme ekstrem dan sering bertabrakan dengan benda angkasa lain. Sebuah tabrakan besar diduga menyebabkan kemiringan sumbu Bumi dan menghasilkan Bulan. Seiring waktu, Bumi mendingin dan membentuk kerakpadat dan memungkinkan cairan tercipta di permukaannya. Bentuk kehidupan pertama muncul antara 2,8 dan 2,5 miliar tahun yang lalu. Kehidupan fotosintesis muncul sekitar 2 miliar tahun yang lalu, nan memperkaya oksigen di atmosfer. Sebagian besar makhluk hidup masih berukuran kecil dan mikroskopis, sampai akhirnya makhluk hidup multiseluler kompleks mulai lahir sekitar 580 juta tahun yang lalu. Pada periode Kambrium, Bumi mengalami diversifikasi filum besar-besaran yang sangat cepat.

Perubahan biologis dan geologis terus terjadi di planet ini sejak terbentuk. Organisme terus berevolusi, berubah menjadi bentuk baru atau punah seiring perubahan Bumi. Proses tektonik lempeng memainkan peran penting dalam pembentukan lautan dan benua di Bumi, termasuk kehidupan di dalamnya. Biosfer memiliki dampak besar terhadap atmosfer dan kondisi abiotik lainnya di planet ini, seperti pembentukan lapisan ozon, proliferasi oksigen, dan penciptaan tanah.

Kala geologi, dipadatkan dalam diagram berbentuk lingkaran jam yang menampilkan panjang relatif kala sejarah Bumi. (keterangan: Mtl = Miliar tahun lalu, Jtl = Juta tahun lalu, s. = sekitar)

SKALA WAKTU GEOLOGI

Sejarah Bumi diurutkan secara kronologis dalam tabel skala waktu geologi, yang dibagi menjadi beberapa interval sesuai dengan analisis stratigrafi.[2][3] Skala waktu yang lengkap dapat dilihat di artikel utama. Keempat garis waktu di bawah ini menunjukkan skala waktu geologi. Garis waktu yang pertama menunjukkan keseluruhan waktu dari masa terbentuknya Bumi sampai waktu sekarang. Skala waktu ini memampatkan eon terbaru. Skala waktu kedua menunjukkan eon terbaru dengan skala yang diperluas. Namun skala waktu kedua ini juga masih memampatkan era terbaru, yang dapat dilihat di skala ketiga. Karena Kuarter merupakan periode yang sangat singkat dengan jangka waktu yang pendek, sehingga diperluas lagi di skala waktu keempat.

Skala waktu kedua, ketiga, dan keempat merupakan subbagian dari skala waktu sebelumnya yang ditunjukkan oleh tanda bintang. Alasan lain untuk memperluas skala keempat adalah, Holosen (jangka waktu) terakhir terlalu kecil untuk dapat ditampilkan dengan jelas pada skala waktu ketiga di sebelah kanan.

 

PEMBENTUKAN TATA SURYA

Model standar tentang pembentukan Tata Surya adalah hipotesis nebula surya.[4] Dalam model ini, Tata Surya terbentuk dari awan antarbintang—himpunan debu dan gas yang berputar—yang disebut nebula surya, terdiri dari hidrogen dan helium yang tercipta sesaat setelah peristiwa dentuman besar, 13,8  miliar tahun yang lalu serta elemenyang lebih berat yang terlontar dari supernova. Sekitar 4,5 miliar tahun, nebula tersebut mulai berkontraksi yang mungkin telah dipicu oleh gelombang kejut dari supernova yang berdekatan.[5] Gelombang kejut juga telah membuat nebula tersebut berputar. Seiring makin cepatnya perputaran awan, maka momentum sudut, gravitasi, dan kelembaman meratakan awan tersebut menjadi bentuk cakram protoplanet yang tegak lurus terhadap sumbu rotasi. Adanya kekacauan yang disebabkan tumbukan serta pengaruh dari momentum sudut dari puing-puing besar menciptakan sarana yang memungkinkan protoplanet berukuran beberapa kilometer mulai terbentuk, yang mengorbit pusat nebula.[6]

Pusat nebula, yang tidak banyak memiliki momentum sudut akhirnya cepat runtuh; tekanan dari runtuhan tersebut memanaskannya hingga memungkinkan terjadinya proses fusi nuklir antara hidrogen dan helium. Ketika kontraksi menjadi lebih besar, terbentuklah bintang T Tauri dan berkembang menjadi Matahari. Sementara itu, bagian luar dari gravitasi nebula menyebabkan materi mendingin di sekitar daerah yang padat gangguan serta partikel debu, dan sisa dari cakram protoplanet mulai memisah menjadi cincin. Melalui proses yang dikenal dengan akresi cepat, kepingan-kepingan debu dan puing-puing terus menerus mengumpul sehingga terbentuklah planet.[6] Bumi terbentuk dengan cara ini sekitar 4,54 miliar tahun yang lalu (dengan ketidakpastian 1%)[7][8][9][10] dan proses ini selesai dalam 10–20 juta tahun.[11] Angin matahari dari bintang T Tauri yang baru terbentuk membersihkan sebagian besar materi di dalam cakram yang tidak tergabung dalam objek yang besar. Proses yang sama terjadi pada hampir semua bintang yang baru terbentuk di alam semesta yang menghasilkan cakram akresi, beberapa di antaranya menghasilkan planet ekstrasolar.[12]

Bumi baru terus bertumbuh sampai suhu interiornya cukup panas untuk melelehkan logam siderofil. Dengan massa jenis yang lebih tinggi dari silikat, akhirnya logam ini tenggelam. Peristiwa yang disebut katastrofe besi tersebut mengakibatkan pemisahan mantel primitif dengan inti metalik. Proses ini terjadi 10 juta tahun setelah Bumi mulai terbentuk, dan menghasilkan struktur Bumi yang berlapis-lapis dan mengakibatkan terbentuknya medan magnet.[13] J. A. Jacobs[14] merupakan orang pertama yang menunjukkan bahwa inti dalam—bagian dalam yang padat berbeda dari inti luar yang padat—membeku dan mengembang keluar inti luar yang cair dikarenakan bagian dalam bumi yang makin mendingin (sekitar 100° C per miliar tahun[15]). Ekstrapolasi dari pengamatan ini memperkirakan bahwa inti terbentuk pada masa 2–4 miliar tahun yang lalu. Jika ini benar maka berarti bahwa inti bumi bukanlah fitur primordial yang berasal selama pembentukan planet.

Eon Hadean dan Arkean

Eon pertama dalam sejarah Bumi, Hadean, dimulai saat proses pembentukan Bumi dan diikuti oleh eon Arkean pada 3,8 miliar tahun yang lalu.[2]:145 Batu tertua yang ditemukan di Bumi berumur sekitar 4 miliar tahun, dan serpihan kristal zirkon di dalam batu tertua yang ditemukan berumur sekitar 4,4 miliar tahun,[16][17][18] tak lama setelah pembentukan kerak Bumi dan Bumi itu sendiri. Menurut hipotesis tubrukan besar, pembentukan Bulan terjadi tidak lama setelah terbentuknya kerak Bumi, saat Bumi muda tertabrak oleh protoplanetyang berukuran lebih kecil, sehingga melontarkan mantel dan kerak Bumi ke luar angkasa dan membentuk Bulan.[19][20][21]

Dari jumlah kawah yang terdapat di benda langit lain, disimpulkan bahwa periode tumbukan meteorit yang intens, yang disebut dengan Pengeboman Berat Akhir dimulai sekitar 4,1–3,8  miliar tahun yang lalu pada akhir Hadean.[22] Selain itu, banyak terdapat letusan gunung berapi disebabkan oleh perpindahan panas serta gradien panas bumi.[23] Meski demikian, kristal zirkon detrital berumur 4,4 miliar tahun menunjukkan bukti bahwa kristal tersebut telah mengalami kontak dengan air yang berada dalam kondisi cair. Hal ini menunjukkan bahwa Bumi telah memiliki samudra atau laut pada saat itu.[16]

Pada awal Arkean, suhu Bumi sudah cukup dingin. Bentuk kehidupan masa kini tidak dapat hidup di atmosfer Arkean yang miskin oksigen serta memiliki lapisan ozon yang tipis. Namun, diyakini bahwa kehidupan purba mulai berkembang pada awal Arkean, dengan ditemukannya fosil berumur sekitar 5,3 miliar tahun.[24] Beberapa ilmuwan bahkan berspekulasi bahwa kehidupan bisa dimulai sejak masa Hadean awal, sekitar 4,4 miliar tahun yang lalu.[25]

SOURCE : Wikipedia

Index Letusan Gunungapi

24 Sep 2010 Koleksi, Lantai 1 , , , , , , , , , , ,

KODE : L1.SU.B15

Index Letusan Gunungapi ( Volcano Explosivity Index )

Volcano Explosivity Index (VEI)  atau Index Letusan Gunungapi diperknalkan oleh Chris Newhall dari U.S. Geological Survey dan Steve Self dari Universitas Hawaii pada tahun 1982 sebagai gambaran atau ukuran besaran letusan gunungapi.

Volume produk letusan, tinggi kolam letusan, dan observasi kualitatif ( berkisar dari lemah-mega kolosal ) digunakan untuk magnitude 8 merupakan letusan gunungapi terbesar yang tercatat sejarah.

Skala VEI berkisar dari 0 hingga 8. Skala 1 merupakan 10 kal lebih kuat dari letusan skala 0. Nilai 0 merupakan letusan non explosive ( kurang dari 10.000 meter kubik tephra yang dilontarkan), sedangkan nilai 8 menggambarkan letusan mega-kolosal yang memuntahkan material letusan 1.000.000.000.000 meter kubik dengan tinggi kolam letusan lebih dari 25km. Setiap interval skala menggambarkan peningkatan kriteria letusan.

Abu, bom gunungapi, dan ignimbrit ( memiliki vesikulasi seperti gelembung gas ) dan kesebandingan batuan padat diperhitungkan untuk mengetahui volume total magma yang dikeluarkan pada saat letusan. Salah satu kelemahan VEI adalah tidak mempertimbangkan besar kekuatan semburan letusan. Sehingga sangat sulit untuk mendapatkan data letusan pra sejarah dan letusan yang tidak teramati.

Para peneliti mengkur kekuatan letusan gunungapi dengan menggunakan VEI, dengan mencatat volume material letusan, tinggi kolam letusan, dan lama letusan.

Dalam VEI, ada ketidaksinambungan antara VEI 1 dan 2. Batas bawah volume letusan yang terlemparkan berubah sesuai dengan kelipatan 100 dari 10.000 sehingga 1.000.000 meter kubik, sedangkan kelipatan 10 antar index lebih besar.

Empat puluh tujuh letusan yang memiliki VEI 8 atau lebih pada kisaran umur Ordovisiun-Pleistosen. Empat puluh dua letusan di antaranya terjadi 36 juta tahun yang lalu. Letusan terakhir adalah Taupo Oruanui sekitar 26.500 tahun yang lalu. Selama Holosen ( dalam 10.000 tahun terakhir ) tidak pernah terjadi letusan besar dengan skala VEI 8.

Suatu letusan tunggal dengan volume > 10.000 km3 diketahui terjadi di Fish Canyon ( 27 juta tahun yang lalu ) dengan VEI 9.2.

VEI and ejecta volume correlation

The Volcanic Explosivity Index (VEI) is a relative measure of the explosiveness of volcanic eruptions. It was devised by Chris Newhall of the United States Geological Survey and Stephen Self at the University of Hawaii in 1982.

Volume of products, eruption cloud height, and qualitative observations (using terms ranging from “gentle” to “mega-colossal”) are used to determine the explosivity value. The scale is open-ended with the largest volcanoes in history given magnitude 8. A value of 0 is given for non-explosive eruptions, defined as less than 10,000 m3 (350,000 cu ft) of tephra ejected; and 8 representing a mega-colossal explosive eruption that can eject 1.0×1012 m3 (240 cubic miles) of tephra and have a cloud column height of over 20 km (12 mi). The scale is logarithmic, with each interval on the scale representing a tenfold increase in observed ejecta criteria, with the exception of between VEI 0, VEI 1 and VEI 2.

With indices running from 0 to 8, the VEI associated with an eruption is dependent on how much volcanic material is thrown out, to what height, and how long the eruption lasts. The scale is logarithmic from VEI 2 and up; an increase of 1 index indicates an eruption that is 10 times as powerful. As such there is a discontinuity in the definition of the VEI between indices 1 and 2. The lower border of the volume of ejecta jumps by a factor of 100 from 10,000 to 1,000,000 m3 (350,000 to 35,310,000 cu ft) while the factor is 10 between all higher indices. In the following table, the frequency of each VEI indicates the approximate frequency of new eruptions of that VEI or higher.

CLASSIFICATION

With indices running from 0 to 8, the VEI associated with an eruption is dependent on how much volcanic material is thrown out, to what height, and how long the eruption lasts. The scale is logarithmic from VEI 2 and up; an increase of 1 index indicates an eruption that is 10 times as powerful. As such there is a discontinuity in the definition of the VEI between indices 1 and 2. The lower border of the volume of ejecta jumps by a factor of 100 from 10,000 to 1,000,000 m3 (350,000 to 35,310,000 cu ft) while the factor is 10 between all higher indices. In the following table, the frequency of each VEI indicates the approximate frequency of new eruptions of that VEI or higher.

VEI Ejecta volume (bulk) Classification Description Plume Frequency Tropospheric
injection		 Stratospheric
injection[2]
Examples
0 < 104 m3 Hawaiian Effusive < 100 m continuous negligible none
Kīlauea, Piton de la Fournaise, Erebus
1 > 104 m3 Hawaiian / Strombolian Gentle 100 m – 1 km daily minor none
Stromboli (since Roman times), Nyiragongo (2002), Raoul Island (2006)
2 > 106 m3 Strombolian / Vulcanian Explosive 1–5 km every two weeks moderate none
Unzen (1792), Cumbre Vieja (1949), Galeras (1993), Sinabung (2010)
3 > 107 m3 Vulcanian / Peléan/Sub-Plinian Catastrophic 3–15 km 3 months substantial possible
Lassen Peak (1915), Nevado del Ruiz (1985), Soufrière Hills (1995), Nabro (2011), Ontake (2014)
4 > 0.1 km3 Peléan / Plinian/Sub-Plinian Cataclysmic > 10 km (Plinian or sub-Plinian) 18 months substantial definite
Laki (1783), Mayon (1814), Pelée (1902), Sakurajima (1914), Galunggung (1982), Eyjafjallajökull (2010), Calbuco (2015)
5 > 1 km3 Peléan/Plinian Paroxysmic > 10 km (Plinian) 12 years substantial significant
Vesuvius (79), Fuji (1707), Tarawera (1886), Agung (1963), St. Helens (1980), Hudson (1991), Puyehue (2011)
6 > 10 km3 Plinian / Ultra-Plinian Colossal > 20 km 50–100 yrs substantial substantial
Laach Lake Volcano (c. 12,900 BC), Veniaminof (c. 1750 BC), Lake Ilopango (535), Huaynaputina (1600), Krakatoa (1883), Santa Maria(1902), Novarupta (1912), Pinatubo (1991)
7 > 100 km3 Ultra-Plinian Super-colossal > 20 km 500–1,000 yrs substantial substantial
Aira Caldera (22,000 BC), Kikai Caldera (4,300 BC), Cerro Blanco (c. 2300 BC), Thera (c. 1620 BC), Taupo (180), Baekdu (946), Samalas(1257), Tambora (1815)
8 > 1000 km3 Ultra-Plinian Mega-colossal > 20 km > 50,000 yrs[3][4] vast vast
La Garita (26,300,000 BC), Cerro Galán (2,200,000 BC), Huckleberry Ridge Tuff (2,100,000 BC), Yellowstone (630,000 BC), Whakamaru(in TVZ) (254,000 BC),[5] Toba (74,000 BC), Taupo (25,360 BC)

 

About 40 eruptions of VEI 8 magnitude within the last 132 million years (Mya) have been identified, of which 30 occurred in the past 36 million years. Considering the estimated frequency is > 50,000 years,[3] there are likely many such eruptions in the last 132 Mya that are not yet known. Based on incomplete statistics, other authors assume that at least 60 VEI 8 eruptions have been identified.[6][7] The most recent is Lake Taupo‘s Oruanui eruption, 25,360 years ago, which means that there have not been any Holocene eruptions with a VEI of 8.[8]

There have been at least 10 eruptions of VEI 7 in the last 10,000 years. There are also 58 plinian eruptions, and 13 caldera-forming eruptions, of large, but unknown magnitudes. By 2010, the Global Volcanism Program of the Smithsonian Institution had catalogued the assignment of a VEI for 7,742 volcanic eruptions that occurred during the Holocene (the last 11,700 years) which account for about 75% of the total known eruptions during the Holocene. Of these 7,742 eruptions, about 49% have a VEI of ≤ 2, and 90% have a VEI ≤ 3.[9]

LIMITATION :

Under the VEI, ash, lava, lava bombs, and ignimbrite are all treated alike. Density and vesicularity (gas bubbling) of the volcanic products in question is not taken into account. In contrast, the DRE (dense-rock equivalent) is sometimes calculated to give the actual amount of magma erupted. Another weakness of the VEI is that it does not take into account the power output of an eruption, which makes the VEI extremely difficult to determine with prehistoric or unobserved eruptions.

Although VEI is quite suitable for classifying the explosive magnitude of eruptions, the index is not as significant as sulphur dioxide emissions in quantifying their atmospheric and climatic impact, as a 2004 paper by Georgina Miles, Roy Grainger and Eleanor Highwood points out.

“Tephra, or fallout sediment analysis, can provide an estimate of the explosiveness of a known eruption event. It is, however, not obviously related to the amount of SO2emitted by the eruption. The Volcanic Explosivity Index (VEI) was derived to catalogue the explosive magnitude of historical eruptions, based on the order of magnitude of erupted mass, and gives a general indication as to the height the eruptive column reached. The VEI itself is inadequate for describing the atmospheric effects of volcanic eruptions. This is clearly demonstrated by two eruptions, Agung (1963) and El Chichón (1982). Their VEI classification separates them by an order of magnitude in explosivity, although the volume of SO2 released into the stratosphere by each was measured to be broadly similar, as shown by the optical depth data for the two eruptions.”[10]

Source : LINK

Filosofi Pembangunan Gunungapi Merapi

24 Sep 2010 Koleksi, Lantai 1 , , , , , ,

KODE : L1.SD.A1

Museum Gunungapi Merapi dibangun dengan konsep desain budaya lokal. Konsep arsitektur bangunan Museum berasal dari bentuk gunung api, secara visual berbentuk kerucut yang memusat di bagian atasnya.

  • Konsep budaya lokal diterapkan pada menara di atas bangunan yang merupakan representasi bentuk Tugu Yogyakarta.
  • Tangga di depan pintu utama  terinspirasi oleh Gerbang Candi Ratu Boko.
  • Arah bangunan yang menghadap utara-selatan merupakan representasi filosofi budaya Jawa.
  • Sementara teras luas di depan pintu masuk museum mengacu pada pelataran Candi Sambisari.

Implementasi desain menerapkan konsep arsitektur dan konsep budaya lokal dalam bangunan Museum Gunungapi Merapi. Hal tersebut terlihat pada bentuk bangunan museum yang mengerucut, mengecil di bagian atas dan besar di bagian bawah.

Fenomena Gunung Api

24 Sep 2010 Koleksi, Lantai 1 , , , , , , , ,

KODE : L1.SU.B.16b

Gunung berapi terbentuk akibat pertemuan dua lempeng Bumi. Bagian lempeng yang tenggelam memasuki lapisan astemosfir akan mencair karena suhu bawah lempeng Bumi yang sangat tinggi. Bagian cair tersebut akan menambah magma dalam perut Bumi.

Ole karena magma yang terbentuk tersebut memiliki berat jenis yang lebih kecil daripada berat jenis batuan di sekitarnya maka magma akan terdesak hingga naik ke permukaan bumi. Magma yang mencapai permukaan bumi disebut sebagai lava. Lava dan abu yang meledak dari waktu ke waktu akan menumpuk dan membentuk gunung berapi. Inilah yang memunculkan istilah bahwa gunung berapi dapat tumbuh dari waktu ke waktu. Agar lebih jelas, perhatikan berikut :

Selain di darat, gunung berapi juga dapat terbentuk di lautan. Erupsi yang terjadi di bawah lautan dapat memunculkan gunung berapi. Erupsi adalah letusan yang mengakibatkan keluarnya material gunung api yang berupa gas, debu, aliran lava, dan fragmen batuan. Jika erupsi terjadi dalam waktu yang lama dan dengan jumlah lava yang sangat besar, maka sangat dimungkinkan gunung berapi akan muncul hingga ke permukaan air laut. Perhatikan ilustrasi terbentuknya gunung berapi bawah laut di bawah ini.

 

Gambar diatas ini mengilustrasikan terbentuknya gunung berapi di Hawai. Puncak gunung tersebut muncul hingga ke atas permukaan samudera Pasifik. Gunung berapi tersebut berbeda dengan gunung berapi lainnya karena terbentuk langsung dari magma yang berasal dari inti dan selimut bumi.

Batuan panas yang terdorong ke atas melalui selimut bumi mencair membentuk area panas dalam kerak bumi. Dorongan dari dalam bumi tersebut akhirnya memunculkan serangkaian gunung berapi dan membentuk kepulauan Hawai.

Magma yang berasal dari gunung subduksi tersebut jauh lebih dekat dengan permukaan bumi. Gunung berapi ini jauh lebih besar ukurannya dan memiliki banyak sisi yang landai.

Bentuk Gunung Api

24 Sep 2010 Koleksi, Lantai 1 , , , , , , , , , ,

KODE : L1.SU.B.16a

BENTUK GUNUNG API

1. KERUCUT BERLAPIS ( STRATO )

Gunungapi strato berbentuk runcing dan banyak terdapat di Kepulauan Indonesia. Bentuk gunungapi ini terjadi akibat adanya tumpukan berlapis bahan–bahan piroklastika yang dikeluarkan ketika erupsi magma.

Gunung api ini berbentuk seperti kerucut. Puncak gunung api ini semakin lama semakin tinggi karena endapan erupsi lava dan bahan piroklastik dari kawah gunung. Pembentukan stratovolcano ini terjadi di zona subduksi. Di Indonesia gunung api strato paling banyak dijumpai.

Gunung api strato selain berciri bentuknya seperti kerucut juga memiliki ciri-ciri sebagai berikut :

  • Berbentuk akibat erupsi yang berganti-ganti antara efusif dan eksplosif, sehingga memperlihatkan batuan beku yang berlapis-lapis pada dinding kawahnya
  • Mengalami letusan yang berkali-kali, dengan dapur magma yang dalam dan viskositas serta kekentalan magma tinggi

Contohnya Gunung Merapi, Gunung Tangkuban Perahu atau secara umum sebagian besar gunung api di Indonesia memiliki bentuk strato atau kerucut.

Strato artinya lapisan, oleh karena badan gunung api ini terdiri dari lapisan lapisan lava yang bercampur dengan hasil-hasil vulkanis lainnya seperti debu, pasir, kerikil, dan bom. Campuran yang dikandungnya memungkinkan endapan pada lereng gunung berlapis-lapis sehingga gunung api semakin tinggi menjulang keatas. Sebagian besar gunung api di Indonesia tergolong bentuk gunung api strato.

Gambar : Gunung Api Strato

 

2. KALDERA ( CALDERA )

Kaldera merupakan suatu kawasan berbentuk bulat yang membentang rendah di tanah. Kawasan ini terbentuk pada saat tanah amblas akibat letusan eksplosif. Bentuk morfologinya seperti kawah tetapi garis tengahnya lebih dari 2 km. Kaldera terdiri atas :

  • kaldera letusan, terjadi akibat letusan besar yang melontarkan sebagian besar tubuhnya;
  • kaldera runtuhan, terjadi karena runtuhnya sebagian tubuh gunungapi akibat pengeluaran material yang sangat banyak dari dapur magma;
  • kaldera resurgent, terjadi akibat runtuhnya sebagian tubuh gunungapi diikuti dengan runtuhnya blok bagian tengah;
  • kaldera erosi, terjadi akibat erosi terus menerus pada dinding kawah sehingga melebar menjadi kaldera;
Gambar : Gunung Api Kaldera

 

3. MAR ( MAAR )

Gunungapi ini terbentuk dari adanya ledakan atau letusan yang bersifat eksplosif dan biasanya cenderung terjadi sekali dengan kekuatan yang cukup hebat.

Bentuk gunung api ini memiliki ciri-ciri:

  • Gunung api ini terbentuk karena ada letusan besar yang membentuk lubang besar atau eksplosif pada puncak yang disebut kawah.
  • Bentuk gunung api ini, sekali meletus dengan eksplosif, maka menjadi gunung api yang mati
  • Memiliki dapur magma yang dangkal dengan tekanan yang tinggi
  • Gunung api ini memiliki corong. Contohnya Gunung Lamongan Jawa Timur dengan kawahnya Klakah

Kata maar berasal dan bahasa Jerman yang berarti “kawah”. Maar terjadi karena letusan gunung berapi hanya terjadi satu kali. Setelah itu aktivitas vulkanik berhenti sama sekali. Akibat letusan tersebut, sebuah lubang berbentuk corong besar, yang dikelilingi tebing berombak jika terjadi erupsi. Jika dasar dan dinding maar tidak bisa ditembus oleh air, maká membentuk danau yang disebut danau maar. Namun, ada juga maar kering karena jenis tanah pada dasarnya tidak bisa menahan air.

Contoh maar gunung berapi termasuk maar di Gunung Lamongan (Jawa Timur), maar di Pegunungan Eifel (Jerman), maar di Dataran Tinggi Auvergne (Prancis).

Gambar : Gunung Api Maar

 

4. KUBAH ( DOME )

Kadang juga disebut sebagai “kubah-sumbat (plug-dome )“, terbuat dari lava kental mengandung asam yang keluar saat terjadi letusan. Lava ini mengisi lubang kawah di bagian puncak gunung. Lava yang mengeras pada kawah ini dapat menurup lubang pada dinding gunung, dan ini dapat mengakibatkan terjadinya ledakan. Lava ini mengisi lubang kawah di bagian puncak gunung. Gunung-api Kubah umumnya memiliki sisi yang curam dan bentuk cembung. Ciri : Akumulasi vikositas tinggi, contoh Puncak Lassen di Sierra Nevada dan gunung Pelee di Martinique

Gambar : Gunung Api Kubah ( Dome )

 

5.PERISAI ( SHIELD )

Gunungapi tipe perisai bukan terbentuk dari adanya letusan, melainkan lebih karena adanya aliran lava basal bersifat tipis dan basah. Tersusun dari batuan aliran lava yang pada saat diendapkan masih cair, sehingga tidak sempat membentuk suatu kerucut yang tingggi ( curam ), bentuknya akan berlereng landai, dan susunannya terdiri dari batuan yang bersifat basaltik.

Gunung api perisasi atau sering diekanl dengan gunung api tameng, memiliki ciri-ciri:

  • Gunung api ini terjadi karena magma cair keluar dengan tekanan rendah hampir tanpa letusan atau letusan efusif.
  • Dapur magma dangkal dengan magma yang sangat cair
  • Lereng yang terbentuk menjadi sangat landai.

Contoh bentuk gunung berapi ini terdapat di kepulauan Hawai, Mauna Loa dan Mauna Kea.

Gambar : Gunung Api Perisai ( Shields )

Citra Satelit Puncak Gunungapi Merapi

3 Sep 2010 Koleksi, Lantai 1 , ,

KODE : L1.SS.C7

Citra satelit sangat berperan untuk memetakan kejadian bencana alam di seluruh dunia, misalnya bencana letusan gunung berapi. Citra satelit bisa digunakan untuk memonitoring dampak letusan gunung berapi, memetakan jalur evakuisi, rekonstruksi pasca bencana, dan lainnya.

Dalam galeri foto  di bawah ini kita akan melihat gambar letusan gunung berapi bumi yang dilihat dari satelit ruang angkasa (citra satelit). Gambar-gambar yang menakjubkan ditangkap dari berbagai satelit serta awak kapal Stasiun Luar Angkasa Internasional (ISS). Pemandangan dari ruang angkasa menawarkan perspektif yang unik dari saah satu peristiwa alam paling mengagumkan dan menakutkan.

Gunungapi mempunyai dua sisi ibarat uang logam. Bila sisi gelap muncul maka yang terjadi adalah bencana akibat erupsi namun di sisi lain sisi terang gunungapi memberi manfaat yang luarbiasa bagi kehidupan manusia yaitu tanah yang subur, material hasil erupsi, sumber energi, bentang alam yang menarik dan lain lain. Dengan semakin berkembangnya populasi manusia di dunia ini maka semakin tumbuh habitat ke arah gunungapi yang meningkatkan risiko ancaman bahaya. Dalam usaha melindungi kehidupan masyarakat pemukim di sekitar daerah vulkanis diperlukan tindakan mitigasi yang salah satu dari aksinya adalah pemantauan aktivitas vulkanik dengan harapan mampu mendeteksi tanda-tanda peningkatan bahaya sehingga peringatan dini penyelamatan dapat diberikan.

Tujuan pemantauan adalah prediksi erupsi artinya bagaimana mengetahui kapan erupsi terjadi, berapa lama erupsi berlangsung, dimana pusat erupsi dan bagaimana karakteristik erupsi. Vulkanolog membuat ramalan berdasarkan sejarah geologi gunungapi bersangkutan serta tanda-tanda dari hari ke hari yang diperoleh dari hasil pengamatan visual dan instrumental. Dengan instrumen yang teliti dan analisis data yang baik pergerakan magma bawah permukaan dapat diikuti dengan mengamati proses yang menyertainya diantaranya kegempaan dan perubahan bentuk tubuh gunung dalam orde yang sangat kecil yang biasa disebut dengan deformasi. Sebelum erupsi biasanya terdapat “Prekursor erupsi” yaitu suatu gejala awal berupa perubahan-perubahan parameter fisika dan kimia yang terlihat secara visual maupun yang terukur secara intrumental sebagai tanda aktivitas vulkanik sebelum erupsi. Untuk menyimpulkan bahwa suatu perubahan fisika atau kimia sebagai prekursor erupsi terlebih dahulu harus diketahui basis data pada masa gunungapi tidak aktif.

Proses erupsi dan berbagai “tanda” yang muncul menjelang erupsi begitu berbeda antara satu gunungapi dengan lainnya bahkan pada gunungapi yang sama sekalipun. Pemantauan aktivitas gunungapi apalagi pada saat aktivitas gunungapi meningkat harus melibatkan berbagai disiplin ilmu dengan berbagai macam peralatan. Pemantauan gunungapi secara instrumentasi memerlukan tahap-tahap pekerjaan mulai pemasangan, pemeliharaan dan penggantian peralatan yang biayanya tidaklah murah. Secara sederhana pemantauan dapat dikategorikan atas pemantauan dengan indera manusia langsung atau dengan peralatan instrumentasi. Apabila magma naik menuju ke permukaan maka 4 tanda utama biasanya muncul sebagai indikasi menjelang erupsi, yaitu : (1) Meningkatnya gempa-gempa vulkanik (2) deformasi di permukaan akibat desakan magma (3) kenaikan flux gas-gas vulkanik dan (4) adanya peningkatan suhu kawah

Merapi menarik ilmuwan dunia untuk riset karena tingkat aktivitasnya yang tinggi dan relatif kontinyu. Periode erupsinya yang pendek pada era modern ini kira-kira antara 2 sampai 8 tahun memungkinkan para ilmuwan menguji metoda dan peralatan dengan melihat data yang mereka peroleh sebelum dan sesudah erupsi berlangsung. Merapi menjadi menarik karena banyak data ilmiah yang dapat diperoleh di sini mulai dari komposisi gas gunungapi karena terdapat beberapa lapangan solfatara di puncak, berbagai tipe dan jenis gempa, deformasi tubuh gunungapi, kemagnetan bumi, perubahan medan gravitasi, perubahan potensial diri batuan dan lain-lain.

Instrumen kontinyu pertama di Merapi adalah seismograf mekanik Wiechert yang dipasang tahun 1924 di lereng barat 9 km dari puncak. Kemudian pada tahun 60-an bekerjasama dengan Jepang dipasang seismograf Hosaka dengan telemetri kabel untuk melengkapi seismograf yang sudah ada. Pada tahun 1982 dibangun jaringan seismograf short-period dengan menggunakan sistem telemetri radio yang diterima di Kantor Seksi Penyelidikan Gunung Merapi di Yogyakarta. Pada dekade 90-an merupakan era modern sistem monitoring Merapi dengan diperkenalkannya akuisisi data secara digital yang meningkatkan ketelitian dan akurasi data secara signifikan.

Perkembangan terkini sistem pemantauan adalah menggunakan wahana satelit. Sebagai contoh pemantauan deformasi saat ini semakin berkembang dan dapat dilakukan secara spasial kuasi kontinyu dibandingkan dengan pemantauan point to point yang sebelumnya banyak digunakan. Pemantauan SO2 menggunakan satelit saat ini juga umum digunakan datanya oleh para vulkanologis untuk menganalisis tingkat aktivitas suatu gunungapi. Mungkin yang paling banyak mendapat manfaat dari penginderaan jauh adalah aspek visual vulkanisme seperti bentuk morfologi gunungapi, berkembangnya kubah atau kawah, arah dan besar longsoran yang terjadi, pusat tumbuh dan keluarnya lava dan parameter lain yang teramati secara visual.

Metoda pemantauan berdasarkan cara mendapatkan datanya bisa dibagi atas dua kategori yaitu (1) metoda pemantauan secara kontinyu yang memerlukan sistem pengiriman data melalui transmisi gelombang elektromagnetik. (2) Secara episodik data diambil melalui survei lapangan pada waktu yang berlainan langsung di lokasi pengamatan.

Metoda dan teknik yang umum diterapkan untuk memantau aktivitas gunungapi. Pemantauan kegempaan adalah metoda utama dalam sistem pemantauan dengan instrumentasi. Adapun penginderaan jauh (remote sensing) saat ini berkembang pesat sebagai metoda pemantauan yang pada masa depan menjanjikan akan menjadi andalan baru dalam sistem pemantauan gunungapi.

Lokasi stasiun pengamatan lapangan di Merapi yang sedang dan pernah terpasang. Pada saat rentang tahun 1995-2000 pemantauan Merapi mempunyai peralatan terlengkap dengan berbagai macam metoda pemantauan secara telemetri berkat kerjasama dengan berbagai institusi luar negeri. Data pemantauan ditelemetrikan ke BPPTK Yogyakarta.

Pemantauan Visual

Pemantauan perubahan-perubahan yang muncul pada fenomena gunungapi dengan cara melihat langsung melalui indera manusia bisa disebut sebagai pemantauan visual. Beberapa perubahan itu misalnya adanya kepulan asap dan perubahan warnanya, perubahan morfologi tubuh gunungapi dan munculnya kubah lava. Banyak catatan sejarah telah melaporkan tanda-tanda yang muncul sebelum gunungapi meletus yang dirasakan oleh penduduk yang tinggal dekat dengan gunungapi tersebut. Tanda-tanda tersebut dapat berupa meningkatnya ketajaman bau belerang, warna asap yang berubah menjadi lebih gelap, suara-suara gemuruh, layunya tumbuhan di sekitar puncak gunungapi dan lain-lain. Pemantauan visual walaupun seringkali sangat efektif namun memiliki kelemahan pada tingkat akurasi dan subjektivitasnya yang cukup tinggi. Pengamatan dari satu orang ke orang lainnya akan berbeda sesuai dengan masing-masing persepsinya. Pemantauan visual dapat dilakukan dengan cara pengamatan langsung, membuat sketsa atau melalui rekaman menggunakan kamera atau video yang dilakukan secara menerus. Tujuannya adalah menemukan perubahan yang bisa terdeteksi secara visual. Saat ini pemantauan gunungapi memperoleh manfaat dari kemajuan teknologi luar angkasa. Gambar citra satelit ditambah dengan hasil pemotretan dari darat dan udara dianalisis untuk mencari tanda-tanda perubahan dari gunungapi yang diamati.

Beberapa contoh pengamatan dengan satelit: (1) Pemantauan suhu menggunakan satelit termal, biasanya yang digunakan adalah satelit cuaca untuk menghasilkan citra infra merah dari panas yang dihasilkan oleh gunungapi. Pemantauan ini bisa untuk memberikan peringatan dalam jangka menegah dalam orde beberapa hari atau beberapa minggu. Metoda ini cocok untuk pemantauan gunungapi yang jauh dan sulit dijangkau namun satelit bisa gagal mengirimkan gambar bila cuaca berkabut atau mendung atau saltelit melintas terlalu jauh dari lokasi gunungapi. (2) Satelit Radar Interferometry. Jenis pemantauan ini menggunakan pancaran dan pantulan gelombang radar dalam periode bulan sampai tahun untuk mendeteksi perubahan bentuk (deformasi) gunungapi akibat desakan magma dari bawah. (3) Satelit kamera optik. Pada satelit tertentu dipasang kamera optik untuk memperoleh gambaran permukaan gunungapi dalam rentang resolusi rendah sampai tinggi. Tetapi harga citra satelit pada saat ini masih sangat mahal disamping itu kelemahannya adalah gambar tidak bisa diperoleh bila gunungapi tertutup oleh awan.

Pemantauan visual morfologi dengan sketsa

Sewaktu teknologi fotografi belum berkembang secanggih dan semudah sekarang, cara lama untuk mengetahui perkembangan morfologi dari waktu ke waktu ialah menggunakan sketsa tangan. Biasanya yang disketsa adalah perkembangan morfologi permukaan gunung. Sketsa dibuat dalam kurun waktu berbeda-beda namun dari lokasi yang sama yang kemudian dapat dibandingkan satu sama lain untuk melihat perubahannya.

Sketsa Merapi tahun 1961 digambar oleh pengamat gunungapi dari arah utara-barat atau di sekitar Pos Pengamatan Babadan. Terlihat cukup jelas evolusi morfologi di sekitar puncak pada kurun waktu tersebut.

Lokasi penempatan kamera pemantauan di seluruh Pos Pengamatan Gunung Merapi dan stasiun pemantauan on-line dengan IP-cam yang ditempatkan di bukit Plawangan.

Pengamatan visual pertumbuhan kubahlava dan data pengamatan dengan teodolite

Pemantauan visual morfologi dengan kamera foto

Salah satu metodologi pemantauan visual Merapi untuk menganalisis perubahan morfologi adalah menggunakan kamera sebagai alat bantu. Metoda analisis foto dilakukan dengan mengidentifikasi perubahan morfologi puncak atau kubah lava dari foto-foto yang diambil secara rutin dari titik yang sama di beberapa sektor Merapi. Perubahan morfologi yang diamati terutama pada perubahan ketinggian kubah lava relatif terhadap lava-lava lama. Faktor skala yang digunakan untuk menghitung nilai sebenarnya bisa diperoleh dari citra satelit atau menggunakan referensi peta yang sudah ada. Referensi jarak ditentukan berdasarkan dua titik yang dapat terlihat dalam foto. Dengan ketentuan apabila titik-titik tersebut dihubungkan dengan titik pengamatan, maka garis hubungnya dapat membentuk segitiga sama kaki. Dengan demikian, setiap posisi pengambilan foto mempunyai referensi jarak berbeda satu dengan yang lain.

Posisi kamera tersebar di pos pengamatan untuk pemantauan secara visual. Dengan kemajuan teknologi digital dan makin murahnya harga kamera pada saat ini maka semakin sangat mudah untuk memperoleh gambar foto Merapi baik untuk keperluan ilmiah atau hanya sekedar hobi dan rekreasi. Dibandingkan dengan kamera dengan sensor film analog model lama maka kamera digital.

Source : http://merapi.bgl.esdm.go.id/

Pemantauan Seismik

4 Apr 2010 Koleksi, Lantai 1

KODE : L1.SS.C10

Ilustrasi :

Seismik adalah metode pemantauan instrumentasi tertua yang diterapkan di Merapi sejak 1924 dan telah berkembang pesat sejak awal tahun 1990. Peningkatan aktivitas kegempaan umumnya akan meningkat seiring dengan peningkatan aktivitas vulkanik. Perubahan frekuensi, manitude, tipe dan jumlah gempa biasa digunakan untuk menentukan tingkat bahaya dan meramalkan letusan.

Guncangan tanah yang terjadi karena gempa direkam oleh seismometer kemudian dikonversi ke dalam sinyal radio yang ditranmisikan ke stasiun penerima di Pos Pengamatan Gunungapi Merapi dan BPPTK Yogyakarta 24 jam sehari terus menerus. Data akan direkam pada kertas seismograf yang berguna untuk memberikan kenampakan secara langsung seismisitas yang terjadi. Data lain dalam bentuk digital yang kemudian diklasifikasikan secara otomatis oleh komputer.

A Seismic is the oldest instrumental monitoring method at Merapi volcano since 1924 even though it has been developed since the early 1990s. Increasing magmatic activities beneath the voclano is normally correlated to increasing volcanic activity. Changing frequency, magnitude, type and number of volcanic earthquake may be indicated for predicting volcanic eruptions.
Ground shaking due to earthquake is recorded by seismometer and converted into radio signal that continuously transmitted 24 hours to receiver stations at volcano observatory around Merapi and BPPTK Headquarter in Yogyakarta. An analog and a digital data will be converted into seismograph paper and computer, respectively, indicating the seismicity condition.

GELOMBANG SEISMIK, APAKAH ITU ?

Badan dan Permukaan Gelombang

 

Gelombang seismik adalah rambatan energi yang disebabkan karena adanya gangguan di dalam kerak bumi, misalnya adanya patahan atau adanya ledakan. Energi ini akan merambat ke seluruh bagian bumi dan dapat terekam oleh seismometer.

Efek yang ditimbulkan oleh adanya gelombang seismik dari gangguan alami (seperti: pergerakan lempeng (tektonik), bergeraknya patahan, aktivitas gunung api (vulkanik), dsb) adalah apa yang kita kenal sebagai fenomena gempa bumi.

GELOMBANG SEISMIK

Gelombang badan atau body wave adalah gelombang yang merambat melalui bagian dalam bumi. Gelombang badan merupakan gelombang yang tiba sebelum gelombang permukaan yang dipancarkan oleh gempa bumi. Gelombang ini memiliki frekuensi yang lebih tinggi daripada gelombang permukaan. Gelombang badan dibedakan menjadi dua, yaitu gelombang primer (P-wave) dan gelombang sekunder (S-wave). Gelombang primer merupakan gelombang longitudinal, di mana arah pergerakan partikel akan searah dengan arah rambat gelombang. Sedangkan gelombang S merupakan gelombang transversal, di mana arah pergerakan pertikel akan tegak lurus dengan arah rambat gelombang.

GELOMBANG PERMUKAAN 

Gelombang permukaan merupakan gelombang yang merambat hanya melalui kerak bumi. Gelombang ini memiliki frekuensi yang lebih rendah dibandingkan dengan gelombang badan. Gelombang permukaan dibedakan menjadi dua, yaitu: gelombang Love dan gelombang Reyleigh. Gelombang Love adalah gelombang geser (S wave) yang terpolarisasi secara horizontal dan tidak menghasilkan perpindahan vertikal. Gelombang Love terbentuk karena interferensi konstruktif dari pantulan-pantulan gelombang seismik pada permukaan bebas. Sedangkan Gelombang Rayleigh adalah gelombang yang lintasan gerak partikelnya menyerupai elips. Dihasilkan oleh gelombang datang P dan gelombang S yang berinteraksi pada permukaan bebas dan merambat sejajar dengan permukaan tersebut. Gelombang Love lebih cepat daripada gelombang Rayleigh dan lebih dahulu sampai pada seismograf.

PEMANTAUAN SEISMIK MERAPI

Pemantauan seismik G. Merapi dimulai pada tahun 1924 dengan adanya seismograf mekanik Wiechert yang dipasang di lereng Barat sekitar 9 km dari puncak untuk mengetahui peningkatan aktivitas menjelang erupsi Nopember 1930 (Van Padang, 1930). Seismograf elektromagnetik mulai digunakan pada tahun 1969 yaitu menggunakan seismograf Hosaka yang menggunakan kabel agar dapat diletakkan di tempat-tempat yang lebih representatif.

Pada tahun 1982 terbentuk sebuah jaringan seismograf yang mengelilingi tubuh gunung yang terdiri atas 7 stasiun sensor periode pendek. Karena pertimbangan efisiensi dan kerawanan, jaringan direduksi sehingga saat ini hanya ada 4 stasiun yaitu Pusunglondon, Klatakan, Plawangan dan Deles. Sensor yang digunakan adalah produk dari Mark tipe L4C dengan faktor redam 0.8 dan konstanta tranduksi 50 mV/mm/s. Stasiun sensor menggunakan daya batere dengan pengisian solar panel. Sinyal dikirim ke stasiun penerima di Kantor BPPTK Jogjakarta (25 km dari G. Merapi) dengan telemetri radio VHF. Di stasiun penerima sinyal ini kemudian direkam pada kertas seismogram rekorder VR-68 produk Sprengnether, dan juga disimpan dalam data digital menggunakan digitizer Guralp DM24 dengan laju cuplik 100 Hz. Seismogram kertas dianalisa secara rutin setiap harinya untuk mengetahui jumlah kegempaan, dan parameter-parameter gempanya sedangkan lokasi gempa dihitung dengan menggunakan sinyal digital untuk kemudahan pembacaan waktu.

Gambar Peta Stasiun – stasiun seismik G. Merapi. Stasiun dengan transmisi analog ditandai simbol silang, sedangkan stasiun transmisi digital dengan lingkaran. Tampak juga pos – po

Disamping 4 stasiun tersebut, juga terdapat tiga stasiun seismik dengan sistem Telemetri digital yang terletak di Juranggrawah, Pasar Bubar dan Labuhan. Di stasiun Labuhan digunakan seismometer Broadband merk Streckeisen tipe STS2, sedangkan dua lainnya digunakan seismometer periode pendek produk Mark tipe L43D. Akuisisi dan layout data seismik digital serta kuantifikasi sinyal gempa seperti RSAM dan SSAM menggunakan sistem Earthworm dan Swarm.

Klasifikasi Gempa

Klasifikasi gempa vulkanis G. Merapi pertama kali diusulkan oleh Shimozoru pada tahun 1969 berdasarkan observasi data gempa dari dua stasiun di lereng Selatan dan Utara selama tiga bulan selesai pada September 1968. Dari observasi ini diperoleh lima jenis gempa yang dibedakan berdasarkan bentuk dan frekuensi, tipe gempa berdsarkan klasifikasi Shimozuru (1969) disajikan pada tabel berikut.

Tabel Tipe-tipe gempa berdasarkan klasifikasi Shimozuru (1969)

Berdasarkan data sinyal gempa dari jaringan stasiun seismik telemetri yang dipasang pada tahun 1982 yang diikuti dengan kejadian erupsi pada Juni 1984, diusulkan klasifikasi baru yang sampai sekarang masih digunakan dalam penentuan aktivitas G. Merapi. Berikut adalah rangkuman Ratdomopurbo (1995) tentang tipe-tipe gempa vulkanis G. Merapi, dan contoh bentuk gelombangnya dalam seismogram digital.

Tabel Tipe-tipe gempa G. Merapi yang digunakan sampai saat ini.
Gambar Bentuk gelombang tipe-tipe gempa G. Merapi, hasil rekaman stasiun Pusunglondon (PUS) yang berjarak hroisontal sekitar 1 km dari kubah lava (Ratdomopurbo, 1995)

Lokasi Sumber Gempa

MP dan LF merupakan gempa dangkal. LF mempunyai frekuensi dominan yang sama di semua stasiun sekitar 1,5 Hz. Amplitudo di stasiun PUS tampak jauh lebih besar dari stasiun yang lain yang terletak lebih jauh terhadap puncak. Hal ini menandakan bahwa LF bersumber sangat dangkal dari permukaan puncak. MP terkait dengan pertumbuhan kubah lava. Untuk amplitudo yang sama, gempa MP memiliki durasi yang lebih panjang sekitar dua kali terhadap gempa VT. Frekuensi dominannya antara 3 – 4 Hz dan amplitudonya sangat teratenuasi sebagai fungsi jarak stasiun terhadap puncak. Pengecilan amplitudo yang sangat cepat terhadap jarak dari puncak merupakan bukti bahwa gempa MP bersumber di sekitar puncak (Hidayat dkk, 2000). Onset yang sangat landai menjadikan gempa MP sulit untuk ditentukan waktu tiba dan dihitung hiposenternya.

Penghitungan hiposenter dilakukan pada gempa VTA dan VTB dengan pembacaan waktu tiba gelombang P dan S pada seismogram digital. Metode komputasi penghitungan dengan optimisasi simplek (Nelder dan Mead, 1965; Prugger dan Gendzwill, 1988). Diasumsikan medium bersifat homogen isotropis dengan kecepatan gelombang P 3 km/s dan rasio Vp/Vs sebesar 1,86. Seperti yang tampak pada gambar di atas, terdapat dua grup gempa VT yang terpisah terhadap kedalaman. Gempa-gempa yang muncul pada kedalaman 0-1,5 km dinamakan gempa vulkanik dangkal (VTB), sedangkan gempa-gempa yang muncul pada kedalaman 2,5-5 km merupakan gempa vulkanik dalam (VTA).

Model Kantong Magma G. Merapi

Di antara dua zona gempa VTA dan VTB diperkirakan sebagai zona aseismik. Tidal terdapatnya gempa di lokasi ini mengarahkan kepada dugaan keberadaa material yang lebih lunak di antara zona material yang keras. Untuk material yang serupa sifat yang lebih lunak ini berimplikasi suhu yang lebih tinggi. Zona aseismik ini kemudian diinterpretasikan sebagai sebuah kantong magma (Ratdomopurbo, 1991). Hipotesa ini didukung dengan fakta bahwa temperatur di sekitar puncak yakni di plataran Woro dan Gendol bisa mencapai 830 °C yang berarti terdapat sumber panas yang cukup dangkal. Secara geologi Van Bemmelen menunjukkan adanya sesar tektonik di bawah G. Merapi yaitu sesar Kukusan. Diperkirakan kantong magma ini muncul akibat adanya sesar dasar ini dimana magma dapat terkumpul di atasnya. Diperkirakan kantong magma ini berperan sebagai sebuah katup yang memperlambat migrasi magma ke atas dari dapur magma, karenanya kekuatan letusan erupsinya menjadi berkurang (Ratdomopurbo, 2000).

Tidak terdapatnya gempa di bawah kedalaman 5 km menguatkan dugaan adanya dapur magma di sekitar kedalaman 8 km yang diusulkan oleh Beaducel (1998) berdasarkan modeling data Tiltmeter dan GPS. Gambar 3 memperlihatkan sistem suplai magma G. Merapi berdasarkan adanya zona aseismik yang tampak pada data hiposenter.

Mekanisme Gempa G. Merapi

Gempa VTA terkait dengan migrasi magma ke atas dari dapur magma ke kantong magma. Peningkatan tekanan di kantong magma dapat memicu munculnya gempa VTB sehingga gempa VTA dan VTB bisa muncul relatif dalam interval waktu yang sama. Akan tetapi, laju kejadian gempa VTB selalu lebih banyak dari pada VTA; hal ini karena fragmentasi yang lebih kuat di bagian atas tubuh gunung. Mekanisme sumber gempa VTA didominasi oleh sesar turun yang kemungkinan berasal dari regangan horizontal akibat desakan magma dari dapur magma. Gempa VTB yang lebih dalam sebagian besar mempunyai mekanisme sesar turun akibat desakan magma dari kantong magma yang menimbulkan regangan horizontal batuan di atasnya. Adapun gempa VTB yang dekat permukaan, diantaranya mempunyai mekanisme sesar turun yang akan menuju permukaan dan sebagian yang lain mempunyai mekanisme sesar naik yang diperkirakan berasal dari lepasnya tekanan akibat keluarnya magma atau gas ke permukaan (Hidayati, 2001).

Gempa MP yang terjadi dikaitkan dengan proses pertumbuhan kubah lava. Seperti catatan Hidayat, dkk (2000), hal ini serupa dengan yang ada di G. Redoubt (Power dkk, 1994) dan G. Soufriere Hill (Miller dkk, 1998). Model mekanisme sumber gempa MP belum ada secara detail. Salah satu hipotesa adalah mekanisme pergerakan magma ‘stick and slip’ secara episodik dengan anggapan adanya kekuatan geser dalam magma dengan kekentalan yang sangat tinggi. Model mekanisme sumber ini serupa dengan yang diusulkan oleh Goto (1999) pada G. Unzen.

Gempa guguran yang mempunyai ciri durasi yang sangat panjang dan berfrekuensi cukup tinggi (1-20 Hz) terkait dengan runtuhnya bebatuan atau lava akibat pengaruh gravitasi. Gempa LF diduga berasal dari sumber volumetric akibat aktivitas aliran fluida dari interaksi multifase seperti magma dengan gas atau air tanah (Brotopuspito, 1990). Gempa LF dengan durasi yang lebih panjang atau gabungan beberapa gempa LF membentuk tipe gempa tersendiri yaitu tremor.

Di samping tipe-tipe gempa yang teramati di stasiun-stasiun seismik permanen seperti tersebut di atas, dengan menggunakan sensor Broadband teridentifikasi gempa dengan frekuensi sangat rendah (Very Long Periode/VLP) sekitar 0,25 Hz mengiringi gempa MP dan LF. Gempa ini nampak pada rekaman seismometer Broadband Guralp CMG-40T yang dipasang di sekiar puncak dari tanggal 16 Januari sampai dengan 23 Februari 1998 (Hidayat dkk, 2000). Diinterpretasikan gempa ini mencerminkan kembang kempis tubuh G. Merapi akibat desakan gas atau magma.

Gambar Distribusi gempa vulkanik dilihat dari samping arah Barat – Timur. Memperlihatkan system suplai magma yang melibatkan sumber yang dalam (dapur magma) dan sumber yang dangkal yaitu kantong magma. Tampak informasi mekanisme sumber gempa dari VTA dan VTB (Hidayati, 2001).

 

SOURCE : vsi.esdm.go.id

1 … 6 7 8 9 10 11

Search

+