ITS Undergraduate 26397 1108100031 Chapter2

8/18/2019 ITS Undergraduate 26397 1108100031 Chapter2

1/24

7

BAB II

DASAR TEORI

2.1 Geologi Wilayah Surabaya

Menurut sukardi (1992)wilayah Surabaya merupakan bagian timur dari Pebukitan Kendeng, bagian tengah

Pebukitan Rembang-Madura, Pedataran aluvium Jawa sebelahutara, Pedataran tengah Jawa Timur dan bagian timur lekuk

Randublatung. Bagian timur Pebukitan Kendeng ini tertutupaluvium sepanjang aliran kali Surabaya yang berupa kerakal,

kerikil, pasir, lempung dan pecahan fosil cangkang.Daerah ini

seluruhnya terbentuk oleh batuan sedimen berumur Miosen(23 – 5 juta tahun lalu) sampai Plistosen (seribu tahun yang

lalu hingga sekarang) dan endapan permukaan yang terbentuk

sekarang. Batuan pada lajur Kendeng ini kaya akan bahan

gunung api (Gambar 2.1).Batuan tertua di lajur Kendeng yang tersingkap adalah

Formasi Sonde yang berumur Pliosen (3 – 1 juta tahun yang

lalu).Formasi ini tertindih oleh Formasi Lidah yang berumurPliosen-Plistosen dan pada gilirannya tertindih oleh Formasi

Pucangan.Formasi terakhir itu tertindih oleh Formasi Kabuh

yang diduga berumur Plistosen.Pada daerah Surabaya tidakterdapat Formasi Sonde (Tps), karena tertutup endapan

aluvium.Formasi Lidah (Tpl) dan Formasi Pucangan (Qlp) pada daerah Surabaya sebagian besar tertutup endapan

aluvium.Sedangkan formasi Kabuh tersebar secara setempatdi bagian selatan Surabaya.Tebal umumnya kurang dari 50

meter.


2/24

8

Gambar 2.1 Peta Geologi Surabaya (Sukardi, 1992)dengankondisi fisiografi bagian dari Pebukitan

Kendeng, bagian tengah Pebukitan Rembang-

Madura, pedataran aluvium Jawa sebelah utara, pedataran tengah Jawa Timur dan bagian timur

lekuk Randublatung. Tatanan stratigrafi yang

tersingkap terdiri dari endapan aluvium (Qa),Formasi Kabuh (Qpk), Formasi Pucangan (Qtp)dan Formasi Lidah (Tpl).

Sejarah geologi yang dapat diamati di lajur Kendengdimulai pada Pliosen ketika Formasi Sonde diendapkan dalam

lingkungan sublitoral-dalam.Formasi ini tersusun sebagian

besar oleh batu pasir tuff an yang menunjukkan adanya

kegiatan vulkanik pada saat itu.Diduga pada kala plistosen


3/24

9

tengah terjadi pengangkatan sedikit sehingga laut di daerah ini

menjadi sangat dangkal dan daerah setempat menjadi

daratan.Kemudian pengendapan Formasi Kabuh berlangsungdalam lingkungan darat. Wilayah kota Surabaya merupakan

dominan daerah dataran rendah, yang berkisar 80%

merupakan endapan alluvial dan sisanya merupakan perbukitan rendah yang dibentuk oleh tanah hasil pelapukan

batuan tersier/tua.

Tanah endapan aluvial ini terdiri dari endapan sungai,rawa, delta dan endapan pantai atau merupakan campuran dari

endapan-endapan tersebut di atas.Endapan sungai didominasioleh endapan berukuran pasir dengan sedikit lanau danlempung, endapan rawa didominasi oleh endapan berukuran

lanau-lempung dengan sedikit bahan organik dan endapan

pantai didominasi oleh endapan berukuran pasir halus yang

mengandung kerang. Endapan delta merupakan endapan percampuran antara endapan sungai, endapan rawa dan

endapan pantai sehingga lapisan tanah akan berselang-seling.

Tanah hasil pelapukan batuan tua umumnya mempunyai

potensi kembang-susut sangat tinggi. Bedrock (batuan dasaryang masih belum mengalami pelapukan dan lebih massif

daripada lapisan lapuk di atasnya) untuk kota Surabayamerupakan Formasi Lidah yang berumur Pliosen ( pre-

tertiary). Formasi ini berada pada kedalaman 250 – 300

meter.

2.2 Tatanan Tektonik Wilayah Surabaya

Pulau Jawa dengan sistem tektonik tunjamannyamerupakan bagian dari seismotektonik busur sangat aktif yang

berada pada tunjaman selatan Jawa (Jawa Barat bagian barat

dan Sumatera) dan satuan seismotektonik busur aktif daratan

Jawa (Jawa Barat bagian barat – Jawa Tengah – Jawa Timur)(Puslitbang Geologi, 2004). Lajur seismotektonik sesar aktif

daratan Jawa berhubungan erat dengan keberadaan struktur


4/24

10

sesar aktif, diantaranya lajur seismotektonik sesar aktif

Banten, lajur seismotektonik sesar aktif Cimandiri, lajur

seismotektonik sesar aktif Citarik, lajur seismotektonik sesaraktif Baribis, lajur seismotektonik sesar aktif Citanduy, Lajur

seismotektonik sesar aktif Bumiayu, Lajur seismotektonik

Kebumen – Semarang - Jepara, lajur seismotektonik sesaraktif Lasem, lajur seismotektonik sesar aktif Rawapening,

lajur seismotektonik sesar aktif Opak, lajur seismotektonik

sesar aktif Pacitan, lajur seismotektonik sesar aktif Wonogiri,lajur seismotektonik sesar aktif Pasuruan, dan lajur

seismotektonik sesar aktif Jember.Untuk wilayah Surabaya sendiri adalah wilayah yangdekat dengan sesar aktif. Di sebelah utara ada sesar aktif

Lasem dengan jarak ±70 Km, kemudian di sebelah selatan-

timur laut ada sesar aktif Watu Kosek yang membujur dari

Mojokerto hingga Madura dengan jarak ±30 Km, yangmembujur dari pantai selatan Pacitan sampai Mojokerto

dengan jarak ±40 Km terdapat sesar aktif Grindulu dan sesar

aktif Pasuruan di sebelah selatan yang membujur dari

Pasuruan sampai Mojokerto dengan jarak ±50 Km. Sehingga besar kemungkinan wilayah ini bisa terjadi gempa bumi yang

diakibatkan oleh sesar-sesar tersebut. Di Surabaya dansekitarnya pernah terjadi beberapa gempa bumi pada 22 Maret

1836 dengan jarak epicenter 60 Km di barat daya Mojokerto

(skala VII-VIII MMI), 31 Agustus 1902 dengan jarak

epicenter 40 Km barat laut Sedayu Gresik (skala VI MMI), 11Agustus 1939 dengan jarak epicenter 60 Km barat laut Laut

Jawa (skala VII MMI), 19 Juni 1950 dengan jarak epicenter110 Km barat laut Laut Jawa (skala VII MMI), 20 Nopember1958 dengan jarak epicenter 95 Km selatan Malang (skala

VII-VIII MMI), 19 Pebruari 1967 dengan jarak epicenter

selatan Malang 98 Km (skala VII-IX MMI), 14 Oktober 1972

dengan jarak epicenter 190 Km Trenggalek (skala V-VIMMI) dan 13 Oktober 2011 dengan jarak epicenter 440 Km

Nusa Dua Bali (skala III-IV) (tabel 2.1).


5/24

11

Tabel 2.1 Sejarah gempa bumi yang merusak Surabaya dansekitarnya periode 1800-2011

Tanggal EpicenterJarak

epicenter

Intensitas/magnitude

(MMI)

22Maret 1836 Mojokerto 60 Km barat daya VII

31Agustus

1902

Sedayu

Gresik

40 Km

barat LautVI

11Agustus1939

Laut Jawa60 Km

barat LautVII

19Juni 1950 Laut Jawa110 km

barat lautVII

20Nopember1958 Malang 95 km VII-VIII

19 Pebruari

1967Malang 98 km VII-IX

14Oktober1972

Trenggalek 190 km V-VI

13Oktober

2011

Nusa Dua

Bali440 km III-IV

Irsyam et al. (2010) menjelaskan bahwa wilayah Surabaya

bisa digolongkan dalam zona kegempaan kelas tujuh dengannilai Peak Ground Acceleration (PGA) sebesar 0.05 – 0.1 g.

Artinya, Surabaya tergolong dalam wilayah yang jarang

terjadi gempa. Gempa merupakan penjalaran gelombang getaryang disebabkan oleh pergerakan di bawah permukaan bumi

karena lempeng tektonik atau kegiatan vulkanik


6/24

12

gunungapi.PGA sendiri merupakan nilai percepatan batuan

dasar (bedrock ) suatu wilayah ketika dikenai gempa Nilai

PGA tersebut, didasarkan pada estimasi sumber gempa,sejarah kegempaan dan keberadaan tektonik lempeng sekitar

wilayah. Peta hazard kegempaan (Gambar 2.2) diperlukan

untuk menunjukkan tingkat bahaya gempa suatu wilayahterutama untuk wilayah dengan tingkat aktifitas kegempaan

yang tinggi seperti Wilayah Indonesia.

Gambar 2.2 Petahazard gempa Indonesia pada batuan dasar

dengan kondisi PGA (T=0 detik) untuk PE 50

tahun (Irsyam et al., 2010)


7/24

13

2.3 Pengaruh efek lokal terhadap gempa bumi

Nakamura et al. (2000), Herak (2009) dan Warnana et al.

(2011) menyebutkan bahwa yang terjadi pada sebagian besar

gempabumi terhadap bahaya kerusakan struktur tanah dan banyaknya jumlah korban jiwa yang diakibatkan oleh gempa

bumi sangat signifikan. Hubungan intensitas gempabumi

terhadap kerusakan suatu wilayah dipengaruhi oleh jarak darisumber gempa, skala gempa, ukuran zona patahan, energi

yang dilepaskan batuan, jenis geologi antara sumber danlokasi setempat serta kondisi geologilokal(Towhata,2008).Besar percepatan dan kecepatan

maksimum energi gempa dipengaruhi oleh kondisi geologi

setempat.Percepatan dan kecepatan (khususnya sensor

horizontal) ini berpengaruh secara langsung terhadapkerusakan bangunan akibat gempa bumi.Perbedaan kondisi

lokal di setiap wilayah terjadi karena adanya variasi formasi

geologi, ketebalan dan sifat-sifat fisika lapisan tanah dan

batuan, kedalaman bedrock dan permukaan air bawah tanah,serta permukaan struktur bawah permukaan. Secara signifikan

variasi tersebut berpengaruh terhadap karakteristik getarangempa pada struktur bawah permukaan (Oliveira,2006)

Nakamura (1989) menyebutkan efek lokal dan indeks

kerentanan tanah seperti yang sudah diketahui merupakan

faktor penting dalam mitigasi bencana gempabumi.Amplifikasi gelombang gempa bisa terjadi ketika gelombang

merambat ke permukaan dan menggetarkan benda-benda diatas permukaan tanah dengan kecepatan yang lebih besar, jikafrekuensi natural gelombang tanah yang bergetar mempunyai

frekuensi natural sama atau mendekati frekuensi diri benda

tersebut. Frekuensi natural sendiri, dipengaruhi oleh

kedalaman bedrock (ketebalan sedimen) dan kecepatan rata-rata bawah permukaan ketika amplifikasi mempunyai

keseimbangan terhadap kecepatan gelombang geser dan


8/24

14

densitas bawah permukaan.Karena densitas relatif konstan

terhadap kedalaman, maka amplifikasi bisa diidentifikasi

menggunakan kecepatan gelombang geser bawah permukaan(Sungkono, et al., 2011).

= .

ρ.(2.1)

dengan A adalah amplifikasi tanah, ρb adalah densitas

bedrock , Vsb adalah kecepatan gelombang geser bedrock, ρs

adalah densitas sedimen dan Vss adalah kecepatan gelombang

geser sedimenGempa Meksiko pada 19 September 1985 merupakan

contoh gempa yang merusak kota dengan bangunan modernyang terletak pada batuan sedimen. Kerusakan kota Meksiko

akibat gempa yang sumbernya (di laut fasifik) berjarak 390

km dari kota tersebut. Bagian barat kota terletak di lapisan

bekas rawa danau, sedangkan, keberadaan tanah lunak yangmengisi di bekas rawa sampai bagian timur. Pada daerah

bekas rawa, keberadaan tanah lunak mempunyai kecepatangelombang geser 40 sampai 90 m/s dan dibawah lapisan lunaktersebut, terdapat lapisan keras dengan kcepatan gelombang

geser (Vs) sekitar 500 m/s atau lebih (Seed et al, 1972).

Amplifikasi gelombang seismik terjadi karena ada empatsebab (Towhata, 2008), diantaranya Adanya lapisan lapuk

yang terlalu tebal di atas lapisan keras pada suatu tempat,

suatu wilayah mempunyai frekuensi natural yang rendah,

frekuensi natural gempa bumi dan geologi setempat sama ataumendekati sama energi gempa terjebak di lapisan lapuk dalam

waktu yang lama. Faktor penting yang digunakan untuk

mengestimasi efek lokal yang diakibatkan oleh gempa bumiadalah hubungan antara frekuensi natural suatu bangunan

dengan frekuensi natural lapisan tanah di bawahnya.Sehingga

bisa diketahui nilai resonansi bangunan yang nantinya bisadiestimasi kerentanannya terhadap gelombang gempa.


9/24

15

2.4 Efek Lokal Wilayah Surabaya

Efek lokal suatu tempat yang menyebabkan kerusakan bangunan salah satunya dapat diketahui dari frekuensi natural

tanah yang rendah.Wilayah yang memiliki kerekteristik

frekuensi natural rendah sangat rentan terhadap bahayagetaran gelombang gempabumi periode panjang yang

mengancam bangunan (Daryono,2008).Frekuensi sendiri

didefinisikan sebagai banyaknya gelombang yangdirambatkan dalam satu sekon (detik).Sedangkan frekuensi

natural suatu tempat berarti frekuensi dasar suatu tempatdalam menjalarkan getaran,dalam hal ini getaran gempa bumiyang merambat pada geologi setempat. Frekuensi natural

suatu tempat yang diestimasi dengan metode HVSR dari data

gempabumi sama dengan frekuensi natural data miktotremor

(SESAME, 2004; Nakamura, 2007). Gambar 2.3 menunjukanhasil pemetaan dari frekuensi natural tanah Surabaya yang

dikorelasikan dengan peta Geologi Surabaya oleh

(Sukardi,1992). diketahui bahwa frekuensi rendah yang

bernilai 0,53 Hz – 1,6 Hz (Surabaya Utara dan Timur) terletak pada endapan Alluvium (QA) yang terdiri atas kerakal,

kerikil, pasir dan lempung. Sedangkan frekuensi sedanghingga tinggi (1,8 Hz – 4,3 Hz) yang terletak pada Surabaya

bagian barat berkorelasi dengan Antiklin Lidah dan Guyangan

yang terdiri atas Formasi Kabuh (Qpk), Formasi Pucangan

(QTp), Formasi Lidah (Tpl), dan Formasi Sonde (Tps).

Selain frekuensi natural,yang menyebabkan tingkatkerusakan bangunan tinggi oleh gempa bumi adalahamplifikasi tanah yang tinggi.Amplifikasi ialah kontras

parameter perambatan gelombang (densitas dan kecepatan)

pada bedrock dan sedimen permukaan.Semakin besar perbedaan parameter tersebut, semakin besar pula nilai

amplifikasi perambatan gelombangnya. Gambar 2.4

menunjukan hasil pemetaan dari amplifikasi tanah Surabaya


10/24

16

yang dikorelasikan dengan peta Geologi Surabaya oleh

(Sukardi,1992). Nilai amplifikasi dari gambar peta 2.4 adalah

sekitar 2,03 – 8,67. Pada Barat Laut dan Timur Laut daerahSurabaya memiliki nilai amplifikasi yang tergolong besar(>4).

Kedua daerah ini tersusun atas Alluvium (QA), yang awalnya

merupakan area rawa yang dipadatkan untuk dibuat perumahan untuk daerah Timur Laut dan pergudangan untuk

daerah Barat Laut.

Gambar 2.3Peta frekuensi tanah wilayah Surabaya (Laporan

BAPPEKO Surabaya)


11/24

17

Gambar 2.4Peta amplifikasi tanah wilayah Surabaya(Laporan BAPPEKO Surabaya)

Gosar (2007; 2010) menunjukkan bahwa amplifikasi danfrekuensi natural tidak saling berkorelasi.Sehingga,

penggambaran kerentanan bangunan menjadi rumit.Nakamura

(1997) merumuskan indeks kerentanan tanah berbasis datafrekuensi natural dan amplifikasi setempat yang berkorelasi

dengan tingkat kerusakan gempabumi. Menurut (Daryono

dkk., 2009) tingkat kerusakan bangunan berbanding lurus

dengan indeks kerentanan tanah (Kg). Dengan demikian,mikrozonasi berdasarkan efek lokal dapat dilakukan dengan

mudah. Gambar 2.5 menunjukan peta efek lokal

Surabaya,yaitu di Surabaya Bagian Barat sampai SurabayaPusat memiliki nilai Kg rendah (


12/24

18

Lidah (Tpl), dan Formasi Sonde (Tps). Kemudian,di bagian

selatan berkorelasi dengan Alluvium (QA)memiliki nilai Kg

sedang (10 < Kg < 20) dan pada Surabaya bagian Timur Lautdan Barat Laut yang berkorelasi dengan Alluvium

(QA)memiliki nilai Kg tinggi (Kg > 20).

Gambar 2.5Peta indeks kerentanan tanah wilayah Surabaya

(Laporan BAPPEKO Surabaya)

2.5 Mikrotremor

Mikrotremor merupakan getaran tanah selain gempa

bumi, bisa berupa getaran akibat aktivitas manusia maupunaktivitas alam.Mikrotremor bisa terjadi karena getaran akibat

orang yang sedang berjalan, getaran mobil, getaran mesin-

mesin pabrik, getaran angin, gelombang laut atau getaran

alamiah dari tanah(Tokimatsu,1995). Mikrotremor


13/24

19

mempunyai frekuensi lebih tinggi dari frekuensi gempabumi,

periodenya kurang dari 0,1 detik yang secara umum antara

0.05 – 2 detik dan untuk mikrotremor periode panjang bisa 5detik, sedang amplitudenya berkisar 0,1 – 2,0

mikron. Kaitannya dengan mikroseismik, mikrotremor

merupakan getaran tanah yang menjalar dalam bentukgelombang yang disebut gelombang mikroseismik.

Belakangan ini aplikasi mikrotremor digunakan untuk

mengidentifikasi resonansi frekuensi natural bangunan dantanah (Mucciarelli et al., 2001, 2004; Gallipoli et al., 2004;

Gosar, 2007, 2010; Warnana, 2011). Dilakukan studi peningkatan kerusakan dan resonansi struktur tanah gempa bumi menggunakan mikrotremor dgempa bumi Molise

(Gallipoli et al., 2004).Salah satu metode yang digunakan

untuk mengetahui karakteristik bangunan tanpa merusak

bangunan tersebut adalah analisis mikrotremor yang direkam pada setiap lantai bangunan dengan menggunakan gangguan

alami berupa ambient noise.Sehingga bisa dikatakan bahwa

mikrotremor didasarkan pada perekaman ambient noise untuk

menentukan parameter karakteristik dinamis suatu bangunan(damping rasio, frekuensi natural) dan fungsi perpindahan

(amplifikasi dan frekuensi) bangunan.

2.6 analisis Mikrotremor

Analisis ambient noise ini menggunakan tehnik HVSR(Horizontal to Vertical Fourier Amplitude Spectral Ratio)

pada tanah, sedangkan analisis spektrum,RDM (Random Decreament Method ) dan FSR (Floor Spectral Ratio) pada bangunan untuk mendapat frekuensi natural dan rasio

redaman. Kemampuan teknik HVSR bisa memberikan

informasi yang bisa diandalkan dan diasosiasikan dengan efek

lokal yang ditunjukkan secara cepat yang dikorelasikandengan parameter HVSR yang dicirikan oleh frekuensi natural

rendah (periode tinggi) dan amplifikasi tinggi.Sehingga untuk


14/24

20

Estimasi frekuensi, redaman dan indeks kerentanan pada

getaran bangunan dari eksitasi amplitudo kecil dinilai akurat

dan stabil (Farsi, 2002).Proses analisis ini menggunakan RDM untuk

mengekstrak frekuensi natural dan rasio redaman bangunan,

dengan menggunakan FSR di setiap komponen horisontaluntuk memperkirakan indeks kerentanan bangunan. Frekuensi

natural dan rasio redaman dapat dihitung secara simultan

menggunakan daya spectral random decreament method atauanalisis non parametrik, sementara perhitungan indeks

kerentanan bangunan untuk menghitung amplitudo fungsitransfer dari struktur floor spectral ratio dan kekuatan struktur bangunan.Rasio redaman adalah parameter yang menyatakan

penyerapan energi atau redaman dari suatu sistem yang

berosilasi dari redaman material maupun radiasi.Secara umum

rasio redaman digunakan untuk menggambarkan tingkatredaman struktur bangunan.Kemampuan struktur bangunan

untuk menghilangkan energi getaran dapat dihitung dari rasio

redaman. Meskipun getaran gempa sangat kuat, suatu

bangunan memiliki amplitudo yang tinggi, tetapi responfrekuensi natural bangunan tergantung pada massa struktur

dan kekakuan bangunan. Dengan demikian tingkat redamanadalah desain yang sangat penting dalam pengurangan getaran

dan bangunan tahan gempa (Sungkono et al., 2011).

2.6.1 Fast Fourier Transform

Analisis Fourier adalah metoda untuk mendekomposisisebuah gelombang seismik menjadi beberapa gelombangharmonik sinusoidal dengan frekuensi berbeda-beda.Jadi,

sebuah gelombang seismik dapat dihasilkan dengan

menjumlahkan beberapa gelombang sinusoidal frekuensi

tunggal.Sedangkah sejumlah gelombang sinusoidal tersebutdikenal dengan Deret Fourier.Transformasi Fourier adalah


15/24

21

metoda untuk mengubah gelombang seismik dalam domain

waktu menjadi domain frekuensi (Sugeng et al., 2009).

(2.2)

Dimana X(ω) adalah fungsi dalam domain frekuensi,

adalah frekuensi radial 0 – 2πf, atau dapat dituliskan bahwa ω= 2π f

Gambar 2.6Proses FFT mengubah gelombang signal datarekaman mikrotremordari domain waktu kedalam domain frekuensi

2.6.2 Mikrotremor pada tanah

Pada analisis data mikrotremor telah digunakan Teknik

HVSR (Horizontal to Vertical Fourier Amplitude Spectral

Ratio) secara luas untuk studi efek lokal dan mikrozonasi(Warnana et al., 2011). Selain sederhana dan bisa dilakukan

kapan dan dimana saja, teknik ini juga mampu mengestimasi

frekuensi resonansi secara langsung tanpa harus mengetahuistruktur kecepatan gelombang geser dan kondisi geologi

bawah permukaan lebih dulu.Nakamura,et al(2000)

menyebutkan bahwa metode HVSR untuk analisismikrotremor bisa digunakan untuk memperoleh frekuensi


16/24

22

natural sedimen. Penggunaan mikrotremor sendiri telah

banyak dilakukan untuk mengidentifikasi resonansi frekuensi

dasar bangunan dan struktur tanah di bawahnya.Parameter penting yang dihasilkan dari metode HVSR adalah frekuensi

natural dan amplifikasi.HVSR yang terukur pada tanah

bertujuan untuk karakterisasi geologi setempat, frekuensinatural dan amplifikasi yang berkaitan dengan parameter fisik

bawah permukaan (Herak, 2008).Sedangkan HVSR yang

terukur pada bangunan berkaitan dengan kekuatan bangunan(Nakamuraet al., 2000) dan keseimbangan bangunan (Gosar,

2010).Dalam analisis HVSR pada pengukuran data sedimenyang dilakukan, harus memenuhi kriteria yang disarankan

oleh SESAME (2004), yaitu berdasarkan hubungannya

dengan puncak frekuensi terhadap panjang windows, jumlah

siklus signifikan dan standar deviasi puncak amplitudo.Kriteria selanjutnya untuk membersihkan puncak berdasarkan

hubungannya dengan puncak amplitudo terhadap level kurva

HVSR standar deviasi puncak frekuensi dan amplitudonya.

Jika semua kriteria tersebut terpenuhi, maka puncak frekuensitersebut bisa dipertimbangkan sebagai frekuensi natural

sedimen dari kontras impedansi kuat pertama.Sedangkanmenurut Nakamura (2008) dalam mengestimasi nilai

amplifikasi, dipengaruhi oleh sumber meskipun sangat

kecil.Frekuensi natural sendiri bisa diketahui dari puncak

HVSR dan nilai amplifikasinya adalah puncak dari HVSR.

2.6.3HVSR(Horizontal to Vertical Fourier AmplitudeSpectral Ratio)

Metode HVSR didasari oleh terperangkapnya getaran

gelombang geser (gelombang SH) pada medium sedimen di

atas bedrock . Dengan kata lain gelombang SH berperansangat penting di dalam kurva HVSR yang direpresentasikan

oleh persamaan 2.3 berikut ini (Mucciarelli ,et al., 2008) :


17/24

23

=(2.3)

dengan , dan ℎ berturut-turut menunjukkan frekuensinatural, kecepatan gelombang SH dan ketebalan sedimen.Dari persamaan 2.3 tersebut, bisa disimpulkan bahwa

frekuensi natural berbanding lurus terhadap kecepatan

gelombang SH dan berbanding terbalik terhadap ketebalansedimen.

pada analisis mikrotremor yang digunakan untukkarakterisasi suatu wilayah. Dalam penggunaan metode ini,

digunakan beberapa asumsi (Nakamura ,1989) bahwa:1.

Mikrotremor sebagian besar terdiri dari gelombang

geser

2. Komponen vertikal gelombang tidak mengalami

amplifikasi lapisan sedimen dan hanya komponen

horisontal yang teramplifikasi

3.

Tidak ada amplitudo yang berlaku dengan arah yangspesifik pada bedrock dengan getaran ke segala arah

4.

Gelombang Rayleigh diasumsikan sebagai noise

mikrotremor dan diusulkan metode untuk

mengeliminasi efek gelombang Rayleigh

Nakamura (1989) mengidentifikasi bahwa jika

diasumsikan gelombang geser dominan pada mikrotremor,

maka rasio spektrum horisontal terhadap vertikal (HVSR) pada data mikrotremor suatu tempat sama dengan fungsi

transfer gelombang geser yang bergetar antara permukaan dan

batuan dasar di suatu tempat. Nakamura menduga bahwamikrotremor berperiode pendek sebagian besar terdiri dari

gelombang geser dan gelombang permukaan dianggap sebagai

noise.Dari hasil analisis data gempa menunjukkan bahwa nilaimaksimum rasio getaran horizontal dan vertikal dalam setap

pengamatan (ΔH/ΔV) ada kaitannya dengan kondisi tanah dan


18/24

24

hampir setara dengan satu kekuatan tanah dengan beberapa

gataran ke semua arah.

2.6.4 Mikrotremor pada bangunan

Analisisini dilakukan dengan pengukuran mikrotremor pada bangunan, setiap lantai bangunan digunakan peralatan

yang sama ketika mengukur lapisan sedimen. Dua komponen

horisontal diarahkan terhadap arah utara-selatan (NS) dantimur-barat (EW). Peralatan pengukuran dimungkinkan

diletakkan di dekat pusat massa bangunan dan dekat dengandinding bangunan tersebut. SESAME (2004) menyarankan,lama pengukuran 10 sampai 15 menit, karena biasanya

bangunan memliki frekuensi natural rata-rata lebih dari 1Hz

dan kurang dari 8 Hz, sedangkan frekuensi dibawah 1Hz

dianggap tidak menarik. Jarak pengukuran bangunan denganstruktur tanah diusahakan dekat dan pada kondisi geologi

yang sama. Selama ini belum ada referensi yang menyebutkan

parameter jarak minimum pengukuran antara bangunan

dengan tanah.Pengukuran dilakukan apada seluruh lantai bangunan. SESAME (2004) menyarankan, lama pengukuran

10 sampai15 menit, karena biasanya bangunan memlikifrekuensi natural rata-rata lebih dari 1Hz dan kurang dari 8

Hz, sedangkan frekuensi dibawah 1Hz dianggap tidak

menarik (Gosar, 2007; Gosar, 2010; Sungkono et al., 2011).

Pengolahan data yang digunakan pada pengukuran bangunan menggunakan metode FSR (Floor Spectral Ratio)

yang direkomendasikan oleh Gosar (2010).Menurut Herak etal. (2009; 2011), dalam menentukan frekuensi bangunan tidakdirekomendasikan menggunakan metode HVSR meskipun

hasil estimasi frekuensinya masuk akal. Hal ini karena tidak

ada dasar teori dalam aplikasinya sehingga tidak bisa

diasumsikan bahwa spektrum vertikal dan horizontal tidak berbeda pada level bawah tanah. Hal ini secara khusus

berbahaya jika amplifikasi tanah kuat secara signifikan.Pada


19/24

25

analisis HVSR sedimen mungkin terkontaminasi respon

bangunan, sehingga identifikasi resonansi dimungkinkan

salah. Metode ini dilakukan dengan cara membandingkanrasio selisih spektrum masing-masing komponen horizontal

bangunan dan tanah yang kondisi geologinya sama dengan

kondisi tanah di bawah bangunan dengan komponenhorizontal masing-masing spektrum bangunan. Menurut

(Nakamura et al,2008) mengidentifikasi bahwa kerusakan

bangunan menggunakan index kerentanan untukmengestimasi struktrur dari parameter fungsi perpindahan.

Frekuensi dan rasio redaman bangunan sebelum gempa lebihkecil dari pada setelah gempa.Ini berarti menunjukkan bahwa parameter frekuensi dan rasio redaman berbanding lurus

dengan kekuatan bangunan.Sementara menurut (Nakamura et

al,2009) indeks kerentanan mampu menilai kerusakan

bangunan pada saat gempa, menunjukkan bahwa kelemahan bangunan dari getaran gempa adalah langsung sebanding

dengan indeks kerentanan.

2.6.5 FSR ( Floor Spectral Ratio)

Metode FSR (Floor Spectral Ratio) ini digunakan untukmenganalisis dan mengetahui frekuensi natural dan

amplifikasi bangunan. Konsep dari metode FSR adalah

sebagai berikut:

Gambar 2.7skema model metode FSR

dengan H(w) adalah karakter bangunan(amplifikasi

bangunan), S×× respon getaran dari bangunan dan Sqq respon


20/24

26

getaran dari bangunan. Metode FSR ini yaitu metode fungsi

transfer dari tiap lantai antara spektrum bangunan dan

spektrum tanah. Fungsi transfer bangunan bisa diestimasi darirasio spektum bangunan dan spektrum tanah atau spektrum

bidang bebas, ini disebut floor spektral rasio (FSR). Menurut

Gosar (2007, 2010), metode Floor Spectral Ratio (FSR)merupakan metode standart.Untuk evaluasi kekuatan

bangunan yang disebabkan getaran seismik dan karakteristik bangunan dapat dilakukan dengan pencatatan rekaman

mikrotremor.

2.6.6 RDM (Random Decreament Method )

Metode random decreament merupakan teknik yang

paling popular dalam survey geotknik dan geofisikadigunakan untuk identifikasi karakteristik dinamik dan deteksi

kerusakan suatu bangunan dari respon suatu gempa. Prinsip

kerja dari RDM adalah merespon dari sebuah sistemfrekuensi acak untuk difilter menjadi sebuah eksitasi acak .

Tujuannya yaitu membatalkan komponen acak untuk

mendapatkan kurva getaran bebas yang buruk dari perkiraan

damping dan frekuensi natural.RDM dikenal sebagai metodetransform eksitasi acak dalam pengurangan energi dari

getaran bebas yang buruk pada struktur bangunan. Sebuah

ilustrasi skematis dari RDM diperlihatkan pada gambar 2.5yang menunjukkan proses untuk memperoleh random

decrement. Komponen random akan difilter. Representasi

domain frekuensi menunjukkan puncak dominan dari sistem.


21/24

27

Gambar 2.8Skematis random decrement Methode.Respon

frekuensi acak di filter ke dalam domain waktu

menghasilkan respon getaran.

2.6.7 Indeks kerentanan bangunan

Nilai indeks kerentanan bangunan dapat diestimasikan

dengan menggunakan sudut drift . Percepatan gempa input dan perpindahan dari setiap lantai(Nakamura, 2001).Terkait

dengan percepatan gempa masukan dalam cm/s2. bagian yangmempengaruhi struktur dari seluruh gerak gempa yaitu,

α = e×a (2.4)

dengan e menunjukkan efisiensi gerak gempa untuk struktur.

Sebuah kinerja deformasi dan derajat gempa amplifikasi gerak

dapat diperkirakan dari dinamika karakteristik struktur.

δi adalah perpindahan horisontal, hi adalah tinggi, Ai

adalah amplifikasi faktor ke-i adalah kolom, H adalah

ketinggian struktur lantai ke-n, dan a adalah percepatanhorizontal pondasi tanah. Frekuensi natural struktur yang

tampaknya memiliki pengaruh terhadap kerusakan gempa

dianggap.pemindahan δike-i lantai diperkirakan dari F


22/24

28

frekuensi natural dan amplitudo Ai-i lantai sebagai berikut

(Lihat gambar 2.6)

Gambar 2.9 Skema model-n lantai bangunan bertingkat dan

bentuk modenya jika terjadi respon getarangempa (Nakamura, 2001).

jadi, sudut penyimpangan γi ke-i lantai ditampilkan sebagai,

δi= ×

() (2.5)

=( − )ℎ (2.6)

=∆×

() (2.7)

= × × (2.8)

Dimana:

=∆/ (2)/ℎ/ 10000 (2.9)

Dimana ∆ Aiadalahdeltaamplifikasi dari tiap lantai dan hi

tinggi tiap lantai.Jadi, sudut drift γi untuk setiap lantai adalah perkiraan dari

kerentanan indeks KBI dikalikan dengan percepatan

maksimal tanah permukaan di cm/s2 dan e efisiensi gerak


23/24

29

gempa. Di sini, avKb nilai diperoleh dengan cara sebagai Kbi

rata-rata untuk struktur masing-masing.

=

()

(2.10)

A amplitudo dari lantai atas, dan H ketinggian gedung dalammeter.


24/24

30

HALAMAN INI SENGAJA DIKOSONGKAN

Date post:	06-Jul-2018
Category:	Documents
Upload:	adi
View:	217 times
Download:	0 times

ITS Undergraduate 26397 1108100031 Chapter2

Documents