Abstrak —Penelitian  ini  telah  dilakukan  dengan  tujuan  untuk mengestimasi  CMT  gempa  bumi  yang  terjadi  di  laut  selatan Jawa,  jenis  sesar  penyebab  gempa  bumi  serta  arah  bidang sesarnya.  Selain  itu,  penelitian  ini  juga  dilakukan  untuk mengestimasi T dur dan hasil pemodelan deformasi vertikal sumber gempa  bumi  yang  dapat  berpotensi  terjadi  tsunami.  Daerah penelitian  dipilih  di  laut  selatan  Jawa.  Hal  ini  karena  Jawa merupakan daerah subduksi yang rawan terjadi gempa bumi dan tsunami.  Untuk  mengestimasi  CMT  digunakan software ISOLA_GUI  yang  kemudian  diidentifikasi  bidang  sesarnya dengan  metode  H-C.  Sedangkan  untuk  mengestimasi  T dur digunakan software Joko  Tingkir  dan  untuk  pemodelan vertical displacement digunakan software Tsunami  L-2008  dengan  dua skenario yaitu data ISOLA_GUI dan IRIS dengan menggunakan korelasi  persamaan  Wells  and  Coppersmith  dan  Hanks  and Kanamori.  Pada  penelitian  ini  menunjukkan  bahwa  bidang patahan  terletak  pada nodal  plane yang  memiliki  nilai dip lebih besar.  Jenis  patahan  di  daerah  subduksi  ini  adalah normal  fault dan reverse  fault .  Berdasarkan  hasil vertical  displacement diketahui  bahwa  yang  lebih  mendekati  kondisi  geologi  adalah skenario  IRIS  yang  menunjukkan  bahwa  di  laut  selatan  Jawa memiliki  arah  patahan  cenderung  ke  Utara-Selatan  yang  searah dengan  pergerakan  lempeng  antara  Indo-Australia  dan  Eurasia. Untuk  T dur gempa Pangandaran  yang  berpotensi  tsunami terjadi selama  144,82  s.  Sedangkan  gempa  dengan  magnitudo  >  5,5  SR yang  terjadi  pada  periode  2009  sampai  2014  tidak  berpotensi tsunami dengan T dur ≤ 78,04 s.
Kata  Kunci —Bidang  sesar,  CMT,  T dur ,  tsunami,  dan vertical displacement .

## I. PENDAHULUAN
NDONESIA  berada  pada  wilayah  jalur  gempa  aktif  yang dapat  menyebabkan  terjadinya  tsunami.  Salah  satu  wilayah yang  rawan  terjadi  tsunami  adalah  di  laut  selatan  Jawa. Tektonik  pulau  Jawa  terbentuk  akibat  dari  peristiwa konvergen. Di kawasan  konvergen  ini lempeng tektonik Indo- Australia  bergerak  ke  utara  dengan  kecepatan  sekitar  70 mm/tahun menunjam ke bawah lempeng tektonik Eurasia yang relatif  diam. Pertemuan  kedua  lempeng ini bersifat tumbukan. Akibat  dari  tumbukan kedua lempeng tektonik  ini mengakibatkan  terjadinya trench (palung  laut),  yang  mana trench di pulau Jawa bersifat tegak lurus atau frontal. Lempeng Australia menunjam dengan kedalaman 100-200 km di bawah pulau  Jawa  dan  600  km  di  utara  pulau  Jawa.  Konsekuensi tunjaman  lempeng  tersebut  mengakibatkan  kegempaan  yang tinggi dan lebih dari 20 gunung api aktif di Zona ini [1]. Berdasarkan  hasil  studi  tomografi  untuk  daerah  Busur Sunda  dinyatakan  bahwa  lempeng  litosfer  di  bawah  Busur
Sunda  bagian  timur  (Jawa-Flores)  masih  kontinu,  tetapi  ada indikasi bahwa lempeng litosfer mantel bagian atas menyempit terutama  di  bawah  Jawa.  Selain  itu,  ditemukan  pula  adanya seismic gap di selatan Jawa yang dicirikan adanya kekosongan pusat  gempa  bumi  [2].  Hal  tersebut  mengindikasikan  bahwa struktur  lempeng  yang  menunjam  di  bawah  Busur  Sunda bagian  timur  lebih  dalam  dibandingkan  dengan  struktur lempeng yang menunjam di bawah Busur Sunda bagian barat. Sudut penunjaman di bawah Busur Sunda bagian timur sekitar 60 0 sedangkan di bawah Busur Sunda bagian barat sekitar 40 0 . Sehingga  diperkirakan  bahwa  dalam  skala  waktu  geologi, umur Busur Sunda bagian timur lebih tua sehingga lebih rigid dengan densitas lebih besar dibandingkan dengan umur Busur Sunda bagian barat [3].
Gambar 1. Tektonik Indonesia bagian barat [4]
Beberapa  sumber  yang  bisa  menjadi  pembangkit  tsunami antara lain pergerakan deformasi dasar laut arah vertikal (sesar naik  atau  sesar  turun)  dan  durasi rupture. Pergerakan vertikal lantai  samudra  naik  ( uplift )  atau  turun  dengan  cepat  sebagai respon  dari  gempa  bumi,  maka  akan  menaikkan  dan menurunkan  air  laut  dalam  skala  besar.  Karakteristik  gempa tektonik  yang  dapat  menyebabkan  terjadinya  tsunami,  dapat dipenuhi oleh jenis gempa tektonik di zona subduksi  [5].
Gambar  2.    (a)  Pergerakan  deformasi  kerak  samudra  di  dasar  laut  diikuti pergerakan  permukaan  air  laut  (b)  Bentuk  pergerakan  sumber  tsunami  di dasar laut mengikuti deformasi bidang sesar [6]
Estimasi Centroid Moment Tensor (CMT), Bidang Sesar,
Durasi Rupture , dan Pemodelan Deformasi Vertikal Sumber Gempa Bumi sebagai Studi Potensi Bahaya Tsunami di Laut Selatan Jawa
Sayyidatul Khoiridah, Bagus Jaya Santosa Jurusan Fisika, FMIPA, Institut Teknologi Sepuluh Nopember (ITS) Jl. Arief Rahman Hakim, Surabaya 60111
E-mail : bjs@physics.its.ac.id
I
Adapun  parameter  sesar  yang  berhubungan  dengan deformasi bawah permukaan ditunjukkan pada gambar 3.
Gambar 3. Parameter fault break [7]
Energi  elastik  yang  tersimpan  di  dalam  bumi  dilepaskan ketika terjadi gempa bumi dan selanjutnya energi ini ditransfer menjadi gelombang tsunami. Dengan demikian, setelah terjadi gempa  bumi  kemudian  apakah  gempa  bumi  tersebut  dapat memicu  terjadinya  tsunami  atau tidak sangat  bergantung pada besar  energi. Rupture gempa  bumi  dipengaruhi  oleh  energi yang  dilepaskan  oleh  sumber  gempa  bumi  tersebut.  Dalam teori  seismologi,  energi  yang  dilepaskan  oleh  sumber  gempa bumi  diilustrasikan  sebagai  momen  seismik  ( M 0 )  yang mengakibatkan  terbentuknya  luas  dan slip dari rupture sebagaimana dinyatakan pada persamaan 1 [8].
0 M AD   ............................................................ (1)
Dimana M 0 adalah  momen  seismik  (Nm),  adalah  rigiditas (N/m 2 ), A adalah luas bidang sesar (m 2 ), dan D adalah slip (m) [9].
Untuk  panjang  dan  lebar  dari  deformasi  dapat  ditentukan berdasarkan persamaan Wells and Coppersmith (1994). Untuk menghitung  panjang,  lebar,  dan fault pada  kasus strike-slip fault adalah sebagai berikut:
5,16 1,12 * log w M
L  
........................................ (2) 3,80 2, 59 * log w M W   ........................................ (3) log 3, 42 0, 90 * w A M    ........................................ (4)
Sedangkan  untuk  jenis  patahan  naik  ( reverse )  menggunakan persamaan sebagai berikut:
5, 00 1, 22 *log w M
L   ........................................ (5) 4,37 1,95*log w M W   ........................................ (6) log 3, 99 0, 98* w A M    ........................................ (7)
dan untuk jenis patahan turun (normal) digunakan persamaan sebagai berikut:
4,86 1,32*log w M
L   ........................................ (8) 4, 04 2,11*log w M W   ........................................ (9) log 3, 49 0,91* w A M    ........................................ (10)
dimana L adalah rupture length (km), W adalah rupture width (km), dan A adalah rupture area (km 2 ) [10].
Melihat kondisi geologis di laut selatan Jawa yang rawan terjadi  tsunami,  maka  perlu  dilakukan  studi  potensi  bahaya tsunami  sebagai  upaya  awal  untuk  melakukan  mitigasi sehingga diharapkan dapat meminimalisir jumlah korban jiwa maupun  harta  benda  ketika  terjadi  tsunami.  Salah  satu  upaya yang  dapat  dilakukan  adalah  perencanaan  dan  pemanfaatan sistem  mitigasi  bencana  gempa  bumi  dan  tsunami  yang memiliki  kinerja  yang  baik.  Pada  tugas  akhir  ini  akan
menyajikan  hasil-hasil  penelitian  tentang  karakteristik mekanisme sumber gempa bumi CMT dan identifikasi bidang sesarnya,  durasi rupture dari  kejadian  gempa  bumi  dan tsunami  yang  terjadi  di  laut  selatan  Jawa  serta  pemodelan deformasi  vertikalnya.  Penelitian  gempa  pada  wilayah  lautan dipilih  sebagai  upaya  untuk  memahami  karakteristik  gempa bumi  yang  dapat  membangkitkan  tsunami  di  daerah penelitian.
Manfaat  dari  dilakukan  penelitian  ini  adalah  dapat mengetahui  parameter-parameter  yang  dapat  menyebabkan terjadinya  gempa  bumi  tsunami  dan  dapat  digunakan  sebagai bahan  pertimbangan  dalam  mengambil  keputusan  mitigasi bencana gempa bumi dan tsunami.

## II. METODOLOGI PENELITIAN

## A. Data Gempa Bumi dan Stasiun Penelitian
Data  daerah  penelitian  pada  tugas  akhir  ini  difokuskan  di laut selatan Jawa dengan batas 105 0 - 115 0 BT dan 6 0 - 12 0 LS yang terjadi pada tahun 2009 – 2014 dengan M w > 5,5 SR dan tsunami Pangandaran 17 Juli 2006 yang berupa data parameter gempa  bumi  dari  GFZ-Postdam  (GEOFON)  dan  IA  (BMKG dan  JISNET)  yang  digunakan  untuk  menentukan  CMT  dan durasi rupture .  Selain  itu,  pada  tugas  akhir  ini  juga menggunakan data batimetri yang diperoleh dari situs GEBCO NOAA  ( The  General  of  Bathymetry  Chart  of  The  Oceans ) untuk pemodelan deformasi vertikal sumber gempa bumi. Pada penelitian  ini  digunakan  stasiun  yang  berjarak  0 o sampai  10 o dari pusat gempa.
Tabel 1. Data gempa di laut selatan Jawa periode 2009 – 2014 dan tsunami Pangandaran 2006
Keterangan:
H = Kedalaman gempa
= Strike = Dip = Slip D = Dislokasi W = Lebar sesar L = Panjang sesar
Gambar 4.   Stasiun gempa yang digunakan untuk estimasi CMT dan durasi rupture

## B. Pengolahan Data
Pada  pengolahan  data  CMT  digunakan  model  bumi  Jawa Haslinger-Santosa (H-S) [11, 12].
Tabel 2. Model Bumi Haslinger-Santosa (H-S) di Jawa Kedalaman (km) Vp (km/s) Vs (km/s) Massa Jenis (g/cm 3 ) Q p Q s 0,0 2,31 1,30 2,5 300 150 1,0 4,27 2,40 2,9 300 150 2,0 5,52 3,10 3,0 300 150 5,0 6,23 3,50 3,3 300 150 16,0 6,41 3,60 3,4 300 150 33,0 6,70 4,70 3,4 300 150 40,0 8,00 4,76 3,5 600 500 100,0 8,00 4,57 3,3 600 300 225,0 8,40 4,80 3,4 600 300 325,0 8,60 4,91 3,5 600 300 425,0 9,30 5,31 3,7 1000 500
Untuk  mengetahui  bidang  sesar  yang  dihasilkan  dari software ISOLA_GUI,  maka  digunakan  metode  H-C.  Metode H-C membutuhkan input data berupa posisi hiposenter, posisi centroid, dan dua nodal plane. Kalau diperhatikan pada solusi CMT  terdapat  dua nodal  plane (2 strike, 2 dip, dan  2 rake ), dimana  yang  satu  adalah fault  plane dan  yang  lain  adalah auxiliary plane [8].
Pada  penelitian  ini  juga  digunakan software Joko  Tingkir untuk mengestimasi T dur . Pada penelitian ini digunakan gempa bumi  regional  sehingga  untuk  mengestimasi  durasi rupture digunakan filter 5  –  20  Hz  untuk  mendapatkan  seismogram rekaman  kecepatan hight  frequency pada  masing-masing stasiun  [6].  Adapun  persamaan  matematis  untuk  menghitung T dur dapat ditentukan sebagai berikut:
0,9 0,2 (1 ) Tdur w T wT    ..................................... (11) 0,2 0,5 [( ) / 2 20] / 40 w T T s    ................................  (12)
dengan batasan T0,9 < T dur < T0,2 [5].
Untuk  mengestimasi vertical  displacement digunakan software Tsunami  L-2008.  Adapun Setting parameter  dalam software Tsunami L-2008 seperti terlihat pada gambar 5 [13].
Gambar 5. Setting Parameter dalam software Tsunami L-2008 [13]

## III. HASIL DAN PEMBAHASAN
A. Hasil Estimasi CMT
Hasil dari momen tensor di laut selatan Jawa dapat dilihat pada tabel 3.
Tabel 3.
Momen tensor untuk gempa di laut selatan Jawa  periode 2009 – 2014 dan tsunami Pangandaran 2006
Adapun  nilai  parameter fault untuk  gempa  bumi  di  laut selatan Jawa adalah sebagai berikut:
Tabel 4. Data parameter fault gempa bumi untuk jenis normal fault dari hasil
ISOLA_GUI Event Mw L (km) W (km) A (km 2 ) D (m) 26/06/2010 5,9 6,136 7,612 92,89 0,159 25/01/2014 6,1 8,697 9,469 135,52 0,175 03/09/2012 6,2 10,355 10,561 163,68 0,355 13/06/2013 6,6 20,806 16,341 348,34 0,638 Tabel 5.
Data parameter fault gempa bumi untuk jenis normal fault dari hasil IRIS Event
Mw L (km) W (km) A (km 2 ) D (m) 26/06/2010 5,9 6,136 7,612 92,89 0,128 25/01/2014 6,1 8,697 9,469 135,52 0,211 03/09/2012 6,3 12,328 11,778 197,69 0,397 13/06/2013 6,6 20,806 16,341 348,34 0,721 Tabel 6.
Data parameter fault gempa bumi untuk jenis reverse fault dari hasil
ISOLA_GUI Event Mw L (km) W (km) A (km 2 ) D (m) 08/07/2013 5,6 3,103 4,273 31,47 0,116 04/06/2012 5,9 5,466 6,089 61,94 0,104 14/04/2012 5,9 5,466 6,089 61,94 0,197 02/09/2009 7,0 43,586 22,321 741,31 0,694 17/07/2006 7,7 163,35 51,014 3597,5 2,839 Tabel 7. Data parameter fault gempa bumi untuk jenis reverse fault dari hasil IRIS
Event Mw L (km) W (km) A (km 2 ) D (m) 08/07/2013 5,7 3,748 4,809 39,446 0,170 04/06/2012 5,8 4,526 5,412 49,431 0,167 14/04/2012 5,9 5,466 6,089 61,944 0,165 02/09/2009 7,0 43,586 22,321 741,31 0,636 17/07/2006 7,7 163,35 51,014 3597,5 2,507
Pada  saat  terjadi  gempa,  ada  dua  bidang  yang  menjadi acuan  dalam  penentuan  momen  tensor  yaitu auxiliary  plane serta bidang patahan ( fault plane ) yang saling tegak lurus [14]. Adapun  hasil  dari  Bidang  sesar  dan auxiliary  plane di  laut selatan  Jawa  periode  2009  –  2014  dan  tsunami  Pangandaran 2006 dapat dilihat pada tabel 8.
Tabel 8. Bidang sesar dan auxiliary plane di laut selatan Jaya periode 2009-2014 dan tsunami Pangandaran 2006 Event Plane I Plane II Strike Dip Rake Strike Dip Rake 25/01/2014:05:14:21 328 26 -48 102 71 -108 13/06/2013:16:47:25 273 69 -107 135 27 -52 08/07/2013:02:13:43 106 59 87 293 31 95 03/09/2012:18:23:04 279 57 -108 130 37 -64 04/06/2012:11:18:15 259 28 63 108 65 103 14/04/2012:19:26:42 154 66 98 316 25 73 26/06/2010:09:50:45 292 72 -115 167 30 -39 02/09/2009:07:55:02 37 19 129 177 75 78 17/07/2006:08:19:26 2 7 36 236 86 96

## B. Hasil Estimasi Bidang Sesar
Adapun  hasil  orientasi  bidang  patahan  pada  gempa  bumi periode  2009  –  2014  di  laut  selatan  Jawa  dan  gempa  bumi tsunami  di  Pangandaran  tahun  2006  dengan  menggunakan metode  H-C  dapat  dilihat  pada  gambar  6.  Pada  metode  H-C dapat diketahui bahwa bidang patahan terletak pada salah satu nodal  plane yang  memiliki  nilai dip lebih  besar. Nodal  plane yang memiliki nilai dip lebih besar ini digunakan sebagai input parameter pemodelan vertikal displacement dengan menggunakan skenario ISOLA_GUI.
(a) (b) (c) (d) (e)
(f)
(g) (h) (i)
Gambar 6.    Identifikasi bidang sesar di laut selatan Jawa pada periode 2009 sampai 2014 dan tsunami Pangandaran tahun 2006. Untuk kasus (a), (e), (h), dan (i)  bidang  sesar terletak  pada bidang  berwarna  merah. Sedangkan untuk kasus  (b),  (c),  (d),  (f),  dan  (g)  bidang  sesar  terletak  pada  bidang  yang berwarna hijau.
Berdasarkan  hasil  identifikasi  bidang  sesar,  dapat  juga mengetahui jarak antara centroid dan hiposenter. Dimana jarak centroid lebih  dangkal  dari  pada  jarak  hiposenter.  Pengertian centroid dan  hiposenter  dari  gempa  bumi  sangat  berbeda. Hiposenter  adalah  titik  origin  (titik  asal)  dari  gelombang
seismik  yaitu  saat  terjadinya crack pada  bidang  sesar. Sedangkan centroid adalah  lokasi  pelepasan  momen  dominan dan  merepresentasikan  parameter-parameter  gempa  bumi secara menyeluruh, bukan hanya permulaan seperti hiposenter [8].

## C. Hasil  Uji  Perbandingan  antara  CMT  ISOLA_GUI  dan IRIS

## Tabel 9. Data uji perbedaan CMT hasil ISOLA_GUI dengan IRIS
Berdasarkan  hasil  uji  perbedaan  antara  CMT  ISOLA_GUI dengan  IRIS  dapat  diketahui  bahwa  keduanya  memiliki  jenis patahan yang sama yaitu normal fault dan reverse fault. Hal ini sesuai dengan kondisi tektonik geologi laut selatan Jawa yang berada pada jalur subduksi.
D. Hasil Estimasi Durasi rupture (T dur )
Tabel 10. Hasil pengujian potensi tsunami menggunakan T dur pada gempa bumi di laut selatan Jawa periode 2009 – 2014 dan tsunami Pangandaran 2006
 TP: Tsunami Potential, nT: non-Tsunami , T: Tsunami
Berdasarkan  hasil  estimasi  durasi rupture gempa  bumi  di laut selatan Jawa yang dilihatkan pada tabel 10 dapat diketahui bahwa  gempa  bumi  yang  berpotensi  terjadi  tsunami  memiliki T dur 144,82  s.  Pada  gempa  lokal,  gempa  bumi  bisa  dikatakan berpotensi  tsunami  apabilia  T dur >  65  s  [6].  Sedangkan  untuk gempa  bumi  yang  terjadi  pada  02/09/2009  pukul  07:55:02  di laut dengan jarak 142 km Barat Daya Tasikmalaya, Jawa Barat tidak  berpotensi  terjadi  tsunami  walaupaun  T dur >  65  s  yaitu
78,038  s.  Hal  ini  dikarenakan  untuk  bisa  dikatakan  terjadi tsunami  apabila  dua  parameter  terpenuhi  yaitu  ketinggian  air maksimum  di  pantai  lebih  besar  atau  sama  dengan  0,5  m  dan jumlah  terjangan  ( run  up )  ombak  lebih  dari  satu  kali  [8]. Sedangkan  pada  gempa  bumi  02/09/2009  berdasarkan  hasil survei  hanya  memiliki run  up 15  cm  yang  tercatat  di  sensor Tide  Gauge  yang  dipasang  di  Pelabuhan  Ratu  [11].  Untuk gempa  bumi  signifikan  dengan  magnitudo  >  5,5  SR  yang terjadi pada tahun 2014 sampai 2010 di laut selatan Jawa tidak berpotensi  tsunami  dan  termasuk  gempa  bumi  dirasakan dengan T dur < 65 s.

## E. Hasil  Estimasi  Pemodelan  Deformasi  Vertikal  Sumber

## Gempa Bumi
Pengolahan  data  menggunakan software Tsunami  L-2008 menghasilkan output berupa  nilai vertical  displacement yang mana  ditunjukkan  pada  tabel  11.  Pada  pemodelan vertical displacement ini  digunakan  dua  skenario.  Skenario  pertama mengacu  pada  mekanisme  sumber  gempa  bumi  hasil  dari ISOLA_GUI  dan  skenario  kedua  mengacu  pada  mekanisme sumber  gempa  bumi  hasil  dari  IRIS. Input parameter  yang digunakan  oleh  kedua  skenario  untuk  pemodelan  deformasi vertikal  sumber  gempa  bumi  didasarkan  pada  perhitungan dengan  menggunakan  korelasi  persamaan  Wells  and Coppersmith (1994) dan Hanks and Kanamori (1979).
Tabel 11. Hasil vertical displacement pada gempa bumi di laut selatan Jawa periode 2009 – 2014 dan tsunami Pangandaran 2006
Berdasarkan hasil estimasi
pemodelan vertical displacement, selain  diketahui  nilai vertical  diplacement juga dapat diketahui arah dari bidang patahan yang terjadi di daerah penelitian  tersebut  sehingga  ketika  terjadi  gempa  bumi  dapat digunakan sebagai dasar mengambil keputusan untuk evakuasi pada daerah yang berpotensi terjadi tsunami.
(a) (b) Gambar  7. Vertikal  displacement berdasarkan  2  skenario  penentuan mekanisme  sumber  gempa  bumi  25/01/2014:15:14:21  UTC  (a)  Skenario ISOLA_GUI  ( strike :  102, dip :  71 , dan rake :  -108)  (b) Skenario IRIS  ( strike : 111, dip : 71 , dan rake : -90)
(a) (b) Gambar  8. Vertikal  displacement berdasarkan  2  skenario  penentuan mekanisme  sumber  gempa  bumi  13/06/2013:16:47:25  UTC  (a)  Skenario ISOLA_GUI  ( strike :  273, dip :69 , dan rake :  -107)  (b)  Skenario  IRIS  ( strike : 293, dip : 53 , dan rake : -93)
(a) (b) Gambar  9. Vertikal  displacement berdasarkan  2  skenario  penentuan mekanisme  sumber  gempa  bumi  08/07/2013:02:13:43  UTC  (a)  Skenario ISOLA_GUI  ( strike :  106, dip :  59 , dan rake :  87)  (b)  Skenario  IRIS  ( strike : 116, dip : 65 , dan rake : 100)
(a) (b) Gambar  10. Vertikal  displacement berdasarkan  2  skenario  penentuan mekanisme  sumber  gempa  bumi  03/09/2012:18:23:04  UTC  (a)  Skenario ISOLA_GUI  ( strike :  279, dip :  57 , dan rake : -108)  (b) Skenario IRIS ( strike : 275, dip : 54 , dan rake : -105)
(a) (b) Gambar  11. Vertikal  displacement berdasarkan  2  skenario  penentuan mekanisme  sumber  gempa  bumi  04/06/2012:11:18:15  UTC  (a)  Skenario ISOLA_GUI  ( strike :  108, dip :  65 , dan rake :  103)  (b)  Skenario  IRIS  ( strike : 111, dip : 69 , dan rake : 100)
(a) (b) Gambar  12. Vertikal  displacement berdasarkan  2  skenario  penentuan mekanisme  sumber  gempa  bumi  14/04/2012:19:26:42  UTC  (a)  Skenario ISOLA_GUI  ( strike :  154, dip :  66 , dan rake :  98)  (b)  Skenario  IRIS  ( strike : 136, dip : 72 , dan rake : 86)
(a) (b) Gambar  13. Vertikal  displacement berdasarkan  2  skenario  penentuan mekanisme  sumber  gempa  bumi  26/06/2010:09:50:45  UTC  (a)  Skenario ISOLA_GUI  ( strike :  292, dip :  72 , dan rake :  -115)  (b) Skenario IRIS  ( strike : 281, dip : 89 , dan rake : -97)
(a) (b) Gambar  14. Vertikal  displacement berdasarkan  2  skenario  penentuan mekanisme  sumber  gempa  bumi  02/09/2009:07:55:02  UTC  (a)  Skenario ISOLA_GUI  ( strike :  177, dip :  75 , dan rake :  78)  (b)  Skenario  IRIS  ( strike : 198, dip : 50 , dan rake : 65)
(a) (b)
Gambar  15. Vertikal  displacement berdasarkan  2  skenario  penentuan mekanisme  sumber  gempa  bumi  17/07/2006:08:19:26  UTC  (a)  Skenario ISOLA_GUI ( strike : 236, dip : 86 , dan rake : 96) (b) Skenario IRIS ( strike : 98, dip : 80 , dan rake : 88)
Berdasarkan  hasil  pemodelan  deformasi  vertikal  sumber gempa  bumi  dapat  diketahui  bahwa  skenario  yang  lebih mendekati dengan tektonik geologi di laut selatan Jawa adalah skenario  IRIS  yang  menunjukkan  bahwa  arah  dari  bidang patahan  cenderung  bergeran  ke  Utara-Selatan.  Hal  ini  searah dengan  pergerakan  lempeng  Indo-Australia  yang  bergerak  ke utara menunjam terhadap lempeng tektonik Eurasia.

## IV. KESIMPULAN
Jenis  patahan yang terjadi di laut selatan Jawa adalah  pola patahan  turun  dan  patahan  naik.  Sedangkan  dari  pemodelan vertikal  displacement diketahui  bahwa  skenario  IRIS  lebih mendekati  tektonik  geologi  di  laut  selatan  Jawa,  yang    mana dari  pemodelan  dengan  skenario  IRIS  diketahui  bahwa  arah bidang patahan di laut selatan Jawa cenderung ke arah Utara- Selatan.  Pada  penelitian  ini  nilai  minimum vertical displacement untuk  skenario  dengan  ISOLA_GUE  berkisar antara  -7,91x10 -5 m  dengan Mw 5,6  SR  sampai  -7,19x10 -1 m dengan Mw 7,7  SR  dan  nilai  maksimum vertical displacement berkisar  antara  7,91x10 -5 m  dengan Mw 5,6  SR sampai  7,19x10 -1 m  dengan Mw 7,7  SR.  Sedangkan  pada skenario IRIS diperoleh nilai minimum vertical displacement berkisar  antara  -9,99x10 -5 m  dengan Mw 5,9  SR  sampai  -
7,11x10 -1 m dengan Mw 7,7 SR dan nilai maksimum vertical displacement berkisar  antara  9,99x10 -5 m  dengan Mw 5,9  SR sampai 7,11x10 -1 m dengan Mw 7,7 SR. Untuk durasi rupture pada  tsunami  Pangandaran  yang  terjadi  pada  17  Juli  2006 berlangsung  selama  144,82  s  dan  untuk  gempa  bumi signifikan yang terjadi di laut selatan Jawa pada periode 2009 sampai 2014 tidak berpotensi  tsunami dan merupakan gempa bumi dirasakan yang memiliki T dur ≤ 78,04 s.

## UCAPAN TERIMA KASIH
Penulis  mengucapkan  terima  kasih  kepada  Bapak  Prof. Dr. rer.  nat.  Bagus  Jaya  Santosa,  S.U  selaku  dosen  pembimbing dan semua pihak yang terlibat dalam penelitian tugas akhir ini.

## DAFTAR PUSTAKA
[1] Rohadi,  S.  2009. Distribusi  Spasial  dan  Temporal  Seismotektonik Wilayah Subduksi Jawa, Megasains. 1(4): 180-188.
[2] Widiyantoro,  S.  dan  Puspito,  N.T.  1998. Tomografi  waktu  tempuh gelombang  S  dan  struktur  3-D  zona  penunjaman  di  bawah  Busur Sunda. Laporan Penelitian SPP/DPP-ITB, 24.
[3] Widiyantoro,  S.  and  Van  D.H.R.D.  1996. Structure  and  evolution  of lithospheric slab beneath the Sunda arc, Indonesia. Science, 271, 1566- 1570.
[4] Lasitha, S., Radhakrishna, M., and Sanu, T.D. 2006. Seismically active deformation  in  the  Sumatra  –  Java  trench  arc  region. Geodynamic Implication. Current Science, 90 (5), 690-696.
[5] Rahmawan,  S.  H.,  Gunawan  I.,  Musa  A.M.,  dan  Muhammad  A. 2012. Studi  Potensial  Bahaya  Tsunami  Di  Selatan  Jawa. Fakultas  Imu  dan Teknologi Kebumian, Program Studi Meteorologi, ITB.
[6] Satake, K., and Tanioka, Y. 1999. Source of Tsunami and Tsunamigenic Earthquake  in  Subduction  Zone. Pure  and  Applied  Geophysics  154: 467-483.
[7] Imamura,  F.,  Yalciner,  Ahmet  C.,  Ozyurt,  and  Gulizar.  2006. Tsunami Modelling Manual. DCRC (Disaster Control Research Center), Tohoku University, Japan.
[8] Madlazim,  2011. Estimasi  CMT,  Bidang  Sesar  dan  Durasi  Rupture Gempabumi  Di  Sumatra  serta  Kemungkinan  Penerapannya  Untuk Sistem  Peringatan  Dini  Tsunami. Sidang  terbuka  promosi  doktor, Geofisika,  Fakultas  matematika  dan  Ilmu  Pengetahuan  Alam,  ITS Surabaya.
[9] Hanks  T.C  and  Kanamori  H.  1979. A  moment  magnitude  scale. J. Geophys. Res., 84, 2348-2350.
[10] Wells  D.L.  and  Coppersmith  K.J.  1994. New  Empirical  Relationships among  Magnitude, Rupture  Length,  Rupture Width, Rupture Area, and Surface  Displacement. Bulletin  of  the  Seismological  Society  of America, Vol. 84, No. 4, pp. 974-1002, August 1994.
[11] Haslinger, F., Kissling,  E., Ansorge, J.,  Hatzfeld, D.,  Papadmitriou, E., Karakostas,  V.,  Makropoulos.,  Kahle.,  H.G.  and  Peter,  Y.  1999. 3D crustal structure form local earthquake tomography around the Gulf of Arta (Ionian region, NW Greece). Techtonophysics, 304:201-218.
[12] Santosa,  B.J.  2008. Analyzing  the  seismogram  of  earthquake  on Sumatra  – Java Subduction plane at CHTO observation station. Jurnal MIPA, 13:25-43.
[13] Setyonegoro, W., Bambang S., Sulastri, Jimmi N., dan Pupung S. 2012. Analisis  Sumber  Gempa  Bumi  Pada  Segmen  Mentawai  (Studi  Kasus: Gempa Bumi 25 Oktober 2010) . Jurnal Meteorologi dan Geofisika Vol. 13 No. 2 tahun 2012: 139-148.
[14] Steith,  S.  and  Michael  W.  2003. An  Introduction  to  Seismology, Earthquakes, and Earth Structure . Oxford : Blackwell Publishing Ltd.