65
S VELOCITY STRUCTURE UNDER JAVA BY ANALYZING THE SEISMOGRAM OF EARTHQUAKE C102500D, SUNDA STRAIT IN UGM OBSERVATIONAL STATION Bagus Jaya Santosa* ABSTRAK Dalam penelitian ini struktur kecepatan S di bawah pulau Jawa diinvestigasi melalui fitting seismogram, akibat gempa C102500D, Selat Sunda. Fitting seismogram observasi dan sintetiknya dikerjakan pada stasiun observasi UGM, dalam domain waktu dan ke tiga komponen Kartesian secara simultan. Seismogram sintetik dihitung dengan program GEMINI, dimana input awalnya adalah model bumi global IASPEI91 dan PREMAN. Selain itu pada kedua seismogram dikenakan low-pass filter dengan frekuensi corner pada 20 mHz. Hasil analisa menunjukkan penyimpangan yang sangat kuat pada pengamatan atas waktu tiba, jumlah osilasi dan tinggi amplitudo, pada gelombang ruang ScS dan gelombang permukaan Love dan Rayleigh. Untuk menyelesaikan diskrepansi yang dijumpai diperlukan koreksi atas struktur bumi meliputi ketebalan kulit bumi, gradien kecepatan βh dan besar koefisien-koefisien untuk βh dan βv di Upper Mantle, untuk fitting pada gelombang permukaan. Koreksi lanjut dieksekusi pada kecepatan S di lapisan-lapisan bumi hingga kedalaman CMB, sehingga diperoleh fitting pada gelombang ScS. Fitting seismogram diperoleh dengan baik pada waveform fase gelombang, baik waktu tempuh osilasi utama dan jumlah osilasi. Waveform fitting pada gelombang ScS dengan jarak episentral kecil seperti riset ini, memberikan jalan baru untuk menyelidiki strukut mantle dasar. Hasil riset ini menunjukkan, bahwa daerah riset yang terletak di kontinental shelf dan di bawahnya berada akarakar pegunungan berapi mempunyai struktur kecepatan S yang nilainya positif terhadap model standard, berbeda dengan hasil riset seismologi lainnya. Kata kunci: seismogram, continental shelf dan model kecepatan S dari upper mantle - CMB. ABSTRACT In this research S speed of earth structure under Java Island is investigated using seismogram fitting, due to the earthquake C102500D, Sunda Strait. The observed seismogram is compared to its synthetic at observation station UGM, in time domain and three components simultaneously. Synthetic seismogram is calculated with the GEMINI program, that the initially input is global earth models of IASPEI91 and PREMAN. Prior to seismogram comparison a low-pass filter with the corner frequency of 20 mHz is imposed. Result of analysis shows a very strong deviation at the arrival time, oscillation amount and amplitude height of S and ScS body waves and surface wave of Love and Rayleigh. To accomplish the found discrepancies is a correction to the earth structure be needed, covering the earth crust thickness, speed gradient of h and zero order coefficient for the h in upper mantle, for surface waveform fitting. Further changing is executed at S speed on earth layers down to CMB to fit the ScS wave. Seismogram fitting is better obtained at waveform of wave phase, either the travel time or oscillation amount of ScS wave and Love and Rayleigh surface wave. The waveform fitting on ScS wave by so short distance as this research gives a new way to understand the structure of base mantle. The research's result show that the area located under continental shelf and contained the roots of active volcano has the S speed structure that positive anomaly to standard earth model, differing from result of other seismology research. Keywords: seismogram, continental shelf and S velocity model from upper mantle till CMB.
1. PENDAHULUAN Gempa C102500D adalah gempa kuat, terjadi pada tanggal 25 Oktober 2000 di Selat Sunda dengan skala Richter 6.6 di Selat Sunda. Rekaman seismogram yang dianalisa dalam riset ini adalah dari stasiun UGM. Jalan gelombang dari episenter hingga stasiun secara geologi melalui daerah yang disebut sebagai Benioff Zone, dimana di atas bidang subduksi bertengger deretan pegunungan berapi di atasnya. Seismogram adalah data runtun waktu yang tersusun atas fase-fase gelombang yang kompleks, berasal dari refleksi/refraksi yang terjadi di dalam bumi. Gelombang dalam perambatannya dari sumber gempa hingga
stasiun penerima menjumpai berbagai antarmuka, sehingga seismogram tersusun atas berbagai fase gelombang yang rumit. Analisa kuantitatif atas seismogram adalah mencatat waktu-waktu tiba fase gelombang utama, dan hubungan antara kecepatan fase dengan perioda pada gelombang permukaan, disebut sebagai analisa dispersi, guna mendapatkan struktur bumi. Waktu tiba yang paling mudah diamati adalah first break P. Dua metoda kuantitatif yang digunakan untuk menganalisa seismogram di atas hanya mengevaluasi sedikit informasi tertentu dalam sebuah deret waktu seismogram.
* Jurusan Fisika, FMIPA ITS, Jl. Arief Rahman Hakim, Surabaya (60111) E-mail:
[email protected]
Vol. 17, No. 3, Agustus 2006 - Majalah IPTEK
66
Dari catatan waktu tiba fase gelombang, struktur kecepatan perambatan gelombang P dan S dapat diinterpretasikan melalui aplikasi atas teori inversi. Dari himpunan data waktu tempuh yang diperoleh dengan mencatat waktu tiba yang direkam oleh stasiun-stasiun yang tersebar di seantero permukaan bumi atas ribuan gempa dan dalam rentang waktu yang lama, sebuah model bumi global seperti PREM, PREMAN (versi vertikal anisotrop dari PREM, Dziewonski dan Anderson 1981) dan IASPEI91 (Kennett 1991) dapat ditentukan. Dari model bumi global dapat dikembangkan lebih lanjut untuk mendapatkan model bumi regional, melalui penggelaran stasiun-stasiun observasi di sekitar daerah-daerah sumber gempa. Melalui aplikasi atas teori inversi pada data waktu tempuh di stasiun-stasiun observasi di sekitar sumber gempa, didapatkan struktur bumi regional yang lebih detil di bawah daerah yang diteliti, diantaranya daerah subduksi di pantai Alaska Barat (Enghdahl dan Gubbins 1987). Menurut Enghdahl dan Gubbins (1987), pada daerah subduksi, karena terjadi tumbukan antara pelat samudra dengan kontinental shelf, struktur tanah yang mengalami pemampatan (sisi plat samudra) akan menunjukkan anomali kecepatan yang positif (Gubbins 1990), sedangkan di daerah kontinental shelf sebaliknya akan mengalami anomali kecepatan dengan nilai negatif. Struktur kecepatan seperti ini didapatkan dengan menginversikan data waktu tempuh gelombang P, dan untuk mendapatkan struktur kecepatan S digunakan pengandaian mengenai medium isotrop, bahwa besar kecepatan S adalah besar kecepatan gelombang P dibagi dengan 1,67. Pengukuran waktu tiba gelombang S pada stasiun dengan jarak episentral kecil secara langsung adalah tidaklah mudah, karena jarak antara waktu tiba gelombang P, S dan gelombang permukaan sangat pendek, dan amplitudo gelombang S jauh lebih kecil daripada gelombang Love. Oleh karena itu pada jarak episentral kecil gelombang S umumnya tenggelam dalam amplitudo gelombang permukaan, sehingga waktu tiba gelombang ini sulit untuk didapatkan secara akurat. Struktur anomali kecepatan atas daerah subduksi seperti yang didapatkan oleh Enghdahl dan Gubbins (1987) diandaikan dapat digeneralisasi menjadi struktur kecepatan pada daerah-daerah subduksi lainnya, misal di bawah daerah Selatan Jawa. Di bawah area riset ini terbentang akar-akar pegunungan vulkanik, dari Jawa barat Selatan hingga Jawa Tengah Selatan. Dalam penelitian ini dilaksanakan analisa seismogram untuk mengetahui struktur Majalah IPTEK - Vol. 17, No. 3, Agustus 2006
kecepatan S di bawah Pulau Jawa bagian Selatan (Wanagama Yogyakarta), dimana gelombang merambat melalui medium di bawah daerah kontinental shelf, yang dihipotesa memiliki anomali kecepatan S yang negatif terhadap model bumi global. Melalui seismogram fitting akan diteliti, apakah hipotesa tersebut benar ? 2. METODOLOGI Data seismogram dapat diperoleh dari Databank Center SZGRF, yang datanya dapat diakses per WWW. Setiap gempa menghasilkan pergerakan tanah, yang oleh sebuah stasiun akan direkam dalam arah ketiga komponen Kartesian (N-S, E-W and vertical Z, lokal pada kedudukan stasiun penerima, dikenal sebagai kanal dengan akhiran --E --N &-- Z). Kedudukan sumber gempa adalah di Selat Sunda, dengan koordinat 6.550 Lintang Selatan dan 105.630 Bujur Timur. Untuk memisahkan komponen pergerakan tanah dalam arah toroidal dan radial, bidang horisontal yang dibentuk oleh garis N-S dan E-W lokal di stasiun observasi harus diputar, sedemikian hingga arah 'Utara' lokal diarahkan pada arah busur kecil dari stasiun observasi UGM ke arah episenter gempa (arah back-azimuth), lihat Gambar 1. Pengubahan arah diperlukan untuk memisahkan gelombang dalam ruang 3-dimensi menjadi komponen-komponen penjalaran gelombang dalam mode gelombang P-SV dan SH.
o
10 S
o
10 S
Gambar 1. Jalan Gelombang dari Episenter hingga Stasiun Observasi UGM. Pertama dalam penelitian ini harus dijalankan program komputer untuk melaksanakan perhitungan atas waktu tempuh sintetik fase-fase gelombang ruang utama, yaitu program TTIMES yang dibuat berdasarkan makalah dari Bulland & Chapman (1983), didapat dari http://orfeus. knmi.nl. Sedangkan untuk memproduksi seismogram sintetik dari gempa tersebut di stasiun observasi digunakan program yang berbasis metoda
67
GEMINI (Green's function of the Earth by MINor Integration) (Dalkolmo 1993; Friederich dan Dalkolmo 1995). Program GEMINI (Green's function of the Earth by MINor Integration) menghitung minor dari fungsifungsi Green's atas suatu model bumi dan untuk suatu kedalaman sumber gempa tertentu, di mana fungsi-fungsi Green's diekspansikan untuk memenuhi kondisi syarat batas di titik terdalam gelombang, titik kedalaman sumber dan permukaan bumi. Ekspansi dituliskan dalam frekuensi komplex, dengan memasukkan trick damping untuk menghindari time aliasing. Seismogram sintetik dengan variable bebas dalam domain frekuensi komplex ditransformasikan menjadi domain waktu, dimana sebelumnya dikenakan filter lolos rendah Butterworth dan RESPONSE file dari sistim peralatan seismometer di stasiun penerima, yaitu deskripsi tentang perubahan yang diakibatkan oleh sistim peralatan pengukur, dari kecepatan/ percepatan pergerakan tanah menjadi tegangan [mV]. Melalui konvolusi antara seismogram sintetik dengan tanggap response diperoleh seismogram sintetik yang mempunyai satuan yang sama dengan seismogram terukur. Ketika program ini dijalankan, haruslah sebuah model bumi diberikan sebagai input awal, yaitu model bumi IASPEI91 dan PREMAN. Sebagai model bumi masukan, data harus mengandung parameter elastik secara lengkap, yaitu meliputi kecepatan penjalaran gelombang kompresi dan shear dari batuan penyusun struktur bumi. Parameter elastik dalam model bumi IASPEI91 tidaklah selengkap parameter elastik dalam model bumi PREMAN, sehingga parameter elastik yang tidak dimiliki, dipinjamkan dari model bumi PREMAN. Jumlah data dalam komparasi seismogram pada tiga komponen adalah ribuan, sehingga perubahan ketebalan kulit bumi, gradient kecepatan, dan besar koefisien awal fungsi polinomial kecepatan di tiap lapisan bumi dilakukan melalui metoda trial and error. 3. ANALISA DAN PEMBAHASAN Dalam penelitian ditampilkan analisa sebuah gempa Selat Sunda, 10 Oktober 2000, yang gelombangnya direkam oleh stasiun observasi seismologi UGM (Wanagama Indonesia). Pertama akan disajikan analisa seimogram antara seismogram terukur dengan sintetiksintetiknya, yang masing-masing dihitung dari model bumi standard IASPEI91 yang isotrop (3 trace atas) dan PREMAN yang vertikal anisotropi (3 trace bawah).
Pada gambar 2 dapat kita lihat, bagaimana perbedaan antara seismogram riil dengan sintetiknya yang terjadi baik pada travel time atau bentuk waveform secara keseluruhan, yaitu tinggi amplitudo dan jumlah osilasi. Jarak episentral stasiun UGM adalah 5.10, kecil, sehingga gelombang-gelombang P dan repitisinya serta S bertumpuk hampir berdekatan di awal gelombang permukaan Love. Kita dapat melihat, bahwa pada gelombang permukaan terjadi banyak sekali diskrepansi, baik pada waktu tempuh ataupun bentuk gelombang. Pada tiga trace atas, dimana sintetik seismogram dihitung dari model bumi IASPEI91, terlihat baik gelombang permukaan Love ataupun Rayleigh, keduanya datang terlambat dibandingkan dengan waveform riil. Sementara tiga trace bawah, yang dihitung dari model bumi PREMAN, menunjukkan adanya keterlambatan pada gelombang Rayleigh, namun waktu tiba yang lebih awal pada gelombang Love. Model bumi PREMAN dan IASPEI91 mempunyai perbedaan ketebalan kulit bumi sebesar 10 km (25 km dan 35 km), dan perbedaan ketebalan ini diperjelas dengan waveform gelombang Love yang meluruh lebih cepat pada model bumi dengan tebal kulit bumi yang lebih tipis. Walaupun panjang gelombang adalah sekitar 150 km, perbandingan waveform menunjukkan bagaimana kepekaan waveform terhadap struktur elastik dalam bumi. Model bumi IASPEI91 dibentuk hanya dari data waktu tempuh dan memiliki sifat isotrop. Padahal pengamatan menunjukkan bahwa diskrepansi waveform terjadi pada ke tiga komponen dan ini tak dapat diselesaikan dengan pengandaian model bumi yang isotrop. Oleh karena itu perbandingan seismogram selanjutnya dilaksanakan antara model bumi PREMAN dan yang dikoreksi dalam penelitian ini. Gambar 3 menunjukkan fitting seismogram pada gelombang permukaan Love dan Rayleigh serta gelombang dalam ScS yang terjadi baik pada travel time ataupun jumlah osilasi. Gambar 3a menunjukkan fitting yang sangat baik pada gelombang Love hingga osilasi ke empat, walaupun tinggi amplitudo sintetik pada osilasi awal masih sedikit lebih kecil daripada Love riil. Ini dicapai melalui koreksi pada ketebalan kulit bumi, yakni 40 km dan gradien positif untuk h di lapisan upper mantle. Perubahan h dieksekusi hingga dasar dari upper mantle. Ini sesuai dengan panjang gelombang Love, bahwa kedalaman lapisan yang setara dengan panjang gelombang Love memberikan kontribusi yang nyata pada perubahan fase gelombang Love (Friederich 1997). Vol. 17, No. 3, Agustus 2006 - Majalah IPTEK
68
Gambar 2. Perbandingan seismogram terukur dengan sintetik-sintetiknya di stasiun UGM.
a. Gelombang permukaan
b. Gelombang ScS
Gambar 3. Perbandingan seismogram terukur dengan sintetik dikoreksi untuk jendela waktu gelombang permukaan Love dan Rayliegh serta gelombang ruang ScS di stasiun UGM.
Majalah IPTEK - Vol. 17, No. 3, Agustus 2006
69
Gelombang Rayleigh sintetik di dua komponen, yaitu r dan z, juga disimulasikan dengan sangat baik hingga osilasi ke empat. Walaupun fitting pada komponen z telah dicapai, fitting pada komponen r sulit untuk diraih sepenuhnya. Ini mengindikasikan bahwa untuk menjelaskan diskrepansi kedua komponen gelombang Rayleigh secara simultan diperlukan model anisotropi yang lebih kompleks daripada vertikal anisotropi. Gambar 3b menunjukkan fitting yang sangat bagus pada gelombang ruang ScS, yaitu gelombang yang merambat dari sumber gempa ke bawah hingga dipantulkan oleh CMB (Core Mantle Boundary) kembali ke permukaan bumi. Dengan demikian kita dapat menginterpretasikan struktur kecepatan S pada lapisan-lapisan bumi di atas CMB. Ini memberikan jalan baru dalam riset struktur kecepatan S dengan menganalisa gelombang ScS pada jarak-jarak episentral yang kecil sekali. Ini lebih baik daripada metoda analisa yang berbasiskan pada data selisih waktu tempuh, karena diperlukan data waktu tempuh gelombang SKKS, yang hanya dapat diamati pada jarak episentral di atas 830 (Souriau dan Poupinet 1991; Wysession dkk. 1995). 4. SIMPULAN Telah dilaksanakan perbandingan seismogram antara seismogram terukur dengan sintetiksintetiknya dari dua model bumi standard (IASPEI91 dan PREMAN), menunjukkan deviasi yang nyata pada waveform gelombang permukaan Love dan Rayleigh. Hasil analisa menunjukkan bahwa perbedaan ketebalan kulit bumi diperjelas oleh waveform gelombang Love, walaupun orde dari panjang gelombangnya 15 kali lebih besar daripada beda ketebalan kulit bumi. Inilah keunggulan dari metoda analisa waveform. Untuk menyelesaikan diskrepansi yang dijumpai dilaksanakan perubahan pada ketebalan kulit bumi dan perubahan pada gradient kecepatan di upper mantle untuk mendapatkan fitting pada gelombang permukaan Love. Sedangkan untuk fitting pada gelombang ScS dilaksanakan perubahan lebih lanjut pada nilainilai kecepatan di lapisan-lapisan bawah upper mantle hingga kedalaman CMB. Fitting yang sangat bagus diperoleh hingga osilasi ke empat dalam waveform gelombang Love dan Rayleigh. UCAPAN TERIMA KASIH Ucapan terima kasih ditujukan kepada Dr. Dalkolmo dan Prof. Friederich yang telah bersama-sama saya mengembangkan program GEMINI, juga kepada Prof. Wielandt. Terima
kasih juga ditujukan kepada SZGRF (Seismologisches Zentralobservatorium Gräfenberg) yang telah menyediakan data seismogram untuk riset ini dan juga software-software pelengkapnya. Gambar-gambar dalam paper ini dituliskan dengan software PGPLOT dn GMT. Riset ini didanai oleh Dana DIKTI no. 019/SP3/PP/DP2M/II/2006. DAFTAR ACUAN Bulland, R. dan Chapman, C. (1983), ‘Travel Time Calculation’, BSSA, 73, pp. 1271-1302. Dalkolmo, J. (1993), ’Synthetische Seismogramme Fuer Eine Sphaerisch Symmetrische, Nichtrotierend Erde Durch Direkte Berechnung Der Greenschen Funktion’, Diplomarbeit, Inst. Fuer Geophys., Uni. Stuttgart. Dziewonski, A.M. dan Anderson, D.L. (1981), ‘Preliminary Reference Earth model’, Phys. of the Earth and Plan. Int., 25, pp. 297-356. Engdahl, E.R. dan Gubbins, D. (1987), ‘Simultaneous Travel Time Inversion for Earthquake Location and Subduction ZoneStructure in the Central Aleutian Islands’, Journ. Geophys. Research, 92, B1, pp. 13.85513.862. Friederich W. (1997), Regionale, Dreidimensionale Strukturmodelle des Oberen Mantel Aus Der Wellentheoritischen Inversion Teleseismischer Oberflaechenwellen, Berichte Des Instituts Fuer Geophysik Der Universitaet Stuttgart, 9. Friederich, W. dan Dalkolmo, J. (1995), ‘Complete Synthetic Seismograms for a Spherically Symmetric Earth by a Numerical Computation of the Green's Function in the Frequency Domain’, Geophys. J. Int., 122, pp. 537-550. Gubbins, D. (1990), Seismology and Plate Tectonics, Cambridge University Press, Cambridge. Kennett, B.L.N. (1991), IASPEI 1991, Seismological Tables, Research School of Earths Sciences, Australian National University. Souriau, A. dan Poupinet, G. (1991), ‘A Study of the Outermost Liquid Core using Differential Travel Times of the SKS, SKKS and S3KS Phases’, Phys. of the Earth and Plan. Int., 68, Issue 1-2, pp. 183-199. Wysession, M.E., Valenzuela, R.W., Zhu, A. dan Bartkó, L. (1995), ‘Investigating the Base of the Mantle using Differential Travel Times’, Phys. of the Earth and Plan. Int., 92, Issue 1-2, pp. 67-84. Diterima: 28 Maret 2005 Disetujui untuk diterbitkan: 23 Agustus 2006 Vol. 17, No. 3, Agustus 2006 - Majalah IPTEK
