STRUKTUR KECEPATAN GELOMBANG S DI BAWAH INDONESIA MELALUI ANALISIS SEISMOGRAM GEMPA-GEMPA BUMI DI SEKITAR INDONESIA PADA STASIUN OBSERVASI UGM

134

MAKARA, SAINS, VOLUME 12, NO. 2, NOVEMBER 2008: 134-145

STRUKTUR KECEPATAN GELOMBANG S DI BAWAH INDONESIA MELALUI ANALISIS SEISMOGRAM GEMPA-GEMPA BUMI DI SEKITAR INDONESIA PADA STASIUN OBSERVASI UGM Bagus Jaya Santosa Program Studi Geofisika, Fisika, FMIPA, Institut Teknologi Sepuluh November, Surabaya 60111, Indonesia E-mail: [email protected]

Abstrak Perbandingan seismogram antara seismogram terukur dengan sintetik-sintetiknya telah dilaksanakan di stasiun observasi UGM, dimana seismogram dieksitasi oleh gempa-gempa yang terjadi di PNG, Sumbawa, Selat Sunda, dan sekitar Sulawesi Utara Jalan-jalan gelombang dari hiposenter gempa-gempa ini ke UGM memberi kesempatan untuk memahami struktur bumi di sepanjang daerah depan bidang subduksi. Perhitungan seismogram sintetik memerlukan input berupa model bumi, keterangan solusi Centroid Moment Tensor (CMT) gempa dan lokasi stasiun observasi, dan juga response file menurut tanggal di stasiun observasi. Perbandingan dan pengepasan pada gelombang permukaan menunjukkan bahwa anomali kecepatan di lithosfer bersifat negatif di daerah dekat bidang subduksi, namun menjadi positif untuk daerah depan bidang subduksi yang lebih utara. Namun dengan memperhatikan waveform gelombang permukaan Love didapatkan, bahwa waveform ini bersifat peka terhadap perubahan ketebalan kulit bumi, sedangkan waveform Rayleigh tidak peka. Heterogenitas tidak terjadi semata di lithosfer, namun juga terjadi di lapisan-lapisan mantel bumi yang lebih dalam, hingga Core Mantle Boundary (CMB). Koreksi yang berbeda-beda diperlukan untuk mendapatkan pencocokan pada gelombang sekunder S, tetapi juga pada gelombang-gelombang dalam dan repetisinya. Struktur bumi sebagai hasil dari riset ini berbeda dari hasil seismolog lain, dimana mereka menggunakan metoda yang didasarkan pada inversi atas data waktu tempuh gelombang ruang dan analisis dispersi pada gelombang permukaan.

Abstract Seismogram Analysis of Earthquakes Around Indonesia In UGM Observational Station: S Velocity Structure. The seismogram comparison between the measured and synthetics seismogram has been carried out in observation station of UGM, where the seismograms are excited by earthquakes that occurred at North Sumatra, Sumbawa, Sunda Strait, around North Celebes and PNG. The ray paths from earthquake's hypocenter to UGM give opportunity to understand the earth structure alongside the front area of subduction zone. The calculation of synthetic seismogram needs input in the form of earth model, the Centroid Moment Tensor (CMT) solution of the earthquake and location of observation station, as well as the relevant date file response of the observation station. Waveform comparison and fitting at surface wave indicate that speed's anomalies in the lithosphere have negative character in front area of subducted zone, but become positive for northern area of subduction zone. By paying attention to waveform of Love surface wave, it is obtained, that this waveform are sensitive to the change of earth crust thickness, while Rayleigh waveform is not sensitive. Heterogeneity is not only occurred in the lithosphere, but also in deeper earth layers, until Core Mantle Boundary (CMB). Different corrections are needed to make the fitting at S secondary wave, but also at depth wave and its repetitions. The result of this research shows that the research area, which is located in the front of subduction zone has anomalies at S speed of at deeper earth layers which than the lithosphere. The earth structure as the result of this research differs from the other seismological results, where they used the methods, which are based on inversion of arrival time data of body wave and dispersion analysis on surface wave. Keywords: Subduction zones, love waveform, Moho depths, and S velocity model from upper mantle till CMB

teratas dan terbawah tersebut adalah lapisan mantel (tersusun atas mantel atas dan bawah), dimana lapisan mantel ini diperdebatkan sebagai faktor yang paling penting dalam memahami terjadinya gempa-gempa yang besar.

1. Pendahuluan Bumi tersusun atas beberapa lapisan. Lapisan yang paling luar disebut sebagai kulit bumi, dan yang terdalam adalah inti bumi. Di antara kedua lapisan

134


Lithosfer adalah bagian yang tersusun atas kulit bumi dan 100 km ketebalan mantel teratas bersama. Benuabenua dan lautan-lautan semuanya terletak di atas lithosfer ini. lempeng-lempeng benua dan lautan ini mengambang di atas mantel yang quasi plastis. Arusarus konveksi dalam lapisan mantel teratas merupakan gaya-gaya utama yang mengontrol terjadinya gerakangerakan lempeng dan oleh karena itu merupakan latar belakang terjadinya gempa bumi. Lapisan mantel terbawah yang terletak paling dekat dengan inti bumi bersifat panas dan cair, dan lapisan mantel ini adalah yang paling panas. Panas dari bagianbagian mantel bawah ini merambat ke atas melalui lapisan-lapisan bumi (seperti udara panas di atmosfer), hingga mencapai lithosfer. Di sini, panas ini tidak dapat merambat lebih jauh dan kemudian merambat sepanjang kulit permukaan bumi. Ketika panas ini merambat naik, mengalami pendinginan dan setelah mencapai sebuah titik di permukaan kulit bumi, yaitu hot spot di lautan, dan membentuk kerak lautan yang muda dan mendesak kerak-karak lautan yang tua ke arah benua hingga bertubrukan dengan kulit benua, mulai mengalir kembali ke bawah, membawa serta bagian-bagian tua dari lempeng Lautan, yang menunjam balik ke dalam mantel, yang terjadi di sepanjang palung lautan dalam (trench) di zona-zona subduksi. Dengan demikian konveksi menghasilkan perputaran lapisan mantel yang sangat lambat. Pergerakan mantel sangatlah lambat, sebanding dengan panjang waktu yang diperlukan kuku tumbuh, tetapi ini dapat menyebabkan gerakan-gerakan besar antara dua lempeng-lempeng bumi berdampingan. Gerakan ini dapat menghasilkan sejumlah energi dan tegangantegangan yang sangat besar, sehingga mampu mematahkan kulit bumi sepanjang bidang-bidang patahan -- dan oleh karena itu membangkitkan gempagempa bumi yang besar. Jika dua lempeng berjajar bertumbukan, kulit bumi lautan cenderung untuk menunjam di bawah lempeng benua yang lain, karena batuan pembentuk kerak lautan (basaltik) memiliki rapat jenis yang lebih tinggi daripada batuan kerak benua (granitik). Porsi lempenglempeng individual yang menunjam hingga ke dalam mantel dan di bawah kedua lempeng berjajar disebut sebagai bidang-bidang subduksi. Karena bidang-bidang subduksi menjadi lebih dingin dan massanya menjadi lebih rapat daripada mantel bumi di sekelilingnya, mereka cenderung untuk tenggelam ke bawah sebagai bidang subduksi, dan mengangkat lempeng-lempeng benua di atasnya, membentuk pegunungan di shelf benua, yang dikenal, misalnya Pulau Jawa dan Sumatra yang terbentuk akibat tumbukan antara lempeng Hindia dengan lempeng Euroasia.

135

Indonesia tersusun atas tiga lempeng yang saling bertumbukan, yaitu lempeng Lautan Hindia dan lempeng Sunda, yang bertumbukan sepanjang palung Jawa dan Sumatra, lempeng Sunda Kecil (Sulawesi dan sekitarnya) dan lempeng Sahul (Laut Arafuru dan Irian). Pertumbukan lempeng-lempeng kecil ini menghasilkan bidang subduksi dan patahan-patahan, pada bidangbidang pertumbukan ini terjadi gempa-gempa bumi. Beberapa seismogram dari gempa-gempa bumi yang terjadi di Indonesia akan dianalisis, yang direkam di stasiun UGM. Menurut Engdahl & Gubbins [1], pada daerah subduksi, karena terjadi tumbukan antara lempeng lautan dengan tepian lempeng kontinent, struktur tanah yang mengalami pemampatan (sisi lempeng lautan) akan menunjukkan anomali kecepatan positif [2]. Sedangkan di daerah kontinental sebaliknya akan mengalami anomali kecepatan negatif. Struktur kecepatan seperti ini didapatkan dengan menginversikan data waktu tempuh gelombang P [3]. Jarak episentral gempa-gempa bumi Indonesia yang digunakan dalam analisis seismogram di stasiun UGM adalah kecil, sehingga sulit untuk mengukur waktu tempuh gelombang S dengan akurasi yang memadai. Pengukuran secara langsung tidaklah mudah, karena jarak antara waktu tiba gelombang P, S dan gelombang permukaan sangat pendek, sedangkan amplitudo gelombang S jauh lebih kecil daripada gelombang permukaan. Oleh karena itu pada jarak episentral kecil gelombang S umumnya tenggelam dalam amplitudo gelombang permukaan, sehingga penentuan waktu tiba gelombang ini menjadi sulit untuk diukur secara akurat. Struktur bumi di daerah subduksi dan di depan subduksi Alaska telah diteliti melalui catatan waktu tiba fase gelombang [1]. Melalui teori inversi atas data-data waktu tempuh fase gelombang utama, seperti P, didapatkan struktur bumi regional yang lebih detil di bawah daerah investigasi tersebut, dibandingkan model bumi global [4,5]. Daerah subduksi Jawa dan Sumatra juga telah diteliti dengan metoda yang juga didasarkan pada data-data waktu tempuh [3]. Riset seismologi yang lain pada daerah tektonik ini juga telah dilaksanakan dengan basis data berupa analisis dispersi pada gelombang permukaan [6]. Dalam artikel ini daerah penelitian yang sama seperti Widiyantoro et al. [3] akan diteliti ulang melalui analisis seismogram komplet tiga komponen. Yang menjadi pertanyaan adalah, apakah di depan daerah subduksi Jawa dan Sumatra yaitu Kepulauan yang terletak di depan bidang subduksi memiliki anomali kecepatan negatif, sebagaimana telah diinterpretasikan sebelumnya, lihat Gambar 1. Hipotesa yang diajukan oleh Widiyantoro [3] adalah, daerah subduksi pada sisi lempeng lautan memiliki anomali positif. Ini disebabkan

136


Gambar 1. Stuktur kecepatan P di daerah tektonik Indonesia [3]

dalam proses tektonik, sisi lautan mengalami kompresi, yang mengakibatkan bertambahnya nilai kecepatan di lempeng tersebut. Sementara pada lempeng Sumatra digambarkan dengan anomali kecepatan negatif, karena lempeng ini mengalami dekompresi, sehingga terangkat ke atas

2. Metode Penelitian Data seismogram dapat diperoleh dari Databank Center SZGRF dan IRIS, 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 vertikal Z, lokal pada kedudukan stasiun penerima, dikenal sebagai kanal dengan akhiran –E, –N.& –Z). 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 2. Pengubahan arah diperlukan untuk memisahkan gelombang dalam ruang 3-dimensi menjadi komponenkomponen penjalaran gelombang dalam mode gelombang P-SV dan SH. Pertama dalam penelitian ini harus dijalankan program komputer untuk melaksanakan perhitungan atas waktu tempuh sintetik fase-fase gelombang ruang utama, yaitu program TTIMES, yang diperoleh dari halaman web: www.orfeus-eu.org.

Sedangkan untuk memproduksi seismogram sintetik dari gempa tersebut di stasiun observasi digunakan program yang berbasis metoda GEMINI (Green's function of the Earth by MINor Integration) [7,8]. Program GEMINI menghitung minor dari fungsi-fungsi Green's atas suatu model bumi dan untuk suatu kedalaman sumber gempa tertentu [9]. di mana fungsifungsi 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, 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, diperlukan sebuah model bumi sebagai input awal. Ada beberapa model bumi diantaranya IASPEI91 dan PREMAN. Sebagai model bumi input, data harus mengandung parameter elastik secara lengkap, yaitu meliputi rapat massa, kecepatan penjalaran gelombang kompresi dan shear, redaman P dan S dari batuan penyusun struktur bumi. Parameter


Tabel 1. Daftar gempa-gempa bumi yang dianalisis di UGM

Gempa Bumi

Bujur Timur

Lintang

Magnitudo Gempa (skala Richter)

C040599A

149.57

-5.59

6.2

C051099C

150.88

-5.16

6.8

B120202D

126.39

1.51

5.7

C022399D

119.54

0.2

5.8

C102900C

153.95

-4.77

6.1

C112998B

124.89

-2.07

6.5

C100602F

118.34

-8.2

5.8

C101096F

97.94

3.44

5.7

C102500D

105.63

-6.55

6.3

137

1. Dalam Gambar 2 terlihat, ada empat gempa yang jalan gelombangnya hampir berimpit pada sisi timur stasiun UGM dan dua gempa di sisi barat. Medium jalan gelombang dari kedua jalan gelombang yang berimpitan, berada di sisi depan daerah subduksi palung Jawa Selatan. Telah dicoba untuk mencari gempa yang terjadi di sebelah utara UGM, namun tidak ditemukan satupun gempa yang tercatat oleh ISC (International Seismological Center).

3. Hasil dan Pembahasan Pertama kita analisis seismogram gempa bumi C040599A, PNG yang direkam di stasiun UGM. Dalam tiap gambar tersusun atas tiga kurva, dimana kurva penuh adalah seismogram terukur, kurva titik-titik adalah yang dibangun dari model bumi global PREMAN, dan kurva garis-titik adalah yang dibangun dari model bumi dikoreksi. Analisis pertama adalah pada seismogram yang dibangkitkan oleh gempa C040599A di New Brittain, PNG dan direkam di stasiun UGM, seperti diilustrasikan dalam Gambar 3. Gambar 3 menunjukkan pencocokan pada berbagai fase gelombang S dan repetisi gelombang dalam dan juga gelombang permukaan Love dan Rayleigh. Dapat dilihat, gelombang Love ternyata sangat peka pada sistim perlapisan bumi di kulit bumi dan juga pada kedalaman Moho. Ini dapat kita lihat pada Gambar 3a yang menunjukan pencocokan pada panjang osilasi pada gelombang Love, Love terukur memiliki 5 osilasi, sedangkan seismogram sintetik dari model bumi dikoreksi juga memiliki jumlah osilasi yang sama, namun dengan amplitudo yang lebih lemah. Ini diperoleh dengan mengubah ketebalan kulit bumi menjadi 38 km, lihat kotak pada sisi kanan Gambar 3a yang paling atas.

Gambar 2. Proyeksi sinar gelombang dari episenter gempa-gempa bumi ke stasiun observasi UGM

elastik dalam model bumi IASPEI91 tidaklah selengkap parameter elastik dalam model bumi PREMAN (versi vertikal anisotropik dari PREM), sehingga model bumi IASPEI91 tidak dipakai sebagai input awal, meskipun model ini lebih baru daripada model bumi PREMAN. Pada perbandingan seismogram terukur dengan sintetik, yang dibangun dari model bumi standar PREMAN, menunjukkan bahwa simpangan adalah sangat signifikan. Untuk menyelesaikan problem dan mendapatkan pencocokan seismogram, dilakukan perubahan pada ketebalan kulit bumi [10], gradien kecepatan βh [10], dan besar koefisien awal fungsi polinomial kecepatan β di tiap lapisan bumi. Daftar gempa-gempa bumi yang seismogramnya dianalisis pada stasiun UGM ditampilkan dalam Tabel

Menurut keterangan ISC (International Seismology Catalog), gempa ini terjadi pada kedalaman 150 km, cukup dalam. Oleh karena itu beberapa gelombang dalam langsung dan yang merambat pertama ke atas menuju permukaan bumi dan kemudian terpantul dan menjalar seperti gelombang dalam, misalnya masingmasing adalah ScS dan sScS, yaitu gelombang ScS yang terpantul oleh CMB satu kali. Gelombang-gelombang tersebut memiliki beda lintasan sepanjang dua kali kedalaman sumber gempa, oleh karena itu waveform ScS dan sScS akan berinterferensi, sehingga fase gabungan gelombang-gelombang tersebut akan tampak seperti lebih panjang, lihat Gambar 3b. Gambar 3c menyajikan pencocokan seismogram pada gelombang ScS repetisi, sebanyak masing-masing dua dan tiga kali. Pencocokan fase gelombang dalam ini diperoleh dengan memberikan koreksi positif pada struktur kecepatan S di daerah mantel bawah dekat CMB.

138


Gambar 3. Pencocokan seismogram C040599A, New Brittain di UGM pada gelombang S, Love dan Rayleigh, juga pada gelombang dalam ScS2 dan ScS3

Selanjutnya dianalisis seismogram di UGM dari gempa bumi C051099C, New Britain Region, yang terletak masih di dekat dengan hiposenter gempa sebelumnya. Gambar 4 menyajikan pencocokan gelombang pada berbagai gelombang ruang dan gelombang permukaan. Gambar 4b menunjukkan pencocokan yang bagus pada gelombang ruang S, SS dan gelombang permukaan Love dan Rayleigh pada ketiga komponen Kartesian secara simultan. Untuk mendapatkan pencocokan gelombang Love dengan memperhatikan waveform, kedalaman Moho harus diubah menjadi 40 km, dimana gelombang Love bereaksi dengan sangat baik, meskipun tinggi gelombang pada osilasi-osilasi akhir, waveform sintetik memberikan amplitudo yang lebih lemah. Pencocokan yang bagus juga ditunjukkan pada simulasi tinggi amplitudo dan waktu tiba yang lebih pas pada gelombang Rayleigh pada dua maksimum pertama. Koreksi positif pada nilai kecepatan α dan dengan ketebalan kulit bumi ini, memberikan pencocokan bagus pada gelombang P dan repetisinya. Pencocokan ini dicapai dengan sangat baik, seperti ditunjukkan oleh Gambar 4a. Struktur kecepatan S dan P telah dikoreksi hingga CMB (Core Mantle Boundary), hasil koreksi ini juga membawa fitting yang bagus pada gelombang ScS2 dan ScS3, sebagaimana ditampilkan dalam gambar 4c dan 4d. Gambar 5a menunjukkan pengepasan seismogram pada berbagai fase gelombang S, dari gempa bumi C102900C yang terjadi di Region New Ireland yang data seismogramnya direkam di stasiun UGM. Pusat gempa terletak juga dekat dengan hiposenter-hiposenter gempa-gempa sebelumnya. Garis titik-titik dalam gambar menunjukkan bagaimana seismogram sintetik

yang dihasilkan, jika model bumi antara hiposenter gempa dan stasiun UGM diandaikan sebagai lautan. Terlihat gelombang permukaan Love dan Rayleigh dari model lautan memberikan waktu tiba yang lebih cepat dari pada fase sepadannya dalam seismogram terukur, terlebih pada gelombang Rayleigh, walaupun perbedaan pada gelombang Love juga masih besar. Koreksi struktur kecepatan S dari kulit bumi hingga mantel bawah memberikan pencocokan yang bagus sekali pada fase gelombang S dan SS, di ketiga komponen ruang secara bersamaan, dapat dilihat sebagai kurva garis putus yang hampir berimpit dengan kurva garis penuh (data terukur). Namun hanya waktu tiba gelombang permukaan Love dan Rayleigh saja yang dapat dicocokan dengan baik, sementara tinggi amplitudo dan jumlah osilasi sulit diraih secara bersamaan, pencocokan hanya diperoleh pada dua osilasi pertama di gelombang Rayleigh. Sedangkan Gambar 5b menunjukkan hasil pencocokan pada gelombang ScS2, setelah model kecepatan S diubah dari kulit bumi kebawah hingga mantel bawah. Setelah diperbandingkan seismogram-seismogram dari gempa-gempa bumi yang terjadi sisi timur jauh stasiun UGM, kita bandingkan seismogram dari gempa bumi C100602F yang terjadi di Sumbawa, juga di sebelah timur UGM namun dengan jarak yang lebih dekat. Pada Gambar 6 dapat dilihat, perbandingan seismogram riil dengan sintetiknya yang dibentuk dari model bumi PREMAN dan model dikoreksi. Seismogram sintetik dari PREMAN memberikan gelombang S sintetik yang datang sedikit lebih awal. Karena jarak episentral kecil, gelombang S bersambung dengan gelombang Love, dimana Love sintetik dari PREMAN juga datang lebih


139

Gambar 4. Pencocokan seismogram C051099C, New Brittain di UGM pada gelombang P, S, Love dan Rayleigh, juga pada gelombang dalam ScS2 dan ScS3

awal dan dengan amplitudo yang juga lebih kecil. Oleh karena itu, koreksi yang diterapkan untuk kedatangan yang lebih awal adalah dengan harga negatif, namun ini semata tidak dapat membangun tinggi amplitudo yang serupa. Melalui perubahan ketebalan kulit bumi didapatkan pengepasan tinggi amplitudo yang lebih baik. Faktor ini belum dimanfaatkan dalam menganalisis seismogram, ketika dilaksanakan dengan menginterpretasikan data waktu tempuh ataupun data analisis dispersi pada gelombang permukaan disajikan dalam Gambar 7a dan 7b. Gempa bumi C102500D, hiposenternya terletak di sebelah timur dri gempa C062702C sebelumnya. Gambar 8a menunjukkan, bahwa koreksi dengan nilai negatif diperlukan pada

struktur kecepatan βh di lapisan mantel atas dan kulit bumi untuk mendapatkan pencocokan pada gelombang Love, namun diperlukan koreksi positif pada lapisan mantel di bawahnya supaya didapatkan pencocokan pada fase gelombang S repetisi yang datangnya hampir sedikit di depan gelombang Love, dengan amplitudo besar di komponen r. Ini bukan gelombang Rayleigh semata, karena gelombang Rayleigh merambat lebih lambat daripada gelombang Love. Pencocokan yang bagus diperoleh hingga osilasi akhir gelombang Rayleigh. Koreksi pada kecepatan β dengan nilai positif diperlukan pada lapisan mantel bawah, karena gambar 8b dan 8c menunjukan bahwa gelombang ScS dan repetisinya, yang dihitung dari model bumi PREMAN,

140


datang lebih lambat daripada ScS riil. Karena perambatan gelombang dalam ini menembus semua lapisan bumi, dari kulit hingga mantel bawah, sehingga pada lapisan mantel di bawah lithosfer harus dikoreksi dengan anomali positif. Kedua gempa-gempa bumi C102500D dan C062702C yang terletak di selat Sunda menunjukkan, bahwa medium bumi yang terletak di depan daerah subduksi ternyata memang memiliki anomali kecepatan negatif pada lapisan lithosfer, seperti yang diinterpretasikan

oleh Widiyantoro [3], namun pada lapisan-lapisan yang lebih dalam memiliki anomali juga bersifat positif. Gempa bumi C101096F yang terjadi di Sumatra Utara dan seismogramnya direkam di UGM, kemudian diperbandingkan dan disajikan dalam Gambar 9. Lintasan gelombang antara hiposenter dan stasiun observasi terletak di daerah depan bidang subduksi Jawa dan Sumatra. Daerah perambatan gelombang terletak di utara jalan gelombang dua gempa-gempa sebelumnya. Perbandingan seismogram menunjukkan bahwa hanya

Gambar 5. Pencocokan seismogram C102900C Pulau New Ireland di UGM pada gelombang S, Love dan Rayleigh, juga pada gelombang dalam ScS

Gambar 6. Pengepasan seismogram C100602F Sumbawa pada stasiun UGM


141

Gambar 7. Pencocokan seismogram C062702C Selat Sunda di UGM pada gelombang S, Love dan Rayleigh, juga pada gelombang dalam ScS

Gambar 8. Pencocokan seismogram gempa C102500D, Selat Sunda di UGM pada gelombang S, Love dan Rayleigh, juga pada gelombang dalam ScS dan ScS2

gelombang Love yang dapat dianalisis dengan jelas, sedangkan gelombang Rayleigh tidak dapat disimulasikan dengan baik. Ini berarti solusi CMT yang diumumkan oleh Universitas Harvard, USA mengandung kekurang-lengkapan, karena model bumi yang digunakan untuk menghitung solusi CMT tidak mengandaikan heterogenitas dalam ketebalan kulit bumi dan lithosfer. Pencocokan seismogram dari gelombang ruang S hingga gelombang permukaan Love menunjukkan, bahwa koreksi yang diperlukan untuk mencocokkan seismogram berharga positif. Ini berbeda dengan

pengamatan pada dua gempa-gempa bumi sebelumnya, yang menyatakan bahwa daerah depan subduksi memiliki anomali kecepatan negatif. Setelah kita analisis gempa-gempa bumi yang jalan gelombangnya ke UGM menyusuri daerah depan subduksi, selanjutnya kita analisis gempa bumi yang terletak di timur laut stasiun pengamat UGM, yaitu gempa-gempa bumi yang terletak di Minahasa, Laut Maluku dan Seram, dimana jalan-jalan gelombang dari gempa-gempa bumi ini melintas hampir tegak lurus terhadap daerah subduksi.

142


Gambar 9. Pencocokan seismogram C101096F di Sumatra Utara pada stasiun UGM

Gambar 10. Pencocokan seismogram C022399D di Minahasa di stasiun UGM pada gelombang S, Love dan Rayleigh dan ScSH

Lintasan gelombang dari hiposenter gempa C022399D, yang terjadi di Minahasa, ke UGM juga melintang terhadap daerah depan bidang subduksi. Perbandingan seismogram gempa C022399D di UGM, seperti ditunjukkan dalam Gambar 10, memberikan deskripsi, bahwa seismogram sintetik dari model PREMAN memberikan waveform yang lebih lambat daripada waveform riil. Ini berarti bahwa koreksi kecepatan juga berharga positif. Perhatikan lekukan pertama ke bawah pada gelombang SH juga disimulasikan dengan sangat baik oleh seismogam sintetik dikoreksi. Perhatian dengan lebih seksama menunjukan, bahwa perubahan kecepatan semata tak dapat menghasilkan perubahan signifikan pada tinggi amplitudo Love akhir. Ini dapat

dicapai dengan lebih baik jika ketebalan kulit bumi diubah menjadi 38 km, lihat kotak kanan atas. Pencocokan yang bagus juga diperoleh pada gelombang Rayleigh di komponen r dan z. Ini berarti koreksi positif berlaku untuk parameter kecepatan βh maupun βv. Lintasan gelombang dari gempa bumi B120202D, yang terjadi di laut Maluku ke UGM merupakan lintasan yang juga melintang terhadap bidang subduksi Jawa Selatan. Gambar 11a menunjukan, bahwa seismogram sintetik dari model bumi PREMAN memberikan diskrepansi yang nyata pada waveform semua ragam gelombang sekunder. Dapat dilihat, bahwa gelombang S datang lebih awal dan memiliki osilasi yang pendek.


143

Model bumi dikoreksi memberikan fitting yang sangat bagus pada gelombang SH hingga Love di komponen toroidal, walaupun tinggi amplitudo pada gelombang Love sintetik belum dapat mencapai ketinggian amplitudo Love riil.

waktu tiba yang lebih awal. Gambar 11b menunjukan pencocokan yang lebih baik pada gelombang dalam ScS di komponen t. Ini diperoleh dengan memberikan sedikit koreksi negatif pada struktur kecepatan β di dekat CMB.

Ini disumbangkan oleh kekurangan dalam penentuan solusi CMT, karena hanya gelombang ruang atau gelombang permukaan, namun dalam spektrum amplitudo yang digunakan sebagai data [9]. Pada komponen r dapat dilihat, bahwa seismogram dari model bumi dikoreksi juga memberikan fitting yang bagus, sedangkan model bumi PREMAN memberikan

Gambar 12 menunjukan perbandingan seismogram C022398D, Laut Seram di stasiun observasi UGM. Seismogram sintetik dari PREMAN pada komponen toroidal menunjukan kedatangan gelombang Love yang sedikit lebih awal daripada Love riil, sedangkan gelombang Rayleigh pada komponen r dan z dapat dilihat, bahwa selisih waktu tiba itu menjadi lebih besar.

Gambar 11. Pencocokan seismogram B120202D Laut Maluku di UGM pada gelombang S, Love dan Rayleigh, juga pada gelombang dalam ScS

Gambar 12. Pencocokan seismogram C022399D, Laut Seram di stasiun UGM pada gelombang S, Love dan Rayleigh

144


Untuk memperbaiki diskrepansi ini, nilai βh memerlukan koreksi negatif yang kecil, tetapi untuk βv diperlukan koreksi negatif yang besar. Tinggi amplitudo pada maksimum kedua dan ketiga gelombang Love dapat dicapai dengan lebih baik, jika ketebalan kulit bumi diubah menjadi 38 km. Hasil penelitian waveform atas seismogram-seismogram yang dibangkitkan oleh gempa-gempa bumi memberikan hasil yang berbeda dengan hasil penelitian seismologi lain di daerah yang sama, karena data yang mereka gunakan dalam analisis seismogram adalah data waktu tempuh [3] atau data dispersi pada gelombang permukaan [6]. Sedangkan riset ini menganalisis seismogram sepenuhnya dalam kawasan waktu dan ketiga komponen Kartesian. Data waktu tempuh atau dispersi merepresentasikan hanya sebagian kecil informasi yang terkandung dalam seismogram Perubahan ketebalan kulit bumi tidak mempengaruhi waveform Rayleigh secara nyata, pada frekuensi sudut 20 mHz. Sementara waveform Love menunjukkan kepekaan terhadap perubahan kulit bumi, dimana ini belum dimanfaatkan dalam penelitian struktur bumi dengan metoda-metoda analisis seismogram lainnya. Hasil-hasil riset ini menunjukkan bahwa setiap analisis seismogram gempa yang direkam oleh stasiun UGM, menunjukkan bahwa model bumi bersifat heterogen. Heterogenitas ini tidak terjadi semata di lithosfer, dengan ketebalan kulit bumi yang berbeda-beda, namun hingga CMB, sebagaimana ditunjukkan pada pengepasan fase gelombang dalam ScS dan repetisinya. Tabel 2 menyajikan secara kuantitatif kecepatan gelombang S pada berbagai lapisan-lapisan mantel bumi, model bumi PREMAN dibandingkan dengan model bumi dikoreksi antara hiposenter gempa bumi C040599A, New Brittain dan stasiun observasi UGM. Struktur kecepatan gelombang S pada berbagai gempa bumi lainnya dapat dilihat dengan memperhatikan kotak kecil di sebelah kanan pada masing-masing gambar. Kita dapat melihat bahwa anistropi vertikal terjadi pada semua lapisan-lapisan mantel bumi, tidak hanya di lapisan mantel atas, seperti dinyatakan dalam model bumi PREMAN. Gambar-gambar yang memuat tentang fase-fase gelombang dalam repetisi ScS2 dan ScS3, pencocokan diperoleh dengan mengubah βv di lapisan mantel dasar. Sedangkan perubahan pada βh tidak membawa perbaikan pada pencocokan gelombang dalam secara signifikan. Menurut Yu et al. [11] untuk mendapatkan pencocokan pada gelombang ScSH maka struktur kecepatan βh dekat CMB memiliki pengaruh yang kuat, seperti diilustrasikan dalam Gambar 3 – 8 & 10. Sedangkan riset ini menunjukkan sebaliknya, bahwa sensitivitas ScS2H kuat berasal dari βv dekat CMB.

Ketergantungan nyata gelombang ScS2 di komponen toroidal t pada βv di daerah mantel bawah ternyata belum banyak diketahui oleh seismolog lain. Hal lain yang juga belum diketahui adalah bahwa anisotropi vertikal terjadi pada lapisan-lapisan bumi hingga CMB, bukan hanya terjadi di lapisan mantel atas, seperti diandaikan dalam model bumi PREMAN. Implikasi dari hasil struktur bumi ini adalah menjadi bahan perdebatan bagi ahli-ahli batuan/mineral, bagaimanakah struktur mineral pada lapisan-lapisan bumi di daerah tektonik sesungguhnya. Setelah mengubah struktur kecepatan gelombang S dari lithosfer hingga CMB (Core Mantle Boundary) kini didapatkan kesesuaian yang bagus pada kedua fase gelombang, gelombang permukaan dan gelombang ScS dan repetisinya. Penggunaan stasiun dengan jarak episentral kecil untuk menganalisis gelombang dalam, hingga saat ini belum pernah dimanfaatkan oleh seismolog-seismolog lain. Para ahli seismolog lainnya menggunakan data seismogram, yang direkam oleh stasiun-stasiun observasi yang memiliki jarak episentral di atas 830, untuk mendapatkan selisih waktu tiba fase gelombang S-SKS, SKKS, SKIKS [12,13] guna meneliti struktur kecepatan β dekat CMB. Tabel 2. Struktur kecepatan gelombang S antara model bumi PREMAN dan model bumi dikoreksi anatar gempa bumi C040599A dengan stasiun observasi UGM. Koefisien-koefisien orde nol dan gradien kecepatan β di lapisan mantel atas juga ditunjukkan

PREMAN

C040599A – UGM

Radius βv βh (km) (km/s) (km/s)

η

βv βh (km/s) (km/s)

η

3480 6,9254 6,9254

1,0

6,8774 6,8754 0,9997

3630 11,1671 11,1671

1,0

11,1451 11,1421 0,9997

5600 22,3459 22,3459

1,0

22,4259 22,4259 1,0000

5701 9,9839 9,9839

1,0

10,0939 10,0639 0,9997

5771 22,3512 22,3512

1,0

22,4512 22,3912 0,9945

5971 8,9496 8,9496

1,0

9,0496 8,9996 0,9973

6151 5,8582 -1,0839 3,3687 5,8882 5,9583 1,0119 -1,4678 5,7176

-1,4678 -1,4278

6291 5,8582 -1,0839 3,3687 5,8882 5,9583 1,0119 -1,4678 5,7176

-1,4678 -1,4278

6346,6 3,9000 3,9000

1,0

3,9000 3,9500 1.0282

6356 3,2000 3,2000

1,0

3,2000 3,2500 1,0156

6371


4. Kesimpulan Telah dilaksanakan perbandingan seismogram antara seismogram terukur dengan sintetik-sintetiknya di stasiun observasi UGM, dimana seismogram dieksitasi oleh gempa-gempa yang terjadi di PNG, Sumbawa, Selat Sunda, Sumatra Utara, dan sekitar Sulawesi Utara. Jalan-jalan gelombang dari hiposenter gempa-gempa ini ke UGM memberi kesempatan untuk memahami struktur bumi di sepanjang daerah depan bidang subduksi dan melintas hampir tegak-lurus daerah bidang subduksi. Perbandingan dan pencocokan pada gelombang permukaan, menunjukkan bahwa anomali kecepatan di lithosfer bersifat negatif di daerah dekat bidang subduksi, namun menjadi positif untuk daerah depan bidang subduksi yang lebih belakang. Namun dengan memperhatikan waveform gelombang permukaan Love didapatkan, bahwa waveform ini bersifat peka terhadap perubahan ketebalan kulit bumi, sedangkan waveform Rayleigh tidak peka. Heterogenitas tidak terjadi semata di lithosfer, namun juga terjadi di lapisan-lapisan mantel bumi yang lebih dalam. Koreksi positif yang berbeda-beda diperlukan untuk membuat pencocokan pada gelombang sekunder S, tetapi juga pada gelombang-gelombang dalam dan repetisinya.

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 IRIS (International Seismological Network) yang telah menyediakan data seismogram untuk riset ini dan juga software-software pelengkapnya. Program utama dituliskan dengan software non-comersial Intel FORTRAN dan gambar-gambar dalam paper ini dituliskan dengan software PGPLOT dan GMT. Riset ini didanai oleh Dana Hibah Penelitian Dasar DIKTI no. 019/SP3/PP/DP2M/II/2006.

Daftar Acuan [1] E.R., D. Gubbins, , Journ. Geophys. Research, 92, B1 (1987) 13.855 — 13.862.

145

[2] D.Gubbins, Seismology and Plate Tectonics, Cambridge University Press, Cam-bridge, 1990. [3] S.Widiyantoro, G. Suantika, W. Triyoso, Subduction zone structure beneath Indonesia, IUGG 2003 Scientific Program, JSS06b-Posters, 2003. [4] A.M. Dziewonski, D.L. Anderson, Preliminary reference Earth model, Phys. of the Earth and Plan. Int., 25 (1981) 297 – 356. [5] B.L.N. Kennett, , Seismological Tables, Research School of Earths Sciences, ASPEI, Australian National University, 1991. [6] A. Okabe, S. Kaneshima, K. Kanjo, T. ohtaki, I. Purwana, Surface wave tomography for southeastern Asia using IRIS-FARM and JISNET data, Physics of The Earth and Plan. Int., 146, Issues 1-2, 101 – 112. [7] J. Dalkolmo, Synthetische Seismogramme fuer eine sphaerisch symmetrische, nichtrotierend Erde durch direkte Berechnung der Greenschen Funktion, Diplomarbeit, Inst. fuer Geophys., Uni. Stuttgart, 1993. [8] W Riederich, J. Dalkolmo, Geophys. J. Int., 122, (1995) 537 - 550. [9] D.S. Dreger, Time-Domain Moment Tensor INVerse Code (TDMT_INVC), The Berkeley Seismological Laboratory (BSL), report number 8511, 2002. [10] J.S. Bagus, Moeglichkeiten und Grenzen der Modellierung vollstaendiger langperiodischer Seismogramme, Doktorarbeit, Berichte Nr. 12, Inst. fuer Geophysik, Uni. Stuttgart, 1999. [11] J. Yu Gu, A.L. Lerner-Lam, A.M. Dziewonski, G. Ekström, Deep structure and seismic anisotropy beneath the East Pacific Rise, Earth and Planetary Science Letters (2005) 232, 259 – 272. [12] M. Wysession, T. Lay, J. Revenaugh, In: M. Gurnis, B. Buffett, K. Knittle, Wysession, M. (Eds.), The Core–Mantle Boundary. AGU, 1998, p. 273 – 297. [13] A. Souriau, G. Poupinet, 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. (1991) 68, 183 – 199.

STRUKTUR KECEPATAN GELOMBANG S DI BAWAH INDONESIA MELALUI ANALISIS SEISMOGRAM GEMPA-GEMPA BUMI DI SEKITAR INDONESIA PADA STASIUN OBSERVASI UGM

Recommend Documents