resume seismologi kel 3_2

8/10/2019 Resume Seismologi Kel 3_2

1/18

RESUME SEISMOLOGI

PENENTUAN HIPOSENTER DAN EPISENTER

Oleh:

Reditha Ayu Rositadewi

125090701111004

BIDANG MINAT GEOFISIKA

JURUSAN FISIKA

FAKULTAS MATEMATIKA DAN ILMU PENGETAHUAN ALAM

UNIVERSITAS BRAWIJAYA

MALANG

2014


2/18

PENGANTAR TENTANG GEMPA BUMI

Pengertian gempabumi

Gempa bumi adalah peristiwa bergetarnya bumi akibat pelepasan energi di dalam bumi

secara tiba-tiba berupa gelombang, sehingga efeknya dapat dirasakan sampai ke

permukaan yang ditandai dengan patahnya lapisan batuan pada kerak bumi. Akumulasi

energi penyebab terjadinya gempabumi dihasilkan dari pergerakan lempeng-lempeng

tektonik. Energi yang dihasilkan dipancarkan ke segala arah bumi.

GELOMBANG SEISMIK

Gelombang seismik adalah rambatan energi yang disebabkan gangguan di dalam kerak

bumi, karena adanya pergeseran atau ledakan. Gelombang yang menggambarkan perjalanan

energi melalui bumi yang padat.

Gelombang Badan (Body Wave)

Gelombang badan adalah gelombang yang menjalar dalam media elastik dan arah

perambatannya keseluruh bagian di dalam bumi. Berdasarkan gerak partikel pada

media dan arah penjalarannya gelombang dapat dibedakan menjadi gelombang P dan

gelombang S seperti yang tampak pada gambar.

Gambar (a) Penjalaran Gelombang P dan Penjalaran Gelombang S (Lilie, 1999)

Gelombang P

Gelombang P disebut juga gelombang longitudinal yaitu gelombang yang

arah getarannya sejajar dengan arah penjalarannya. Sedangkan gelombang S adalah

gelombang transversal dimana arah getarannya tegak lurus dengan arah penjalaran

gelombang.


3/18

Gambar Gelombang P (Elnashai & Sarno, 2008)

Gelombang S

Gelombang S disebut juga gelombang shear/ gelombang transversal.

Gelombang ini memiliki cepat rambat yang lebih lambat bila dibandingkan dengan

gelombang P dan hanya dapat merambat pada medium padat saja. Gelombang S

tegak lurus terhadap arah rambatnya.

Gambar Gelombang S (Elnashai & Sarno, 2008)

Gelombang Permukaan (Surface Wave)

Gelombang permukaan merupakan salah satu gelombang seismik selain

gelombang badan. Gelombang ini ada pada batas permukaan medium. Berdasarkan

pada sifat gerakan partikel media elastik, gelombang permukaan merupakan gelombang

yang kompleks dengan frekuensi yang rendah dan amplitudo yang besar, yang menjalar

akibat adanya efek free survace dimana terdapat perbedaan sifat elastik (Susilawati,

2008).

Gelombang permukaan mempunyai frekuansi lebih rendah dari gelombang

badan, sehingga sifat gelombang tersebut merusak. Gelombang ini akan semakin

melemah amplitudonya bila semakin masuk ke dalam medium. Ada beberapa tipe

gelombang permukaan, yakni gelombang Rayleigh dan gelombang Love.


4/18

Gelombang Rayleigh

Gelombang Rayleigh adalah jenis gelombang permukaan yang terjadi akibat

adanya interferensi antara gelombang tekan dengan gelombang geser secara

konstruktif. Gerakan partikel pada wavefront gelombang Rayleigh terdiri atas

kombinasi gelombang P dan SV pada bidang vertikal. Gelombang Rayleigh

merupakan salah satu jenis gelombang permukaan yang merambat pada medium

half space. Karakteristik lain dari gelombang Rayleigh adalah amplitudonya

menurun atau berkurang secara eksponensialterhadap kedalaman di bawah

permukaan. Umumnya memiliki frekuensi rendah dengan spektrum yang tidak

tajam. Gelombang Rayleigh merupakan jenis gelombang permukaan yang dapat

mencitrakan struktur bawah permukaan dengan mudah yang diaplikasikan pada

karakterisasi geoteknik. Sebab, gelombang Rayleigh mempunyai sifat yang unik,

yaitu setiap perambatan gelombang yang melewati batas lapisan material bumi

akan mengalami dispersi (Sholihan, 2009)

Gambar 1. Gelombang Rayleigh (Elnashai & Sarno, 2008)

Gelombang Love

Gelombang Love merupakan gelombang permukaan yang menjalar dalam

bentuk gelombang transversal yang merupakan gelombang S horizontal yang

penjalarannya paralel dengan permukaannya (Galladah & Fisher, 2009)

Gambar 2. Gelombang Love (Elnashai & Sarno, 2008)


5/18

ENERGI GEMPABUMI

Energi gempa bumi dapat ditaksir dari pengamatan makroseismik. Gelombang seismik

merupakan bentuk energi yang paling mudah dideteksi yaitu dengan cara pencatatan

pada alat.

Energi gempa bumi dapat dibedakan berdasarkan sumbernya, yaitu sumber alami berarti

sumbernya dari alam dan sumber buatan yang berarti sumbernya dibuat oleh manusia.

Kekuatan gempa disumbernya dapat juga diukur dari energi total yang dilepaskan oleh

gempa tersebut. Energi yang dilepaskan oleh gempa biasanya dihitung dengan

mengintegralkan energi gelombang, misal gelombang badan dan seluruh luasan yang

dilewati gelombang, dimana bola untuk gelombang badan dan silinder untuk gelombang

permukaan. Sehingga secara tidak langsung, perhitungan energi yang dilepaskan gempa,

berarti mengintegralkan energi keseluruhan ruang dan waktu.

TRAVEL TIME

Waktu tempuh adalah waktu yang dibutuhkan oleh gelombang gempa untuk menjalar

dari hiposenter ke stasiun pencatat. Ditentukan dari waktu tiba (arrival time) dikurangi

origin time.

Informasi tentang bagian-dalam bumi didasarkan pada struktur kecepatan penjalaran

gelombang P dan gelombang S. Untuk menentukan kecepatan ini, kedudukan episenter

dan origin time serta waktu tempuh gelombang gempa tersebut harus diketahui secara

akurat.

Dalam tomografi waktu tempuh (travel time) gelombang seismik, input yang biasa

digunakan dalam inversi adalah waktu tunda dari gelombang tersebut (baik gelombang P

maupun S).

Waktu tunda adalah selisih antara waktu tempuh yang diamati (observed) dan waktu

tempuh yang dihitung (calculated) pada model kecepatan bumi tertentu. Waktu tempuh

yang diamati (observed) ditentukan dari pembacaan (picking) waktu tiba suatu

gelombang pada seismogram.

Waktu tempuh yang dihitung (calculated) adalah waktu tempuh sintetik berdasarkan

model kecepatan bumi yang digunakan (biasanya model 1D).

Dengan menggunakan kurva travel time yang merupakan kurva hubungan antara travel

time dan jarak episenter ke stasiun pencatat, dapat memberikan gambaran variasi


6/18

kecepatan pada kerak bumi secara radial. Dari kurva tersebut dapat diperoleh gradien

kecepatan pada interval kedalaman tertentu .

Pada gambar di bawah terlihat adanya 2 kurva travel time. Gambar sebelah kanan

merupakan contoh kurva travel time untuk memahami konsep gelombangnya, sedangkan

gambar sebelah kanan meninjukkan kurva travel time yang sebenarnya dimana dalam 1

kejadian gempa gelombang yang terbentuk sangat banyak.

Gambar kurva travel time

PENENTUAN HIPOSENTER DAN EPISENTER

Hiposenter adalah titik awal terjadinya gempabumi dimana focus (bagian dalam bumi).Kedalaman sumber gempabumi adalah jarak hiposenter dihitung tegak lurus dari

permukaan bumi.

Jarak tempuh gelombang P dan S dari pusat gempa ke stasiun adalah = (1a) = (1b) Secara matematis hubungan antara jarak tempuh (D) dan S-P adalah


7/18

= (2)Dimana

=

Dimana k merupakan koefisien jarak dan nilai tetapan dari konstanta Omori, Vp dan Vs

adalah kecepatan gelombang primer dan sekunder, to adalah waktu terjadinya gempa

bumi, sedangkan tp dan ts adalah waktu tiba gelombang primer dan sekuder.

Terdapat hubungan linier antara D dan S-P yaitu pada persamaan (2). Semakin besar

harga dari S-P maka semakin jauh sumber gempa tersebut, tetapan k disebut sebagaitetapan Omori yang bergantung pada kecepatan Vp, Vs atau Vp/Vs.

Episenter adalah titik di permukaan bumi yang merupakan refleksi tegak lurus dari

Hiposenter atau fokus gempabumi. Lokasi Episenter dibuat dalam sistem koordinat

kartesian bola bumi atau sistem koordinat geografis dan dinyatakan dalam derajat lintang

dan bujur.

Untuk menentukan lokasi sumber gempabumi diperlukan data waktu tiba gelombang

seismik dengan sekurang kurangnya 4 data waktu tiba gelombang P. Selain itu juga

diperlukan data posisi stasiun yang digunakan dan model kecepatan gelombang seismik.


8/18

METODE SINGLE STATION

Merupakan salah satu pengolahan data gempa dengan menggunakan satu station pencatat

gempa.

Metode ini menentukan parameter gempa bumi dari catatan seismograf pada satu stasiun

yang menggunakan seismometer tiga komponen. Satu komponen vertikal: Z dan dua

komponen horizontal: North-Southdan EastWest.

Komponen vertikal digunakan untuk menentukan kedalaman. Sedangkan 2 komponen

horisontal untuk menentukan episenternya

Hal yang terpenting pada metoda single-station adalah particle motion (lokus), yaitu

gerakan tanah akibat gempa yang tercatat oleh seismometer. Amplitudo pada gerakan

awal sinyal gempa yang tercatat pada masing-masing komponen dapat menentukan dari

mana arah pusat gempa. Secara sederhana dapat ditentukan arah episenter

menggunakan metode grafis.

DIAGRAM WADATI

Ditemukan oleh Profesor Kiyoo Wadati

Diagram wadati merupakan teknik grafis untuk menentukan origin time (waktu

terjadinya gempa).

Beda waktu tiba gelombang P dan S (ts-tp) diplot terhadap waktu tiba gelombang P.

Kemudian ditarik garis lurus yang mewakili sebagian besar titik yang sudah diplot

tadi hingga memotong sumbu x (komponen tp).

Karena di hiposenter ts-tp akan menjadi nol, maka titik potong garis lurus dalam

diagram wadati dengan sumbu tp adalah pendekatan waktu terjadinya gempa (to).


9/18

Setelah to ditentukan, jarak episenter dari setiap stasiun dapat dihitung dengan

mengalikan waktu tempuh gelombang P dengan kecepatan gelombang rata-ratanya. =

Titik episenter harus terletak di atas suatu setengah bola bawah yang beradiusDiyangberpusat pada stasiun ke i.

METODE MULTIPLE STATION

Dapat digunakan untuk kasus tiga stasiun serta diturunkan dari anggapan bahwa

gelombang seismik merambat dalam medium homogen isotropis, sehingga kecepatan

kecepatan gelombang tetap dalam penjalarannya.

Pada penentuan episenter dan hiposenter dibutuhkan hasil rekaman gempa, yaitu

waktu tiba gelombang P, waktu tiba gelombang S pada tiap stasiun.

Selisih waktu tiba kedua gelombang (S-P) akan terus bertambah sebanding dengan

bertambahnya jarak tempuh (D) kedua gelombang tersebut. Hubungan yang lebih

jelas dapat dilihat pada gambar di bawah ini:

Gambar Penjalaran gelombang P dan S

Jari-jari lingkaran (D) yang dihitung sebagai berikut: = ( ) =

Jarak tempuh gelombang P dan S dari pusat gempa (S) ke stasiun (R) adalah:

=

(

)

= ( )


10/18

=

=

1

Dimana k adalah konstanta Omori , Vp dan Vs adalah cepat rambat gelombang primer

(P) dan gelombang sekunder (S) dalam km/s. Serta nilai Vp > Vs. tp dan ts adalah

waktu tiba gelombang P dan S dalam detik, serta tp < ts. Sedangkan Vp/Vs

merupakan perbandingan antara cepat rambat gelombang P dan gelombang S. To

adalah waktu terjadinya gempa bumi.

Untuk kasus tiga stasiun maka jari-jari lingkaran dihitung untuk setiap stasiun, lalu

dibuat lingkaran dengan pusat pada masing-masing stasiun dengan jari-jari lingkaran

yang telah dihitung. Pada daerah yang dibatasi oleh perpotongan ketiga lingkaran

maka ditarik ketiga garis dari titik-titik perpotongannya sehingga diperoleh suatu

segitiga. Perpotongan garis bagi ketiga sisi-sisi segitiga tersebut adalah episenter.

Seperti pada langkah-langkahnya berikut ini :

a) Membuat lingkaran dari jari-jari yang diketahui tiap stasiun

b) Menentukan episenternya

c) Membuat lingkaran baru dari titik perpotongan


11/18

d) Menentukan Hiposenter

METODE GEIGER

Metode geiger merupakan salah satu metode yang digunakan dalam penentuan posisi

hiposenter terutama dalam penentuan lokasi hiposenter gempa di daerah gunung api

atau daerah yang relatif dekat antara sumber gempa dan penerima (receiver).

Prinsipnya adalah menghitung residual antara waktu rambat gelombang pengamatan

(observed) dengan waktu rambat gelombang perhitungan (calculate).

Anggapan yang digunakan dalam metode ini adalah bumi terdiri dari lapisan datar yang

homogen isotropis sehingga waktu tiba gelombang gempa yang disebabkan oleh

pemantulan dan pembiasan untuk setiap lapisan dapat dihitung.= ri : selisih waktu antara hasil observasi dan hasil kalkulasi pada stasiun ke - i

tobsi : waktu tempuh gelombang seismik pada stasiun ke i dari hiposenter

tcali : waktu tempuh gelombang yang dikalkulasi berdasarkan model kecepatan

bawah permukaan

= + + +

METODE SINGLE EVENT DETERMINATION (SED)


12/18

Prinsipnya adalah penyelesaian fungsi objektif yang memberikan jumlah kuadrat residual

seluruh stasiun minimum.

=

2

=1

M adalah jumlah stasiun dan padalah parameter hiposenter (to, xo, yo, zo). Linierisasi

persamaan diatas dapat ditulis dalam bentuk persamaan berikut :

= + + + Untuk semua stasiun yang merekam gempa maka akan terbentuk sebuah matriks

persamaan residual waktu tempuh. Matriks persamaan tersebut dapat dituliskan sebagai

berikut : = Penyelesaian inversi matriks : = Elemen penyusun matriks diatas sebagai berikut:

= 1

1

1

1

, 1 = 1

2, =

Matriks A adalah matriks kernel inversi. Matriks ini berisi partial derivative residual

waktu tempuh tiap stasiun terhadap parameter hiposenter (to, Xo, Yo, Zo). Matriks A

berukuran nx4 adalah jumlah stasiun pengamatan dan representasi jumlah parameter

hiposenter yang dicari.

Matriks r adalah matriks data inversi. Matriks ini berisi residual waktu tempuh tiap

stasiun pengamat dan berukuran nx1. Matriks delta P adalah matriks model inversi.

Matriks ini berisi vektor perubahan posisi terhadap hiposenter dugaan awal dan

berukuran 4x1. Perbaikan lokasi hiposenter yang diperoleh : + = , + = , + = , + = Metode joint hypocenter determination (JHD)


13/18

Metode ini secara simultan akan menginversi waktu tempuh sekelompok hiposenter

untuk mendapatkan lokasi hiposenter serta besaran koreksi stasiun sebagai koreksi

terhadap kesalahan akibat model kecepatan 1D yang digunakan dan memperbaiki

kesalahan akibat penggunaan model 1D.Dengan menggunakan model kecepatan yang

sama, metode JHD berhasil mengurangi error akibat kesalahan model kecepatan dan

memberikan posisihiposenter yang lebih baik dari pada SED

Metode Double Differential (DD)

Metode Double Difference merupakan suatu metode penentuan posisi relatif suatu

hiposenter. Metode ini menggunakan data waktu tempuh antar dua gempa.

Prinsip metode ini adalah jika jarak persebaran hiposenter antara dua gempa sangat kecil

dibanding jarak antara stasiun gempa, maka raypath dan waveform kedua gempa dapat

dianggap mendekati sama. Dengan asumsi ini, maka selisih waktu tempuh antara kedua

gempa yang terekam pada satu stasiun yang sama dapat dianggap hanya sebagai fungsi

jarak antara kedua hiposenter.

Persamaan yang digunakan dalam perhitunganDouble-Difference = ( ) ( ) i dan j : dua buah hiposenter yang saling berdekatan

k : suatu stasiun yang sama yang merekam kedua kejadian gempa : nilai residu waktu tempuh pengamatan dikurangi waktu tempuh perhitungan darimodel dari gempa i dan j yang diterima oleh stasiun k.

STUDI KASUSStudi Relokasi Hiposenter Gempa di Sekitar Patahan Palu Koro dan Matano Menggunakan

Metode Geiger

Rumusan masalah

Bagaimana cara merelokasi hiposenter di sekitar patahan Palu Koro dan Matano?

Bagaimana perbandingan posisi hiposenter sebelum dan sesudah direlokasi, dan cara

menentukan model kecepatan lokal 1-D gelombang P dan koreksi stasiun?

Tujuan

Menganalisis perbedaan posisi hiposenter gempabumi sebelum dan sesudah relokasi

di sekitar patahan Palu Koro dan Matano

Menganalisis posisi hiposenter baru terhadap patahan Palu Koro dan Matano yang

didapatkan setelah dilakukan relokasi


14/18

Menentukan model kecepatan lokal 1-D gelombang P dan koreksi stasiun daerah

penelitian setelah direlokasi.

Metode

Data yang digunakan yaitu sebanyak 141 gempabumi dengan 683 waktu tiba

gelombang P yang terjadi sepanjang tahun 2013.

Software yang digunakan

Microsoft Excel untuk plotting model baru kecepatan gelombang P 1D

Notepad++ untuk membuat script proses pengolahan data

Velest33 untuk merelokasi hiposenter

Generic Mapping Tool (GMT) untuk menvisualisasikan hasil relokasi.

Hasil dan Pembahasan

Perbedaan Hiposenter


15/18

Nilai RMS menurun dari 0.954 detik menjadi 0.69 detik. RMS travel time residual

menunjukkan kualitas dari travel time kalkulasi. Data waktu tiba gelombang P dari gempa

lokal dengan kualitas baik akan memberikan nilai RMS travel time residual yang kecil. Hal

ini dikarenakan penentuan waktu tiba gelombang P akan mempengaruhi besarnya nilai travel

time gelombang P observasi dan menghasilkan travel time residual yang mendekati nol.

jumlah gempa setelah relokasi relatif lebih tinggi pada skala RMS 1 detik dibandingkan jumlah

gempa sebelum relokasi. Pada RMS travel time residual setelah relokasi diperoleh lower

confidence limit 0,6082 detik dan upper confidence limit 0,7055 detik dengan tingkat

kepercayaan 95%.

Pada peta sebaran hiposenter setelah direlokasi terjadi pergeseran posisi hiposenter

hingga 2 km. Posisi hiposenter yang dihasilkan memiliki ketelitian hingga 0,01 km.Terdapat

zona seismisitas tinggi yang mengumpul di dekat patahan Palu Koro dan Matano. Pada zona


16/18

yang memiliki kerapatan distribusi gempabumi yang cukup rapat diindikasikan terdapat

patahan lokal yang dipicu oleh gempa-gempa di patahan utama Palu Koro dan Matano. Zona

seismistas tinggi di sekitar patahan Palu Koro yakni berada di sekitar Taman Nasional Lore

Lindu yang dahulunya terbentuk melalui proses tektonik.

Perubahan posisi hiposenter terjadi secara vertikal dan horizontal. Perubahan secara

horizontal terlihat dari perubahan posisi episenter, sedangkan perubahan secara vertikal

terlihat dari peta penampang kedalaman.

Sample gempa yang digunakan yaitu sebanyak 5 gempa di sekitar kedua patahan

tersebut. Pada peta tersebut terlihat terjadi pergeseran posisi hiposenter dari posisi

sebelumnya. Episenter setelah direlokasi cenderung lebih dekat dengan patahan utama

daripada sebelum direlokasi. Hal ini menandakan bahwa aktivitas seismik dipengaruhi oleh

pergerakan patahan utama. Relokasi ini memperbaiki fix depth yang digunakan oleh BMKG

dalam penentuan posisi hiposenter.


17/18

Koreksi Stasiun

Koreksi stasiun merupakan perbaikan waktu penjalaran gelombang seismik gempabumi

untuk sampai pada stasiun seismik. Pada penelitian ini digunakan stasiun PCI sebagai stasiun

referensi.

Stasiun referensi memiliki nilai nol, sedangkan stasiun-stasiun yang lainnya benilai

negatif atau positif. Nilai koreksi stasiun ini bergantung pada kondisi geologi di sekitar

stasiun pencatat. Adanya penambahan koreksi stasiun ternyata mampu mengurangi efek

akibat variasi kecepatan lateral yang tidak diperhitungkan dalam metode SED. Pada stasiun

yang bernilai negatif, harga pembacaan waktu tiba gelombang P yang terekam dikurangi

dengan nilai koreksi stasiun. Hal ini mengindikasikan bahwa batuan di bawah permukaan

lebih kompak daripada batuan di sekitar stasiun referensi. Sedangkan untuk sasiun yang

memiliki nilai koreksi positif harga pembacaan waku tiba ditambah dengan nilai koreksi

stasiun. Hal ini mengindikasikan batuan penyusun di sekitar stasiun lebih renggang.

Model Baru Kecepatan Gelombang P 1D


18/18

Model baru memiliki kecepatan yang lebih lambat daripada model awal. Perbedaan

kecepatan ini dikarenakan oleh beberapa faktor diantaranya kondisi geologi bawah

permukaan daerah penelitian, cakupan luas daerah penelitian dan model awal yang

digunakan.

Simpulan

1. Iterasi data menghasilkan RMS travel time residual konvergen pada iterasi ke-12.

Nilai RMS menurun dari 0.954 menjadi 0.69 detik, sehingga posisi hiposenter

mengalami pergeseran.

2. Posisi hiposenter setelah dilakukan relokasi cenderung lebih dekat dengan patahan

Palu Koro dan Matano daripada sebelum direlokasi. Posisi hiposenter yang dihasilkan

memiliki ketelitian hingga 0,01 km.

3. Model baru kecepatan gelombang P 1D memiliki kecepatan yang lebih lambat

daripada model awal yang digunakan. Sebanyak 8 stasiun yang berada di daerah

penelitian memiliki nilai koreksi stasiun berkisar antara -0.96 detik sampai 0.4 detik.

resume seismologi kel 3_2

Documents