STRUKTUR MODEL KECEPATAN LOKAL 1D KOREKSI STASIUN DAN RELOKASI HIPOSENTER DI WILAYAH LAUT BANDA
Rafdi Ahadi TP1, Prih Harjadi,2
1Sekolah Tinggi Meteorologi Klimatologi dan Geofisika, Jakarta 2Badan Meteorologi Klimatologi dan Geofisika, Jakarta
Email : putrarafdi@ymail.com Abstrak
Telah dilakukan penelitian tentang estimasi model kecepatan lokal gelombang P, koreksi stasiun dan relokasi hiposenter di wilayah Laut Banda dan relokasi hiposenter gempabumi di sana. Penelitian ini menggunakan metode masalah model kopel hypocenter-velocity dari Kissling (1995). Data gempa dan waktu tiba gelombang P diunduh dari data Repo gempa milik BMKG. Data yang digunakan yaitu kejadian gempa di wilayah Laut Banda pada batasan koordinat 4 LS sampai dengan 10 LS, 128 BT sampai dengan 132 BT, dengan rentang magnitudo yaitu 4.0 - 9.0 SR. Data yang digunakan sebanyak 494 gempa dengan rentang waktu dari tahun 2010 – 2013. Data waktu tiba gelombang P yang dipilih yaitu rekaman dari stasiun-stasiun lokal dengan jarak kurang dari 10 derajat. Tiga puluh iterasi dilakukan dalam proses relokasi dengan prinsip Joint Hypocenter Determination (JHD) Hasil penelitian memperoleh model kecepatan satu dimensi (1D) dan koreksi stasiun untuk stasiun semua pemantau gempabumi BMKG yang digunakan serta relokasi hiposenter.
Abstract
Research on the estimate of local vcelocity 1-D model of P wave, stations correction and hypocenter relocation were succesfully carried out. This research used solution model of couple hypocenter velocity from kissling (1995). Earthquake and arrival time of P wave data were dowloaded from earthquake repo data of BMKG,earthquake data used the Banda sea area from latitude 4.0S-10.0S ,logiutude 128.0E-132.0E,having magnitude from 4.0-9.0 total data used 494 earthquake in the periode of 2010-2013. Arrival time of P wave data were selected from local stations surrounding Banda sea with maximum distance of 10 degrees. Thirty iterations were carried out in the relocation process using joint hypocenter determination (JHD). The research has resulted one dimention velocity model of P wave ,station corecction off all BMKG stations used and hypocenter relocation.
Keywords : p wave.velocity model,site correction
1. PENDAHULUAN
Wilayah Perairan Banda merupakan wilayah yang rawan terhadap gempa tektonik. Sumber gempa tektonik berasal dari aktivitas subduksi antara Lempeng Indo-Australia yang menunjam ke bawah Lempeng Eurasia. Salah satu parameter penting dalam keakuratan lokasi hiposenter gempabumi yaitu tersedianya model kecepatan gelombang seismik dalam skala lokal atau regional
dengan tingkat presisi yang tinggi. Tujuan dari penelitian ini yaitu membuat model kecepatan gelombang P regional wilayah Perairan Banda dan relokasi hiposenter gempabumi di wilayah tersebut.
2. DATA DAN METODE
Data gempa dan waktu tiba gelombang P diunduh dari Data Repo Gempa Bmkg Data yang digunakan yaitu kejadian gempa di wilayah Perairan Banda pada batasan koordinat 4 LS sampai
dengan 10 LS, 128 BT sampai dengan 132 BT, dengan rentang magnitudo yaitu 4-9 SR
Gambar 1 Gempa-gempa yang diseleksi untuk perhitungan model kecepatan lokal
gelombang P
Metode yang digunakan dalam studi ini adalah metode inversi. Proses inversi adalah proses pengolahan data yang melibatkan teknik penyelesain matematika dan statistik untuk mendapatkan parameter fisis batuan dari data observasi. Salah satu metode solusi inversi adalah model coupled hypocenter velocity. Untuk mendapatkan solusi model coupled hypocenter velocity, digunakan program velest 3.3 yang diperkenalkan oleh Kissling dkk. (1995). Prinsip metode ini adalah melakukan inversi secara simultan terhadap model kecepatan dan hiposenter yang dibatasi pada fase pertama waktu tiba gelombang P (P-wave first arriving phases).
Ada empat file input yang diperlukan untuk melakukan pengolahan data dengan menggunakan velest 3.3, yaitu data gempabumi, inisial model kecepatan gelombang P 1-D, dan kontrol parameter.
Dalam pengamatan waktu tiba gelombang dinyatakan dalam suatu formula 𝑡𝑜𝑏𝑠=𝑓 (𝑠,ℎ,𝑚), dengan 𝑠 koordinat stasiun, ℎ parameter hiposenter termasuk origin time, dan 𝑚 model struktur kecepatan. Fungsi 𝑓 adalah fungsi
non-linear dari parameter ℎ dan 𝑚 yang tidak diketahui sebelumnya. Untuk menentukan waktu tiba teoritis 𝑡𝑐𝑎𝑙 terhadap setiap pasangan stasiun, diterapkan teori penjalaran gelombang dengan inisial model struktur kecepatan. Hubungan linear antara waktu residual 𝑡𝑟𝑒𝑠 dengan parameter Δℎ𝑘 m yang tidak diketahui, dinyatakan sebagai berikut.𝑡𝑟𝑒𝑠=𝑡𝑜𝑏𝑠−𝑡𝑐𝑎𝑙=𝜕𝑓𝜕ℎ𝑘4𝑘=1Δℎ𝑘 + 𝜕𝑓𝜕𝑚𝑖𝑛𝑖=1Δ𝑚𝑖+ 𝑒 ……… (1) Formula di atas merupakan persamaan model coupled hypocenter velocity, dengan 𝑛 merupakan jumlah parameter model kecepatan dan 𝑒 merupakan kesalahan (error) dari waktu penjalaran, kesalahan penggunaan model kecepatan, kesalahan pada koordinat hiposenter serta kesalahan pada pendekatan linier yang digunakan. Hasilnya adalah nilai 𝑡𝑐𝑎𝑙 yang baru akan dibandingkan misfit-nya dengan 𝑡𝑐𝑎𝑙 sebelumnya untuk satu iterasi. Dalam setiap iterasinya tercantum nilai RMS antara 𝑡𝑜𝑏𝑠 dan 𝑡𝑐𝑎𝑙
Gambar 2 menunjukkan diagram alur proses pengolahan data dengan
menggunakan velest 3.3.
3. HASIL DAN PEMBAHASAN
Proses inversi secara simultan untuk menentukan model kecepatan gelombang P 1D dan relokasi hiposenter
ini dilakukan hingga iterasi ke-30, tetapi pada iterasi ke-22 nilai RMS nya sudah konvergen (Gambar 3).
Gambar 3. Grafik nilai RMS residual pada
setiap iterasi. RMS terlihat sudah konvergen pada iterasi ke-22.
Dalam melakukan inversi, jarak episenter maksimum dalam penggunaan fase seismik yaitu 10 derajat (1112 km). Artinya, data observasi pada stasiun dengan jarak yang lebih besar dari ini diabaikan. Fase gelombang seismik yang digunakan hanya fase P. Ada sebanyak 28 stasiun seismik yang mencatat fase gelombang P AAI, APS, BASI, BATI, BBSI, BNDI, EDFI, FAKI, KMPI, KRAI, LBMI, LUWI, MMRI, MSAI, MTN, MWPI, NLAI, RKPI, SANI, SIJI, SOEI, SPSI, SWI, TNTI, TTSI, WSI, AAII, SAUI. Stasiun referensi yang digunakan yaitu Stasiun SAUI (Saumlaki, Moluccas,Indonesia koordinat 7.9826 LS, 131.2998 BT). Stasiun referensi ini dipilih karena memenuhi kriteria sebagai stasiun seismik dengan kualitas yang tinggi, dekat dengan pusat dari geometri jaringan stasiun, dan waktu perekaman gempa yang panjang, serta mencatat sedikitnya 50 persen dari bacaan fase yang ada. Dengan mengetahui struktur kecepatan dekat permukaan di sekitar bawah stasiun referensi, interpretasi keterlambatan (waktu delay) dapat diketahui secara kualitatif. Tabel 4.2 koreksi Stasiun sekitar Laut Banda
Tabel 4.2 koreksi stasiun
sta phase delay
AAI P -0.1908 APSI P -1.7315 BASI P 2.9675 BATI P -0.1646 BBSI P 2.5211 BNDI P -0.1863 EDFI P -0.3581 FAKI P -0.7774 KMPI P -0.0921 KRAI P 0.4925 LBMI P 0.8954 LUWI P -1.2326 MMRI P 0.22 MSAI P 0.0505 MTN P -0.321 MWPI P 1.4721 NLAI P 0.9209 RKPI P 0.8863 SANI P 0.781 SIJI P 0.2383 SOEI P -0.2071 SPSI P -0.4078 SWI P -0.4786 TNTI P -3.248
TTSI P -2.2993
WSI P -0.8398
AAII P -0.2372
SAUI P 0
Waktu delay stasiun bernilai negatif menunjukkan bahwa waktu tempuh gelombang P lebih cepat untuk sampai pada stasiun pencatat dikarenakan struktur tanah di bawah stasiun seismik tersebut tersusun atas bebatuan padat (hardrock). Sedangkan waktu delay stasiun bernilai positif mengindikasikan bahwa struktur batuan stasiun seismik tersebut tersusun atas batuan sedimen yang menyebabkan gelombang P merambat lebih lambat untuk sampai pada stasiun pencatat (Madlazim, dkk, 2010).
Gambar 4 Grafik model kecepatan inisial dan model kecepatan baru gelombang P
1D di wilayah laut banda
Dengan menggunakan model kecepatan seismik global IASP91 sebagai inisial model kecepatan, didapatkan model kecepatan baru gelombang P 1D hasil inversi untuk wilayah perairan Banda
Model kecepatan baru hasil inversi dengan menggunakan model coupled
hypocenter velocity ini memiliki nilai yang berbeda dengan inisial model kecepatan yang digunakan. Pada kedalaman kurang dari 35 km, model kecepatan hasil inversi lebih cepat dibandingkan model awal inisial IASP91,sedangkan pada kedalaman 35-71 hasil inversi lebih lambat dari model inisial awal. perbedaan antara model kecepatan inisial dengan model kecepatan hasil inversi menunjukkan bahwa setiap wilayah memiliki model kecepatan gelombang P 1D yang berbeda sesuai dengan kondisi geologi bawah permukaan.
Tabel 2 Model kecepatan hasil inversi pada
setiap lapisan Kedalaman v/p awal km/s v/p akhir km/s -3 4.80 4.77 20 6.50 6.93 35 8.04 7.28 71 8.05 8.1 120 8.19 8.6 171 8.30 8.63 210 8.52 8.82 271 8.88 9.55
Model kecepatan hasil inversi dalam penelitian ini.menunjukkan bahwa semakin kedalam maka semakin besar pula kecepatan gelombang P. Hal ini menunjukkan bahwa semakin kedalam lapisan penyusun bumi semakin rapat
Gambar 4.4 Kedalaman gempa sebelum dan sesudah direlokasi dengan model awal IASP91
Relokasi hasil perhitungan menggunakan metode coupled velocity hypocenter menunjukkan bahwa posisi hiposenter gempa bumi tidak terlalu jauh dengan letak hiposenter awal Dari data bmkg terlihat hasil kedalaman yang terlihat mempunyai kedalaman yang menengah dikisaran kedalaman 100-200km terlihat dari hasil plot.setelah dilakukan relokasi dengan menggunakan software velest3.3 dan mempunyai hasil rms yang bagus terlihat bahwa kedalaman gempa gempa yang terjadi di laut banda terjadi dikisaran 100-200 km data-data hasil dari BMKG tidak terlalu jauh perbedaan sebelum dan setelah dilakukan relokasi.
Gambar 4.6 Histogram RMS Setelah Relokasi
Gambar 4.5 Histogram RMS Sebelum Relokasi
Dari data yang dimiliki oleh BMKG nilai RMS yang terlihat mempunyai nilai yang relatif terlihat diatas 0.8-2.0 dan terbilang sudah bagus namun data hasil relokasi yang dilakukan dengan menggunankan software VELEST3.3 mempunyai nilai yang lebih bagus dianatara 0-1.2 yang menunjukan salah satu hasil penelitian dengan menggunakan software velest lebih akurat untuk penentuan rms relokasi gempabumi di Laut Banda.
4.KESIMPULAN
• Pada kedalaman kurang dari 35 km diperoleh kecepatan gelombang P hasil inversi lebih cepat daripada model kecepatan inisial. Ini menunjukkan bahwa setiap wilayah memiliki model kecepatan gelombang yang berbeda sesuai dengan kondisi geologi bawah permukaan. • Dalam penelitian digunakan 28 buah stasiun seismik,waktu delay pada masing-masing stasiun ada yang bernilai negatif dan ada yang positif. Waktu delay yang bernilai negatif menunjukkan waktu tempuh gelombang lebih cepat sampai pada stasiun pencatat. Sebaliknya, waktu delay positif menunjukkan waktu tempuh gelombang lebih lambat sampai pada stasiun pencatat.
• Dengan menggunakan metode inversi melalui program Velest33, dapat juga digunakan untuk membuat relokasi hiposenter,hasil relokasi hiposenter telah
diperoleh dengan RMS residual yang lebih bagus dari hasil sebelumnya.
DAFTAR PUSTAKA
Aswad, S. 2010., Relokasi gempabumi vulkanik kompleks gunung guntur menggunakan algoritma double difference. Tesis, Teknik Geofisika: Institut Teknologi Bandung.
Das, S., 2004, Seismicity Gaps and The Shape of The Seismic Zone in The Banda Sea Region from Relocated Hypocenters, J. Geophys. Res., 109(B12):B12303, 12 doi:10.1029/2004JB003192.
Dziewonski, A. M. dan Anderson A. L. 1981., Preliminary reference Earth model. Phys. Earth Plnet. Int. 25, 297-356
Douglas,A. 1967., Joint hypocenter determination.Nature 215, 47-48
Geiger, L. 1910., Probability method for the determination of earthquake epicenters from the arrival time only. Bulletin St.Louis University 8,60-17
G. Herrin, J. Olson, and Wilson, c. 2002., Listening to the secret sounds of Earth’s atmosphere, Eos Trans. AGU, 83, 564 – 565. Gudmundsson, O., dan Sambridge, M., 1998 A regionalized upper mantle (RUM) seismic model, J. Geophys. Res., 103(B4):7121–7136, doi:10.1029/97JB02488.
Herrin, E., 1968, Seismologi Tables for P Phase, Bulletin of Seismological Society of America, Vol 32, Hal 1193-1241.
Hurukawa, N. and Imoto, M, Subducting oceanic crust of the Philippine Sea and Pacific plates and weak-zone-normal compression in Kanto district, Japan, Geophysical Journal International, 109, 639–652, 1992.
Jeffrey, B. dan Bullen, K.E., 1956, Seismological Tables, British Association for the Advancement of Science, London.
Kissling, E., 1988, Geotomography with Local Earthquake Data, Reviews of Geophysics, Vol 26, No 4 / November 1988, ETH Zuerich. Kennett B.L.N. dan Engdahl E.R. 1991., Travel times for global earthquake location and phase association, Geophys .J Int., 105, 429-465
Kennett, B. L. N., Engdahl, E.R dan Buland, R., 1995., Constraints on seismic velocities in the Earth from traveltimes. Geophysical Journal International, 122, 108–124.
Kennett B.L.N., dan Gudmunsson, O. 1996., Ellipcity corrections for seismic phases, Geophysical Journal International, 127, 40-48. Morelli, A.,dan Dziewonski, A. M. Joint determination of lateral heterogeneity and earthquake location, In Glacial Isostasy, Sea-Level and Mantle Rheology, eds. NATO ASI Series 334, 515-534, 1991.
