annurev earth 053018 060314.en.id

(1)

Jurnal Tahunan Ilmu Bumi dan Planet

Mekanisme dan Implikasi Gempa Bumi Dalam

Zhongwenzhan

Laboratorium Seismologi, Institut Teknologi California, Pasadena, California 91125, AS;

email: [email protected]

Tahunan. Jurnal Bumi dan Planet. Sains. 2020. 48:147–74 Kata Kunci

Pertama kali diterbitkan sebagai Review in Advance pada

tanggal 23 Desember 2019 gempa bumi dalam, zona subduksi, patahan transformasional, dehidrasi,

pelarian termal

ItuJurnal Tahunan Ilmu Bumi dan Planettersedia

online di earth.annualreviews.org

Abstrak

https://doi.org/10.1146/annurev-

earth-053018-060314 Gempa bumi dalam berperilaku seperti gempa bumi dangkal tetapi harus memiliki proses fisik yang berbeda secara mendasar. Perilaku patahan, statistik frekuensi magnitudo, dan gempa susulannya beragam dan tidak sepenuhnya bergantung pada berbagai faktor, seperti suhu lempeng, kedalaman, dan magnitudo. Tiga mekanisme utama untuk gempa bumi dalam (yaitu, patahan transformasional, kerapuhan dehidrasi, dan pelarian termal) masing-masing dapat menjelaskan sebagian dari pengamatan tetapi berpotensi mengalami kesulitan mendasar dalam menjelaskan sisanya. Situasi ini memerlukan pertimbangan yang lebih serius terhadap hipotesis yang melibatkan lebih dari satu mekanisme. Misalnya, gempa bumi dalam dapat dimulai oleh satu mekanisme, tetapi patahan dapat terjadi

agate melalui mekanisme lain setelah dipicu. Untuk membuat kemajuan lebih lanjut, sangat penting untuk mengevaluasi hipotesis, baik mekanisme tunggal maupun ganda, dalam kondisi yang sedekat mungkin dengan lempengan nyata untuk membuat prediksi yang akurat dan spesifik yang dapat diuji menggunakan pengamatan seismik atau geofisika lainnya. Setiap pemahaman baru tentang gempa bumi dalam menjanjikan kendala baru pada struktur dan dinamika zona subduksi.

- Gempa bumi dalam menampilkan struktur dan dinamika kompleks zona subduksi dalam hal geometri, keadaan tegangan, reologi, hidrasi, dan perubahan fase.

- Transformasi fase, dehidrasi, dan pelarian termal merupakan mekanisme utama terjadinya gempa bumi dalam, tetapi semuanya memiliki kesenjangan besar atau kesulitan mendasar.

- Gempa bumi yang dalam kemungkinan melibatkan proses mekanisme ganda, seperti yang ditunjukkan oleh sifat pecahnya dan statistik yang beragam serta putusnya kesamaan diri.

Diunduh dari www.annualreviews.org. Tamu (guest) IP: 182.4.103.224 Pada: Rab, 25 Jun 2025 08:05:56

Diterjemahkan dari bahasa Inggris ke bahasa Indonesia - www.onlinedoctranslator.com

(2)

- Kemajuan lebih lanjut akan lebih baik jika prediksi yang dibuat spesifik dan dapat diuji, yang memperhitungkan kondisi nyata.

kondisi lempeng istik dengan wawasan dari geodinamika, petrologi, dan fisika mineral.

Meskipun model sederhana berdasarkan lempengan ideal menjelaskan beberapa fitur kasar gempa bumi dalam, tampaknya penjelasan yang lebih canggih harus mencerminkan struktur termal, mineralogi, reologi, dan geometri lempengan nyata yang kompleks. Tampaknya fitur model sederhana perlu digabungkan; misalnya, gempa bumi dapat terjadi melalui satu mekanisme tetapi menyebar melalui jenis ketidakstabilan geser yang berbeda. Meskipun situasi ini membuat frustrasi, situasi ini menawarkan prospek yang menarik untuk mempelajari lebih lanjut tentang kompleksitas lempengan nyata dari detail gempa bumi dalam, dengan cara yang sama seperti terjadinya gempa bumi dalam memberikan bukti klasik tentang keberadaan lempengan yang menunjam.

Stein dan Rubie (1999)

1. PENDAHULUAN

Gempa bumi dalam merupakan salah satu fenomena seismik yang paling misterius dan spektakuler. Gempa bumi dalam dapat terjadi hingga kedalaman 700 km di bawah permukaan Bumi dan cukup kuat untuk dirasakan di lebih dari separuh dunia (misalnya, gempa Laut Okhotsk tahun 2013).M^aku8.3) (Gambar 1) karena redaman rendah di kedalaman dan proses sumber energinya. Gempa bumi dalam menimbulkan bahaya seismik atau tsunami yang relatif rendah karena kedalamannya yang besar, dengan beberapa pengecualian penting (misalnya, Rumania dan Chili atau pemicu gempa bumi dangkal) (Frohlich 2006, Lay et al. 2017). Hampir satu abad setelah penemuannya (Wadati 1928), kita masih menyelidiki mengapa gempa bumi dalam terjadi dan apa yang dapat mereka ceritakan kepada kita tentang lempeng yang tersubduksi.

Secara global, gempa bumi paling banyak terjadi di kedalaman 30 km teratas, dan jumlah gempa bumi berkurang secara eksponensial seiring dengan kedalaman hingga mencapai titik minimum sekitar 300 km ( Gambar 2A). Kemudian, kegempaan meningkat lagi untuk membentuk mode kedua yang memuncak pada sekitar 600 km dan berhenti tiba-tiba di dasar zona transisi mantel (MTZ). Hingga saat ini, belum ada laporan gempa bumi di mantel bawah (Frohlich 2006) meskipun lempengan dingin yang tersubduksi dapat menekan diskontinuitas 660 km secara lokal (misalnya, Helffrich 2000, Porritt & Yoshioka 2016, Kuge 2017). Mode kegempaan yang lebih dalam sebagian besar di dalam MTZ disebut gempa bumi fokus dalam, dan kejadian antara 70 dan 300 km disebut gempa bumi kedalaman menengah atau fokus menengah. Dalam tinjauan ini, kami menggunakan istilah gempa bumi dalam untuk merujuk ke semua gempa bumi yang lebih dalam dari 70 km. Perhatikan bahwa tidak ada perubahan yang jelas baik dalam histogram kedalaman maupun dalam properti sumber pada kedalaman 70 km (Gambar 2). Batasan ini sebagian karena alasan historis (Gutenberg &

Richter 1949) dan sebagian lagi berdasarkan argumen reologi. Mengingat geotermal dan laju regangan Bumi yang representatif, transisi batuan dari rapuh menjadi lunak seharusnya terjadi pada sekitar 70 km, di bawah itu kita tidak akan mengharapkan gempa bumi. Dilema yang tampak ini menyiratkan bahwa gempa bumi dalam harus beroperasi dengan mekanisme yang berbeda dari gempa bumi dangkal. Distribusi kedalaman bimodal mungkin lebih jauh menunjukkan mekanisme yang berbeda secara mendasar untuk gempa bumi fokus menengah dan fokus dalam juga (Green et al. 1992), kecuali jika itu benar-benar mencerminkan keadaan tegangan lempengan yang mengapung negatif di bawah resistensi viskos dari mantel bawah (Isacks & Molnar 1971, Vassiliou & Hager 1988, Gunawardana & Morra 2017) (Gambar 2) atau karena perubahan fase (Nakajima et al. 2013, Liu & Zhang 2015, So & Yuen 2015, Incel et al. 2019).

Beberapa ulasan telah didedikasikan untuk gempa bumi dalam dalam 30 tahun terakhir (Frohlich 1989, Green & Houston 1995, Kirby et al. 1996). Buku tersebutGempa Bumi Dalamoleh Frohlich (2006) merupakan monograf komprehensif dengan bacaan yang sangat menarik mengenai sejarah dan narasi terperinci untuk setiap zona subduksi. Houston (2015) memperbarui ulasannya tahun 2007 dengan kemajuan terkini,

(3)

Kendaraan tempur Okhotsk M8.3 tahun 2013

2011Tohoku M9.0

Tohoku Distrik Okhotsk Goncangan

intensitas Jumlah

laporan

SAYA

1.000

II 100

AKU AKU AKU

10 IV 1

Gambar 1

Gempa bumi dalam merupakan gempa bumi yang paling banyak dirasakan. Gambar ini membandingkan laporan yang dirasakan dari gempa bumi fokus dalam M8,3 di Laut Okhotsk tahun 2013 (lingkaran merah) dengan gempa bumi megathrust M9.0 Tohoku tahun 2011 (lingkaran biru). Warna menunjukkan intensitas guncangan sementara ukuran lingkaran menunjukkan jumlah laporan di lokasi tersebut. Gempa bumi Tohoku dirasakan oleh banyak orang dalam jarak 3.000 km dengan intensitas tinggi, sementara gempa bumi Okhotsk dirasakan di lebih dari setengah dunia dengan intensitas rendah (I–IV). Data dari “Do you feel it?” dari United States Geological Survey (https://

earthquake.usgs.gov/data/dyfi/).

seperti model untuk Okhotsk 2013MakuGempa bumi berkekuatan 8,3 skala Richter, gempa bumi dalam terbesar yang pernah tercatat sejauh ini. Hasegawa & Nakajima (2017) mengulas perkembangan gempa bumi dengan kedalaman menengah dengan fokus khusus pada zona subduksi Jepang. Dengan ulasan hebat ini yang tersedia bagi para pembaca, saya berfokus pada kemajuan terbaru dan implikasi gempa bumi dalam serta membahas mekanismenya dengan perspektif pengujian hipotesis. Saya menekankan kemungkinan mekanisme ganda dan merangkum arah baru untuk menguji hipotesis.

(4)

Jumlah acara

0 100 500 1.000

A B

70

Intermediat

kedalaman

Zona seismik ganda

300 MANTEL ATAS

Olivin

410

Jarak tempuh 410 kilometer

Irisan olivin metastabil Dee

fokus

PS 520

ZONA TRANSISI Wadsleyite dan ringwoodite

660

Jarak tempuh 660 kilometer

700 MANTEL BAWAH

Bridgmanite dan magnesiowustite Gambar 2

Definisi gempa dalam dan hubungannya dengan lempeng.A) Distribusi kedalaman gempa bumi dalam bin 10 km menurut katalog Global Centroid Moment Tensor dari tahun 1976 hingga 2018. Sebagian besar gempa bumi dangkal (di luar rentang plot), tetapi sekitar 25% terjadi di bawah kedalaman 70 km.

Konvensinya adalah bahwa kejadian 70–300 km berada di kedalaman menengah, dan>Peristiwa 300 km memiliki fokus yang dalam. Zona subduksi Tonga menghasilkan sebagian besar gempa bumi dengan fokus yang dalam (histogram merah). (B) Mode gempa fokus dalam bertepatan dengan zona transisi mantel dan sebagian besar terkonsentrasi di dekat bagian bawah, di mana tekanan kompresi sepanjang kemiringan lempeng (panah putih dengan tepi merah) adalah yang terkuat karena resistensi dari mantel bawah yang berkekentalan tinggi. Puncak seismisitas kedalaman menengah terjadi pada kedalaman sekitar 100 km, di mana proses dehidrasi lempeng paling aktif, dan menurun seiring dengan kedalaman. Zona seismik ganda merupakan fitur global gempa bumi kedalaman menengah, dengan bidang atas di kerak samudra atau mantel paling atas dan bidang bawah lebih dalam di mantel dan menyatu ke arah mantel atas seiring bertambahnya kedalaman.

2. IMPLIKASI GEMPA BUMI DALAM TERHADAP DINAMIKA SUBDUKSI

Gempa bumi dalam terjadi hampir secara eksklusif di zona subduksi samudra (yang sedang berlangsung atau fosil) (Gambar 3A). Secara historis, zona Wadati-Benioff yang digambarkan oleh gempa bumi dalam memberikan bukti utama bagi tektonik lempeng, yang menjelaskan aliran balik dingin ke mantel. Saat ini, lokasi akurat gempa bumi dalam masih menjadi kendala utama pada geometri lempeng (misalnya, Hayes et al.

2018) (Gambar 3B). Lebih jauh lagi, mekanisme fokus gempa bumi dalam menyoroti tekanan Diunduh dari www.annualreviews.org. Tamu (guest) IP: 182.4.103.224 Pada: Rab, 25 Jun 2025 08:05:56 Kedalaman (km)

(5)

60° LU

A

Fokus mendalam Kedalaman menengah

30° LU

Keseimbangan

30°S

Kedalaman (km)

60°S 100 200 300 400 500

60° LU

B

30° LU

Keseimbangan

30°S

Kedalaman (km) Usia (Ma)

60°S 100 200 300 400 500 angka 0 60 120 180

PM 30° BT 60° BT 90° BT 120° BT 150° BT PAGI 150°BB 120°BB 90°BB 60°BB 30°BB PM

Garis bujur Gambar 3

Distribusi global gempa bumi dalam.A) Distribusi gempa bumi dalam pada katalog Global Centroid Moment Tensor dari tahun 1976 hingga 2019, dengan titik merah menunjukkan gempa bumi fokus dalam dan titik biru menunjukkan gempa bumi kedalaman menengah. Ukuran titik diskalakan berdasarkan dimensi keruntuhan dengan asumsi penurunan regangan konstan pada keruntuhan melingkar. (B) Bercak berwarna yang menunjukkan kedalaman lempeng di semua zona subduksi utama menurut model Slab 2 (Hayes et al. 2018), yang mana kegempaan dalam merupakan kendala utama. Warna abu-abu di lautan mewakili usia dasar laut, dengan lempeng yang lebih muda menunjam di zona subduksi Amerika Selatan dan lempeng yang lebih tua menunjam ke zona subduksi Pasifik barat. Perbedaan skala besar ini mengendalikan suhu lempeng dan beberapa sifat gempa bumi dalam.

Diunduh dari www.annualreviews.org. Tamu (guest) IP: 182.4.103.224 Pada: Rab, 25 Jun 2025 08:05:56 Lintang

(6)

Kecepatan gelombang, dVp (%)

- 2,4 - 1,6 - 0,8 0 0,8

LEBIH LAMBAT LEBIH CEPAT

BARAT 2,913 kilometer

1.6 2.4

TIMUR angka 0

2a _Terpisah

lempengan australia

B

A

_Kegempaan

2b 200

1 400 ^{Ke utara}

Lempengan Pasifik

Richards dkk. 2011

600

Lempengan Pasifik van der Hilst tahun 1995

Jarak tempuh 660 kilometer Tahun 2015 Bonin

gempa bumi

Lokasi gempa 800_BARAT _TIMUR Ke selatan

angka 0 200 400 600 800 (skala sama seperti di sebelah kiri)

Jarak (km) Gambar 4

Gempa bumi yang dalam memperlihatkan kompleksitas lempeng.A) Interpretasi gabungan model tomografi gelombang P dan seismik sepanjang profil dari palung Vanuatu ke palung Tonga utara, menunjukkan segmen lempeng Australia yang terpisah (garis merah 2b) bersandar di atas lempeng Pasifik yang tersubduksi (garis merah 1), bukan lempengan Pasifik yang menebal seperti yang digambarkan oleh garis putus-putus hitam. Panel diadaptasi dari Richards et al.

(2011).B) Model seismik dan tomografi beda ganda sepanjang profil timur-barat di Kepulauan Bonin tahun 2015MakuGempa bumi 7,9 SR, yang secara substansial lebih dalam daripada kegempaan latar belakang. Peristiwa tahun 2015 terjadi di zona transisi geometri subduksi, dari kemiringan dangkal di utara ke kemiringan curam, bahkan tertekuk, di selatan. Kedalaman peristiwa tahun 2015 berada di bawah 660 km, tetapi diskontinuitas lokal sepanjang 660 km mungkin telah tertekan. Panel diadaptasi dari Zhang dkk. (2019).

orientasi dalam lempeng dan, bersama dengan geometri lempeng, dapat membantu membatasi reologi lempeng dan mantel sekitar (Isacks & Molnar 1971, Billen 2008, Alisic et al. 2010, Bailey et al.

2012, Goes et al. 2017) (Gambar 3B).

Seismisitas dalam juga menunjukkan deformasi dan dinamika lempeng berskala halus, termasuk tekukan, tekukan, sobekan, atau lempeng fosil. Misalnya, gempa bumi fokus dalam di dekat Fiji menunjukkan lempeng fosil yang bersandar di atas lempeng Pasifik (Chen & Brudzinski 2001, Cai & Wiens 2016, Jia et al. 2019), yang didukung oleh rekonstruksi geodinamik (Richards et al. 2011) (Gambar 4A). Kepulauan Bonin 2015M^akuGempa berkekuatan 7,9 skala Richter terjadi jauh lebih dalam dibandingkan dengan gempa di wilayah Wadati-Benioff ( Gambar 4B) dan harus menunjukkan lipatan lempeng (Ye et al. 2016b, Yang et al. 2017) atau robekan (Obayashi et al. 2017, Zhao et al. 2017, Zhang et al. 2019) pada transisi dari subduksi curam ke selatan ke subduksi lebih dangkal di utara. Di Hindu Kush, gempa bumi kedalaman menengah M7+ yang berulang setiap 15 tahun atau lebih menunjukkan deformasi kuat dari material yang tersubduksi, didorong oleh daya apung negatif lempeng samudra yang tersubduksi (Lister et al. 2008, Zhan & Kanamori 2016, Kufner et al. 2017) atau tenggelamnya litosfer benua (Molnar & Bendick 2019). Proses serupa mungkin telah berkontribusi pada evolusi Dataran Tinggi Tibet di masa lalu. Myhill (2013) meneliti geometri dan kondisi tegangan lempeng yang tersubduksi secara global berdasarkan lokasi gempa bumi dalam dan mekanisme fokus dan menyimpulkan bahwa tekuk lempeng merupakan mekanisme umum untuk deformasi lempeng dan bertanggung jawab atas sebagian besar gugus gempa bumi dalam.

Di luar lokasi dan tensor momen, mekanika gempa bumi dalam berpotensi memberikan kendala yang lebih kuat pada sifat lempeng, seperti suhu, keadaan hidrat, dan perubahan fase. Misalnya, jika perubahan fase olivin-spinel adalah penyebab gempa bumi fokus dalam, maka lempeng harus cukup dingin dan kering untuk mempertahankan metastabilitas olivin di MTZ (Green et al. 2010). Baji olivin metastabil (MOW) dengan kepadatan lebih rendah juga mengurangi negatif

Jarak tempuh 410 kilometer

Jarak tempuh 660 kilometer

....

Jarak tempuh 1.600 km

Diunduh dari www.annualreviews.org. Tamu (guest) IP: 182.4.103.224 Pada: Rab, 25 Jun 2025 08:05:56 Kedalaman (km)

MANTELATAS TRANSISI

DAERAH LEBIH RENDAH MANTEL

(7)

daya apung lempeng dan mengubah dinamika subduksi (Marton et al. 1999, Tetzlaff & Schmeling 2000, Bina et al. 2001). Sebagian besar gempa bumi dengan kedalaman menengah terjadi>20 km di bawah antarmuka lempeng dan akan memerlukan hidrasi mendalam dari lempeng yang tersubduksi jika dehidrasi dan kerapuhan adalah mekanismenya (Peacock 2001, Hacker et al. 2003, Ranero et al. 2003, Garth & Rietbrock 2014). Namun, thermal runaway akan tetap beroperasi jika mineral hidrat hanya ada di kerak samudra dan mantel paling atas (Kelemen & Hirth 2007, John et al. 2009, Prieto et al. 2013), yang menyiratkan pengangkutan air yang jauh lebih sedikit oleh lempeng. Oleh karena itu, fisika gempa bumi dalam yang lebih baik akan meningkatkan pemahaman kita tentang sifat termal-kimia-mekanik lempeng yang tersubduksi dan tektonik lempeng secara umum.

3. MEKANISME INDIVIDUAL UNTUK GEMPA BUMI DALAM

Meskipun mekanismenya pasti berbeda, gempa bumi dangkal dan dalam memiliki kesamaan yang luar biasa dalam hal pengamatan. Keduanya memiliki mekanisme fokus pasangan ganda yang dominan, mengikuti distribusi Gutenberg-Richter, dan menghasilkan gempa susulan yang konsisten dengan hukum Omori, meskipun produktivitasnya dapat berbeda secara substansial. Penurunan tekanan gempa bumi dalam seringkali lebih besar daripada gempa bumi dangkal, tetapi ini sebagian disebabkan oleh peningkatan kekakuan dengan kedalaman (misalnya, Vallée 2013). Kesamaan ini adalah kunci untuk menolak beberapa mekanisme yang diusulkan sebelumnya, seperti implosi karena perubahan fase. Tiga mekanisme telah bertahan dari pengawasan pengujian selama bertahun-tahun: patahan transformasional, embrittlement dehidrasi, dan landasan termal. Saya merujuk pembaca ke ulasan dan buku sebelumnya untuk diskusi terperinci tentang mekanisme tersebut, termasuk sejarahnya. Di bagian ini, saya fokus pada pemahaman dan pengujian hipotesis dari tiga mekanisme utama.

3.1. Sesar Transformasional Olivin Metastabil

Sesar transformasional adalah ketidakstabilan geser yang disebabkan oleh perubahan fase olivin polimorfik menjadi spinel di bawah tekanan deviatorik (Green & Houston 1995, Kirby et al. 1996). Pada kesetimbangan dan suhu mantel sekitar, perubahan fase terjadi pada kedalaman sekitar 410 km dan membentuk puncak MTZ.

Namun, di dalam lempeng bersuhu lebih rendah, olivin dapat bertahan di MTZ dalam bentuk irisan metastabil ( Gambar 2B). Karena sifatnya yang eksotermik, perubahan fase olivin metastabil (α) menjadi wadsleyite (β) atau ringwoodite (γ) dapat menyebabkan patahan tidak stabil yang cepat (Kirby 1987, Green & Burnley 1989, Burnley et al. 1991, Kirby et al. 1991, Schubnel et al. 2013). Namun, perubahan fase ringwoodite menjadi bridgemanite + magnesio-wustite, yang bertanggung jawab atas diskontinuitas sepanjang 660 km (Gambar 2B ), bersifat endotermik dan tidak memicu ketidakstabilan (Green & Houston 1995). Oleh karena itu, hipotesis patahan transformasional secara alami menjelaskan mengapa gempa bumi dengan fokus dalam terbatas di dalam MTZ, meskipun lempengan dapat menembus mantel bawah.

Berbeda dengan hipotesis implosi, pada patahan transformasional, keruntuhan volumetrik selama perubahan fase berfungsi untuk mengurangi resistansi geser dan memicu ketidakstabilan geser. Secara mikroskopis, antiretak yang diisi dengan spinel berbutir halus dengan kepadatan lebih tinggi dan kekuatan rendah saling terhubung dan menghasilkan patahan geser (Green & Burnley 1989) (Gambar 5A). Konsep antiretakan ini, yang analog dengan retakan Griffiths model I, menjelaskan kesamaan makroskopis antara gempa bumi dalam dan dangkal. Eksperimen patahan transformasional terbaru oleh Schubnel dkk. (2013) dan Wang dkk. (2017) mereproduksi distribusi Gutenberg-Richter, sebagian besar tensor momen deviatorik, dan urutan gempa susulan yang konsisten dengan hukum Omori. Namun, penulis tersebut juga menunjukkan bahwa pergeseran besar terjadi pada pita sempit spinel berbutir halus superplastik, dan hubungan antara pita ini dan antiretakan tidak jelas (Gambar 5B). Anticrack, mirip dengan heterogenitas lainnya, mungkin

(8)

A

_kita₁

Anti Retak Olivin

Antiretak

kita1

B

LVR

mengadakan percobaan

LVR

mengadakan percobaan

5 mikron 4 mikron

Gambar 5

Sesar transformasional olivin metastabil.A) Model antiretak untuk menjelaskan mekanisme mikroskopis patahan transformasional. Antiretak terbentuk ketika lensa olivin metastabil bertransformasi di bawah tekanan kompresional (σ1) ke spinel dengan kepadatan lebih tinggi dan runtuh (darigaris putus-putuskegaris padat). Keruntuhan ini memusatkan tekanan kompresional di ujung antiretak (anak panah tipis) dan dapat mendorong perubahan fase lebih lanjut. Anticracks (segmen garis tipisdi panel kanan) dapat berinteraksi dan mengatur diri sendiri untuk membentuk patahan yang gagal dalam mode geser di bawah tekanan deviatorik, mirip dengan bagaimana retakan Griffiths model I mengatur diri sendiri menjadi patahan di bawah tekanan yang lebih rendah. Panel diadaptasi dari Houston (2015).B) Gambaran mikroskopis yang menunjukkan eksperimen patahan transformasional, dengan NSB yang jelas (warna lebih terang) diisi dengan spinel berbutir halus yang mengakomodasi slip seismik. Seperti yang ditunjukkan oleh panah kuning, NSB mungkin berasal dari antiretakan (LVR) tetapi juga dari heterogenitas lain, seperti butiran piroksen. Panel diadaptasi dari Wang et al. (2017). Singkatan: LVR, reduksi volume terlokalisasi;

NSB, pita geser nano; pyx, piroksen.

berfungsi sebagai titik inisiasi, tetapi perannya dalam kesalahan transformasional mungkin perlu diselidiki lebih lanjut.

Pengujian seismologi terhadap hipotesis patahan transformasional terhadap gempa bumi fokus dalam alami biasanya didasarkan pada prediksi berikut:

1. Tensor momen gempa bumi fokus dalam seharusnya memiliki komponen implosif kecil karena keruntuhan volumetrik di zona geser. Telah terjadi perdebatan sengit mengenai komponen isotropik gempa bumi dalam Peru-Bolivia tahun 1963, Kolombia tahun 1970, dan Bolivia tahun 1994 berdasarkan data mode normalnya (Gilbert & Dziewonski 1975, Okal & Geller 1979, Kikuchi & Kanamori 1994, Hara dkk. 1995, Okal 1996, Russakoff dkk. 1997). Kawakatsu (1991) tidak mendeteksi adanya (>Komponen isotropik sebesar 10%) untuk 19 gempa bumi fokus dalam yang besar. Namun, Okal et al. (2018) mungkin telah menghidupkan kembali diskusi tersebut dengan melaporkan komponen implosif sebesar 3% untuk gempa bumi fokus dalam tahun 2013.M^akuGempa bumi 8,3 Okhotsk, setara dengan zona geser tertransformasi setebal 0,9–4 m. Pengujian prediksi ini di masa mendatang akan memerlukan

Bahasa Inggris Raya

Bahasa Inggris

Raya

Bahasa Inggris

Raya Bahasa

Inggris Raya

Diunduh dari www.annualreviews.org. IP tamu: 182.4.103

(9)

untuk mempertimbangkan ketidakakuratan model Bumi. Misalnya, Li et al. (2018b) menunjukkan bahwa komponen dipol vektor linier terkompensasi dari tensor momen gempa bumi dalam mungkin sebagian besar merupakan artefak yang disebabkan oleh anisotropi kuat di wilayah sumber.

2. MOW merupakan unsur utama dalam hipotesis patahan transformasional (Kirby et al. 1991). Akan tetapi, bukti seismik untuk MOW kecepatan rendah belum meyakinkan (Vidale et al. 1991, Wiens et al. 1993, Iidaka & Furukawa 1994, Koper & Wiens 2000). Baru-baru ini, tiga penelitian yang menggunakan jaringan padat di Jepang semuanya mengklaim pendeteksian MOW

menggunakan pendekatan yang berbeda (Jiang & Zhao 2011, Kawakatsu & Yoshioka 2011, Furumura et al. 2016), tetapi dimensinya berbeda lebih dari faktor 2. Shen & Zhan (2019) menerapkan interferometri antarsumber, yang mengubah gempa bumi dalam menjadi seismometer virtual, untuk mendeteksi tanda seismik MOW di bawah Laut Jepang tanpa pengaruh dari heterogenitas dangkal. Mereka mendeteksi MOW dan membatasi geometrinya menjadi~Ketebalan 30 km pada kedalaman 410 km, secara bertahap berkurang hingga kedalaman sedikitnya 610 km. Bukti adanya MOW masih jarang di zona subduksi lain tanpa jaringan seismik regional yang padat. Keberadaan MOW tipis di lempeng hangat sangat sulit untuk diselidiki tetapi penting untuk menguji hipotesis patahan transformasional.

3. Pecahnya gempa bumi fokus dalam harus sepenuhnya dibatasi dalam MOW. Tanpa gambar tajam dari MOW, prediksi ini sebagian besar belum teruji, kecuali di Jepang, di mana gempa bumi kecil telah terbukti berlokasi di dalam MOW (Jiang & Zhao 2011, Kawakatsu & Yoshioka 2011, Shen & Zhan 2019).

Iidaka & Furukawa (1994) dan Wiens et al. (1993) mengamati zona seismik ganda (DSZ) yang melibatkan gempa bumi fokus dalam kecil di bawah Jepang dan Tonga dan menyarankan agar mereka

menggambarkan tepi MOW (Guest et al. 2004). Karena MOW sebagian besar dikendalikan oleh suhu, prediksi ini berarti bahwa gempa bumi fokus dalam yang besar seharusnya lebih mungkin terjadi di lempeng dingin, jika memang mungkin terjadi di lempeng hangat. Namun, zona subduksi Amerika Selatan yang hangat menghasilkan jumlah gempa bumi fokus dalam yang serupa.Saya>7 kejadian sebagai zona subduksi Tonga terdingin, meskipun Tonga menghasilkan lebih banyak kejadian kecil dibandingkan Amerika Selatan (70% versus 3% untuk M4+) (Houston 2015, Zhan 2017) (Gambar 2A).

Khususnya gempa bumi besar di Amerika Selatan (misalnya, dimensi patahan 30 km untuk Bolivia tahun 1994MakuGempa bumi 8,2) tidak dapat masuk dalam MOW (Silver et al. 1995) kecuali pemahaman kita tentang kinetika olivin dan deformasi lempeng memerlukan pembaruan yang signifikan (Kirby et al.

1995, Mosenfelder et al. 2001). Bahkan di Tonga, gempa bumi fokus dalam yang besar dan beberapa gempa susulannya telah disimpulkan terjadi di luar inti lempeng dingin (Wiens et al. 1994, Fan et al.

2019, Jia et al. 2019). Menariknya, gempa bumi dalam terbesar sering terjadi di dekat tepi atau di luar zona Wadati-Benioff yang ditentukan oleh seismisitas latar belakang, di mana lempeng seharusnya lebih hangat (Kirby et al. 1996, Frohlich 2006).

4. Tidak ada retakan yang tumpang tindih karena perubahan fase yang tidak dapat diubah. Prediksi ini dapat menjelaskan produktivitas gempa susulan yang rendah dari gempa bumi fokus dalam (Kirby et al. 1996).

Memang, Schubnel et al. (2013) melaporkan kelangkaan gempa susulan dalam eksperimen laboratorium pada germanium olivin. Namun, tidak jelas apakah kita harus mengharapkan produktivitas gempa susulan bergantung pada suhu lempeng, seperti yang diamati dalam Wiens & Gilbert (1996). Wiens & Snider (2001) dan Yu & Wen (2012) keduanya melaporkan gempa bumi berulang di Tonga, tetapi hanya beberapa lusin dari ribuan pasangan potensial. Masih belum jelas apakah pengamatan yang langka ini cukup untuk menolak hipotesis patahan transformasional karena, secara teoritis, hanya lapisan spinel yang sangat tipis yang diperlukan untuk memicu ketidakstabilan geser (Schubnel et al. 2013, Wang et al. 2017).

Sesar transformasional bisa dibilang merupakan mekanisme utama untuk gempa bumi fokus dalam dan mampu menjelaskan banyak sifat menarik, seperti distribusi kedalaman dan kesamaan dengan gempa bumi dangkal.

(10)

gempa bumi, dan mekanisme ini mendapat dukungan eksperimen yang substansial. Beberapa prediksi masih harus diuji, tetapi keberadaan MOW di lempengan hangat dan dimensi retakan yang lebih besar dari MOW merupakan aspek penting yang memerlukan penyelidikan lebih lanjut. Di sini, saya berfokus pada perubahan fase olivinspinel, tetapi patahan transformasional mineral lain juga mungkin terjadi (misalnya, magnesit atau enstatit) (Hogrefe et al. 1994, Kuge 2017, Li et al. 2018b).

3.2. Dehidrasi Kerapuhan

Kerapuhan akibat dehidrasi bergantung pada peningkatan tekanan pori yang disebabkan oleh dehidrasi untuk mengimbangi tekanan beban berlebih dan memperluas rentang kedalaman patahan getas. Sejumlah percobaan laboratorium telah menunjukkan mekanisme ini pada tekanan dan suhu tinggi untuk mineral hidrat dalam lempengan, seperti serpentin (Raleigh & Paterson 1965, Meade & Jeanloz 1991, Gasc et al. 2011) dan lawsonit (Okazaki & Hirth 2016, Incel et al. 2017). Saat lempengan menunjam ke kedalaman dengan tekanan dan suhu yang lebih tinggi, mineral hidrat secara progresif terkuras, dan laju reaksi melambat hingga kedalaman sekitar 300 km, di mana pada titik tersebut semua reaksi seharusnya telah selesai. Oleh karena itu, kerapuhan akibat dehidrasi secara alami menjelaskan peluruhan eksponensial kegempaan kedalaman menengah terhadap kedalaman (Scholz 2019).

DSZ merupakan fitur global gempa bumi dengan kedalaman menengah (Brudzinski et al. 2007), dan kedua sisi bertepatan dengan lokasi dehidrasi kerak dan mantel setelah evolusi kinetik-petrologi lempeng di bawah jalur tekanan-suhu yang berbeda dipertimbangkan (Hacker et al. 2003, Yamasaki & Seno 2003, Abers et al.

2013) (Gambar 6). Bidang DSZ bagian bawah menyatu dengan bidang bagian atas seiring bertambahnya kedalaman (Brudzinski et al. 2007, Florez & Prieto 2019), konsisten dengan dehidrasi mantel yang dikendalikan oleh isoterm lempeng. Pada skala yang lebih halus, Kita et al. (2006, 2010) dan Wei et al. (2017) menemukan puncak seismisitas pada kedalaman yang bervariasi secara lateral di bidang DSZ bagian atas dan mampu menjelaskannya dengan mempertimbangkan efek dinamika subduksi pada suhu lempeng dan proses dehidrasi (Gambar 7A).

Model kecepatan seismik lebih lanjut mendukung hipotesis embrittlement dehidrasi dengan mengungkap zona kecepatan rendah (LVZ) yang sejajar dengan DSZ. Di bawah Honshu utara, tomografi perbedaan ganda dan konversi P-ke-S di antarmuka lempeng telah mengungkap LVZ setebal 10 km yang secara bertahap menghilang pada sekitar 70–90 km, bertepatan dengan bidang DSZ atas (Zhang et al. 2004, Tsuji et al. 2008, Nakajima et al. 2009, Shiina et al. 2013) (Gambar 7B). Yang lain mengklaim bahwa LVZ meluas lebih jauh ke bawah (Chen et al. 2007, Kawakatsu & Watada 2007). Citra seismik dari banyak zona subduksi lainnya, seperti Cascadia, Alaska, Kuril, Chili, dan Tonga, semuanya menunjukkan struktur kecepatan dan korelasi yang serupa dengan kegempaan (misalnya, Abers 2000, 2005; Bostock et al. 2002; Nicholson et al. 2005; Dorbath et al. 2008;

Rondenay et al. 2008; Savage 2012; Bloch et al. 2018). LVZ lain dengan rasio Vp dan Vp/Vs yang rendah juga telah dicitrakan di dekat bidang DSZ yang lebih rendah dan ditafsirkan sebagai hasil dari serpentin hidrat (Zhang et al. 2004, Nakajima et al. 2009, Hasegawa & Nakajima 2017) atau anisotropi (Reynard et al. 2010).

Pada skala yang lebih kecil lagi, Mishra & Zhao (2004) dan Nakajima et al. (2011) mengungkap LVZ di wilayah sumber gempa bumi berkedalaman menengah M7+, yang berpotensi terkait dengan zona patahan terhidrasi.

Mekanisme mikroskopis dari embrittlement dehidrasi masih diperdebatkan. Sementara konsep tersebut melibatkan peningkatan tekanan pori, perubahan volume bersih yang disebabkan oleh dehidrasi adalah negatif di bawah 60 km (Jung et al. 2004). Lebih lanjut, Plümper et al. (2017) menunjukkan bahwa fluida yang dihasilkan dapat dikeringkan dengan cepat oleh porositas reaktif dan mungkin tidak berkontribusi pada peningkatan signifikan dalam tekanan fluida pori secara langsung di tempat reaksi dehidrasi berlangsung. Meskipun demikian, Dobson (2002) dan Jung et al. (2004, 2009) secara eksperimental menunjukkan bahwa emisi akustik (AE) menyertai proses dehidrasi pada tekanan dan suhu yang sesuai untuk gempa bumi dengan kedalaman menengah, bahkan ketika perubahan volume bersih negatif.

Namun, serangkaian penelitian terbaru mencatat bahwa AE

(11)

1Basalt terhidrasi mengalami dehidrasi sehingga menghasilkan gempa bumi

2

Gabro terhidrasi bertransformasi menghasilkan gempa bumi;

gabro anhidrat bertransformasi lambat dan aseismik Berair

peridotit

Peridotit yang mengandung air

Peridotit anhidrat

3

4

H2O (berat%)

angka 0 5

Gambar 6

Kerapuhan dehidrasi untuk gempa bumi dengan kedalaman menengah. Yang ditampilkan adalah urutan dehidrasi ideal di zona subduksi anggota ujung yang relatif dingin dan seismogenesisnya. Titik-titik tersebut mewakili gempa bumi, yang membentuk zona seismik ganda. Bidang atas terkait dengan dehidrasi kerak samudra dan mantel paling atas, sedangkan bidang bawah dikendalikan oleh dehidrasi mantel yang lebih dalam (hingga 40 km). Kedua bidang tersebut bertemu saat inti lempeng dingin yang ditentukan oleh isoterm menyempit. Gambar diadaptasi dari Hacker et al. (2003).

tidak selalu menunjukkan pergeseran yang tidak stabil dan bahwa dehidrasi antigorit sebenarnya menghambat pergeseran yang tidak stabil (Brantut et al. 2011, 2012; Chernak &Hirth 2011; Proctor &Hirth 2015; Ferrand et al. 2017; Gasc et al. 2017). Atau, superplastisitas mineral berbutir halus yang dihasilkan dari dehidrasi dapat memfasilitasi patahan (Ferrand et al. 2017, Gasc et al. 2017), mirip dengan patahan

transformasional. Pemindahan tegangan atau fluida yang dihasilkan ke daerah sekitar yang rapuh juga dapat memicu kegempaan (Dobson 2002, Brantut et al. 2012, Incel et al. 2017). Faccenda et al. (2012) mensimulasikan aliran fluida selama pelat tidak tertekuk dan menemukan bahwa bagian dari fluida yang dilepaskan dapat didorong ke arah inti pelat dan menyebabkan kegempaan di bidang DSZ bawah.

Beberapa prediksi hipotesis dehidrasi masih harus diuji. Salah satunya adalah bahwa kegempaan kedalaman menengah harus berkorelasi dengan jumlah air yang dibawa turun oleh lempengan yang tersubduksi, yang gagal ditemukan oleh Barcheck et al. (2012). Namun, Boneh et al. (2019) menunjukkan

Mantel yang terhidrasi sebagian

mengalami

dehidrasi sehingga

menghasilkan gempa bumi

Mantel kering bertransformasi secara lambat dan aseismik

Kedalaman maksimum

fase hidro?

(12)

BARAT Gunung Berapi TIMUR

60

A

_{140° BT} _{145° BT}

43° LU 1 Gempa Bumi

80

JEPANG

40° LU 2

Piring

antarmuka Batu giok

lawsonit sekis biru

100 3

MORBdehidrasi 3

Lempeng

Eklogit Moho

120 Hukumonit

amfibi eklogit

PLAT PASIFIK

Jarak 10 kilometer

140

Tohoku

angka 0

B

Batasan resolusi

Kegempaan Kerak yang tersubduksi

Batas fasies Kontur kecepatan

Gunung Berapi

40

80

1

120

Lintasan

JEPANG Kecepatan gelombang S (km/s)

4.0 4.5 5.0 5.5

Gambar 7

Model seismisitas dan tomografi kedalaman menengah di bawah Tohoku tengah.A) Seismisitas zona seismik ganda (lingkaran biru) dan interpretasi

hubungannya dengan batas fasies seperti yang ditunjukkan oleh garis putus-putus 2 dan 3. Sabuk seismik bidang atas (baris 1) menunjukkan puncak kegempaan kedalaman menengah pada sekitar 80 km, dengan variasi lateral substansial yang dikendalikan oleh suhu lempeng. Garis putus-putus merah tua menunjukkan perkiraan batas reaksi dehidrasi untuk basal punggungan tengah samudra (MORB).B) Model kecepatan gelombang S yang menunjukkan lapisan kecepatan rendah yang jelas bertepatan dengan bidang zona seismik ganda atas. Gambar diadaptasi dari Hasegawa & Nakajima (2017).

Sabuk seismik

bidang atas

Bidang atas sabuk

seismik

Diunduh dari www. Kedalaman (km)Kedalaman (km)

(13)

bahwa kegempaan berkorelasi dengan lemparan patahan maksimum dari patahan normal yang berada di luar lempeng, yang mungkin berdampak lebih langsung pada kerusakan patahan secara keseluruhan dan jalur bagi air untuk menembus lebih dalam ke lempeng. Kita & Ferrand (2018) menyarankan bahwaBNilai bidang DSZ bawah di Hokkaido dan Tohoku berkorelasi dengan tingkat hidrasi lempeng di wilayah outer-rise. Kita juga dapat mengharapkan hubungan antara geometri patahan kedalaman menengah dan outer-rise (misalnya, Jiao et al. 2000, Ranero et al. 2005), tetapi pengamatannya sebagian besar negatif (Warren et al. 2007, 2008, 2015;

Warren 2014).

Agar kerapuhan dehidrasi dapat berfungsi pada gempa bumi fokus dalam (misalnya, Omori et al. 2004), ada dua tantangan utama (Green & Houston 1995):A) Air yang cukup mungkin tidak dapat diangkut di bawah 300 km, terutama di inti lempeng, dan (B) karena kapasitas air mineral meningkat di MTZ, tidak terjadi dehidrasi. Namun, bukti MTZ basah telah mulai muncul (misalnya, Pearson et al. 2014, Schmandt et al. 2014, Tschauner et al. 2018), dan sebagian air mungkin terbawa turun oleh proses subduksi (Sobolev et al. 2019). Oleh karena itu, kemungkinan kerapuhan dehidrasi untuk gempa bumi fokus dalam mungkin perlu dievaluasi ulang di masa mendatang.

3.3. Pelarian Termal

Thermal runaway telah diusulkan untuk gempa bumi dengan kedalaman menengah dan fokus dalam (Griggs &

Baker 1969, Ogawa 1987, Karato et al. 2001, Kelemen & Hirth 2007, John et al. 2009). Mekanisme ini bergantung pada umpan balik positif antara pemanasan geser dan pelunakan batuan yang bergantung pada suhu dan biasanya menghasilkan pita geser cair (misalnya, pelelehan geser) (Gambar 8Proses ini dapat terjadi baik melalui lokalisasi diri pada gangguan skala kecil (John et al. 2009) atau sepanjang zona lemah yang sudah ada sebelumnya (Kelemen & Hirth 2007). Dari perspektif pembagian energi, pencairan geser hampir tidak dapat dihindari untuk beberapa gempa bumi dalam yang besar. Untuk gempa bumi Bolivia 1994

adalah<1% atau kesalahan zo sumber dura

Energi seismik yang terpancar dari sumbernya dapat meningkatkan

difusi selama kecepatan 30 detik (1,5 km/s, 30%

Vena patahan pseudotachylyte yang digali Pelarian termal yang melokalisasi sendiri

A B D

C

Bahasa Inggris:

1 cm

Gambar 8

Pelarian termal. (A) Pengamatan lapangan urat patahan pseudotachylyte yang tergali dari gabro Kråkenes, yang diyakini terbentuk antara kedalaman 48 dan 90 km dan suhu 600 hingga 850°C, kondisi yang terkait dengan gempa bumi dengan kedalaman menengah. Perhatikan tepi tajam di sekitar inti yang meleleh.

(B–Bahasa Inggris:) Ilustrasi pelarian termal yang terlokalisasi sendiri, dengan daerah pencairan lengkap ditandai dengan warna merah. Gambar diadaptasi dari John et al. (2009).

(14)

kecepatan gelombang geser lokal). Prieto et al. (2013) mempelajari skala durasi-magnitudo untuk sarang gempa bumi kedalaman menengah Bucaramanga dan menunjukkan bahwa pelarian termal tidak dapat dihindari bahkan untuk kejadian berukuran sedang.

Pseudotachylyte yang digali dari kedalaman di bawah 50 km memberikan bukti geologi yang langka namun penting untuk thermal runaway (Andersen et al. 2008). John et al. (2009) melaporkan pseudotachylyte di terane Prekambrium di Norwegia yang terbentuk pada suhu berkisar antara 650 hingga 700°C dan tekanan sekitar 2 GPa (Gambar 8A). Scambelluri et al. (2017) mendokumentasikan batuan patahan pseudotachylyte kaca di ofiolit massif Lanzo anhidrat di Pegunungan Alpen Barat Italia yang terbentuk pada kedalaman 60 hingga 75 km dan suhu 550 hingga 620°C. Ferrand et al. (2018) mengevaluasi keseimbangan energi dari pseudotackylyte mantel dari Balmuccia, Italia, yang diperkirakan terbentuk selamaSaya >6 gempa bumi dengan kedalaman menengah. Mereka memperoleh efisiensi radiasi 0,1–0,5 dan menyimpulkan bahwa pelumasan patahan yang lengkap pasti terjadi secara koseismik dan mengurangi gesekan dinamis menjadi jauh lebih rendah dari 0,1.

Meskipun tidak jelas apakah pelarian termal merupakan proses spontan atau terpicu, mekanisme ini setidaknya merupakan bagian dari proses pecahnya gempa bumi dengan kedalaman menengah. Perlu dicatat bahwa pseudotachylyte juga telah dilaporkan terkait dengan gempa bumi kerak dan bahwa peran pelelehan gesekan dalam dinamika gempa bumi tetap menjadi area penelitian aktif (Di Toro 2006, Petley-Ragan et al.

2019).

Banyak penelitian telah dilakukan untuk mengukur mekanisme thermal runaway sejak pertama kali diajukan (Griggs & Baker 1969, Ogawa 1987). Karato dkk. (2001) menunjukkan bahwa evolusi ukuran butiran pada lempeng sangat penting untuk memahami daerah yang rentan terhadap thermal runaway. Kelemen &

Hirth (2007) berfokus pada gempa bumi dengan kedalaman menengah dan secara numerik menunjukkan bahwa zona geser berbutir halus yang sudah ada sebelumnya yang tertanam dalam setengah ruang berbutir kasar akan menghasilkan thermal runaway secara berkala antara 600 dan 850°C, yang konsisten dengan suhu di mana gempa bumi dengan kedalaman menengah terjadi. Namun, tegangan kerja sekitar 1GPa, dan penurunan tegangan mencapai ratusan megapascal, jauh lebih tinggi daripada pengamatan. Thielmann dkk.

(2015) dan Thielmann (2018) melakukan pemodelan termomekanik yang sepenuhnya terkopel yang mencakup evolusi ukuran butiran dan reologi komposit dan menemukan bahwa tegangan kritis yang diperlukan untuk pelarian termal sangat berkurang dan berada pada orde ratusan megapascal. Diperlukan lebih banyak eksperimen laboratorium untuk mengukur fisika pelarian termal dengan lebih baik (misalnya, Ohuchi et al.

2017).

Thermal runaway merupakan alternatif yang menarik untuk bidang DSZ dengan kedalaman menengah ke bawah karena masih belum jelas apakah air dapat menembus lapisan terdalam tersebut. Florez & Prieto (2019) menunjukkan bahwaBNilai-nilai pada bidang bawah secara sistematis lebih rendah daripada nilai-nilai pada bidang atas, yang menunjukkan lingkungan yang relatif kering, dan pelarian termal akan lebih mungkin terjadi daripada kerapuhan dehidrasi. Lebih jauh, beberapa gempa bumi dalam yang besar (M~8) hampir pasti memotong di luar lapisan terhidrasi atau MOW (McGuire et al. 1997, Zhan et al. 2014b, Twardzik & Ji 2015, Zhang & Brudzinski 2019), sehingga baik kerapuhan akibat dehidrasi maupun patahan transformasional tidak mungkin menjadi satu-satunya mekanisme. Dalam kasus ini, thermal runaway dapat menjelaskan tingkat retakan dengan lebih baik. Wiens (2001) dan Tibi et al. (2003a) lebih menyukai mekanisme thermal runaway setelah menemukan ketergantungan suhu yang kuat dari perilaku retakan dan produktivitas gempa susulan untuk gempa bumi fokus dalam yang terbesar, meskipun Poli & Prieto (2014) melaporkan tidak ada ketergantungan suhu yang jelas dari penskalaan durasi-magnitudo untuk gempa bumi dalam secara global.

Meskipun thermal runaway tampaknya menjelaskan dengan baik luasan patahan untuk gempa bumi dalam yang besar, ia memiliki beberapa kesulitan sebagai satu-satunya mekanisme untuk gempa bumi dalam. Tidak jelas bagaimana proses ini dimulai, karena butuh waktu lama untuk melokalisasi diri dan mencapai kecepatan seismik (Ogawa 1987, Kelemen & Hirth 2007). Model ini juga memprediksi kecepatan patahan rendah dan efisiensi radiasi rendah secara umum (Kanamori et al. 1998), namun kejadian individual dengan kecepatan patahan tinggi dan efisiensi tinggi telah diamati (Kuge 1994, Suzuki & Yagi 2011, Zhan et al. 2014a). Thermal runaway tidak dapat

(15)

semudah menjelaskan distribusi gempa bumi dalam sebagai patahan transformasional atau kerapuhan dehidrasi (misalnya, DSZ, mode fokus dalam di MTZ, dan kurangnya kegempaan di mantel bawah).

Akhirnya, pelarian termal mungkin tidak cukup sensitif terhadap gangguan stres dinamis untuk menjelaskan pemicu dinamis (terkadang tertunda) gempa bumi fokus dalam (Tibi et al. 2003b).

4. HIPOTESIS MEKANISME GANDA YANG MUNCUL

Meskipun ketiga mekanisme tersebut memiliki kelebihan dan kesulitan yang jelas, tidak satu pun dari mekanisme tersebut telah diselidiki secara memadai untuk menganalisis kriteria ketidakstabilan secara kuantitatif dan membuat prediksi yang lebih spesifik tentang proses rekahan (Green & Marone 2002). Oleh karena itu, meskipun pengamatan seismik gempa bumi dalam telah meningkat secara substansial selama beberapa dekade terakhir, masih belum ada konsensus dalam menolak hipotesis mana pun. Kemungkinan bahwa dua atau lebih mekanisme bekerja bersama untuk menghasilkan gempa bumi dalam juga telah dibahas (misalnya, Wiens & McGuire 1995, McGuire et al. 1997, Bezada & Humphreys 2012, Houston 2015) tetapi sering kali sebagai solusi alternatif yang membuat frustrasi untuk mengatasi kesulitan mekanisme individual (Stein &

Rubie 1999). Kecenderungan untuk mendukung satu mekanisme ini dapat dipahami menurut pisau cukur Occam, tetapi bukti semakin banyak bahwa alternatif yang membuat frustrasi ini mungkin perlu ditanggapi dengan lebih serius.

1. Retakan gempa bumi dalam beragam. Untuk gempa bumi dalam yang cukup besar dengan proses retakan yang dapat diatasi, kami telah melihat kejadian disipatif dengan retakan lambat, efisiensi radiasi rendah, dan penurunan tegangan tinggi (misalnya, kejadian Bolivia 1994) (Kanamori et al. 1998) dan kejadian getas dengan kecepatan retakan tinggi, efisiensi radiasi tinggi, dan penurunan tegangan sedang (misalnya, kejadian Okhotsk M8.3 dan M6.7 2013) (Wei et al. 2013, Ye et al. 2013, Meng et al.

2014, Zhan et al. 2014b). Ada juga gempa bumi dobel—yaitu, dua kejadian dengan magnitudo yang sebanding dan dekat dalam ruang dan waktu tetapi memiliki perilaku retakan yang sangat berbeda (misalnya, gempa bumi dobel dalam Peru 2015 dan gempa bumi dobel dalam Fiji 2018), dengan gempa bumi dobel pertama biasanya lebih getas (Ye et al. 2016a). Anehnya, banyak kejadian besar dengan retakan disipatif juga dimulai dengan retakan getas di awal (misalnya, kejadian Bonin Island M7.9 tahun 2015, kejadian Hindu Kush tahun 2015, dan kejadian Fiji M8.2 tahun 2018) (Ye et al. 2016b, Zhan &

Kanamori 2016, Jia et al. 2019). Zhan et al. (2014b) meninjau kembali gempa bumi Bolivia tahun 1994 dan menemukan bahwa retakan selama 10 detik pertama dari retakan selama 30 detik itu lemah, cepat, dan sejajar dengan lempengan lempengan lokal dan bahwa retakan selama 20 detik berikutnya kuat, lambat, dan keluar dari inti lempengan (Gambar 9A). Estabrook (1999) menunjukkan bahwa gempa bumi besar dengan fokus dalam di Amerika Selatan pada tahun 1970 dan 1963 juga memiliki tahap lemah yang jelas diikuti oleh tahap kuat dan disipatif.

Suhu lempeng, yang sering kali didekati dengan parameter termal, tampaknya merupakan kontrol terkuat dari perilaku patahan, dengan kejadian getas terjadi pada lempeng dingin dan kejadian disipatif terjadi pada lempeng hangat, tetapi ada outlier substansial (Wiens 2001, Tibi et al. 2003a). Persh &

Houston (2004a) dan Tocheport et al. (2007) menunjukkan bahwa durasi sumber gempa bumi dalam yang berskala memiliki ketergantungan kedalaman dengan perubahan langkah pada sekitar 550 km.

Studi kami saat ini tentang patahan gempa bumi dalam dibatasi pada kejadian besar; oleh karena itu, tidak jelas apakah ada ketergantungan besarnya. Namun, evolusi proses patahan dari getas menjadi disipatif dalam beberapa gempa bumi dalam yang besar tampaknya menunjukkan ketergantungan seperti itu juga.

2. Ada juga ketergantungan suhu, kedalaman, dan besarnya gempa yang terkait dengan perilaku statistik gempa bumi dalam. Para peneliti telah lama menyadari bahwa gempa bumi dengan fokus dalamBNilai-nilai sangat bergantung pada suhu, dengan nilai sekitar 0,5

(16)

A

^3.5

B

3.0 B=1.21

~30 kilometer E7 E9

E6 2.5

E8

<3 kilometer 2.0 B=0.49

Bahasa Inggris E3

E2 E1 E5

E4 1.5 B=0,95

B=1.04

Gempa bumi berkekuatan 8,2 skala Richter di Bolivia tahun 1994 1.0

Tonga M≤6.0 Tonga M>6.0

SA + PH + JK + IBM M≤6.5 SA + PH + JK + IBM M>6.5 0.5

angka 0

4.5 5.0 5.5 6.0 6.5 7.0 7.5 8.0 M^aku

Gambar 9

Hipotesis mekanisme ganda.A) Sketsa tampilan peta dari hipotesis mekanisme ganda dengan gempa bumi Bolivia M8,2 tahun 1994 sebagai contoh.

Titik-titik oranye (E1–E9) mewakili urutan subperistiwa yang pecah selama peristiwa Bolivia (Zhan et al. 2014b), dan anak panah serta setengah lingkaran putus-putus mewakili proses pecah yang ditafsirkan: subperistiwa dalam 10 detik pertama pecah dengan kecepatan tinggi di sepanjang jurus lempeng (timur-barat) di dalam irisan olivin metastabil (pita coklat) oleh patahan transformasional, hingga E4 memicu pelarian termal dan menerobos bagian lempeng yang hangat, ke utara sejauh sekitar 30 km. (B) Bergantung pada suhu dan besarnyaB nilai untuk gempa bumi yang lebih dalam dari 500 km. Distribusi Gutenberg-Richter untuk zona subduksi Tonga dingin mendekati satu Bnilai (simbol hijau besar), sementara distribusi komposit zona subduksi hangat memiliki kekusutan di sekitar M6.5, denganB=0,49 di bawah (titik merah besar) DanB=0,95 di atas (titik biru besar). Ketegaran tersebut menunjukkan adanya pemutusan kesamaan diri gempa bumi, yang mungkin terkait dengan efek ketebalan irisan olivin metastabil pada kemungkinan memicu pelarian termal. Zona subduksi hangat meliputi Amerika Selatan (SA), Filipina (PH), Jepang-Kuril (JK), dan Izu- Bonin-Mariana (IBM). Titik-titik kecil adalah titik data yang tidak digunakan dalam memperkirakanBnilai. Gambar diadaptasi dari Zhan (2017).

untuk lempengan hangat (seperti di Amerika Selatan) dan>1 untuk zona subduksi Tonga terdingin (Giardini 1988, Okal & Kirby 1995, Wiens & Gilbert 1996). Okal & Kirby (1995) mencatat bahwa gempa bumi fokus dalamB nilai-nilai juga mungkin bergantung pada besarnya. Zhan (2017) mengkonfirmasi ketergantungan besarnya di lempeng hangat menggunakan lebih banyak data dan selanjutnya mencatat bahwa ada juga ketergantungan kedalaman yang lemah (Gambar 9B). KetikaBNilai gempa bumi dengan kedalaman menengah tidak tampak berubah secara substansial dari satu tempat ke tempat lain, Florez & Prieto (2019) menunjukkan bahwa kedua bidang DSZ memiliki perbedaan sistematisBnilai-nilai yang mereka kaitkan dengan mekanisme yang berbeda.

3. Gempa bumi dalam umumnya kekurangan gempa susulan, tetapi ada juga variabilitas yang signifikan. Untuk gempa bumi utama yang besar, Wiens & Gilbert (1996) menemukan bahwa produktivitas gempa susulan sangat bergantung pada parameter termal zona subduksi. Untuk gempa bumi utama yang lebih kecil, Persh & Houston (2004b) tidak mengamati ketergantungan suhu tetapi melaporkan ketergantungan kedalaman dengan gempa susulan lebih umum untuk kejadian di bawah kedalaman 550 km. Mirip dengan evolusi rapuh-ke-disipatif dari proses retakan, gempa susulan dari gempa bumi dalam Fiji M8.2 baru-baru ini terkonsentrasi di dekat bagian rapuh dari retakan di dekat inti lempeng dingin (Jia et al. 2019). Gempa bumi dengan kedalaman menengah secara umum juga memiliki produktivitas gempa susulan yang rendah (Frohlich 2006), tetapi Li et al. (2018a) mendeteksi gempa susulan yang melimpah setelah gempa bumi Hindu Kush M7.5 2015 dan peluruhan hukum Omori yang jelas.

Singkatnya, gempa bumi dalam beragam dalam hal patahan, statistik, dan gempa susulan. Ada ketergantungan yang jelas pada suhu, kedalaman, dan besarnya gempa, tetapi outlier umum terjadi. Sementara

Diunduh dari www.annualreviews.org. Tamu (guest) IP: 182.4.103.224 Pada: Rab, 25 Jun 2025 08:05:56 catatan N(Maku)

olivin Metastabil

(17)

masing-masing dari tiga hipotesis utama dapat menjelaskan beberapa ketergantungan, kombinasi mekanisme mungkin diperlukan untuk mengatur pengamatan yang beragam ini dengan berbagai ketergantungan dan menjelaskan outlier. Sekali lagi, cara untuk membuat kemajuan adalah dengan mengusulkan hipotesis tertentu dan mengujinya. Berdasarkan hipotesis yang diajukan di masa lalu untuk gempa bumi dengan kedalaman menengah dan fokus dalam (misalnya, McGuire et al. 1997, Stein & Rubie 1999, Frohlich 2006, Zhan et al. 2014b, Zhan 2017), saya mengusulkan satu hipotesis terpadu:

Gempa bumi dalam dimulai oleh kerapuhan dehidrasi (untuk gempa bumi dengan kedalaman menengah) atau patahan transformasional (untuk gempa bumi dengan fokus dalam), dan retakan menjalar melalui mekanisme yang sama atau melalui pemicu pelarian termal.

Hipotesis mekanisme ganda ini mempertahankan keuntungan dari patahan transformasional dan kerapuhan dehidrasi dalam menjelaskan distribusi gempa bumi dalam kecil, yang sulit dijelaskan dengan proses pelarian termal. Hipotesis ini juga memecahkan masalah yang berkaitan dengan patahan

transformasional dan kerapuhan dehidrasi yang terkait dengan dimensi gempa bumi dalam yang besar yang lebih besar daripada MOW atau lapisan terhidrasi karena pelarian termal yang dipicu dapat menyebar ke area sekitarnya. Meskipun tidak dikuantifikasi dengan baik secara eksperimental, patahan transformasional dianggap sebagai proses yang efisien dan sensitif terhadap gangguan tegangan karena metastabilitas olivin dan lapisan tipis spinel berbutir halus yang diperlukan untuk mengurangi resistensi geser. Proses ini dapat menyebabkan pecahnya getas dan kerentanan tinggi terhadap pemicu gempa bumi fokus dalam. Memang, pecahnya cepat, bahkan supergeser, telah dilaporkan untuk gempa bumi fokus dalam (Kuge 1994, Suzuki &

Yagi 2011, Zhan et al. 2014a). Sejak laporan pertama oleh Tibi et al. (2003b), pemicu dinamis gempa bumi fokus dalam telah ditemukan tersebar luas (Chen et al. 2014, Zhan & Shearer 2014, Wei et al. 2013, Chen & Wen 2015, Cai & Wiens 2016). Di sisi lain, dalam gempa bumi fokus dalam dengan thermal runaway sebagai mekanisme rupture utama, sebagian besar energi akan menghilang di dekat sumber, dan kejadian ini akan memiliki rupture yang lambat dan efisiensi radiasi yang rendah, kecuali di awal ketika patahan transformasional atau embrittlement dehidrasi masih mendominasi (misalnya, Estabrook 1999, Zhan et al. 2014b). Baru-baru ini Ferrand et al. (2017) melaporkan bukti adanya shear melting sepanjang dehidrasi dalam eksperimen laboratorium untuk peridotite yang terserpentinisasi sebagian (Xia 2013), yang menunjukkan bahwa proses mekanisme ganda tersebut secara fisik masuk akal.

Dalam hipotesis ini, peralihan antara mekanisme adalah proses probabilistik, yang menjelaskan mengapa ada berbagai ketergantungan tetapi juga outlier. Misalnya, MOW yang lebih tebal di lempeng dingin akan lebih mungkin menjadi tempat kejadian getas yang besar, tetapi masih mungkin bagi gempa bumi dalam di lempeng hangat untuk pecah di sepanjang jurus MOW tipisnya tanpa memicu pelarian termal dan berperilaku lebih getas daripada gempa bumi lempeng dingin yang memicu pelarian termal lebih awal. Besaran dan kedalaman gempa bumi juga memengaruhi kemungkinan memicu pelarian termal karena keduanya memengaruhi dimensi relatif dari pecahnya dan MOW atau lapisan hidrat. Oleh karena itu, ketergantungan suhu, besaran, dan kedalaman yang diamati dari sifat pecahnya semuanya dapat dianggap sebagai ketergantungan tunggal pada kemungkinan memicu pelarian termal.

Dimensi MOW sekarang menjadi skala panjang karakteristik yang baru diperkenalkan dalam hipotesis mekanisme ganda, dan faktor ini memecah kesamaan diri gempa bumi fokus dalam dan menghasilkan karakteristik yang berbeda.Bnilai-nilai tergantung pada dimensi pecahnya dan ketebalan MOW. Hubungan ini dapat menjelaskan mengapa gempa bumi dengan fokus dalamBNilai-nilai tersebut bergantung pada besarnya gempa, suhu, dan kedalaman (Zhan 2017). Meskipun bersifat spekulatif, produktivitas gempa susulan dari ketiga mekanisme tersebut mungkin berbeda, dan hipotesis mekanisme ganda mungkin dapat menjelaskan variabilitas gempa susulan yang dalam juga.

Jelas, hipotesis mekanisme ganda yang diajukan di atas hanyalah salah satu kemungkinan di antara kombinasi ketiga mekanisme individual. Misalnya, Florez & Prieto (2019) menyarankan bahwa

(18)

tidak semua gempa bumi dengan kedalaman menengah diawali oleh kerapuhan dehidrasi. Akan tetapi, tidak semua kombinasi berhasil. Misalnya, dehidrasi dan patahan transformasional kemungkinan tidak dapat bekerja sama dalam satu gempa bumi karena sejumlah kecil air akan mempercepat kinetika olivin-spinel dan menghilangkan metastabilitas. Bahkan, keberadaan MOW menyiratkan inti lempengan yang relatif kering di MTZ (Green et al. 2010, Du Frane et al. 2013, Shen & Zhan 2019).

5. ARAH BARU UNTUK MENGUJI HIPOTESIS

Cara untuk membuat kemajuan dalam memahami gempa bumi dalam adalah dengan menguji hipotesis secara giat, termasuk mekanisme individual, kombinasi mekanisme ganda, dan hipotesis baru. Sangat penting untuk membuat prediksi yang spesifik dan dapat diuji sehingga hipotesis tertentu dapat ditolak. Meskipun sangat penting untuk terus meningkatkan deskripsi seismik kita tentang patahan gempa bumi dalam (misalnya, kecepatan patahan, penurunan tegangan, dan pembagian energi) dan mengukur mekanisme yang berbeda melalui eksperimen yang lebih baik (misalnya, kinetika perubahan fase olivin-spinel), usulan arah penelitian baru juga kemungkinan akan menguntungkan pengujian hipotesis.

1. Kita harus mengevaluasi hipotesis dalam kondisi yang sedekat mungkin dengan kondisi lempengan bumi yang sebenarnya. Lempengan bumi yang sebenarnya memiliki sifat termal, kimia, reologi, dan mineral yang rumit, yang perlu disintesis secara efektif untuk membuat prediksi yang akurat (misalnya, Hacker et al. 2003, Abers et al. 2013, Chen et al. 2019). Kita perlu melampaui konsep parameter termal, satu angka untuk satu zona subduksi, untuk mempertimbangkan variasi suhu dalam lempengan bumi, yang bahkan bisa lebih besar daripada perbedaan di antara zona subduksi (misalnya, McGuire et al.

1997, Jia et al. 2019). Di laboratorium, mungkin juga penting untuk mempertimbangkan campuran berbagai mineral dan pengaruhnya terhadap mekanisme patahan (misalnya, retakan dari lapisan olivin metastabil ke spinel di sekitarnya). Lebih jauh, mengembangkan simulasi geodinamika dan dinamika gempa multifisika resolusi tinggi yang menggabungkan berbagai mekanisme dan kombinasi sangat penting untuk mendapatkan prediksi yang lebih spesifik.

2. Jenis pengamatan baru dapat memberikan kendala yang unik. Karena kedalaman kejadian yang besar, seismologi merupakan satu-satunya cara untuk mempelajari gempa bumi dalam. Namun, untuk gempa bumi dalam yang terbesar, telah memungkinkan untuk mempelajarinya secara geodetik (Zhu 2003, Steblov et al. 2014). Xu et al. (2017) bahkan mendokumentasikan deformasi pascagempa setelah gempa bumi Okhotsk 2013 dan mengaitkannya dengan relaksasi visko-elastis di mantel atas. Untuk gempa bumi dangkal, pengamatan gempa bumi lambat dan perambatan pascagempa penting dalam mengungkap fisika gempa bumi. Kita dapat berharap bahwa pengamatan serupa untuk gempa bumi dalam dapat membantu membatasi mekanismenya. Pengamatan lain, seperti perubahan laju kegempaan (Bouchon et al. 2016, 2018), variasi medan gravitasi yang diukur oleh Gravity Recovery and Climate Experiment (GRACE) (Panet et al. 2018), dan data gelombang gravitasi (Vallée & Juhel 2019), mungkin juga memberikan wawasan yang tidak terduga.

3. Kita memerlukan klasifikasi gempa bumi dalam yang lebih baik dengan deteksi dan relokasi yang lebih baik.

Minoritas gempa bumi dalam yang tidak terjadi di dalam lempeng samudra yang tersubduksi dapat membantu memberikan kendala baru atau mengarah pada hipotesis baru. Zhu & Helmberger (1996) pertama kali menemukan gempa bumi di bawah Tibet Moho yang dalam dengan pemodelan bentuk gelombang. Shi dkk.

(2018) mengusulkan eklogitisasi kering dari kerak benua India yang tersubduksi sebagai penyebabnya. Namun, Schulte-Pelkum dkk. (2019) berpendapat bahwa gempa bumi ini berada di mantel dan diperlukan mekanisme yang berbeda. Gempa bumi Wyoming M4.9 tahun 2013 memiliki kedalaman 80 km dan tidak terkait dengan subduksi fosil yang sedang berlangsung atau diketahui. Mekanismenya masih diperdebatkan (Craig & Heyburn 2015, Frohlich dkk. 2015, Wang dkk. 2016, Prieto dkk. 2017).

(19)

BARAT Gunung berapi TIMUR angka 0

permukaan bumi

100 ^Mariana

Bagian 200

300

400

500 _{data ISC}

Peristiwa antara tahun 1980 dan 2014 Peristiwa antara tahun 2006 dan 2007

600– 400 – 200 angka 0 200 400

Jarak (km) Gambar 10

Gempa bumi dengan kedalaman menengah di luar lempeng samudra yang tersubduksi. Distribusi kejadian menunjukkan kumpulan gempa bumi sub-vertikal di bawah sistem busur Mariana hingga kedalaman 200–300 km. Kumpulan gempa bumi berada di atas antarmuka lempeng (garis abu-abu putus-putus); dengan demikian, gempa bumi ini mungkin berbeda dari gempa bumi intraslab. Singkatan: ISC, International Seismological Center. Gambar diadaptasi dari White et al. (2019).

Baru-baru ini, Chang et al. (2019), Halpaap et al. (2019), dan White et al. (2019) mengungkapkan adanya kelompok gempa bumi di zona subduksi samudra tetapi di atas lempeng yang mengalami subduksi.

Gempa bumi baji mantel ini (Gambar 10) terjadi dalam lingkungan termokimia yang berbeda dari gempa bumi intraslab dengan kedalaman menengah. Ada kemungkinan bahwa gempa bumi baji mantel dipicu oleh migrasi fluida yang dihasilkan oleh dehidrasi lempeng, bukan oleh proses dehidrasi sebagai penyebab langsung. Terakhir, studi perbandingan gempa bumi dalam di Bumi dan planet/

bulan lain dapat memberikan wawasan baru tentang mekanisme keduanya. Misalnya, Frohlich &

Nakamura (2009) menunjukkan bahwa gempa bumi dalam bulan memiliki lingkungan tekanan-suhu dan sifat sumber yang sama dengan gempa bumi dengan kedalaman menengah. Mereka selanjutnya berhipotesis bahwa fase fluida atau lelehan parsial mungkin penting untuk kedua jenis kejadian tersebut.

6. RINGKASAN

Gempa bumi dalam adalah salah satu proses geofisika yang paling menarik dan misterius di Bumi, dan mereka juga memberikan banyak informasi tentang struktur dan dinamika interior Bumi. Namun, mekanisme mereka masih misterius. Perlu dicatat bahwa mayoritas absolut deformasi lempeng bersifat aseismik di setiap lempeng (Kirby et al. 1996) dan bahwa gempa bumi dalam hanya mencakup sebagian kecil dari deformasi lempeng, yang membingungkan untuk memahami fisika mereka tetapi beruntung bagi manusia yang mencoba untuk menyelidiki dinamika Bumi yang dalam. Gempa bumi dalam ada karena kombinasi deformasi yang sedang berlangsung yang menopang tekanan dan mekanisme ketidakstabilan geser yang melepaskan tekanan secara seismik. Sementara sumber tekanan dipahami dengan baik (resistansi viskos + daya apung negatif +

perubahan fase), ketidakstabilan tidak. Ketiga mekanisme utama semuanya dapat menjelaskan aspek-aspek penting dari gempa bumi dalam, tetapi masing-masing memiliki kesulitan menjelaskan aspek-aspek tertentu.

Diunduh dari www.annualreviews.org. Tamu (guest) IP: 182.4.103.224 Pada: Rab, 25 Jun 2025 08:05:56 Kedalaman (km)

(20)

Bukti yang terkumpul menunjukkan bahwa lebih dari satu mekanisme terlibat dalam gempa bumi dalam. Hipotesis mekanisme ganda secara intrinsik lebih sulit diuji daripada hipotesis mekanisme tunggal. Oleh karena itu, kunci untuk kemajuan di masa mendatang adalah merumuskan hipotesis yang dinyatakan dengan jelas (mekanisme tunggal atau ganda) dan membuat prediksi yang spesifik dan dapat diuji. Pengujian yang lebih efektif memerlukan pekerjaan di luar pencitraan sumber gempa bumi atau eksperimen laboratorium pada mekanisme fisik. Kita perlu mempertimbangkan kondisi yang lebih realistis dalam lempeng yang tersubduksi berdasarkan geodinamika, petrologi, dan fisika mineral.

Kita juga perlu menghasilkan simulasi geodinamika dan dinamika gempa bumi untuk membuat prediksi spesifik tentang perilaku patahan gempa bumi dalam kondisi dan mekanisme yang berbeda. Setelah kita memahami fisika gempa bumi dalam dengan lebih baik, kita akan dapat mengekstrak lebih banyak informasi tentang dinamika subduksi, pendorong utama tektonik lempeng.

PERNYATAAN PENGUNGKAPAN

Penulis tidak mengetahui adanya afiliasi, keanggotaan, pendanaan, atau kepemilikan keuangan yang mungkin dianggap memengaruhi objektivitas tinjauan ini.

UCAPAN TERIMA KASIH

Saya berterima kasih kepada Robert Holm, Haijiang Zhang, Heidi Houston, Yanbin Wang, Bradley Hacker, Akira Hasegawa, dan Timm John atas izin untuk menggunakan gambar yang mereka terbitkan. Komentar dari Heidi Houston, Timm John, Alex Schubnnel, dan seorang pengulas anonim membantu menyempurnakan naskah.

DAFTAR PUSTAKA

Abers GA. 2000. Kerak subduksi terhidrasi pada kedalaman 100–250 km.Bumi Planet. Sci. Lett.176(3):323–30 Abers GA.

2005. Lapisan seismik kecepatan rendah di atas lempeng subduksi: pengamatan, prediksi, dan sistem tematik.Fisik. Bumi Planet. Inter.149(1–2):7–29

Abers GA, Nakajima J, van Keken PE, Kita S, Hacker BR. 2013. Pengendalian termal-petrologi di lokasi

gempa bumi di dalam lempeng yang mengalami subduksi.Bumi Planet. Sci. Lett.369–70:178–87

Alisic L, Gurnis M, Stadler G, Burstedde C, Wilcox LC, Ghattas O. 2010. Laju tegangan dan regangan pelat sebagai perbandingan tekanan pada aliran mantel global.Geofisika. Res. Surat.37(22):L22308

Andersen TB, Mair K, Austrheim H, Podladchikov YY, Vrijmoed JC. 2008. Pelepasan stres di sela-sela penggalian gempa bumi menengah dan dalam ditentukan dari pseudotachylyte ultramafik.Geologi36(12):995 Bailey IW, Alpert LA, Becker TW, Miller MS. 2012. Deformasi ko-seismik lempeng dalam berdasarkan penjumlahan

data CMT.Jurnal Geofisika.117(B4):B04404

Barcheck CG, Wiens DA, van Keken PE, Hacker BR. 2012. Hubungan antara fokus menengah dan fokus mendalam kegempaan terhadap hidrasi dan dehidrasi lempeng yang tersubduksi.Bumi Planet. Sci. Lett.349–50:153–60 Bezada MJ, Humphreys ED. 2012. Proses pecahnya yang kontras selama pengamatan bumi fokus dalam pada tanggal 11 April 2010

gempa bumi di bawah Granada, Spanyol.Bumi Planet. Sci. Lett.353–54:38–46

Billen MI. 2008. Pemodelan dinamika lempeng yang mengalami subduksi.Tahun. Pdt. Bumi Planet. Sci.36:325–56 Bina CR, Stein S, Marton FC, Van Ark EM. 2001. Implikasi mineralogi lempeng pada dinamika subduksi.

Fisik. Bumi Planet. Inter.127(1–4):51–66

Bloch W, John T, Kummerow J, Salazar P, Krüger OS, Shapiro SA. 2018. Menyaksikan dehidrasi: seismik indikasi jalur fluida sementara di mantel samudra lempeng Nazca yang tersubduksi.Geokimia. Geofisika.

Geosistem.19(9):3189–207

Boneh Y, Schottenfels E, Kwong K, Zelst I, Tong X, dkk. 2019. Gempa bumi dengan kedalaman menengah yang dikendalikan oleh hidrasi lempeng yang masuk sepanjang patahan terkait tekukan.Geofisika. Res. Surat.46(7):3688–97 Bostock MG, Hyndman RD, Rondenay S, Peacock SM. 2002. Moho kontinental terbalik dan ular berbisa

tinisasi mantel busur depan.Alam417(6888):536–38

Bouchon M, Marsan D, Durand V, Campillo M, Perfettini H, dkk. 2016. Potensi deformasi pelat dan terjun sebelum gempa bumi Tohoku, Iquique dan Maule.Nat. Geosci.9(5):380–83