MENENTUKAN MOMEN TENSOR GEMPA BUMI DI JEPANG

PADA 4 OKTOBER 2004 MID NIIGATA PREF

LILIS EKA RACHMAWATI

1110100041

JURUSAN FISIKA

FAKULTAS MATEMATIKA DAN ILMU PENGETAHUAN ALAM

INSTITUT TEKNOLOGI SEPULUH NOPEMBER

SURABAYA

2014

BAB I

PENDAHULUAN

1. Latar Belakang

Di bumi 90% gempa yang terjadi berasal dari kegiatan tektonik. Seperti juga di

Jepang, aktivitas lempeng tektonik yang terjadi seringkali menjadi pemicu timbulnya

gempa atau jishin. Sekitar 1.500 kali gempa bumi menyerang negara kepulauan ini setiap

tahun. Gempa bumi atau dalam bahasa Jepang diistilahkan dengan jishin adalah suatu

peristiwa pelepasan energi gelombang seismic berupa getaran atau goncangan yang

sangat kuat baik getaran vertical maupun secara horizontal. Pelepasan energi yang

diiringi goncangan hebat ini disebabkan oleh deformasi dan pergerakan lempeng

tektonik, peristiwa vulkanisme atau bisa juga disebabkan oleh runtuhan masa tanah yang

besar (terban) atau longsor. Frekuensi gempa yang ada di Jepang menunjukkan angka

yang sangat tinggi, karena itu Jepang merupakan negara yang paling banyak mengalami

gempa. Jepang mengalami 20 persen gempa bumi terbesar di dunBO karena posisinya

yang terletak di antara empat lempeng besar bumi yang  termasuk kawasan cincin api

pasifik (ring of fire).

Palung-palung di Jepang merupakan zona subduksi atau zona pertemuan

lempeng Palung-palung laut (trench) yang ada di sekitar laut kepulauan Jepang

kebanyakan tebentuk akibat pergerakan konvergen dari lempeng bumi dimana salah satu

dari lempeng yang bertubrukan menujam ke bagian dalam bumi. Pada peristiwa

tumbukan antara lempeng samudra dan lempeng benua, salah satu lempeng yang

densitasnya paling besar yaitu lempeng samudra akan tertekuk atau menghujam ke

bawah dengan sudut 30 hingga 45 derajat. Lempeng yang menghujam tersebut menyusup

di bawah lempeng benua dan masuk ke astenosfera. Daerah pertumbukan tersebut

dinamakan zona subduksi. Frekuensi gempa bumi di Jepang yang cukup sering dan

berefek sangat serius kebanyakan berasal dari kegiatan tektonik pada zona subduksi ini.

BAB II

DASAR TEORI

2.1 INVERSI MOMENT TENSOR

Pengetahuan yang mendetail tentang proses sumber seismik dibutuhkan untuk

meningkatkan pemahaman tentang gempa bumi dan struktur bumi. Proses sumber seismik

menggambarkan proses dinamika bumi. Pengamatan seismograf adalah gabungan yang

kompleks dari tanda dan efek perambatan. Pengetahuan tentang efek perambatan

membolehkan kita untuk menghambat proses fisis sumber. Dengan menggunakan sampel

bentuk gelombang seismik yang terbatas dari broadband seismograf yang jarang dan terletak

di permukaan kita dapat menginterpretasikan fenomena alam yang rumit yang telah terjadi

jauh di dalam bumi.

Mengenai usaha ini, banyak prosedur yang telah dikembangkan, jadi kita dapat

memperhitungkan sintetik seismogram yang dapat diperbandingkan dengan seismogram hasil

pengamatan. Berbagai macam proses seperti proses sumber seismik dan proses perambatan

(respon struktur bumi dan pelambatan) mempengaruhi pergerakan pada titik pengamatan, dan

semuanya dikombinasikan dalam operator sintetik konvolusi. Karena efek-efek ini dapat

diperlakukan sebagai garis penghubung untuk orde pertama, maka ini menjadi mudah untuk

menguji perubahan signifikan dalam sintetik yang disebabkan oleh bermacam-macam

operator yang terpisah.

Fungsi Green secara umum adalah penggabungan dari fungsi respon, efek proses

perambatan, dengan unit impulsif dan/atau gaya (Gambar 1). Adalah penting untuk

menggunakan secara akurat fungsi Green dalam upaya memperoleh solusi-solusi yang sesuai,

karena fungsi Green sensitif terhadap mekanisme sumber dan kedalaman di dalam proses

menganalisis sumber pecahan.

Gambar 1. Konsep fungsi Green dalam proses sumber seismik.

Dengan menggunakan inversi momen tensor, proses sumber gempa secara detail

dapat didapatkan dari pengamatan data. Momen tensor untuk berbagai jenis gempa bumi

dapat di tentukan secara rutin. Juga mencoba dan melakukan modeling kesalahan dengan

memperlakukan secara hati-hati dan seksama dari data tersebut dapat menghasilkan

pengetahuan penting sekitar sumber gempa (Yoshida 1995).

Karena momen tensor seismik selalu simetris, maka momen tensor dapat

dideskripsikan sebagai pasangan ganda pada setiap saat. Juga kita dapat memperlakukan

sumber dan proses perambatan sebagai penghubung linear. Sehingga dimungkinkan untuk

membangun pengamatan bentuk gelombang dengan menjumlahkan perpindahan berat

momen tensor untuk tiap-tiap momen tensor (fungsi konvolusi dari fungsi Green dan fungsi

waktu sumber). Karena hanya untuk pasangan ganda, jumlah komponen-komponen bebas

dari momen tensor adalah lima. Kita dapat memilih pasangan ganda, m1, …, m5, sebagai

dasar momen tensor.

Umumnya, komponen vertical dari pengamatan bentuk gelombang seismik di stasiun untuk

gempa yang biasa dapat di tunjukkan sebagai berikut

u j( t )=∑q=1

5

∫ dτ∫∫∫VG jq ( t−τ , x , y , z )M q ( τ , x , y , z )dV +e0

(1)

dimana V mewakili sumber ruang, Gjq adalah fungsi Green lengkap, Mq adalah densitas dasar

momen tensor dan eo adalah kesalahan pengamatan. Kita menggambarkan proses sumber

seismik sebagai titik sumber model.

u j( t )=∑q=1

5

∫G jq ( t−τ , xc , yc , zc ) M q' ( τ , xc , yc , zc)dτ+eo+em

=∑q=1

5

M q} } } Int {G rSub { size 8{ ital jq } } \( t - τ,x rSub { size 8{c} } ,y rSub { size 8{c} } ,z rSub { size 8{c} } \) T \( t \) dτ+e rSub { size 8{o} } +e rSub { size 8{m} } } } { ¿¿¿¿

(2)

dimana M q'

dan M q} } } {¿ ¿¿ adalah momen tensor pada pusat sumber( xc , yc , zc ) , T(t) adalah fungsi

sumber waktu, dan em adalah kesalahan modeling. Untuk sederhananya, kita asumsikan

eo+em menjadi Gaussian dengan nilai tengah nol dan kovarian σ j2 I .

σ j adalah standar

deviasi gelombang P, yang proporsional dengan amplitudo bentuk gelombang. Kita

asumsikan σ j proporsional terhadap amplitudo maksimum gelombang masing-masing dari

bentuk gelombang hasil pengamatan. Rumus pengamatan (21) dapat ditulis ulang dalam

bentuk vektor:

d j=G (T ( t ) , xc , y c , zc )j m+e j (3)

Juga dapat ditulis ulang dalam bentuk vector sederhana seperti berikut :

d=¿ [uud( t1) ¿ ] [uud( t2 )¿ ] [⋮¿ ] [uns( t1 ) ¿ ] ¿¿

¿¿,

G=¿[Gud

m1( t 1) Gud

m2( t1 ) ⋯ Gud

m5( t1 )¿ ][Gud

m1( t 2) Gud

m2( t 2) ⋯ Gud

m5( t 2)¿ ] [ ⋮ ⋮ ⋮ ⋮¿ ] [Gns

m1( t 1) ⋮ ⋮ G ns

m5( t1) ¿]¿¿

¿¿,

m=¿ [ m1 ¿ ] [m2 ¿ ] [m3 ¿ ] [m4 ¿ ] ¿¿

¿¿, (4)

dan dimana secara berturut-turue d dan e adalah N-dimensi data dan vector kesalahan, a

adalah vector parameter model 5-dimensi, G adalah N x 5 koefisien matriks. Penyelesaian

persamaan matriks di atas diperoleh dengan menggunakan pendekatan least square, jika

bentuk gelombang pengamatan (d) dan konvolusi fungsi Green dengan fungsi waktu dari

sumber (G) telah diketahui. Kita menentukan kedalaman hiposentral dan durasi dan bentuk

fungsi waktu sumber dengan metode grid karena ini diperlukan untuk inversi momen tensor.

Jika kita asumsikan velocity gelombang P dan S dekat dengan area sumber gempa,

kita dapat menentukan kedalaman hiposentral menggunakan pick pP dan sP. Informasi

mekanisme patahan terkandung dalam bentuk radiasi. Jika kita sederhanakan penjelasan

tentang inversi momen tensor, kita dapat memperkirakan komponen momen tensor (atau

mekanisme fokal) untuk menyesuaikan amplitudo dari pengamatn bentuk gelombang dan

amplitudo bentuk pola radiasi. Untuk memperoleh solusi momen tensor, kita asumsikan

segitiga sederhana fungsi waktu sumber, dan memvariasikan durasi waktu sumber dan

kedalaman pusat gempa. Penyelesaian persamaan matriks di atas diperoleh dengan

menggunakan pendekatan least square, jika bentuk gelombang pengamatan (d) dan konvolusi

fungsi Green dengan fungsi waktu dari sumber (G) telah diketahui. Kita menentukan

kedalaman hiposentral dan durasi dan bentuk fungsi waktu sumber dengan metode grid

karena ini diperlukan untuk inversi momen tensor.

Kita konversikan proses sumber dari bidang patahan ke momen tensor dengan

menggunakan persamaan sederhana berikut :

M xx=−M o (sin δ cos λ sin 2φ+sin 2 δ sin λ sin2 φ)

M xy=M yx=M o(sin δ cos λ sin 2 φ+ 12

sin 2 δ sin λ sin 2 φ )

M xz=M zx=−M o(cos δ cos λ cosφ+cos2δ sin λ sin φ ) (5)

M yy=M o(sin δ cos λ sin 2 φ−sin 2 δ sin λ cos2 φ )

M yz=M zy=−M o (cos δ cos λ sin φ−cos 2 δ sin λ cosφ )

M zz=M o sin 2 δ sin λ

dimana adalah φ strike, δ dip, λ slip ( x: utara, y: timur, z: arah kebawah).

Untuk memperoleh momen seismik dan mekanisme fokal gempa bumi dari komponen

momen tensor, kita menggunakan metode transformasi untuk mengkonversi momen tensor

pada dua bidang patahan. Jika memiliki vektor eigen (t, b, p) dari momen tensor,

(M xx M xy M xz ¿) (M yx M yy M yz ¿)¿¿

¿¿(6)

Kita dapat memperoleh vector patahan (n : unit normal vector pada bidang patahan, d : unit

vector slip) dari persamaan

Model bidang patahan satu : n= 1

√2( t+ p ) , d= 1

√2( t−p )

(7)

Model bidang patahan lainnya : n= 1

√2( t−p ) , d= 1

√2( t +p )

(8)

Persamaan-persamaan ini menunjukkan bahwa kita tidak dapat mendeteksi bidang patahan

dari momen tensor. Kita dapat menentukan parameter patahan dari vector patahan dengan

menggunakan persamaan di bawah ini :

φ=arctan (− n1

n 2)

(9)

δ=arccos (−n3) (10)

λ=arcsin (− d3

sin δ )(11)

Untuk memperoleh penyelesaian momen tensor dari bentuk gelombang tubuh (P wave), kita

asumsikan segitiga sederhana fungsi waktu sumber dan lima komponen-komponen dasar

momen tensor (Kikuchi dan Kanamori, 1991), dan memvariasikan durasi waktu sumber

gempa dan kedalaman pusat gempa. Fungsi Green dihitung dengan metode Kikuchi dan

Kanamori (1991). Kita menggunakan prem-modify-model untuk menghitung teleseismik

tubuh gelombang (Gambar 2).

Gambar 2. Struktur velocity model dari Vp dan Vs (prem-modify-model).

.

Teleseismik gelombang tubuh terbuka selama 60 detik, mulai 10 detik sebelum waktu

datangnya P, dan kemudian dikonversi ke perpindahan dengan waktu sampling 0.25 detik.

Untuk menghilangkan pengaruh dari detail proses sumber dan detail struktur 3D, kita

terapkan penyaringan yang rendah dalam inversi momen tensor. Batas frekuensi dipilih oleh

try and error.

2.2 MAGNITUDO

Konsep dari "Magnitudo gempa bumi" ketika skala hasil relatif energi dari tahap

pengukuran amplitudo diperkenalkan pertama kali oleh C.Richter pada 1930 (Richter 1935).

Energi dari gempa bumi yang dinyatakan dengan unit magnitudo pada skala logaritma basis

10. Skala logaritma itu digunakan karena variasi amplitudo-amplitudo gelombang seismik.

Besaran itu diperoleh sebagai hasil analisa amplitudo peak-to-peak di seismogram dengan

koreksi jarak dari pusat gempa pada stasiun. Ada banyak jenis dari magnitudo yang umum

digunakan saat ini, tapi bentuk dasar dari semua magnitudo diberikan oleh persamaan empiris

(Letakkan dan Wallace 1995)

M=log( A /T )+f ( Δ,h )+C s+C r (12)

di mana A adalah displacement tanah dari fase, T adalah periode isyarat, f adalah suatu

koreksi ketika fungsi jarak epicentral (∆) dan kedalaman focal (h), c adalah koreksi lokasi

stasiun, dan Cr adalah suatu koreksi sumber region, . Beberapa kalkulasi didasarkan pada

koreksi-koreksi dasar dari focal depth atau untuk perbedaan regional pada setiap struktur dan

attenuasi. Yang lainnya didasarkan pada kepekaan seismometer pada frekuensi yang berbeda.

Frekuensi dari seismometer mempunyai cakupan yang berbeda, sebagai contoh, untuk

periode singkat seismometer Tinstrument~1 kedua, periode lama Tinstrument~30 detik. Untuk

periode-periode singkat, tahap-tahap yang paling besar kebanyakan P atau S, dan karena

periode lama adalah gelombang muka (untuk gempabumi dangkal).

2.1 Magnitudo Lokal (ML)

Diperkenalkan oleh C.Richter pada 1930 dengan menggunakan katalog peristiwa

gempa bumi dari gempa gempa CalifornBO yang direkam oleh suatu seismometer Wood

Anderson. Richter mengamati bahwa logaritmis dari gerakan tanah yang maksimum melunak

dengan jarak sepanjang kurva-kurva paralel untuk banyak gempa bumi. Energi dari gempa

bumi dapat diperoleh kira-kira dengan mengukur epicentral jarak dan amplitudo maksimum

dari phase. Persamaan empiris magnitudo local adalah sebagai berikut (Lay dan Wallace

1995):

M L=log A−2. 48+2. 76 log Δ (13)

di mana A adalah displacement tanah (µm), dan ∆ adalah jarak epicentral (km) dengan ¿

600 km.

Dewasa ini ML jarang digunakan karena suatu seismometer Wood Anderson tidak digunakan

lagi dan rumusan yang dihitung didasarkan pada area California, sehingga telah ditetapkan

pada area itu.

2.2 Magnitudo Body-Wave (mb)

ML hanyalah untuk gempa bumi lokal di California. Untuk menggambarkan keseismikan

global, jenis lain dari besaran sedang diusulkan. Suatu skala besaran didasarkan pada body

wave amplitudo, yang disebut mb (body wave magnitudo). Digambarkan oleh rumusan :

mb=log( A /T )+Q( Δ, h ) (14)

di mana A adalah actual ground motion amplitudo (µm) dan T adalah periode (detik), Q

adalah suatu fungsi jarak epicentral dan kedalaman focal (h), dengan persamaan yang

ditentukan oleh Gutenberg dan Richter (1956) karena menghapuskan pengaruh alur dari

pengamatan amplitudo.

Penentuan Mb adalah pada kenyataannya berdasar pada P Atau S dengan menggunakan

seismometer periode-pendek dengan periode hampir sekitar 1 detik, dengan demikian hal

tersebut tidak sesuai dengan gempa bumi besar.

2.3 Magnitudo Surface Wave (MS)

Skala magnitudo yang lain di samping body wave magnitudo dikembangkan Gutenberg

(1945), surface wave magnitudo (MS). Jenis besaran ini diperoleh dengan mengukur surface

waves. Untuk jarak epicentral (∆) lebih dari 2,000 kilometer, seismogram-seismogram

periode panjang dari gempa bumi yang dangkal didominasi oleh gelombang muka.

Gelombang ini biasanya mempunyai periode sekitar 20 detik. Amplitudo dari surface wave

sangat tergantung pada jarak epicentral (∆) dan kedalaman sumber gempabumi (h). Gempa

bumi yang dalam tidak menghasilkan banyak surface wave, oleh karena itu penyamaan M s

tidak memerlukan koreksi kedalaman. Itu digambarkan oleh rumusan (Vanek et al. 1962)

M S=log( A /T )+1 .66 log Δ+3 .3 (15)

di mana A adalah amplitudo dari gelombang periode panjang dari 20 sec period (µm). T

adalah periode (detik), dan ∆ adalah jarak epicentral (km).

Ms adalah sangat mudah untuk ditentukan karena didasarkan pada pengukuran amplitudo

maksimum dari surface wave tanpa koreksi kedalaman, tetapi merupakan estimasi yang

buruk untuk gempa bumi yang besar. Ms tidak memenuhi sampai kira-kira Ms = 725 tetapi

secara maksimal dipenuhi oleh Ms = 80.

Gutenberg dan Richter (1959) memperkenalkan persmaan hubungan antara Mb dan Ms

sebagai berikut

mb=0 . 63 M S+2. 50 (16A)

M S=1 .59mb−3 . 97 (16B)

Mereka menggabungkan hubungan ini untuk memudahkan konstruksi suatu skala kesatuan

magnitudo (Geller 1976)

2.4 Struktur Geologi SesarKekar atau rekahan yang tergeserkan membentuk sesar/patahan, sehingga terjadi

perpindahan antar bagian-bagian yang saling berhadapan dengan arah yang sejajar bidang

patahan. Zona-zona di sekitar pergeseran (zona sesar) merupakan zona lemah, zona lemah ini

merupakan kawasan rawan bencana geologi, apalagi jika sesar yang terbentuk masih

merupakan sesar aktif atau berada pada zona tektonik aktif (misal zona subduksi) seperti

sesar-sesar di daerah Papua (Zona Sesar Hannekam, Sesar Zaagkam, Zona Sesar Wanagon,

Sesar Meren Valley) yang dapat menimbulkan bencana gempa bumi (Scholz, 1990)

Gambar 3. Hubungan Focal Spheres dan Fault Geometries (Shearer, 2009)

Keterangan:

1. Sesar Strike – Slip

Terjadi pergerakan sesar secara horizontal/mendatar. Sesar strike – slip ditentukan

berdasarkan pada gerakan yang menghadap bidang sesar, bila bidang didepan bergerak kekiri

disebut sinistal, sedangkan bila ke kanan disebut dekstral.

2. Sesar Normal

Hanging wall relatif turun terhadap foot wall, bidang sesarnya mempunyai kemiringan yang

besar biasanya disebut sesar turun.

3. Sesar reverse

Hanging wall relatif naik terhadap foot wall, bidang sesarnya mempunyai kemiringan yang

besar biasanya disebut sesar naik.

4. Sesar Oblique

Pergerakan sesar ini gabungan antara vertikal dan horizontal. Gaya-gaya yang bekerja

menyebabkan sesar strike – slip dan sesar normal

2.5 Moment Magnitudo (MJ)

Untuk mengurangi sebagian kesulitan dari magnitudo saturation, Kanamori (1977)

memperkenalkan konsep dari moment magnitudo pada ilmu kegempaan. Rumusan dari

Moment Magnitudo adalah sebagai berikut:

MW=( log M o−9 .1)/1. 5 (18)

di mana Mo adalah moment seismik.

Di dalam rumusan tersebut, moment seismik, Mo, digambarkan oleh

M o=μ D̄ S (19)

di mana μ adalah rigiditas, D̄ adalah offset rerata pada fault, dan S adalah area fault.

Momen seismik adalah salah satu yang paling akurat menentukan parameter-parameter

sumber seismik. Bagi banyak gempa-gempa besar, Mo telah ditentukan dengan menggunakan

gelombang tubuh periode panjang, gelombang permukaan, osilasi bebas, dan data geodesi.

Dalam pendekatan ini, dicoba untuk memperpanjang Ms diluar titik dari saturasi total dan

juga menyediakan kesinambungan dengan gempa-gempa besar. Bagaimanapun juga,

penentuan Mo adlah lebih sulit daripada mengukur magnitudo, meskipun analisis seismik

modern telah secara rutin menyediakan Mo bagi seluruh even-even global yang lebih besar

dari Mj=5.0 (Lay dan Walace, 1995)

BAB III

METODOLOGI PENELITIAN

3.1. Persiapan Data

Data yang digunakan adalah hiposenter dari beberapa event gempa pulau

Jepang pada daerah Mid NiigataPref. Dipilih 1 event yang terekam pada 3 stasiun

terdekat, dengan rekaman yang meliputi tiga komponen dan dengan signal-to-noise

ratio (SNR) yang bagus.

Gambar 4. Topologi lokasi gempa

Request data bisai jepang adalah dalam format seed, selanjutnya dirubah

dalam bentuk SAC melalui sistem operator Linux. Setelah itu file biner SAC dan GCF

(Guralp Compressed Format) tersebut dirubah dalam format ASCII (4 kolom

data ASCII per stasiun, yaitu Waktu, NS, EW dan Z komponen), yang disediakan

pilihan impor SAC oleh software ISOLA. Stasiun yang dipakai adalah sebagai berikut:

Stasiun Latitude Longitude

KSK 38.2585 140.5833

ONS 36.15570068 138.982193

SGN 35.50960159 138.944397

Pengolahan data mengikuti setiap tahapan yang disajikan oleh software

ISOLA. Mulai dari konversi dan preprocessing data, input data, menghitung

fungsi Green, melakukan inversi dan plot hasil inversi. Form utama dari ISOLA

Matlab GUI diperlihatkan pada Gambar dibawah ini

Pengolahan data mengikuti setiap tahapan yang disajikan oleh software ISOLA. Mulai

dari konversi dan preprocessing data, input data, menghitung fungsi Green, melakukan

inversi dan plot hasil inversi. Form utama dari ISOLA dengan inputan model kecepatan di

Jepang adalah sebagai berikut:

Kemudian memberikan inputan Event Info seperti pada gambar dibawah ini

Setelah itu memilih stasiun pada Sation Selection

Lalu memasukkan SAC Import, misalnya pada stasiun ASI dengan Auto Input

Setelah memilih Save, maka beralih pada Raw Data Preparation dan plot Respon yang lalu di

save

Beralih pada langkah selanjutnya yaitu Seismic Source Definition dan click pada source

below epicenter

Setelah itu melakukan run pada Green Function

Setelah itu barulah kita melakukan plot sesuai dengan gambai berikut dan hasilnya pada

pembahasan

BAB IV

PEMBAHASAN

Data yang digunakan adalah data seismik lokal yang diunduh dari data gempa BO dan

Geofon . Yaitu gempa bumi yang terjadi di pulau Jepang pada Mid Niigata Pref pada tahun

2004. Besar magnitudo, posisi latitudo dan longitudo serta kedalamannya sebagaimana

disajikan pada Tabel 1. Stasiun yang dipilih adalah 3 stasiun terdekat, diantaranya yaitu KSK

,ONS,,SGN . Pada analisis data ini, digunakan waveform lokal tiga komponen (BHN, BHE

dan BHZ). Parameter-parameter sumber gempa bumi ini diestimasi dengan menggunakan

model inversi untuk mencapai fitting waveform tiga komponen dengan baik. Proses inversi

yang baik didasarkan hasil pencocokkan data observasi dan data sintetik hasil inversi. Hasil

yang baik terjadi saat data observasi dan data sintetik saling tumpang tindih. Inversi

waveform local tiga komponen ini dikondisikan pada frekuensi filter antara 0.005-0.055 Hz.

Dari hasil inversi diperoleh hubungan antara waveform yang teramati 3 stasiun terdekat

dengan seismogram sintetik dari masing-masing event. Kesemuanya diperlihatkan pada

Gambar dibawah ini

Adapun parameter gempa bumi yang meliputi skala, kedalaman dan energi gempa bumi

untuk gempa bumi yang terjadi pada tanggal 24 Oktober 2004 ditunjukkan Gambar 7.

Sedangkan parameter gempa bumi yang terjadi sebelumnya diperlihatkan pada Tabel 2 untuk

seismik (Mo), Tabel dibawah ini menyatakan Strike, Dip dan Rake,

Dengan hasil hc plot dibawah ini

BAB V

KESIMPULAN

Analisa data gempa melalui inversi waveform tiga komponen dilakukan

dengan menggunakan software ISOLA yang bertujuan untuk mengestimasi CMT,

Fault Plane dan paramater sumber gempa. Analisa dilakukan pada 1 data gempa

Jepang pada 3 Januari 2014 yang diperoleh dari website http://www.fnet.bosai.go.jp.

Hasil analisis ini diketahui bahwa pola bidang patahan yang berkembang di pulau

Jawa adalah pola sesar normal (normal fault) dan sesar naik (reverse fault). Sebagian

besar arah patahannya cenderung arah Timur.

Daftar Pustaka

Irsyam, M., Sengara, W., Aldiamar, F., Widiyantoro, S., Triyoso, W., Natawijaya,

D.H., Kertapati, E., Meilano, I., Suhardjono, Asrurifak, M. Ridwan, M. (2010),

Ringkasan hasil studi peta gempa IndonesBO 2010. Tim Revisi Peta Gempa

Indonesia

Kayal J.R. (2008), Microearthquake seismology and seismotectonics of South

Asia, Springer. India.

Lasitha, S., Radhakrishna, M., Ande Sanu, T.D. (2006), “Seismically Active

Deformation in the Sumatra-Java Trench-arc Region: Geodynamic

Implications”, Current Science, Vol. 90, No. 5.

Lay, T. dan Wallace, T.C, (1995), Modern Global Seismology. Academic Press, New

York, USA.

McCafferey, R. (2009), “The Tectonic Framework of the Sumatran Subduction

Zone”, Annu. Rev. Earth Planet. Sci, Vol. 37, hal. 345-366.

Sengara, I.W., Toha, F.X., Suarjana, M., Ridolva, Kusumastuti, D., Sadisun, I.,

Afnimar, Abuhuroyroh (2009), Laporan kajian dan survey awal pasca

gempabumi Tasik Jawa Barat 2 September 2009, LPPM ITB.

Shearer, PM, (2009), Introduction to Seismology, second edition, Cambridge

University Press.

Sokos, E. dan Zahradník, J. (2008), ISOLA a Fortran Code and a Matlab GUI to

Perform Multiple-point Source Inversion of Seismic Data. Computers &

Geosciences.

Perhitungan hasil Isola

Mj = 3,5 SR

μ = 3x1010 N/m2

Ditanya : a. Panjang fault (L) . . . . ?

b. Lebar fault (W) . . . . . ?

c. Luas fault (A) . . . . . . ?

d. Slip (D) . . . . . . . . . . . ?

Jawab :

a. Panjang fault (L)

Log L = -2.42 + (0,58*Mj)

= -2.42 + (0.58*3,5)

= -2.42 + 2,03

= -0,39

L = 0,4 km

L = 400 m

b. Lebar fault (W)

log W = -1,61 + (0,41*Mj)

= -1,61 + (0,41*3,5)

= -1.61 + (1,435)

= -0,175

W = 0,67 km

= 670 m

c. Luas fault (A)

A = L*W

= 0,4 km * 0,67 km

= 0,268 km2

= 268 m2

d. Slip (D)

M w=23

log M 0−6 . 07

3,5 =

23 log Mo – 6.07

3,5 + 6.07 =

23 log Mo

9,57 =

23 log Mo

9 ,572

3 = log Mo

14,28 = log Mo

Mo = 1,92 x 1014 Nm

1.92 x 1014 Nm = 3 x 1010 N/m * (268 m2) * S

1.92 x 1014 Nm = 8,04 x 1012 * S

S =

1. 92 x1014 Nm8 , 04 x1012m

S = 23,88 m

Perhitungan hasil obs.

Mj = 3,6 SR

μ= 3x1010 N/m2

Ditanya : a. Panjang fault (L) . . . . ?

b. Lebar fault (W) . . . . . ?

c. Luas fault (A) . . . . . . ?

d. Slip (D) . . . . . . . . . . . ?

Jawab :

e. Panjang fault (L)

Log L = -2.42 + (0,58*Mj)

= -2.42 + (0.58*3,6)

= -2.42 + 2,088

= -0,332

L = 0,46 km

L = 460 m

f. Lebar fault (W)

log W = -1,61 + (0,41*Mj)

M o=μ∗A∗S

= -1,61 + (0,41*3,6)

= -1.61 + (1,476)

= -0,134

W = 0,73 km

= 730 m

g. Luas fault (A)

A = L*W

= 0,46 km * 0,73 km

= 0,3358 km2

= 335,8 m2

h. Slip (D)

M w=23

log M 0−6 . 07

3,6 =

23 log Mo – 6.07

3,6 + 6.07 =

23 log Mo

9,67 =

23 log Mo

9 ,672

3 = log Mo

14,43 = log Mo

Mo = 2,7 x 1014 Nm

2,7 x 1014 Nm = 3 x 1010 N/m * (335,8 m2) * S

2,7 x 1014 Nm = 1,0074 x 1013 * S

S =

2,7 x1014 Nm1, 0074 x 1013 m

S = 26,8 m

Jadi dengan demikian nilai Slip yang dihitung adalah sebesar 23,88 m dan perhitungan hasil

observasi adalah sebesar 26,8

M o=μ∗A∗S

kemudian diolah menggunakan software u ntuk menentukan vertical Displacement ,

maka dihasilkan hasil seperti dibawah ini