Relokasi Gempa, Geometri Zona Sesar Dan Kendala Pada Kecepatan Lateral Variasi Dengan Menggunakan Metode Penentuan Hiposenter Bersama (JHD) Di Wilayah Taiwan

1. Relokasi Gempa, Geometri Zona Sesar Dan Kendala Pada
Kecepatan Lateral Variasi Dengan Menggunakan Metode
Penentuan Hiposenter Bersama (JHD) Di Wilayah Taiwan
GRUP 3
Seismology
 FITRIANI [H221 12 287]
A.AGUSLIMI SHAFIRA PUTRI [H221 12 007]
DESI PUTRI ANANDA [H221 12 001]
FAUZIAH ALIMUDDIN [H221 12 253]
AKMAL [H221 12 268]
MUH. FAIZAL ADDI [H221 12 903]
FADHILA AMALIA [H221 12 272]
AZALIATUL HIDAYAH [H221 12 008]
Program Studi Geofisika Jurusan Fisika
Fakultas Matematika Dan Ilmu Pengetahuan Alam
Universitas Hasanuddin

2. Outline….
 Introduction
 Seismotectonic Background
 Method
 Data
 Results
 Conclusions

3. Introduction
Precise lokasi gempa telah menjadi salah satu tujuan utama penelitian
seismologi sejak data seismik yang tersedia karena memberikan wawasan
awal untuk mengamati kegempaan dan patahan atau struktur bawah
permukaan untuk pengamatan.
Kualitas lokasi dipengaruhi oleh keterbatasan yang ditetapkan oleh
kualitas data ( tersedia fase, rasio signal-to -noise, akurasi jam, akurasi
waktu kedatangan, dll), distribusi stasiun, sebelumnya informasi struktur
kecepatan di daerah, teknik untuk lokasi, dan lain-lain.
Struktur kecepatan di wilayah Taiwan tidak baik dijelaskan oleh model 1-
D kecepatan berlapis. Sebagai contoh, cekungan di sepanjang Dataran
Pesisir dan Foothills Barat dipenuhi dengan bahan sedimen kecepatan
sangat rendah. sementara bahan metamorfisme kecepatan tinggi terpapar
di Central Mountain Range. Selain itu, contoh ekstrim variasi kecepatan
lateral yang besar telah diakui di Selatan Taiwan.

4. Teknik JHD menghasilkan dua
hasil penting:
 Peningkatan parameter gempa
(hiposenter dan waktu asal)
 Koreksi stasiun.
Metode ini berpotensi paling
efektif untuk meminimalkan
kesalahan Model dan mencapai
lokasi gempa dengan penggunaan
model kecepatan 3-D yang
mencakup variasi kecepatan lateral
dan vertikal sedekat mungkin
dengan yang ada di bumi (Chenet
al., 2005).Topografi, batimetri dan pengaturan
tektonik Taiwan dan sekitarnya.

5. Seismotectonic Background
Salah satu proses tektonik paling aktif di bumi adalah yang diamati di
dalam dan sekitar pulau Taiwan di mana dua lempeng - lempeng
Eurasia dan lempeng Laut Filipina yang konvergen (Gambar 1).
Orogenesa Taiwan relatif muda pada skala waktu geologi. Bukti dari
studi tingkat sedimentasi dan paleomagnetisme menunjukkan bahwa
proses pembentukan gunung Taiwan mulai sekitar 4 juta tahun yang
lalu (Suppe, 1984).
Lempeng laut Filipina mensubduksi di bawah lempeng Eurasia di
sepanjang parit Ryukyu di timur laut Taiwan dan lempengan Laut Cina
Selatan lempeng Eurasia yang mensubduksi bawah lempeng Laut
Filipina sepanjang parit Luzon di selatan dari Taiwan.

6. Taiwan dapat dibagi lagi menjadi dua tektonik utama provinsi
dipisahkan oleh Longitudinal Valley (LV).
Provinsi timur terdiri dari Range Pesisir (CR) dan beberapa
pulau-pulau kecil. CR adalah sisa dari Neogen busur kepulauan,
yang merupakan ujung tombak dari lemepeng Laut Filipina.
Taiwan Barat umumnya diyakini terkait dengan landas kontinen
Eurasia (Ho, 1988) di mana kerak kegempaan secara luas
didistribusikan di antara berbagai unit tektonik.
Unit-unit tektonik dari barat ke timur terdiri dari Dataran Pesisir
(CP), kaki bukit barat (WF), jarak pusat pegunungan
barat(WCMR), dan jarak pusat pegunungan timur (ECMR).

7. Method
Inti dari teknik JHD terletak pada perlakuan terhadap
kemungkinan kesalahan karena model bumi terlalu
disederhanakan. Kesalahan diasumsikan berasal dari
penyimpangan kecepatan Model dari struktur bumi nyata:
(1) Dekat hiposenter,
(2 ) Dekat stasiun,
(3) Sepanjang jalan sinar.
Kesalahan yang disebabkan oleh penyimpangan dari model
kecepatan dekat daerah sumber dapat diabaikan dengan
memilih sekelompok gempa bumi dan menemukan mereka
secara bersamaan. Dua sumber kesalahan lain dapat
direpresentasikan bersama-sama dalam hal "koreksi stasiun"
setelah mengabaikan penyimpangan dekat hiposenter gempa
(Pujol, 1988).

8. Persamaan JHD yang digunakan untuk menentukan
hiposenter dari M direkam oleh sebagian atau seluruh
dari jaringan stasiun N ditulis sebagai:
Dimana
t0
ij kedatangan, tij adalah menghitung waktu tiba
didasarkan pada model kecepatan adalah diamati waktu
1-D.

9. tij ditulis lagi sebagai jumlah dari waktu asal awalnya
diperkirakan gempa j, Tj, waktu tempuh dihitung dari j-th gempa
dengan perkiraan lokasi (xj, yj, zj) ke-i stasiun, τij, dan koreksi
stasiun untuk stasiun ke-i, si. dTj adalah gangguan dari waktu asal
untuk j-th gempa.
dimana rj berisi rij residu, Aj adalah N × 4 matriks derivatif parsial
dihitung pada sumbernya, dXj adalah vektor waktu asal dan
penyesuaian hiposenter, Sj adalah N × N matriks diagonal dengan
yang untuk stasiun yang mencatat gempa dan nol sebaliknya, dan
ds adalah vektor penyesuaian koreksi dan ds adalah vektor
penyesuaian koreksi stasiun untuk ke si.

10. perkalian persamaan (3) oleh kualitas bobot matriks Wjdiberikan:
dimana Wj Sj telah digantikan oleh Wj. Persamaan (4)
menunjukkan penghubung antara lokasi gempa dan koreksi
stasiun.
Lokasi gempa dengan menggunakan teknik JHD umumnya
diyakini akan lebih akurat dalam arti relatif, dan kurang
dipengaruhi oleh pilihan kecepatan model struktur dari lokasi
peristiwa tunggal rutin.

11. Lokasi dari empat kelompok gempa yang
dipilih (G1 G4) untuk JHD analisis.

12. Penentuan hiposenter gempa dengan menggunakan
teknik JHD adalah proses berulang-ulang, sementara
setiap iterasi memiliki dua langkah. Koreksi stasiun
ditentukan pada langkah pertama dari setiap iterasi
dengan hiposenter gempa saat ini dan waktu mula-mula.
Pada langkah kedua, hiposenter gempa dan waktu asal
ditentukan dalam arti least square menggunakan koreksi
stasiun ditentukan pada langkah pertama dan waktu
mula-mula.

13. Data
Gempa bumi di pulau Taiwan dan sekitarnya
dipantau oleh Taiwan Seismic Network (TSN )
dioperasikan oleh Central Weather Bureau (CWB).
 Peristiwa di Grup 1 terletak sebagian di wilayah
1999MW = 7,6 Chi - Chi gempa ( Shinet al
.,2000) dan gempa susulan di tengah pulau
Taiwan.
 Peristiwa di Grup 2 yang terletak di daerah
Hualien, di utara Longitudinal Valley, di mana
tumbukan paling maju berlangsung .

14.  Grup 3 yang dipilih dari Longitudinal Lembah
selatan dan Range Pesisir .
 Acara di Grup 4 yang terletak di dekat kesalahan
Chao - Chou di selatan Taiwan, di mana bantuan
topografi yang signifikan diamati di seluruh
kesalahan.

15. Station koreksi untuk acara di Grup 1. (A) koreksi stasiun JHDP-gelombang, (b) koreksi
stasiun gelombang JHD S, (c) koreksi JHD stasiun P-gelombang untuk tes sintetis, dan (d)
Stasiun JHDS gelombang koreksi untuk tes sintetis. Stasiun seismik CWB ditandai
dengan segitiga. Stasiun yang dipilih untuk analisis JHD untuk kelompok ini akan
ditampilkan sebagai segitiga tertutup. Jumlah di sebelah kanan setiap segitiga tertutup
menunjukkan sesuai koreksi stasiun JHD nya.

16. Tabel 2. Rata-rata waktu asal (kedua) dan lokasi hypocentral (km) dari
empat kelompok gempa bumi setelah JHD relokasi. DT: pergeseran
waktu asal; DEW, DNS: pergeseran episentral di EW dan NS arah; DH:
pergeseran horisontal, DZ: pergeseran mendalam (bawah positif).

17. Relokasi Gempa menggunakan teknik JHD untuk acara di Grup 1. (A) lokasi gempa awal
ditentukan dan dilaporkan oleh CWB, (b) episenter gempa setelah JHD relokasi, (c)
penampang silang dari hiposenter awal ditentukan oleh CWB bersama AA, dan (d)
penampang melintang dari hiposenter direlokasi sepanjang AA.

18. Results
 Untuk Grup 1, Koreksi stasiun JHD bervariasi
atas berbagai macam: -0.91 menjadi 0,81 detik
dan -1,96 hingga 1,62 kedua untuk gelombang P
dan S.
 Kelompok 2 termasuk 1.001 peristiwa yang
dikurangi menjadi 671 setelah iterasi terakhir.
Koreksi stasiun bervariasi dari -1,07 sampai
1,30 detik dan 1,61 -2.35 kedua untuk masing-
masing gelombang P dan S.
 Kelompok 3 terdiri dari 811 gempa bumi dengan
gempa bumi 647 tersisa setelah lima iterasi.

19. Tes Sintetis
Pujol (1995, 2000) mengusulkan cara untuk
menggunakan metode JHD secara independen
memverifikasi keabsahan resultan Model
kecepatan 3-D yang diperoleh dari 3-D tomografi
inversi. Dalam metode ini, waktu kedatangan
sintetik dihitung berdasarkan independen.

20. Relokasi Gempa menggunakan teknik JHD untuk acara di Grup 2. Peta dilihat
dari (a) lokasi gempa awal ditentukan dan dilaporkan oleh CWB, dan (b)
direlokasi episenter setelah JHD relokasi. Pandangan penampang dari
hiposenter gempa awal sepanjang AA dan sepanjang B-Bby CWB dan dengan
relokasi JHD ditunjukkan dalam (c) dan (d), dan (e) dan (f), masing-masing.

21. Teknik JHD kemudian diterapkan pada data sintetik
untuk merelokasi acara, untuk menghasilkan koreksi
stasiun sintetis.
JHD P - dan S -gelombang koreksi stasiun diperoleh
dari kumpulan data buatan yang disajikan bersamaan
dengan koreksi yang diperoleh dari kumpulan data yang
nyata.

22. Struktur kegempaan dan bawah permukaan
Pola hiposenter direlokasi di Grup 1 menunjukkan
sebuah cluster dangkal eastdipping dan cluster barat.
Station koreksi dan variasi kecepatan lateral
Banyak penelitian sebelumnya menunjukkan bahwa
variasi dalam koreksi stasiun memiliki hubungan
dekat dengan variasi kecepatan lateral (Pujol, 1992;
Pujol, 1996; Pujol, 2000).

23. Relokasi hiposenter gempa (a) dalam tampilan peta dan (b) dalam tampilan cross-
sectional sepanjang B-B’ di lembah longitudinal dan dataran pesisir bagian utara.
Sebuah struktur bawah permukaan seismogenik disimpulkan dari relokasi hiposenter
gempa yang ditunjukkan oleh garis putus-putus. Solusi mekanisme fokus ditentukan
oleh BATS juga ditampilkan lebih rendah-proyeksi belahan bumi dalam (a) dan dalam
tampilan cross-section (b). mekanisme focus relokasi gempa jelas menunjukkan bahwa
patahan terpecah oleh tekanan. Tanda bintang menunjukkan lokasi gempa BATS.

24. Sama seperti pada gambar diatas, tetapi A-A’ merupakan lembah
longitudinal dan rentan pesisir bagian selatan.

25. Skema dari jalur gelombang yang berasal dari gempabumi berkumpul pada permukaan
stasiun. Gelombang yang tiba di stasiun berasal dari kelompok yang berbeda dan
memiliki jalur tempuh berbeda hanya pada lapisan atas dekat stasiun. Kekonsistenan
pola koreksi positif dan negative stasiun menunjukkan bahwa pada bagian atas kerak,
dimana dilalui oleh dua atau lebih kelompok gelombang. Dan bertanggung jawab atas
anomaly koreksi stasiun JHD.

26. Secara umum, pola koreksi stasiun P-dan S-gelombang
JHD meniru geologi Timurlaut-Baratdaya permukaan
trending. Hal ini juga diamati bahwa variasi dari stasiun
koreksi dalam setiap tektonik Unit relatif kecil.
Pemeriksaan distribusi koreksi stasiun JHD untuk
Kelompok 1 menunjukkan bahwa material bawah
permukaan bawah Central Mountain Range memiliki
kecepatan yang lebih tinggi daripada bahan di bawah
Foothills Barat dan Coastal Plain miliki.

27. Conclusions
 Teknik JHD telah diterapkan untuk empat kelompok
gempa. Hiposenter gempa umumnya lebih
berkerumun setelah relokasi JHD, yang kemudian
dapat dikorelasikan dengan struktur bawah
permukaan yang bertanggung jawab atas kegempaan
regional.
 Hasil dari relokasi JHD juga menunjukkan bahwa
lokasi gempa asli ditentukan menggunakan 1-D
sederhana lapisan homogen, model kecepatan
dikenakan pergeseran horizontal dan vertikal relatif
besar setelah variasi kecepatan lateral benar
diperhitungkan pada relokasi JHD.

28.  Koreksi stasiun relatif seragam dalam setiap unit
tektonik.
 Pola koreksi stasiun JHD juga dapat memberikan
tambahan informasi sebuah priori untuk membangun
lebih baik model awal untuk meningkatkan resolusi
kecepatan 3-D inversi.

29. Terima
Kasih