Pengenalan Metode W Phase

Metode W-phase adalah metode inversi penentuan mekanisme sumber gempa dengan memanfaatkan fase gelombang W-phase yang terekam pada seismograf yang berjarak cukup jauh dari sumber gempa (Kanamori, 1993). Istilah W-phase diperkenalkan oleh Kanamori untuk menamakan fase gelombang yang datang setelah gelombang P dan sebelum gelombang S. Fase gelombang ini teridentifikasi dengan jelas pada seismograf yang berjarak cukup jauh dari sumber gempa, yaitu seismograf regional dan global. W-phase pertama kali digunakan untuk menganalisis mekanisme sumber gempa dari gempa pembangkit tsunami Nicaragua 1992 yang dikategorikan sebagai tsunami earthquake. Metode ini berhasil dimanfaatkan dengan baik untuk menganalisis mekanisme sumber gempa untuk keperluan sistem peringatan dini tsunami antara lain di Japan Meteorological Agency (JMA) dan Pacific Tsunami Warning Centre (PTWC) (Kanamori dan Rivera, 2008; Rivera dan Kanamori, 2009; Rivera, Kanamori dan Duputel, 2010).

Gambar 1. Contoh rekaman asli sinyal broadband gempa beramplitude terjepit (di luar skala) dan dekonvolusi domain frekwensi (rekaman kedua dari atas) serta filter berulang dekonvolusi domain waktu dan perbesarannya (rekaman ketiga dan keempat). Dengan dekonvolusi domain frekwensi, amplitude terhimpit yang dihasilkan oleh W phase menjadi tidak dapat digunakan. Dekonvolusi domain waktu diproses dari masing-masing titik, dan amplitude terjepit dari W phase tersebut dapat ditutupi (Kanamori, dan Rivera, 2008).

Gambar 2. Inversi dari W phase gempa Bengkulu 2007 menunjukkan  mekanisme sesar gempa, t_h ,t_d ,Mw yang hampir samauntuk PDE (parameter awal dari CMT), centroid optimum, GCMT, dan CMT (Kanamori, dan Rivera, 2008

Luaran dari penerapan metode W-phase ini adalah berupa mekanisme sumber gempa, magnitudo monen (Mw), setengah durasi (th), dan centroid delay (td). Gambar 2 menunjukkan contoh hasil penerapan metode W-phase untuk gempa Bengkulu 2007. Dalam penelitian ini metode W-phase ini akan diterapkan untuk menganalisis mekanisme sumber gempa 30 gempa pembangkit tsunami yang terjadi pada kurun waktu 1990 – 2010. Data seismograf yang digunakan berasal dari jaringan seismograf regional Ina-TEWS dan jaringan seismograf global IRIS. Penelitian-penelitian sebelumnya menunjukkan bahwa gempa pembangkit tsunami di Indonesia terdiri dari jenis utama, yaitu: (1) jenis gempa pembangkit tsunami yang umum (tsunamigenic earthquake), dan (2) jenis gempa pembangkit tsunami lainnya (tsunami earthquake). Contoh tsunami-tsunami yang dibangkitkan oleh gempa jenis tsunamigenic earthquake antara lain adalah tsunami Biak 1996 dan tsunami Aceh 2004 (Ammon et al., 2005). Sedangkan contoh tsunami-tsunami yang dibangkitkan oleh gempa jenis tsunami earthquake antara lain adalah tsunami Banyuwangi 1994 dan tsunami Pangandaran 2006 (Fujii dan Satake, 2006). Analisis mekanisme sumber gempa dari 28 gempa pembangkit tsunami yang dilakukan pada penelitian ini diharapkan dapat memberikan gambaran tentang karakteristik gempa-gempa pembangkit tsunami di Indonesia. Dalam inversi W phase, point source dianggap telah dikerjakan oleh Harvard Global Centroid Moment Tensor (CMT) atau disebut centroid location. Point source mempunyai waktu yang berbeda-beda sesuai waktu asalnya. Jika keduanya diketahui, maka inversi menjadi linier terhadap elemen momen tensor Mij. Sensor yang digunakan adalah komponen Z. Untuk menghitung , pertama kali dihitung respon step function atau Green’s function untuk unit elemen momen tensor dengan source time function (moment rate function) dan memakai bandpass filter. Inversi dikerjakan dengan menggunakan metode Least-squares untuk 6 elemen momen tensor. Untuk sumber yang tidak mempunyai perubahan volume, bisa dibuat penyederhanaan, misalkan M33=-(M11+M22), sehingga menjadi 5 elemen untuk persamaan


Diasumsikan bahwa lokasi pusat (centroid location) dan fungsi waktu sumber (source time function) dapat diketahui. Jika mengikuti GCMT menggunakan fungsi sumber triangular maka ditemukan dua parameter kunci yaitu setengah durasi th (half duration) dan waktu tunda pusat td (centroid delay) untuk menggambarkan fungsi momen rata-rata (moment rate function). Paruh durasi adalah separuh lebar fungsi momen rata-rata triangular, dan centroid delay adalah posisi sementara penentuan lokasi epicentre dengan menggunakan metode tiga lingkaran dihitung dari waktu sumber (origin time). Untuk inversi W phase hanya diperlukan komponen vertikal Green’s function, tetapi untuk tujuan umum tetap menggunakan seluruh komponen pergeseran untuk mendapatkan 6 elemen momen tensor. Oleh karena itu pertama kali dihitung adalah 18 Green’s function untuk masing-masing stasiun, kemudian berikutnya akan dikurangi berdasarkan masalah simetri berdasarkan ketentuan Dziewonski (1981).Untuk suatu kedalaman dan jarak yang diberikan, dianggap stasiun di titik P berlokasi di utara sumber (azimut =0). Hanya 10 dari 18 yang tidak bernilai nol. Koordinat sistem sama seperti yang digunakan Harvard Global CMT untuk komponen vertikal, selatan, dan timur. Komponen pergeseran k mengarah pada sumber Mlm = 1, oleh uk(t,l,m), sehingga menjadi nilai pergeseran dari tiga komponen di titik P.

PUSTAKA

Abe K, (1981) : A new scale of tsunami magnitudo, Mt,, Tsunamis – Their Science and Engineering, edited by K. Iida and T. Iwasaki, 91-101.
Afnimar, Seismologi, Penerbit ITB, 2009.
Ammon CJ, Kanamori H, Lay T, dan Velasco AA, (2006) : The 17 July 2006 Java tsunami earthquake, Geophys Res Lett, 200233:24, doi:10.1029/2006GL028005.
Bilek SL., dan Lay T., (2002) : Tsunami Earthquake possibly widespread manifestation of frictional conditional stability, Geophys Res Lett Vol. 29, No. 14, 10.1029/2002GL015215,
Duputel, Z., Rivera, L., Kanamori, H., Weinstein, S., Hirshorn3, B., dan Vindell3, H., The W-Phase and PTWC’s sesponse to the Mw 8.8 Chile earthquake of February 27, 2010, (2010) : Institut de Physique du Globe de Strasbourg, UMR 7516 CNRS and UdS/EOST, Strasbourg, France, Seismological Laboratory, California Institute Of Technology, Pasadena, CA, USA, NOAA NWS Pacific Tsunami Warning, Ewa Beach, HI, USA.
Fujii Y, dan Satake K, (2006) : Source of the July 2006 West Java tsunami estimated from tide gauge records, Geophysical Research Letters, Vol. 33, L24317, doi:10.1029/2006GL028049, 2006.
Fukao Y, (1979) : Tsunami earthquakes and subduction processes near deep-sea trenches, J. Geophys. Res., 84, 2303-2314, 1979.
Hamilton W, (1979) : Tectonics of the Indonesian region, Geological Survey Profesional Survey, 1078
Hayes, G., Rivera, L., dan Kanamori, H., (2009) : Version of the W-phase : Realtime implementation and extension to low magnitudes, Seismological Research Letters, Vol. 80, No. 5, October 2009.
Handayani T, (2009) : W phase analysis for tsunami warning (Master Thesist), GRIPS, BRI, IISEE, Tsukuba Japan.
Kanamori H, (1993) : W phase, Geophys Res Lett 20:1691-1694.
Kanamori H, (1972) : Mechanism of tsunami earthquakes, Phys. Earth Planet. Inter., 6, 346-359, 1972.
Kanamori H, dan Given JW, (1981) : Use of long-period surface waves for fast determination of earthquake source parameters, Phys. Earth Planet. Inter., 27, 8-31.
Kanamori H, dan Kikuchi M, (1993) : The 1992 Nicaragua earthquake : A slow tsunami earthquake associated with subducted sediments, Nature 361, 714-716.
Kanamori H, dan Rivera L, (2008) : Source inversion of W phase : speeding up seismic tsunami warning, Geophys. J. Int. (2008) : 175, 222 – 238.
Kanjo, K., Furudate, T., Tsuboi, S., (2006) : Application of Mwp to the Great December 26, 2004, Sumatra Earthquake, Earth Planets Space, 58, 121-126
Latief, H., Puspito, N., dan Imamura, F., (2000) : Tsunami catalog and zones in Indonesia, Journal of Natural Disaster Science, Vol 22, Number 1, 2000, pp25-43.
Lomax A, Michelini A, dan Piatanesi A, (2007) : An energy-duration procedure for rapid determination of earthquake magnitudo and tsunamigenic potential, Geophys J Int., 170, 1195-1209.
Polet J, dan Kanamori H, (2007) : Tsunami earthquake, Encyclopedy of Complexity and Systems Science, Springer-Verlag 2009, 10.1007/978-0-387-30440-3_567, Robert A. Meyers.
Polet J, dan Kanamori H, (2000) : Shallow subduction zone earthquake and their tsunamigenic potential, Geopys J Int 142:684-702.doi:10.1046/j.1365-246x.2000.00205.x.
Pribadi, S., (2007) : A Prototype of Tsunami Data Base for Bengkulu Tsunami 1833, Master Thesist, IISEE, Tsukuba, Japan.
Rivera L, dan Kanamori H, Using w phase for regional tsunami warning and rapid earthquake hazard assessment, Int., Workshop on Earthquake Early Warning, Kyoto, Japan (Pers. Comm.).
Rivera L, Kanamori H, dan Duputel, Z., (2010) : The potential of the W phase algorithm for regional tsunami warning in Chile, Seismological Laboratory, Caltech, Pasadena, CA, USA, Institut de Physique du Globe de Strasbourg, CNRS and Universit ´e de Strasbourg, Strasbourg, France.
Suitsugu D, (1997) : Source Mechanism Practice, Institute for Research onEarth Evolution (IFREE) : Japan Agency for Marine-Earth Science and Technology (JAMSTEC).

Mekanisme Sumber Gempa (I)

Mekanisme terjadinya suatu gempabumi di dalam perut bumi sering dikaitkan dengan kombinasi gaya atau stress yang bekerja pada suatu batuan. Kombinasi stress, kompresi (tekanan kedalam) dan dilatasi (tarikan keluar), yang menyebabkan terjadinya suatu gempabumi dapat dimodelkan dengan mempelajari polarisasi gelombang gempabumi yang terekam pada komponen vertikal.

Model idealisasi dari mekanisme terjadinya suatu gempabumi dalam seismologi disebut dengan mekanisme fokus (focal mechanism). Melalui data seismogram bisa didapatkan banyak informasi gempabumi sehingga diketahui parameter gempabumi seperti : magnitude, kedalaman, lokasi, waktu asal gempabumi, termasuk juga mekanisme fokus. Dengan menganalisis mekanime fokus, kita bisa menganalisis sistem gaya-gaya tektonik yang bekerja pada suatu daerah (Puspito, 1997).

Sekarang kita tinjau bagaimana proses terjadinya sebuah gempabumi. Seorang ahli seismologi Amerika yang bernama Reid pada tahun 1906 mengadakan penelitian untuk membahas tentang proses pemecahan di sebuah sumber gempabumi pada gempabumi yang terjadi di San Andreas Fault. Pergeseran (displacement) dari Fault San Andres ini kebanyakan horizontal, dimana pada bagian timur (kanan) yang menghadap ke daratan Amerika bergerak ke selatan terhadap yang di sebelah barat (kiri) yang menghadap ke Pasifik.

Pada mulanya di dalam bumi terjadi gerakan yang terus-menerus, maka akan terdapat stress yang lama kelamaan akan terakumulasi dan mampu merubah bentuk geologi dari lapisan batuan. Berikutnya suatu lapisan batuan dikenai gaya stress sehingga terjadi perubahan bentuk geologi. Untuk daerah sebelah  kiri mendapat stress ke atas, sedangkan daerah kanan mendapat stress ke bawah. Proses ini berjalan terus sampai stress yang terjadi (dikandung) di daerah ini cukup besar untuk merubahnya menjadi gesekan antara kedua daerah. Lama kelamaan karena lapisan batuan sudah tidak mampu lagi untuk menahan stress, maka akan terjadi suatu pergerakan atau perpindahan yang tiba-tiba sehingga terjadilah patahan. Peristiwa pergerakan secara tiba-tiba ini disebut gempabumi. Teori ini dikenal dengan nama Teori Reid atau juga Elastic Rebound Theory.

Mekanisme fokus memberikan tambahan informasi mengenai parameter gempa bumi seperti jenis sesar gempabumi. Parameter sesar terdiri dari ukuran sesar yang dinyatakan dalam km (kilometer) yaitu panjang dan lebar. Selain itu terdapat jarak pergeseran, momen seismik, stress drop, serta source process atau prose pecahnya batuan saat terjadi gempa atau rupture process.

Strike adalah jurus sesar diambil dari permukaan sesar yang arahnya ditarik searah jarum jam (utara mata angin). Kisaran derajatnya dari arah 0° – 360°. Dip adalah sudut kemiringan sesar dari blok yang tegak (foot-wall block) diukur dari bidang mendatar horisontal. Ukuran sudut nilainya dari 0° – 90°. Sedangkan rake atau slip adalah arah pergerakan sesar tersebut diukur dari penampang muka sesar dengan arah diukur dari arah strike ke arah mana slip bergerak (berlawanan arah strike dan dip). Ukuran sudutnya dari arah -180° – 180°. Jarak pergeseran slip atau dislocation dinyatakan dalam besaran m (meter).

Dalam keadaan yang sebenarnya permukaan sesar (patahan) atau fault dapat mempunyai keadaan yang berbeda dan demikian pula dengan gerakannya dapat mempunyai arah yang berlainan sepanjang permukaannya. Dapat dibedakan atas tiga bentuk gerakan dasar dari sesar, yaitu : sesar mendatar, turun, dan naik.

Gerakan sejajar jurus sesar, disebut sesar mendatar atau strike slip fault. Stress yang terbesar adalah stress horisontal dan stress vertikal kecil sekali. Sesar relatif ke bawah terhadap blok dasar, disebut sesar turun / sesar normal atau gravity fault. Gerakan relatif ke atas terhadap blok dasar, disebut sesar naik atau thrust fault / reverse fault.