LAPORAN PRAKTIKUM SEISMOLOGI EPISENTER, HIPOSENTER DAN MAGNITUDO LOKAL
Oleh: RURRY ELSA LORENZA (12314016 ROSLIANI !IDIA !IDIA PAMUNGKAS PAMUNGKAS (1231402" HARITSARI DE!I (12314030
ASISTEN : #ADHLI RAMADHANA ATARITA (1231302" ZAKARIA SO#YAN LAKSAMANA (123130$0
LA%ORATORIUM SEISMOLOGI, PROGRAM STUDI TEKNIK GEO#ISIKA, INSTITUT TEKNOLOGI %ANDUNG 2016
EPISENTER, HIPOSENTER, DAN MAGNITUDO LOKAL RURRY ELSA LORENZA N& (12314016 ROSLIANI !IDIA PAMUNGKAS (1231402" HARITSARI DE!I (12314030 A%STRAK Hiposenter atau focus adalah titik di dalam bumi tempat bermulanya gempa bumi. Episenter adalah proyeksi hiposenter pada permukaan bumi. Dalam praktikum ini, episenter dan hiposenter ditentukan dengan metode lingkaran dan metode inversi. Metode lingkaran menggunakan selisih waktu tiba gelombang P dan S yang terekam pada stasiun gempa. Perpotongan garis bagi ketiga lingkaran adalah episenter. Metode inversi gradient atau metode pemodelan ke depan forward modeling! menggunakan data waktu tempuh gelombang dengan menentukan data observasi dan parameter terlebih dahulu yang kemudian diiterasi terus menerus sampai mendekati nol. Magnitude lokal adalah ukuran logaritmik dari kekuatan gempa bumi atau ledakan yang berdasarkan pengukuran instrument yang dikembangkan oleh "ichter. Magnitudo local dapat ditentukan dari amplitude maksimum sinyal yang tercatat di seismogram dan #arak episenter ke stasiun. $empa mikroseismik
bermagnitudo kurang dari sama dengan % S" Kata kunci: hiposenter, episenter, inversi, lingkaran, magnitude local.
A%STRA'T &he hypocenter or focus is the actual point where earth'uakes begin. &he epicenter is the point on the earth(s surface that is directly above the hypocenter. Epicenter and hypocenter can be determined by triangulation method and inversion method. &riangulation method used the difference between the arrival times of the first P and the first S arrivals to calculate a distance to the epicenter. &he distances from each station are then plotted on a map as circles and when % or more circles are plotted they should intersect at a point or at least in a small area around the epicenter. )nversion method or forward modeling determine the epicenter and hypocenter by using travel time with some parameters and observed data which is then iterated until the value is around *ero. +ocal magnitude is a logarithmic scale of an earth'uake developed by "ichter and based on the instrument. +ocal Magnitude can be obtained from the maimum amplitude of a signal recorded on seismogram and the distance between epicenter and station. &he magnitude of microseismic earth'uakes are less than % "ichter Scale. Key words: hipocenter, epicenter, inversion, triangulation, local magnitude.
PENDAHULUAN
Gempabumi merupakan suatu fenomena alam sebagai manifestasi perilaku bumi yang bersifat dinamis yang mengubah kenampakan permukaan bumi seperti sekarang ini. Gempabumi adalah peristiwa pelepasan energi secara tiba-tiba oleh kulit bumi yang patah untuk kembali ke keadaan semula akibat adanya gaya tegangan dan regangan yang sedemikian besar sehingga melampaui kekuatan kulit bumi. Energi yang release itu disebarkan ke segala arah dalam bentuk gelombang seismik dan dapat disebabkan oleh pergerakan lempeng, aktivitas vulkanik, ledakan nuklir, atau yang lainnya. Seismologi merupakan suatu pembelajaran yang efektif untuk mengetahui lebih dalam mengenai pembangkit, penjalaran dan perekaman gelombang elastik didalam bumi. Salah satu pembangkit gelombang yang dapat bersifat merusak adalah gempa bumi, oleh sebab itu diperlukan kajian mendalam mengenai segala hal yang berkaitan dengan gempabumi. Lokasi gempa bumi dapat mengidentifikasi adanya struktur bawah pemukaan. i samping itu, penentuan loaksi kejadian gempa dengan picking arrival time !penentuan waktu tiba" gelombang gempa secara manual atau otomatis dapat memberikan gambaran mengenai aktivitas tektonik di bawah permukaan bumi. Laporan praktikum ini akan membahas mengenai bagaimana menentukan episenter dan hiposenter gempabumi dengan metode dasar yakni metode lingkaran dan metode inversi gradien serta menentukan nilai magnitudo dari suatu gempabumi
LATAR %ELAKANG
Salah satu motivasi dalam studi gempabumi adalah ingin mengetahui kerusakan yang diakibatkan oleh gempagempa besar yang banyak menimbulkan korban jiwa dan melumpuhkan perekonomian. #esiko gempa sendiri terhadap kehidupan manusia dapat dikurangi dengan usaha-usaha mempelajari parameter fisisnya. $ika gempabumi berada di dasar lautan maka dapat menyebabkan timbulnya gelombang tsunami yang menghantam ke daratan. %arena itu ketika terjadi gempabumi, perlu ditentukan parameter-parameter dari gempa, yaitu & waktu tiba gelombang !origin time", episenter dan hiposenter gempa, kedalaman gempa, kekuatan gempa !magnitudo" dan intensitasnya. 'etode mikroseismik atau microearth(uake !yang kemudian populer dengan nama gempa mikro" adalah salah satu metode geofisika yang digunakan untuk mengidentifikasi adanya gempagempa kecil !)*+ S#". 'etode ini dapat menunjukkan sebaran ona-ona kejadian gempa melalui letak hiposenter dan episenter. enentuan pusat suatu gempa sendiri dimulai oleh pembacaan seismogram yang mengandung beberapa informasi penting yaitu waktu kedatangan gelombang ,S,L dan # serta rata-rata kecepatannya. nfomasi inilah yang nantinya dapat digunakan untuk menentukan jarak penjalaran gelombang dari pusat gempa ke stasiun serta berapa kedalaman suatu fokus gempa. Selain itu, diperlukan juga data posisi stasiun dan model kecepatan gelombang seismik. Sedangkan untuk penentuan magnitudo gempa memerlukan pengukuran amplitude, dan periode atau lamanya gelombang tersebut tercatat di suatu stasiun. %emudian episenter dan hiposenter gempa tadi dapat ditentukan secara manual dengan beberapa
metode sederhana yang akan dibahas lebih lanjut pada laporan praktikum ini. TEORI DASAR /iposenter adalah titik kejadian gempabumi di fokus !bagian dalam bumi", sementara episenter adalah proyeksi dari hiposenter di permukaan bumi. efinisi tersebut dapat diilustrasikan sebagai berikut &
Gambar 0. Gambaran titik hiposenter 1 dengan kedalaman h, jarak episenter 2 dan jarak hiposenter . S adalah stasiun pengamatan dan E adalah titik episenter.
E) !/) Te+ Ge5 (O.Te Me-..-/- D. !+)
ata yang diperlukan adalah waktu tiba gelombang !t " dan waktu tiba gelombang S !tS". engan memplot t tarhadap t-tS dari semua data yang dipicking dari semua stasiun, maka kita kita akan dapat menentukan waktu terjadi gempa t 3 seperti yang terlihat dalam gambar !4" yang merupakan titik potong garis regresi terhadap sumbu ordinatnya. Estimasi garis regresi ini dapat dengan mudah dilakukan dengan memakai metode least s'uare untuk polinom orde satu. 5ara seperti ini bisa dimengerti karena berdasarkan rumus.
Selanjutnya jarak hiposenter dapat dihitung dengan rumus sederhana berikut&
'etode yang digunakan untuk menentukan posisi episenter dan hiposenter gempabumi bermacam-macam dan terus berkembang sampai saat ini. 'etode yang cukup sederhana dalam penentuan episenter yakni metode lingkaran, baik untuk kasus dua atau tiga stasiun. 'etode ini didasarkan pada satu asumsi atau anggapan bahwa gelombang seismic merambat dalam lapisan homogen isotropis sehingga dianggap kecepatan gelombangnya konstan dalam perambatannya. Gambar 4. 5ontoh diagram 6adati
& Me)*+ L-./-
'etode ini merupakan metode paling sederhana dalam menentukan episenter, yakni hanya menggunakan selisih waktu tiba gelombang dan gelombang S yang terekam pada masing-masing stasiun gempa.
Pe-e-)- E5e-)e U-)/ K T. S)7uat lingkaran dengan pusat posisi masingmasing stasiun dengan jari-jari . ada daerah yang dibatasi oleh perpotongan ketiga lingkaran, tarik ketiga garis dari titik-titik perpotongannya sehingga
diperoleh suatu segitiga. erpotongan garis bagi ketiga sisi segitiga tersebut adalah episenter gempa yang dicari.
erhitungan waktu tempuh gelombang modeling ini tentu saja membutuhkan struktur kecepatan, dalam hal ini kecepatan gelombang . :ntuk kasus medium homogen dengan kecepatan konstan ;, tcal dapat dirumuskan sebagai berikut & ( x i− x )2 +( y i− y )2 +( z i− z )2 √ cal t i = f i ( ´ m )=t 0 + ∝
Gambar +. Estimasi episenter untyuk kasus tiga stasiun
Pe-e-)- Ke+l- Ge5 ari gambar !0", kedalaman gempa dengan mudah dirumuskan, yaitu
dimana !9i ,yi, i" adalah koordinat stasiun ke i. erhitungan ini disebut proses permodelan kedepan. rosedur dasar dalam pemecahan masalah non-linier ini adalah dengan cara linierisasi persamaan diatas dan m dihitung secara iterasi. 8& Peh)-.- M.-)+* L*/l 'agnitudo lokal dari suatu gempa dapat dihitung dengan menerapkan perumusan asli dari #ichter
8lternatif lain, kedalaman juga bisa dihitung dengan hubungan trigonometri. & Me)*+ I-7e G+ealam metode inverse ini, kita harus menentukan dulu data observasi yang kita pakai dan parameter yang kita inginkan. alam kasus penentuan lokasi gempa, data yang digunakan adalah data waktu tempuh gelombang, misalnya gelombang . ata ini bisa ditulis sebagai suatu kumpulan data observasi * !t0obs, t4obs, ... ,t nobs" dari n stasiun gempa. arameter yang ingin kita tentukan !biasa disebut parameterisasi model" adalah lokasi gempa * !9, y, ". Sekarang bagaimana kita menentukan parameter tersebut dari data observasi. de dasar dari masalah inversi adalah perhitungan secara modeling !t0cal, t4cal, ... , tncal" sebagai fungsi dari parameter , mendekati data observasi . Secara matematis dapat ditulis sebagai berikut.
PENGOLAHAN DATA I&
L-./h Pe-.e-
8. enentuan Episenter dan /iposenter dengan 'etode Lingkaran 0. 'enghitung jarak hiposenter !" dengan t3 dan t p dari diagram wadati pada praktikum sebelumnya dan < p yang sudah ditentukan. #umus menghitung jarak hiposenter adalah sebagai berikut
D =V p ( t p− t 0 )
4. 'emilih + stasiun yang akan diplot +. 'embuat lingkaran dengan pusat posisi masing-masing stasiun dengan jari-jari
=. ada perpotongan + lingkaran, tarik ketiga garis dari titik-titik perpotongannya sehingga diperoleh suatu segitiga
dari n stasiun gempa. arameter yang ditentukan adalah lokasi gempa
´ =( x , y , z ) m 2. 'enentukan
waktu tempuh gelombang modeling dengan rumus sebagai berikut ( x i− x )2 +( y i− y )2 +( z i− z )2 √ cal t i = f i ( ´ m ) =t 0 + ∝
dimana
!9i,yi,i"
koordinat >. ari segitiga tersebut, buat garis bagi ketiga sisi segitiga sebagai episenter gempa yang dicari ?. :ntuk mencari gunakanlah 2
h
2
hiposenter, rumus
2
= D −∆ dengan h adalah
kedalaman, adalah jarak hiposenter, dan @ adalah jarak episenter ke stasiun.
stasiun
ke
dihitung secara iterasi langkah sebagai berikut, nilai 1. Aentukan m´
0
0
0
adalah
´ m
i.
dengan awal
0
=( x , y , z , t ) yang bisa 0
diperkirakan dari metoda lingkaran. 2. roses linierisasi dilakukan dengan cara ekspansi Aaylor dari persamaan t cal di sekitar nilai awal.
3. 7. enentuan Episenter dan /iposenter dengan 'etode nversi Gradien 0. 'enentukan data observasi dan parameter. ata observasi berupa data waktu tempuh gelombang yang bisa ditulis seperti
d´ =( t 1 , t 2 , … . , t ) obs
obs
obs n
Lakukan koreksi atau pembaruan nilai awal di langkah 0 dari solusi persamaan inversinya 1
0
1
0
x = x + ∆ x
0
y = y + ∆ y
0
z
1
0
= z + ∆ z
1
0
0
t 0 =t 0 + ∆ t 0
iterasi sehingga didapat jumlah selisih data observasi dengan kalkulasi.
0
4. $adikan hasil langkah + sebagai nilai awal baru dan ulangi langkah 0 sampai + secara 5. enentuan 'agnitudo Lokal 0. lot t p terhadap ts-t p dari semua data 4. /itung jarak hiposenter untuk semua stasiun dan tabelkan +. Aentukan episenter dan hiposenter dengan metode lingkaran kasus tiga stasiun =. Aentukan episenter dan hiposenter dengan metode lingkaran dari semua stasiun >. 7andingkan dan analisa dua kasus tersebut ?. emograman metoda inversi gradient B. /itunglah magnitude lokalnya. D& II& D) +- %e) Se*
1. St as iu n
I. n n Je + 0 = B 8$.c3 > 3 0
G. : A '
/. : A '
C
D
. ! k m "
#. ! k m "
88. BK>. K
87. 40 + . 0 +
8%. BKK. 0 4
8L. 43 0 . = =
. Ap
S. !s"
85. >K.
8'. >K.
E. Event 0 %. A r a $. A v o el ti m e A. !s "
:. !s "
8. >?.+4 = 4
8E. 4.4B 4 B 0
8. >?.+4 = 4
8F. 4.=0 B B 0
L.
<. ! k m " 81.0 0 . + ? + ? 8.0 4 . 3 K K ?
'.
6. !k
8G. B.
8. 03
. 8 m pl
F. 'a gni tud e
C. !H m"
8/. =.0> BB >
8. 0.> = +?
8#. =.30 =4 +
8S. 0.=3 ?
8A.n n Je + 3 ?
8:. B0. + + >
8<. 0 K . 3 >
86. >.
8C. >?.+4 = 4
8D.4 . = B B 0 7.
7E. Stasi u n
7D. nnJe + 0 = B 5. n n J e + 3 > K 5S.n n J e + 3 ? K D'& E. Sta
71.: A '
7G. :A '
C
D
7.! k m "
7. !km "
7I. BK>. K
58. 40 + . 0 +
5$. B K . + 3 B
5%. 0 . 4 =
5A.B > . B 3 ?
5:. 0 . > =
1.: A
G. :A
7/. A
7. Ao
8I. 0=.B + K ? Event 4 7$. A r a v e l
78. 04
7%.
77. 4?.K? +3 >
7L. e
75. 0.K?0 K
7'. 8mpl
t i m e 7#. !s"
57. >.
5L. >.
5<. >.
/. tp
7S.!s"
7A.! s "
7:. !km "
55. +.0B00 ?3?
5. 0.KK + K K
5E. .=0 = 4
5'. +.0B00 ?3?
5. 4.+> B K K
5F. 00.B K =
56. +.0B00 ?3?
5C. 4.?K = K K
5D. 0+.= 4 = =
. . t 3
Event + $. Arave l
%.
7<. !k
76. !Hm"
51. ?
5G. 0=.>4 >0 4
5. 03
5. 3.3+K K? 4
5I. 00
8. 0>.+? B +
L. d
7. 'ag t
'. 8mpl
5/. 3.K4
5#. 0
7. 0.>K
. 'a
'
' Aime
C .! m "
D. e+
E. e+
ES. e+
D . !m"
I. B> B 3 ?
E8. 0 > + K
E$. B B B K 4 4
E%. 0 0 B 0
EA.B K > K 3 3
E:. 40 + 0 + +
#. !s"
E7. >.
EL. ?.
E<. =.
S. !s"
A. !s"
E5. +.0= + 4 K
E. 4.?4
E'. +.0= + 4 K
E. +.+=K
E6. +.0= + 4 K
EC. 0.K=K
:. !km" EE.0 + . 0 = + + ? EF. 0?.B + K + ? ED. . 4 + K + ? 4
<. !
E1. 0
E. 0
EI. ?
6. !Hm"
EG. >.K=0
E. .=0
18.B. 0= 0
E/. 0.0
E#. 0.B
17.
#'&
1. 1E.S t a s i u n 1D.e + 3 ? K G. e + 3 B 0
11. : A '
1G. :A '
C 1. ! m " 1I.B > B 3 ? G$.B B B K 4 4
D 1. !m" G8. 0 > + K G%. 0 0 B 0
1/. tp
1. t3
1#. !s"
1S.!s "
G7. 4K.
GL. 4K.
G5. 4>.+ ? + > G'. 4>.+ ? + >
Event = 1$. Arave l Aime
1%.
1A.!s"
1:. !km"
G. 4.B+B
GE. 0+.?K + 4 ?
G. +.+
GF. 0?.= K 4 ?
1L. d
1<. !
G1. 0
G. 0
1'. 8mpl
1 '
16. !Hm"
GG. +3.4K
G. +4.4+K
G 0.
G 4.
GS. e+0 = B
GA. BK>K 3 3
G:. 40+ 0 + +
G<. 4B.
G6. 4>.+ ? + >
GC. 0.4
GD. .>K 4 > B
GI. ?.
/8. 4K.K4K
/ 0.
H'&
/.
/E. Sta
/D. e+
. e+
S. e+
/1.: A '
/G. :A '
C /.! m "
D /. !m"
/I. B> B 3 ?
8. 0 > + K
$. B B B K 4 4
%. 0 0 B 0
A. B K > K 3 3
:. 4 0 + 0 + +
Event >
//. tp
/. t 3
/$. Arav el Aime
/%.
/#. !s"
/S. !s"
/A. !s"
/:. !km"
7. ?3
L. ?0
<. >
5. > ? . B B K + '.> ? . B B K + 6.> ? . B B K +
. +.+= +3?? >+>
. =.4+ ?3?? >+>
C. 4.>K +3?? >+>
E. 0 ? . B 0 > + + F. 4 0 . 0 K 3 + + D. 0 4 . 0 > + +
/L. d
/<. !
1. 0
. 0
I. ?
/'. 8mpl
/6. !Hm"
G. 4. 3B =4 KB K
/. 3. = 3
. 3. B+ 44 ++ K
#. 3. 3 B
$8.3. 40 K3 =? 0
$7. 3. 3 3
9'&
$. Event ? $E. Sta
$1. : A '
$G.: A '
C $. ! m "
D $.! m "
$/. tp
$. t 3
$#. !s"
$S. ! s "
$$. Arav el Aime $A. !s"
$%.
$:. ! k m
$L. de
$<. !k
$'. 8mpl $6.!H m"
/. 'ag
$. 'ag nitud o
" $D. e+
%. e+
%S. e+
$I. B > B 3 ? %$.B B B K 4 4 %A. BK> K 3 3
%8. 0 > + K %%. 0 0 B 0 %:. 40 + 0 + +
%5. 4=.0 = 0 B %'. 4=.0 = 0 B %6. 4=.0 = 0 B
%7. =4
%L. =4
%<. ==
%E. 0K.4 4 B 3 + %F. 0B. ? > 3 + %D. 43.+ 3 3 +
%. 0K.44B3 +=+4
%. 0B.?>3 +=+4
%C. 43.+33 +=+4
%1. .
%.
%I. 04
%G. +.3B> >? 3>
%/. 3.?>K0? B33=
%. >.=+= =K 0=
%#. 3.KKKK? B=++
L8. 4.?0 + >K
L7. 0.3>=+ KK+4
L'&
L. Eve n t L%. 0
L. 4
L:. +
LI.=
'E. > '$. ? MO& MP& M&
LE./ LL.B.? 0= 4K B L. B.3??K ?= L<.B.B 0B ?+ = '8. K.4444 =B '1. 00.K 40 '%. 0>.?BB ?=
L1. Episenter LG. !9,y"
L/.
/iposenter L. !9,y,"
L$. 'ag nitu do
L'.
!B4.> M 403.+"
L.
!B4.>M403.+MB. ?0=4KB"
LF. 0.K>K4
L#.
!B3.? M 43.4"
LS.!B3.?M43.4MB.3??K?= "
L6.
!BK.4M 43K"
LC.
!BK.4M 43KM B.B0B?+= "
LA. 0.0K 3=3 0 LD.0.0+ 3>+ =
'7.
!BK.+M 43B."
'5.
!BK.+M 43B.M K.4444=B"
'G.
!B0.04> M43.KB>"
'/.
!B0.04>M43.K B>M 00.K40"
'L.
!BK?.B>M 433.+B>"
''.
!BK?.B>M433.+B >M 0>.?BB?="
'. 0.B>0?4 4 '.3.4+ K0? K '. 3.K?0B= =
MR&
'S.
E vent
5.
0
$. 4 .
+
C.
=
FE.
>
FL.
?
'A. '6. Co . B4.> %. B3.? #. BK.4 D. BK.+ F1.B0.0 4> F'. BK?.B>
+ Lingkaran
':. nversi 'I. 8. Co Do G. /. BK.+ 43K.4 . F. B4.? 43.+ :. <. BK.+ 43K F7. F5. BK.4 43K F. BK. F$. 43K F.BKB. F. K 43+
'C. Do E. 403.+ L. 43.4 S. 43K I. 43B. FG. 43.KB> F. 433.+B>
'D. Io 1.B.?0= 4KB '. B.3??K?= A. B.B0B?+= F8. K.4444=B F/. 00.K40 FF. 0>.?BB?=
DAN
sehingga didapatkan titik E yang terbaik. engan demikian metode ini kurang dapat diandalkan, karena kualitas penentuannya tergantung pada ketelitian penggambaran ketiga lingkaran stasiun. Sedangkan pada metode inversi hasil koordinatnya akan berbeda dengan metode pertama !dapat dilihat pada tabel diatas". 'etode inversi menggunakan data waktu tiba gelombang dan gelombang S dengan anggapan yang digunakan adalah bahwa bumi terdiri dari lapisan datar yang homogen isotropik, sehingga waktu tiba gelombang gempa yang karena pemantulan dan pembiasan untuk setiap lapisan dapat dihitung. 7erdasarkan sebaran kedalaman !hiposenter" dari metode tiga lingkaran,kedalaman berkisar antara B km sampai 0? km, sedangkan dengan metode inversi didapat kedalaman lebih dangkal sekitar 3.+ km sampai 00 km dengan mempertimbangkan faktor adaptive
FS. OT& DISKUSI PEM%AHASAN
F:. ada metoda garis berat tiga lingkaran, data yang digunakan adalah data waktu tiba gelombang dan S dari beberapa stasiun pencatat yaitu minimal tiga stasiun pencatat, didapat data episenter !9,y" dan hiposenter !9,y," dari ? event ini. Episenter dan hiposenter event pertama berkoordinat !B4.>M403.+MB.?0=4KB", event kedua berkoordinat !B3.?M43.4MB.3??K?=", event ketiga berkoordinat !BK.4M 43KM B.B0B?+=", event keempat berkoordinat !BK.+M 43B.M K.4444=B", event kelima berkoordinat !B0.04>M43.KB>M 00.K40", dan event keenam berkoordinat !BK?.B>M433.+B>M 0>.?BB?=". ada penggunaan praktis, metode ini dilakukan dengan cara berulang-ulang mencoba membuat lingkaran ketiga
7. Io . >. .4. 6. 3.=3K F. 3.+?K F%. +.0K F#. 03.>
damping. nput data untuk menjalankan program ini adalah posisi seismometer, waktu tiba dan struktur kecepatan dengan posisi sumber yang terletak di tengah dan terkepung jaringan seismometerN penerima merupakan posisi ideal dalam penentuan koordinat hiposenter !8ndri, 433?". Eventevent ini bermagnitudo dibawah + S# yaitu sebagai berikut, event 0 adalah 0.K>K4 S#, event 4 adalah 0.0K3=30 S#, event + adalah 0.0+3>+= S#, event = adalah 0.B>0?44 S#, event > adalah 3.4+0?K S#, dan event ? adalah 3.K?0B== S#. Aerlihat bahwa semakin jauh jarak antara episenter dari stasiun pencatat, semakin kecil magnitudo yang didapat, hal ini dikarenakan adanya faktor atenuasi dan geometrical spreading. O;&
KESIMPULAN
0. osisi hiposenter dan episenter sangat bergantung pada kebenaran nilai waktu tempuh t , selisih waktu t dan t S, posisi seismometer dan struktur kecepatan lapisan.. 4. ata episenter dan hiposenter berbeda antara metode satu dengan yang lain, dikarenakan metode tiga lingkaran hanya menentukan lokalisasi saja sedangkan dengan metode inversi digunakan 8daptive amping untuk merelokalisasi ulang ke bentuk yang lebih baik untuk menghasilkan episenter dan hiposenter sebenarnya. +. 7esarnya magnitude sangat dipengaruhi oleh 8mplitudo gelombang yang bergantung pada lapisan penyusun permukaan tanah.
=. Gempa mikroseismik bermagnitudo kurang dari sama dengan + S# >. Semakin jauh jarak antara episenter dari stasiun pencatat, semakin kecil magnitudo yang didapat karena adanya faktor atenuasi dan geometrical spreading. O!&
DA#TAR PUSTAKA
O<&
8fnimar.433.Seismologi.-
andung Penerbit )&-. FD.
etunjuk
elaksanaan
raktikum Seismologi 430=. FI. Seismic
%ennet,
7.L..,
Araveltime
Aable,
!0>", 8merican
Geophysical :nio. P/.
uspito,
OStruktur %ecepatan dan
%oreksi
anang
A.,
Gelombang Gempa
Stasiun
Seismologi
di
ndonesiaP 0MS 1ol.2.3o.4,5ktober 2667 P%&
U85- )e/h
5.
uji syukur %ami panjatkan
kepada Auhan Dang 'aha Esa karena atas rahmat-ya, %ami dapat menyelesaikan laporan praktikum Seismologi OGelombang Seismik dan 8nalisis SeismogramP ini. %ami
juga
menyampaikan
terimakasih
kepada asisten praktikum dan dosen yaitu ak 8fnimar karena atas segala bantuan dari segi apapun kami dapat menyelesaikan laporan praktikum ini. .
%ritik
dan
saran
kami harapkan agar laporan kami bisa menjadi lebih baik lagi.
PE&
1. PG& PH& PI& P9& PK& PL& PM& PN& PO& PP& P& PR&
PS& PT&L5-
:. P'.
Script nversi
Posisi stasiun berdasarkan koordinat UTM dalam sat
Waktu tiba gelombang P (t observasi) pada masing2 sta
PW.
Model awal ang diperole! dari data metode 3 lingkaran
"agian inversi Per!itungan tobs dan t#al
PX.
P.
$a#obian
PZ.
%amping &a#tor
rms
QA.
7. 5. /asil nversi . 0. Event 0 E.
1. 4. Event 4 *. +. ,. $. %. L. '. . F. . . #. S. +. Event + A. :. <. 6. C.
D. I. #8. #7. #5. #. #E. #1. =. Event = #G. #/. #. #$. #%. #L. #'. #. #F. #. #. ##. #S. #A. #:. >. Event > #<. #6. #C. #D. #I. S8. S7. S5. S. SE. S1. SG. S/. ?. Event ? S. S$. -.
