BAB I PENDAHULUAN I.1

Transkripsi

1 BAB I PENDAHULUAN I.1 Latar Belakang dan Permasalahan Struktur kerak bumi merupakan subjek mendasar dan penting dalam seismologi karena sering digunakan sebagai informasi awal untuk penelitian geologi dan geofisika yang dapat diperkirakan dari berbagai data geofisika yang diperoleh dari permukaan bumi. Struktur kerak Jawa Tengah dan Yogyakarta mempunyai karakter yang cukup kompleks yang terbentuk akibat pergerakan dinamis lempeng-lempeng tektonik Indo-Australia dan Eurasia dari waktu ke waktu, dari kala Kapur Akhir hingga sekarang. Konvergensi Lempeng Indo- Australia dan Lempeng Eurasia ini mempunyai laju sebesar 6-7 cm/tahun (Tregoning dkk., 1994; Koulakov dkk., 2007). Interaksi lempeng diyakini juga berpengaruh terhadap pembentukan dan konfigurasi cekungan yang dikontrol oleh sesar-sesar pada batuan dasar yang membuat sedimen terendapkan dan membentuk periodesasi sedimentasi. Penurunan basin, pensesaran, perlipatan dan vulkanisme yang kompleks di bawah pengaruh stress regime yang berbeda-beda dari waktu ke waktu membuat Jawa Tengah dan Yogyakarta mempunyai kondisi geologi yang kompleks. Sesar normal, sesar mendatar, sesar naik, dan jalur lipatan yang ada mengindikasikan adanya struktur dengan arah yang berbeda-beda di Jawa Tengah yaitu arah Meratus (baratdaya-timurlaut), arah Sunda (utara-selatan), arah Jawa (barat-timur), dan arah Sumatra (barat laut-tenggara) (Pulunggono dan Martodjojo, 1994; Satyana dan Purwaningsih, 2002, Sribudiyani dkk, 2003; Satyana, 2007 ). Salah satu metode untuk mengetahui struktur lapisan kerak bumi adalah dengan menggunakan analisis dispersi gelombang permukaan. Gelombang permukaan adalah gelombang yang terpandu oleh suatu permukaan bidang batas medium, mempunyai energi yang terkonsentrasi dekat dengan permukaan, memiliki amplitudo yang besar, perioda dengan jangkau yang lebar, durasi yang relatif panjang, dan merambat lebih lambat daripada gelombang P dan gelombang 1

2 2 S. Gelombang permukaan mempunyai sifat energinya meluruh secara eksponensial terhadap kedalaman dan simpangannya bergantung pada panjang gelombangnya. Gelombang permukaan dengan panjang gelombang yang lebih panjang akan lebih peka terhadap sifat-sifat materi pada kedalaman yang lebih dalam daripada gelombang permukaan dengan panjang gelombang lebih pendek. Gelombang permukaan merupakan sebuah fenomena kompleks yang dipengaruhi banyak sifat fisis dari medium yang dilalui, dalam penjalarannya sangat dipengaruhi oleh heterogenitas medium. Heterogenitas dalam arah vertikal dan permukaan bebas merupakan faktor-faktor yang mempengaruhi dispersi gelombang permukaan sedangkan heterogenitas dalam arah horisontal merupakan hal yang mempengaruhi kelengkungan lintasan gelombang dan munculnya gelombang-gelombang Love dan Rayleigh (Kolinsky dkk, 2011). Gelombang permukaan juga akan terefleksi jika melalui diskontinuitas vertikal yang tajam serta terbiaskan sepanjang sesar dan zona-zona suture. Zona suture adalah zona batas benturan terranes atau blok-blok kecil penyusun lempeng tektonik yang masing-masing punya sejarah tektonik, asal, dan stratigrafi yang berbeda sehingga zona ini lemah secara tektonik. Zona suture sering teraktifkan ulang sebagai sesar regional. Dispersi gelombang permukaan adalah ketergantungan kecepatan gelombang permukaan terhadap frekuensinya sehingga gelombang permukaan dengan perioda yang berbeda merambat dengan kecepatan yang berbeda. Analisis dispersi gelombang permukaan telah banyak digunakan untuk memodelkan struktur lapisan kecepatan bumi karena sensitivitas gelombang permukaan terhadap struktur kecepatan gelombang S. Berbeda dengan gelombang P yang dapat merambat di medium padat maupun cair di lapisan bumi, gelombang S hanya bisa merambat pada medium padat, tidak bisa merambat pada medium cair. Perbedaan medium dalam struktur kerak bumi seperti sedimen dengan kecepatan rendah dan adanya fluida ataupun pelelehan parsial dalam kerak bumi yang relatif sulit dijelaskan dengan menggunakan analisis gelombang P dapat dijelaskan dengan menggunakan analisis perambatan gelombang S. Menurut Shapiro dkk. (2000) pengetahuan tentang kecepatan gelombang S merupakan hal yang

3 3 mendasar dalam memahami geodinamika suatu wilayah dengan lebih baik, perhitungan seismogram sintetis, estimasi gerakan tanah dari gempabumi yang mungkin terjadi, dan perbaikan dalam penentuan lokasi gempabumi. Dengan menggunakan inversi dispersi kecepatan gelombang permukaan, sifat-sifat materi di dalam bumi sebagai fungsi kedalaman dapat dipelajari. Inversi dispersi kecepatan gelombang permukaan memberikan informasi cukup baik tentang struktur kerak bumi. Adanya jejaring seismometer temporer MERAMEX yang dipasang di Jawa Tengah dan Yogyakarta selama 150 hari dari Mei hingga Oktober 2004 memungkinkan gelombang-gelombang permukaan dapat diperoleh dalam data rekaman MERAMEX tersebut. Jejaring seismometer temporer MERAMEX mempunyai 134 stasiun seismograf yang terdiri dari 106 stasiun seismometer perioda pendek dan 14 stasiun seismometer pita lebar dengan jarak antar stasiun berkisar antara 10 km hingga 20 km. Dengan menggunakan data pada rekaman MERAMEX tersebut dan dengan memilih event gempa yang sesuai kemudian dengan mengolah sinyal seismogram lebih lanjut maka dispersi-dispersi kecepatan grup dan kecepatan fase gelombang permukaan yang diperoleh dapat diinversikan untuk mempelajari struktur lapisan kerak bumi di bawah Jawa Tengah dan Yogyakarta. Hal yang menarik dari hasil penelitian-penelitian terdahulu seperti penelitian-penelitian oleh Koulakov dkk (2007, 2009), Wagner dkk. (2007), Sahara dkk. (2011), Luehr dkk. (2013), Bohm dkk. (2013), Zulfakriza dkk. (2014) adalah adanya anomali kecepatan rendah untuk gelombang P dan gelombang S antara Gunung Merapi dan Gunung Lawu yang disebut dengan Merapi-Lawu Anomaly (MLA) dan perbedaan tentang penyebab adanya MLA tersebut terutama yang berhubungan dengan Basin Kendeng. Menurut Koulakov dkk. (2007, 2009), Sahara dkk. (2011), dan Luehr dkk. (2013) MLA ini merupakan feeding area dari Gunung Merapi dan Gunung Lawu berupa fluida dan pelelehan parsial sedangkan menurut Wagner dkk. (2007) anomali kecepatan rendah ini berhubungan dengan lava dan deposit sedimen dari Basin Kendeng. Menurut Zulfakriza dkk. (2014) masih terdapat kesulitan dalam pembedaan kecepatan rendah akibat kehadiran

4 4 fluida dan pelelehan parsial dengan dengan sedimen kecepatan rendah yang mengisi Basin Kendeng yang terletak di atas MLA. Dengan menggunakan analisis dispersi gelombang permukaan, lapisan kecepatan rendah tersebut dapat dikaji lebih lanjut dengan sudut pandang yang berbeda dengan menggunakan sensitivitas gelombang permukaan terhadap struktur kecepatan gelombang S. Medium penyusun lapisan kecepatan rendah tersebut dapat dibedakan dengan lebih jelas berdasarkan kecepatan perambatan gelombang S di dalam medium. Dengan mengacu pada latar belakang yang telah disebutkan di atas maka dapat dirumuskan permasalahan dalam penelitian ini yaitu bagaimana struktur lapisan kerak bumi di bawah Jawa Tengah dan Yogyakarta berdasarkan analisis dispersi gelombang permukaan menggunakan data rekaman MERAMEX dan apakah analisis dispersi gelombang permukaaan ini dapat menjelaskan medium penyusun anomali kecepatan rendah antara Merapi dan Lawu. I.2 Tujuan dan Manfaat Penelitian Tujuan penelitian Berdasarkan rumusan masalah yang telah diuraikan di atas maka penelitian ini bertujuan untuk membuat model struktur lapisan kerak bumi di bawah Jawa Tengah dan Yogyakarta menggunakan analisis dispersi gelombang permukaan yang berupa struktur kecepatan gelombang S dan lebih lanjut dapat menjelaskan lapisan penyusun kecepatan rendah antara Merapi dan Lawu terutama yang terletak di Zona Kendeng Manfaat penelitian Dengan adanya model struktur bawah permukaan berupa struktur lapisan kecepatan gelombang S pada lapisan kerak bumi di bawah Jawa Tengah dan Yogyakarta maka penelitian dapat digunakan untuk: 1. Memetakan adanya anomali kecepatan gelombang S pada lapisan kerak bumi di bawah Jawa Tengah dan Yogyakarta. 2. Mengetahui penyusun lapisan anomali kecepatan rendah gelombang S pada lapisan kerak bumi di bawah Jawa Tengah dan Yogyakarta.

5 5 3. Mengetahui kedalaman Mohorovicic di bawah Jawa Tengah dan Yogyakarta. 4. Model lokal sebagai pembanding dari model struktur kerak bumi acuan seperti PREM, IASP91, dan AK135-f. I.3 Keterbaruan Penelitian Analisis dispersi gelombang permukaan untuk pembuatan model struktur lapisan kerak di bawah Jawa Tengah dan Yogyakarta pada rentang koordinat 6 o 8 o 30 S dan 109 o o 30 E memberikan beberapa keterbaruan tentang struktur lapisan kerak bumi di bawah Jawa Tengah dan Yogyakarta, yaitu: 1. Dapat diperoleh model struktur lapisan kerak bumi di bawah Jawa Tengah dan Yogyakarta yang berupa model struktur V s. 2. Zona anomali kecepatan rendah di Jawa Tengah dan Yogyakarta dengan batas V s tertinggi di permukaan sebesar 3,2 km/s membentuk luasan memanjang dengan arah timur laut-barat daya, dari selatan komplek Gunung Merbabu-Merapi melampar ke timur laut hingga batas Zona Tinggian Rembang dengan kedalaman mencapai 10,42 km. Zona kecepatan rendah ini mempunyai dua basin atau cekungan: cekungan di bagian utara bersesuaian dengan Basin Kendeng, sedangkan cekungan bagian selatan berada di bawah kompleks Merbabu-Merapi melampar ke arah timur dan tenggara. 3. Merapi Lawu Anomaly (MLA) merupakan sebuah basin yang berisi sedimen dengan V s rendah dengan batas sebelah barat merupakan zona Muria Progo Lineament. Luas permukaan yang melingkupi zona anomali kecepatan rendah ini m 2 dan volume yang mengisi cekungan ini terhitung m Terdapat kesesuaian model kerak bumi hasil inversi dengan model kerak bumi acuan PREM, IASP91, dan AK135-f.

6 6 Beberapa penelitian terdahulu yang mengkaji struktur lapisan kerak bumi di bawah Jawa Tengah dan Yogyakarta menemukan adanya anomali kecepatan rendah di sekitar Zona Kendeng. Zona Kendeng dikenal karena anomali Bouger negatifnya yang menonjol dan menunjukkan batuandasarnya sangat dalam, mengandung sedimen dengan tebal 8 km sampai 11 km (de Genevraye & Samuel, 1972; Untung & Sato, 1978). Batuandasarnya diperkirakan memiliki sifat transisional antara tipe komplek akresi (Rembang High) dan kontinental (Southern Mountain). Berdasarkan data gravity, Green dkk. (1981) menyimpulkan depresi sekunder di sekitar Zona Kendeng sebagai sebuah zona sedimen tersier. Ritter dkk. (1998) telah be rhasil membuat profil penampang lintang yang memotong Jawa Tengah dari Yogyakarta berarah N30 o E. Berdasarkan data magnetotelluric yang diperoleh dari delapan titik pengukuran dengan perioda 0, detik dengan lintasan pengukuran magnetotelluric yang memotong Jawa Tengah dengan arah sekitar N30 o E dapat disimpulkan bahwa anomali konduktivitas Jawa Tengah bersumber dari darat dan tidak disebabkan oleh efek samudra. Menurut Arsadi dkk. (1999), batuan basement yang merepresentasikan kerak bagian tengah Jawa Tengah mempunyai ketebalan sekitar 2-13 km bertambah tebal dari selatan ke utara. Kemudian penelitian yang dilakukan oleh Rothe dkk. (2001), yang merupakan kelanjutan dari penelitian Ritter dkk. (1998), diperoleh hasil bahwa bagian terdalam dari daerah anomali tersusun dari material dengan resistivitas sangat rendah (0,2 m). Sedimen muda, tephra dan produk alterasinya dapat menjadi sumber resistivitas rendah pada kedalaman dangkal. Istilah anomali kecepatan rendah di dalam kerak Jawa Tengah dan Yogyakarta di antar Gunung Merapi dan Gunung Lawu yang disingkat MLA (Merapi Lawu Anomaly) yang terletak di sebelah utara busur volkanik dikemukakan pertama kali oleh Koulakov dkk. (2006, 2007). Kemudian diteliti lebih lanjut oleh Wagner dkk. (2007), Koulakov dkk. (2009), Sahara dkk. (2011), Luehr dkk. (2013), Bohm dkk. (2013), Zulfakriza dkk. (2014), dan Haberland dkk. (2014). Sebagian besar menggunakan metode tomografi seismik dengan sumber gempa lokal dan sumber gempa terkontrol dari gelombang badan. Data yang dipergunakan adalah data MERAMEX.

7 7 Koulakov dkk. (2006) dengan menggunakan t omografi seismik dengan sumber gempabumi lokal menemukan sebuah anomali kecepatan rendah ( -15%) pada kerak antara Merapi dan Lawu dalam kerak di sebelah utara busur volkanik yang teramati untuk kecepatan gelombang-gelombang P dan S yang dapat diinterpretasikan sebagai feeding area dari kedua gunungapi. Gunung Merapi dan Gunung Lawu terletak di batas selatan dari MLA. Nilai rasio V p /V s di dalam MLA lebih dari 1,9 yang menunjukkan kemungkinan adanya kandungan tinggi fluida dan pelelehan parsial di dalam kerak. Teramati pula bahwa pada stasiun-stasiun yang terletak di atas anomali sinyal-sinyal seismik teratenuasi sangat kuat terutama sinyal seismik gelombang S. Kemudian Koulakov dkk (2007) mengembangkan lebih lanjut kajian tersebut dengan meneliti struktur kecepatan gelombang P dan gelombang S pada kerak dan mantel atas di bawah Jawa Tengah berdasarkan inversi tomografi lokal. Dengan menggunakan data lebih dari 100 stasiun, arrival time P dan S dari 292 event dan dengan algoritma tomografi iteratif LOTO-06 inversi untuk model lokasi sumber dan model kecepatan 3D dari V p, V s, dan V p /V s dilakukan secara simultan. Perbedaan antara busur depan dan MLA pada kedalaman 10 km mencapai 30% untuk gelombang P dan 36% untuk gelombang S. Nilai rasio V p /V s di dalam MLA lebih dari 1,9 yang menunjukkan kemungkinan adanya kandungan tinggi fluida dan pelelehan parsial di dalam kerak. Dari anomali kecepatan rendah (MLA) yang teramati untuk gelombang P dan gelombang S di utara gunungapi-gunungapi Sumbing, Merapi, dan Lawu yang perlu diperhatikan adalah bahwa gunungapi-gunungapi tersebut terletak di atas pola-pola kecepatan yang relatif tinggi. Teramati pula bahwa pada stasiun-stasiun yang terletak di atas zona anomali sinyal-sinyal seismik teratenuasi sangat kuat terutama untuk gelombang S. Anomali kecepatan rendah pada kerak atas terletak pada bagian timur dan tengah dari Jawa Tengah dan Yogyakarta berhubungan dengan lava dan deposit sedimen dari Basin Kendeng merupakan salah satu hasil penelitian Wagner dkk. (2007). Dengan menggunakan inversi gabungan data seismik aktif dan pasif dengan tomografi dan event gempa lokal diperoleh model anomali kecepatan rendah yang sangat kuat ( -30%) pada kerak busur belakang berarah utara dari

8 8 gunungapi-gunungapi aktif. Pada mantel atas di bawah gunungapi-gunungapi diamati adanya anomali kecepatan rendah condong ke arah slab dan kerak pada busur depan sangat heterogen. Koulakov dkk (2009) meneliti adanya struktur anisotropi di bawah Jawa Tengah dari tomografi gempabumi lokal, dengan memodelkan distribusi kecepatan anistrop P dan isotrop S secara 3D berdasarkan arrival time gelombang P dan gelombang S dari seismisitas lokal. Struktur kecepatan pada kerak dan mantel atas di bawah Jawa Tengah mempunyai anisotropi kuat dengan 7 10% dari maximal difference antara kecepatan rendah dan kecepatan tinggi dalam araharah yang berbeda. Pada busur depan (daerah antara pantai selatan dengan gunung-gunung api) struktur dari struktur isotropis maupun struktur anisotropis sangat heterogen. Perbedaan orientasi-orientasi anisotropis dan pola-pola kecepatan kontras tinggi dapat dijelaskan dengan struktur blok kompleks dari kerak. Di bawah gunungapi-gunungapi teramati kecepatan lebih besar dalam arah vertikal yang mungkin berupa struktur-struktur dalam orientasi vertikal (kanal, tanggul). Pada kerak di bawah bagian tengah Jawa Tengah, di utara Merapi dan Lawu, teramati adanya suatu anomali yang besar dan intens dengan penurunan kecepatan lebih dari 30% untuk gelombang P dan 35% untuk gelombang S. Dalam penampang vertikal teramati adanya kecepatan horisontal yang lebih besar dalam anomali ini yang dimungkinkan sebagai perlapisan sedimen dan atau penetrasi quasi-horizontal lenses dengan magma cair. Sahara dkk. (2011) melakukan penelitian tentang penentuan struktur kecepatan bawah permukaan di bawah Jawa Tengah dengan mengunakan metode tomografi double difference. Adanya anomali kecepatan negatif yang kuat di bawah kompleks Gunungapi Merapi diinterpretasikan sebagai migrasi ke atas fluida yang tertolak dari slab karena transisi fase. Fluida ini menyebabkan penurunan kecepatan dan juga mungkin pelelehan parsial. Luehr dkk. (2013) dengan menggunakan i nversi tomografi event gempa lokal mengemukakan bahwa di bawah Jawa Tengah teridentifikasi suatu low velocity body yang sangat besar pada lapisan kerak yang memanjang hingga ke

9 9 lapisan mantel atas. Anomali kecepatan gelombang S terdapat pada kedalaman 5 km hingga 45 km. Dapat dideteksi juga lintasan naiknya fluida dan pelelehan parsial juga terdeteksi. Bertambahnya fluida dan penyimpanan magma di bawah Gunung Merapi dengan mengindikasikan bahwa daerah tersebut tereduksi kecepatan seismiknya. Sinyal-sinyal gelombang S yang terekam di atas anomali ini teratenuasi secara kuat dibandingkan pada daerah di sekitarnya. Gunungapigunungapi aktif seperti Merapi, Sumbing, dan Lawu terletak pada tepi anomali ini antara daerah-daerah dengan struktur lapisan kecepatan tinggi dan rendah. Anomalous body ini mempunyai volume lebih dari km 3 dengan penurunan kecepatan gelombang-gelombang P dan S hingga 30%. Rasio V p /V s yang lebih dari 1,9 merupakan nilai rasio tinggi yang tidak biasa untuk kerak bawah. Lintasan naiknya fluida dan pelelehan parsial juga dapat terdeteksi. Bohm dkk. (2013) dengan menggunakan tomografi atenuasi seismik memperoleh zona-zona yang menonjol yang meningkat atenuasi seismiknya di bawah dan di utara busur gunungapi masa kini pada kedalaman hingga 15 km. Sebagian besar anomali ini tampak berhubungan dengan basin Eosen-Miosen yang sebagian besar terletak di bagian timur daerah studi yang juga diindikasikan dengan suatu anomali rendah dari V p dan V s, dan anomali Bouguer yang negatif yang tinggi, sebagian besar disebabkan oleh sedimen yang tebal dan jenuh dengan fluida. Atenuasi yang tinggi tidak ditemukan pada kerak di bawah busur magma aktif, kerak bagian tengah hingga kerak bawah tampak tidak berasosiasi dengan pemanasan yang tinggi dan adanya pelelehan pada busur. Zulfakriza dkk. (2014) dengan menggu nakan tomografi ambient noise seismik transdimensional mengemukakan bahwa Basin Kendeng dan beberapa gunungapi aktif terlihat mempunyai dispersi kecepatan grup gelombang Rayleigh sangat rendah. kecepatan grup gelombang Rayleigh yang negatif kuat di bawah busur gunungapi dan basin sedimen Kendeng, yang dikelilingi oleh kecepatan yang relatif tinggi, dapat direpresentasikan sebagai blok-blok kerak yang terakresi ke daratan Sunda pada kala kapur akhir. Terdapat anomali kecepatan rendah di bawah busur-busur gunungapi dari timur Gunung Dieng hingga Gunung Lawu yang konsisten dengan MLA yang diidentifikasi oleh Koulakov dkk. (2007).

10 10 Menurut Zulfakriza dkk. (2014) masih terdapat kesulitan dalam pembedaan kecepatan rendah akibat kehadiran fluida dan pelelehan parsial dengan dengan sedimen kecepatan rendah yang mengisi Basin Kendeng yang terletak di atas MLA. Karena tomogram sensitif terhadap struktur dangkal, walaupun hasil dari penelitian Koulakov dkk. (2007) menunjukkan konsentrasi yang sangat tinggi dari material dengan kecepatan rendah dalam kerak dangkal, tetaplah sangat sulit untuk mengatakan adanya kecepatan zona rendah dalam Basin Kendeng diakibatkan oleh adanya fluida atau pelehan parsial, dan bagaimana sedimen bisa mengisi Basin Kendeng. Penelitian oleh Haberland dkk. (2014) dengan menggunakan tomografi waktu penjalaran gempabumi lokal menunjukkan adanya akresi fragmen kontinental ke tepi daratan Sunda di sebelah timur bujur 110 o BT dan pelelehan parsial dapat memberikan kontribusi terhadap penurunan kecepatan seismik. Bagian tengah kerak Jawa Tengah terkarakterisasi oleh kecepatan seismik menengah. Profil anomali kecepatan seismik yang tinggi dengan bentuk yang terpilin mengindikasikan material mafik yang dapat diinterpretasikan sebagai bagian mantel dari fragmen kontinental atau bagian dari litosfer oseanik yang terobduksi. Kecepatan gelombang di bawah kecepatan kerak rata-rata dari struktur kecepatan gelombang yang merambat pada kerak Jawa merefleksikan batuan ofiolit dan metamorf dari suatu melange subduksi. Struktur lapisan kecepatan gelombang seismik pada struktur kerak bumi dan mantel atas di bawah Jawa Tengah dan Yogyakarta antara lain penelitian yang dilakukan oleh Yuliyanto dan Waluyo (2004) yang melakukan studi menggunakan analisis dispersi gelombang permukaan metode stasiun tunggal untuk menentukan kedalaman diskontinuitas Mohorovicic Jawa Tengah dan memodelkan diskontinuitas Mohorovicic Jawa Tengah bagian timur terletak pada kedalaman 20,8 km dengan kecepatan gelombang S pada kerak 3,11 km/s dan pada mantel 4,22 km/s. Data yang digunakan adalah data gempa tektonik yang terekam di stasiun pengamat gempa Gunung Merapi KEN dan KLT terdiri dari 10 event gempa dengan magnitudo gempa sedang dan besar. Kemudian, Kirbani dkk. (2007) menggunakan penjalaran gelombang P dari gempabumi lokal dari data

11 11 MERAMEX untuk meneliti kedalaman batuan dasar dan diskontinuitas Mohorovicic di bawah Yogyakarta dan diperoleh kedalaman diskontinuitas Mohorovicic 22,5 km dengan V p pada kerak bumi, dan mantel bumi masingmasing adalah 6,37 km/s, dan 7,77 km/s. Pola rendahan seperti pola lingkaran kaldera terdapat pada diskontinuitas Moho di bawah Yogyakarta dan sekitarnya Berdasarkan penelitian-penelitian terdahulu yang telah dikemukakan di atas maka terdapat beberapa kemungkinan lapisan penyusun zona anomali rendah di MLA sehingga gelombang S teratenuasi kuat di atas zona anomali tersebut. Menurut Koulakov dkk. ( 2006, 2007, 2009) dan Luehr dkk. (2013) pada zona anomali kecepatan rendah terdapat adanya kandungan tinggi fluida dan pelelehan parsial di dalam kerak dan gunungapi-gunungapi Sumbing, Merapi, dan Lawu terletak di atas pola-pola kecepatan yang relatif tinggi. Menurut Wagner dkk. (2007) anomali kecepatan rendah pada kerak atas terletak pada bagian timur dan tengah dari Jawa Tengah dan Yogyakarta berhubungan dengan lava dan deposit sedimen dari Basin Kendeng. Dalam penampang vertikal teramati adanya kecepatan horisontal yang lebih besar dalam anomali ini yang dimungkinkan sebagai perlapisan sedimen dan atau penetrasi quasi-horizontal lenses dengan magma cair. Menurut Zulfakriza dkk. (2014) masih terdapat kesulitan dalam pembedaan kecepatan rendah akibat kehadiran fluida dan pelelehan parsial dengan dengan sedimen kecepatan rendah yang mengisi Basin Kendeng yang terletak di atas MLA. Karena tomogram sensitif terhadap struktur dangkal, walaupun hasil dari penelitian Koulakov dkk. (2007) menunjukkan konsentrasi yang sangat tinggi dari material dengan kecepatan rendah dalam kerak dangkal, tetaplah sangat sulit untuk mengatakan adanya kecepatan zona rendah dalam Basin Kendeng diakibatkan oleh adanya fluida atau pelehan parsial, dan bagaimana sedimen bisa mengisi Basin Kendeng. Menurut Luehr dkk. (2013) zona anomali rendah ini mempunyai volume lebih dari km 3. Penelitian oleh Habberland dkk. (2014) menunjukkan bahwa Zona Kendeng berisi sedimen dengan ketebalan hingga 10 km dengan kecepatan absolut gelobang P di zona ini di bawah 4 km/s yang berkorelasi dengan batuan sedimen. Anomali kecepatan rendah ini berarah ke selatan ke bawah gunungapi masa kini hingga kedalaman di bawah 35 km.

12 12 Kecepatan gelombang P pada kedalaman km kurang dari 7 km/s. Anomali kecepatan rendah ini merupakan gabungan dari sedimen yang tebal pada Zona Kendeng dan pelelehan parsial di bawah gunungapi. Berdasarkan penelitian-penelitian terdahulu yang telah dikemukakan di atas, dengan sifat gelombang S yang tidak dapat merambat dalam fluida dan sensitivitas gelombang permukaan terhadap struktur kecepatan gelombang S maka dengan menggunakan analisis dispersi gelombang permukaan yang diperoleh dari data-data MERAMEX diharapkan dapat diperoleh gambaran zona anomali kecepatan rendah di bawah Jawa Tengah dan Yogyakarta dan batas-batasnya secara lebih rinci sehingga dapat menjawab perbedaan pandangan tentang penyusun lapisan anomali kecepatan rendah tersebut. I.4 Batasan Masalah Batasan masalah dalam penelelitian berdasarkan pemodelan struktur lapisan kerak di bawah Jawa Tengah dan Yogyakarta berdasarkan dispersi gelombang permukaan antara lain: 1. Data yang digunakan adalah data rekaman dari 134 stasiun MERAMEX yang terletak di darat dari bulan Mei hingga September Event gempa dengan magnitudo yang lebih besar atau sama dengan 5 Ms. 3. Daerah yang dijadikan studi dalam penelitian ini meliputi daerah Yogyakarta dan sebagian besar wilayah Jawa Tengah dengan rentang koordinat 6 o 8 o 30 LS dan 109 o o 30 BT. 4. Perangkat lunak yang digunakan adalah Computer Program in Seismology (CPS) Versi 3.30 dengan program-program utama yang digunakan adalah MFT96 untuk memisahkan mode-mode individual dari waveform, POM96 untuk menghasilkan kurva dispersi kecepatan fase, dan SURF96 untuk menentukan struktur perlapisan kecepatan gelombang S dan struktur perlapisan rapat massa sebagai suatu fungsi kedalaman dari kurva dispersi kecepatan grup atau kurva dispersi kecepatan fase. 5. Mode dispersi gelombang permukaan yang digunakan adalah mode dasar.

13 13 6. Pada proses inversi digunakan dispersi kecepatan grup Rayleigh, dispersi kecepatan grup Love, atau gabungan dispersi kecepatan grup Rayleigh dan Love secara bersamaan bila kedua data dispersi tersedia. Demikian juga untuk inversi dispersi kecepatan fase.