PEMODELAN SEISMIK REFLEKSI 2-D DENGAN METODE...

PEMODELAN SEISMIK REFLEKSI 2-D DENGAN

METODE GAUSSIAN BEAM ( RAY THEORY ) STUDI

HASIL SURVEY SEISMIK SELAT SUNDA

Skripsi

Diajukan untuk Memenuhi Persyaratan Memperoleh

Gelar Sarjana Sains (S.Si)

Oleh :

ESTI RUSTIANTI

NIM: 1113097000025

PROGRAM STUSI FISIKA

FAKULTAS SAINS DAN TEKNOLOGI

UNIVERSITAS ISLAM NEGERI SYARIF HIDAYATULLAH

JAKARTA

2018

ii

PEMODELAN SEISMIK REFLEKSI 2-D DENGAN

METODE GAUSSIAN BEAM ( RAY THEORY ) STUDI

HASIL SURVEY SEISMIK SELAT SUNDA

Skripsi

Diajukan untuk Memenuhi Persyaratan Memperoleh

Gelar Sarjana Sains (S.Si)

Disusun Oleh :

ESTI RUSTIANTI

NIM: 1113097000025

PROGRAM STUSI FISIKA

FAKULTAS SAINS DAN TEKNOLOGI

UNIVERSITAS ISLAM NEGERI SYARIF HIDAYATULLAH

JAKARTA

2018

ε00 1 ZIC00τ 06018ι61・d11ヾ

OS・フⅥ・OU033Uv III工・ICI

I128112d2■8111qwlqwod IIosOCI

I18111qЦIIqulod

211SII IPnlS IIII12爵OIdセ叫o】

`InIIt]98UЭIベ

乙00乙IOS00τ 80906961・dliヽ

IS・囚.2JЭ

Z Iロエ

ンザ｀

IIЧIV S2Sn」L8UIqllIIqIIIod ll10SOG

1 8111qЦIIqulod

rnln1er(ue7tr

Sτ0000ん60CIII:IttINpIIむI,snu 1lSI

:IIOIO

(Is・s)Suws Ouセ

“

s I1210D IIO1010dWOH

鵬wIセKsIIod IIInIIOII10囚vηUfI18010ЧO工IIOp suvs sηIコ叩IセpOdO】I12pぃ⊂

ISdttS

V⊂NflS」LV¶IS XI】旺SIIS A3AunS 71svⅡ Icln工S αyθtt■XИ″〃7-

N′聡sa燿)IcIO工冨Itt NVONttCII⊂…τ ISX区ⅧⅡu xIIttSIIS NV¶ICIOI柾冨d

I 10乙00乙乙OIIS乙61・dIN

IS・囚もOUOll12!工

」W

NVHVS■ONttd uVttL柾Ⅱ¶

AI

f10T 10400こ乙OliS乙61 dilヽ

「s囚■s・OuOIЧCl■JIIV

どIISIゴlpnls u腱1801dじn幹】

g00[こIE00τ 05018乙61 dINOS｀A｀Ouobぉuv ltt■J⊂

600160666191

ralol0DIiJ u€p

τ00τ10_|~00τ80906961 cIIN

IS A｀じ10Z IW上

'lnqBloEusI,{

II ttulquIIq■Iod

F:()で10800こんこて:61各l ・JIN

:S予1~lユ1じ:ullA LIじAI冨

1 3ulqul:qlIIOd

i 1[n.3ua4

:In,110パuЭH

マ1ド]_I Ipnls■1セ』30JJ〔ls)n12s tlEIIS tu建覺厖S IEiof Ч010■Od【百0■11せIむIS nl■s

可じ1サS:じБマqosでuI:IЭllp Llマi●1:置l ISdlIヽS810こ[:Id■:こiIじFЯじ21 op●d=ロセIじJ｀Llη

[in12κυplri

j:jIIS iJ●80N Ц171Si St]FSiO:｀1■A :3010U■0■ 配P Su:首S Stttn耳セi ll壱sセbtUnンヽ

意uOpiS Щ?lBp Sninl u建■セ髯■しllp uマp:ぃ:pЧマ10i s=0000160flli ttIN uηSuap ll曖:ISnと

FS3 1●IO SiinユIP 3曖I`メp順薔s阜ピ10S可:ШS:OS AO三』nsi:菫ピII:pn↓s(通&フ1冨`影ど)=ξJ′ョン

“

∬″η90po10Ⅱ uセIじun33ⅢoII c―τド■OVOu■IЩS10s yピ10polIIOl」、llnpn,oq ISCIIIIs

石001g006610こτO乙961 ・週[IN

Nvlrfl NvIIVS■ONII

gZ0000ん606111

6206乙966レJ

8I0Z IIrdV'eqm4ey

'elre1.et qulln1pfeprHJIrc,(S NIn Ip n-{Blreq 8ue.( rsluus eruueueru

elpesreq e,(es e>1etu 'uru1 Suuro ufrul pep uury1dll IISEq ueledrusur nule

ufes qse e1uen Irsuq ue{nq ur u.,(ru>1par1eq p{nqre} ueq rrcrpruue>l Ip "{lf

'g

'eg€{ef qe11n1e.,(ep1g

JIr",(S NIn Ip n>lelreq 3ue.( uuquepl ue8uep renses ueTunluec

e,(es qu1a1 tur uusrlnued uulup ueluun8 u,(us Suer( Jeqruns enrues 'Z

'eqe:1iq qe11n1e,(ep1g

JITBtrS NIn Ip sureg euefteg relsE qeloradureru uelerur(srsd n1es qeles

qnueruetu {n1un uelnfelp 8uu,( uXus 11se uf-ru>1pseq ue>1edrueur rur rsdulg .I

: e,^Aqeq ue>1e}er(ueu ur(es Iur uuSueq

NVV工VANu■d uvgL俎■7

A

vi

ABSTRAK

Penelitian tentang rekonstruksi / pemodelan penjalaran gelombang seismik yang

melewati model geologi tertentu telah banyak dilakukan para ahli. Pemodelan

seismik ini dilakukan untuk membantu proses interpretasi data lapangan. Dalam

penelitian ini dilakukan pembuatan model perlapisan bumi di daerah selat Sunda,

karrena selat Sunda merupakan salah satu daerah dengan kondisi perlapisan bumi

yang menarik di Indonesia. Pemodelan dilakukan dengan menggunakan metode

Gaussian Beam (Sinar Gauss) untuk mengetahui efek dari batas permukaan

terhadap pemantulan gelombang seismik dan mengetahui perbandingan hasil

pemodelan dengan model bumi yang sebenarnya. Penggunaan metode Gaussian

Beam (Sinar Gauss) dalam hal ini dilakukan dengan menggunakan aplikasi

seismic unix dengan pendekatan yang sederhana dibandingkan metode ray

tracing. Metode ini menghasilkan penampang shot gather, raypath, CMP gather

dan brutestack. Processing dimulai dengan pembuatan model, sorting, velocity

model, koreksi NMO dan proses brutestack sepanjang 30 km dengan kedalaman 3

km dibawah permukaan bumi. Ada perbedaan sudut kemiringan pada layer ke-1

antara hasil pemodelan dan hasil brute stack yaitu sebesar 2⁰, pada layer ke-2

sebesar 4⁰, pada layer ke-4 sebesar 2,2⁰ , pada layer ke-5 sebesar 3,2⁰, sedangkan

pada layer ke-6 tidak ada perbedaan kemiringan antara hasil pemodelan dan hasil

brute stack. Hasil pemodelan dengan metode Gaussian Beam (Sinar Gauss)

mampu memberikan penggambaran efek batas permukaan bumi dengan baik

sehingga bisa bermanfaat sebagai sumber data dalam menentukan karakteristik

lapisan bumi pada daerah subduksi yang berada di daerah selat Sunda.

Kata kunci : selat Sunda, Pemodelan seismic 2D, Raypath, Seismik Unix (SU),

dan Gaussian beam.

vii

ABSTRACK

Research on the reconstruction / modeling of seismic wave propagation through

certain geological models has been done by many experts. Seismic modeling is

done to help the process of interpretation of field data. In this research, the model

of earth-making in the Sunda Strait area, because Sunda Strait is one of the areas

with an attractive condition of the earth in Indonesia. The modeling is done by

using Gaussian Beam (Sinar Gauss) method to find out the effect of the surface

boundary on the reflection of seismic waves and to know the comparison of the

modeling result with the actual earth model. The use of Gaussian Beam method

(Sinar Gauss) in this case is done by using a unix seismic application with a

simple approach compared to ray tracing method. This method generates cross-

section shot gather, raypath, CMP gather and brutestack. Processing starts with

modeling, sorting, velocity model, NMO correction and brutestack process along

30 km with a depth of 3 km below the earth's surface. There is a difference of

slope angle at 1st layer between modeling result and brute stack result that is 2⁰, at

2nd layer 4⁰, at 4th layer 2,2⁰, at layer 5 is 3,2⁰, whereas at layer 6 there is no

difference in slope between modeling result and brute stack result. The result of

modeling with Gaussian Beam (Sinar Gauss) method is able to give the effect of

the surface boundary of the earth well so that it can be useful as a source of data in

determining the characteristics of the earth layer in the subduction area located in

the Sunda Strait.

Keywords: Sunda Strait, Seismic Modeling 2D, Raypath, Unix Seismic (SU), and

Gaussian beam.

viii

KATA PENGANTAR

Assalamu’alaikum wr.wb.

Segala puji bagi Allah SWT yang telah memberikan rahmat dan hidayah-

Nya kepada penulis, sehingga penulis dapat menyelesaikan penulisan tugas akhir

untuk memenuhi syarat memperoleh gelar Sarjana Sains (S.Si) dengan judul

“PEMODELAN SEISMIK REFLEKSI 2-D DENGAN METODE GAUSSIAN

BEAM (RAY THEORY) STUDI HASIL SURVEY SEISMIK SELAT

SUNDA”.

Shalawat serta salam tak lupa tercurahkan kepada Nabi besar Nabi

Muhammad SAW, para sahabat, dan para pengikutnya hingga akhir zaman.

Penulis menyadari bahwa sebagai manusia biasa, masih banyak

kekurangan dalam penyajian tugas akhir ini. Namun demikian dengan bantuan

banyak pihak, penulis dapat menyelesaikan penulisan sesuai dengan waktu yang

di rencanakan. Oleh karena itu segenap rasa terimakasih ingin penulis ucapkan

kepada pihak-pihak yang telah membantu dalam penyelesaian tugas akhir ini,

diantaranya:

1. Allah SWT atas segala rahmatnya

2. Kedua Orangtua penulis, ibu Enong Nurbaeni dan bapak Suwardi, adik

dan serta keluarga penulis yang selalu mendo’akan dan memberikan

dukungan semangat bagi penulis,

3. Bapak Drs. Agus Salim selaku dekan Fakultas Sains dan Teknologi

UIN Syarif Hidayatullah Jakarta

4. Bapak Arif Tjahyono selaku ketua prodi fisika dan ibu Tati Zera selaku

sekertaris prodi sekaligus pembimbing dalam menyelesaikan Laporan

Tugas Akhir ini,

ix

5. Bapak Titi Anggono selaku pembimbing selama penelitian yang selalu

sabar pada penulis,

6. Siti Rohmah, Heva Nurhayani, Ari Setyani, Safitry Ramandany, Arin

Naripa, dan Sendiko Janu Winarno yang merupakan sahabat-sahabat

penulis,

7. Teman-teman Fisika UIN 2013 atas dukungan dan do’anya.

Penulis berharap semoga tugas akhir ini dapat berguna bagi penulis pada

khususnya dan bagi pembaca pada umumnya. Penulis menyadari bahwa masih

banyak kekurangan dan kesalahan dalam penulisan laporan ini sehingga besar

harapan penulis untuk menerima saran dan kritik yang membangun.

Wassalamu’alaikum wr.wb

Jakarta, April 2018

Penulis

x

DAFTAR ISI

HALAMAN JUDUL …………………………………………………….……. ii

LEMBAR PENGESAHAN……………………………………….………….. iii

PENGESAHAN UJIAN………………………………………………….…… iv

LEMBAR PERNYATAAN………………………………………………….... v

ABSTRAK………………………………………………………..................... vi

ABSTRACK……………………………………………………..…………………..… vii

KATA PENGANTAR…………………………………………..……...….... viii

DAFTAR ISI……………………………………………………………..……. x

DAFTAR GAMBAR……………………………....………………...……… xiii

DAFTAR TABEL………………………...…………….…………………… xvi

BAB I PENDAHULUAN

1.1. Latar Belakang…………………………………..…………....… 1

1.2. Perumusan Masalah……………………………………..…...…. 6

1.3. Batasan Masalah……………………………………………....... 6

1.4. Tujuan Penelitian…………………………………………..…… 6

1.5. Manfaat Penelitian………………………………..…………..… 7

1.6. Sistematika Penulisan………………………………….………. 7

BAB II DASAR TEORI

2.1. Seismik Refleksi……………………..……………………...….. 9

2.2. Jenis-jenis Gelombang……………………..………..…..…….. 10

xi

2.3. Ray Theory……………………………………….……..…..…. 16

2.4. Tahap Metode Seismik…………………...…….……….....…... 18

2.5. Pengolahan Data Seismik……………………………………… 19

2.5.1 Read Data…………………………………..………….……. 20

2.5.2 Filtering…………………………………………......….…… 20

2.5.3 Editing……………………………………………………..… 21

2.5.4 Preprocessing………………………………………….....… 22

2.5.5 Velocity Analysis……………………………..…………….. 22

2.5.6 Stacking……………………………………………..……….. 24

2.5.7 Migrasi……………………………………………………..... 24

2.6. Gaussian Beam…………………………………..…...………. 24

2.6.1. Gaussian Beam Sintetik………………….…………….. 25

2.6.2. Gaussian Beam Paraxial…………………………...…. 26

2.6.3. Aplikasi Metode Gaussian Beam………...…………… 27

2.7. Ray Tracing……………..……………………..……...……... 29

BAB III METODOLOGI PENELITIAN

3.1. Waktu dan Tempat Penelitian……….…………………….…… 31

3.2. Peralatan dan Data Menunjang…………….…………….…….. 31

3.3. Prosedur Pengolahan Data……………………….……….….… 32

3.4. Tahapan Pengolahan Data……………………………….…..… 32

BAB IV HASIL DAN PEMBAHASAN

4.1. Model 1 dan Model Sebenarnya…………………..…...……..... 36

4.1.1 Hasil Model yang dibuat secara Manua.………. 36

xii

4.1.2 Model Sebenarnya..………………….....……… 37

4.2. Ray Path dan Hasil Proses Akuisisi Seismik.……………..…… 38

4.3. Hasil Proses Sorting Seismik…………………….……………. 53

4.4. Hasil Proses NMO…………………………………..……….… 60

4.5. Hasil Proses Brute Stack Model 1……………………………... 61

BAB V PENUTUP

5.1. Kesimpulan…………………………………………….……..... 64

5.2. Saran………………………………………………………….... 65

DAFTAR PUSTAKA…………………………………………….………...… 66

LAMPIRAN…………………………………………………………….…..… 68

xiii

DAFTAR GAMBAR

Gambar 1.1. Lempeng Tektonik………………………………….………….… 4

Gambar 2.1. Skema Raypath………………………………….......…........…..……... 9

Gambar 2.2. Gelombang P…………………………………...…….......…....… 11

Gambar 2.3. Gelombang S………………………………….…….…...…......... 11

Gambar 2.4. Gelombang Reyleigh………………………….….…………….... 12

Gambar 2.5. Gelombang Love…………………….……………...................… 13

Gambar 2.6. Gelombang P yang melewati suatu medium……….……….…… 14

Gambar 2.7. Prinsip Hyugens……………………………...……..…….…....... 15

Gambar 2.8. Model Jejak Gelombang pada medium non homogen…............... 16

Gambar 2.9. Penjalarn berkas Gauss ……………………………….................… 20

Gambar 2.10. Diagram alir seismik refleksi ………………....….................…...... 21

Gambar 2.11. Filter frekuensi …………………………………….…........…….. 23

Gambar 2.12 Proses stacking. ……………………………………………...……..…. 24

Gambar 3.1 Peta lokasi eksperimen. (Kopp et. al.) ……………………....………..……..31

Gambar 3.2 Tampilan Software Seismik Unix…………………………..…........…….…. 32

Gambar 3.3 Diagram alir penelitian……………..……………...……..….…….. 33

Gambar 3.4 Penampang seismik setelah koreksi NMO……………………………..…..… 35

Gambar 4.1 Model Sebenarnya.…………..…… ………………….……………. 36

Gambar 4.2 Tampilan model dengan metode triangulasi.………………………… 37

xiv

Gambar 4.3. Shot gether from Model 1 shot 50………………………………….... 39

Gambar 4.4. Ray path shot 50……………………................................................ 40

Gambar 4.5 Shot gether from Model 1 shot 100…………………...…….……..… 41

Gambar 4.6. Ray path shot 100……………………………………………………... 41

Gambar 4.7. Shot gether from Model 1 shot 150…………………..……….…….. 41

Gambar 4.8. Ray path shot 150………………………………………….…..………. 42

Gambar 4.9 Shot gether from Model 1 shot 200……………………..……….…… 43

Gambar 4.10. Ray path shot 200……………………………………….......……….. 43

Gambar 4.11. Shot gether from Model 1 shot 250………….………….…..……… 44

Gambar 4.12 Ray path shot 250…………………………..………………………... 44

Gambar 4.13. Shot gether from Model 1 shot 300………………………….…….. 45

Gambar 4.14. Ray path shot 300……………………………………................…… 45

Gambar 4.15. Shot gether from Model 1 shot 350……………………….…….….. 46

Gambar 4.16. Ray path shot 350…………………………………………………..… 46

Gambar 4.17. Shot gether from Model 1 shot 400…………………….…………... 47

Gambar 4.18. Ray path shot 400………………………………………..…………… 47

Gambar 4.19. Shot gether from Model 1 shot 450……………………..………….. 48

Gambar 4.20. Ray path shot 450………………………………………...…..…….… 48

Gambar 4.21. Shot gether from Model 1 shot 500………………………..……….. 49

Gambar 4.22. Ray path shot 500………………………….…………….…………… 49

Gambar 4.23 Shot gether from Model 1 shot 550…………………...….…….... 50

xv

Gambar 4.24. Ray path shot 550…………………............................................... 51

Gambar 4.23 Shot gether from Model 1 shot 600……………………………...... 51

Gambar 4.24. Ray path shot 600…………………............................................... 53

Gambar 4.27 Sebelum disorting shot 100……………………………….…… 52

Gambar 4.28. Sebelum disorting shot 200……………………….………..….. 54

Gambar 4.29. Sebelum disorting shot 300……………………………….…… 54

Gambar 4.30. Sebelum disorting shot 400………………….…………….…... 55

Gambar 4.31. Sebelum disorting shot 500………………………………….… 55

Gambar 4.32. Sebelum disorting shot 600……………………..……............... 56

Gambar 4.33. Setelah disorting shot 100…………………………....……..... .56

Gambar 4.34. Setelah disorting shot 200………………………………...….. . 57

Gambar 4.35. Setelah disorting shot 300……………………..………….…… 57

Gambar 4.36. Setelah disorting shot 500……………………………….…....... 58

Gambar 4.37 Setelah disorting shot 600…………………………..…...……... 58

Gambar 4.38 Setelah disorting shot 600…………………...…………...…….. 59

Gambar 4.39. Penampang Seismik Koreksi NMO…………………………...……… 61

Gambar 4.40. Hasil brute stack………………………………………..........…. 62

xvi

DAFTAR TABEL

Table 1. Nilai cdp dari sx dan gx …………………………………………….. 59

Table 2. Nilai Koreksi NMO ……………………………..…..………………. 60

1

BAB I

PENDAHULUAN

1.1. Latar Belakang

Ilmu geofisika atau kebumian mempelajari struktur lapisan di dalam

permukaan bumi. Ilmu ini sangat penting untuk kehidupan manusia karena bumi

adalah tempat dimana manusia tinggal. Selain untuk migitasi bencana ilmu

kebumian juga sangat dibutuhkan dalam eksplorasi hasil bumi yang nantinya bisa

sangat bermanfaat bagi kehidupan manusia. Terkait dengan lapisan bumi, terdapat

firman Allah SWT dalam surah At-Talaq ayat 12 yang dapat ditadaburi:

Artinya

“Allah-lah yang menciptakan tujuh langit dan seperti itu pula bumi. Perintah

Allah berlaku padanya, agar kamu mengetahui bahwasannya Allah Maha Kuasa

atas segala sesuatu, dan sesungguhnya Allah ilmu-Nya benar-benar meliputi

sesuati”. Qs. At-Talaq [65] : 12.

Surat At-Thalaq [65] ayat 12 memastikan bahwa bumi menyerupai langit.

Bila jumlah tingkatan langit ada tujuh, maka begitu pula dengan jumlah tingkatan

bumi juga ada tujuh. Dalam ayat tersebut bahwasannya langit berlapis-lapis

2

begitu pula dengan bumi. Bumi secara umum terdiri dari beberapa lapisan yaitu

lapisan paling atas disebut litosfer atau crust, lapisan bawahnya disebut astenosfer

atau mantel dan paling bawah disebut inti bumi.

Salah satu kondisi perlapisan bumi yang menarik di Indonesia ada di Selat

Sunda. Selat Sunda merupakan selat yang menghubungkan pulau Jawa dan

Sumatra di Indonesia, serta menghubungkan laut jawa dengan Samudra Hindia.

Pada titik tersempit, lebar selat sunda hanya sekitar 30 km. beberapa pulau kecil

terletak di selat ini. Selat Sunda terletak di antara pulau-pulau di Jawa dan

Sumatra dan memisahkan subduksi hampir ortogonal di sebelah selatan Jawa dan

subduksi miring di bawah Sumatra. Busur sunda Indonesia adalah batas

konvergen klasik yang bertindak sebagai contoh untuk konsep tentang mekanisme

pertambahan sedimen dan evolusi [Hamilton, 1979; Karig et al., 1980; Huchon

dan Le Pichon, 1984; Mc Caffrey, 1992; Izart et al., 1994; Malod dan Kemal,

1996; Samuel dan Harbury, 1996]. Beberapa parameter geologis, termasuk

kelengkungan parit dan usia yang disubkontrakan, berubah secara signifikan

sepanjang batas tertentu, sehingga secara penempatan diberbagai pengaturan

tektonik. Busur sunda membentuk perbatasan selatan Kepulauan Indonesia,

dimana Indo-Lempeng Australia berada dibawah Eurasia. Kepulauan Indonesia

terletak antara 3 lempeng, yaitu lempeng Eurasia, lempeng Indo-Australia, dan

lempeng Pasifik. Terdapat interaksi antara lempeng Eurasia dan lempeng Indo-

Australia di selatan jawa. Lempeng Indo-Australia bergerak relatif ke arah utara

dengan kecepatan mencapai 7cm/tahun sedangkan lempeng Eurasia relatif

bergerak ke arah tenggara dengan kecepatan 0,4 cm/tahun. Interaksi ini

3

menghasilkan pola penunjaman atau subduksi. Interaksi kedua lempeng ini

menyebabkan sering terjadinya gempa bumi terutama pada zona subduksi.

Sepanjang busur, system tabrakan berubah dari benua Samudera di Bali dan

Sumatra melalui transisi di Jawa ke intra-samudera di Bali dan Flores [Hamilton,

1988]. Meskipun sejarah panjang ilmiah menelusuri di sepanjang selat sunda,

hanya beberapa data terbatas yang tidak aktif di Jawa. Untuk itu, Investigasi Geo-

ilmiah sepanjang zona konvergensi aktif antara Eurasia dan Indo-timur. Telah

dilakukan untuk menyelidiki struktur kerak dan batas lempeng di luar Jawa,

menggunakan R/V Sonneduring November 1998 hingga Januari 1999,

Multichannel Seismic Reflection (MSC) dan data sudut lebar refraksi yang

dikumpulkan di zona subduksi Sunda dan bawah domain. Dalam penelitian ini,

peneliti melaporkan pada MSC/wide-angle bertepatan profil seismik dan dua garis

batas dari Jawa. Data ini memungkinkan kita untuk melacak lempengan yang

turun dari parit ke kedalaman 30 km dan untuk memperoleh model kedalaman

kecepatan diseluruh kompleks subduksi. Selain itu, struktur batas Jawa dilakukan

sangat rinci. Atas dasar ini diperoleh data seismic dan interpretasi model, kami

membahas struktur kerak zona tabrakan dan pemodelan gravitasi saat ini.

Pemodelan gelombang seismik terdiri dari dua macam yaitu pemodelan

secara fisik dan numerik. Dengan melakukan pemodelan gelombang seismik

secara numerik seseorang dapat mengetahui dan memahami bagaimana

gelombang seismik tersebut menjalar melalui model geologi yang kompleks.

Sedangkan sintetik seismogram dapat dihasilkan sebagai produk samping dari

4

pemodelan seismik tersebut yang nantinya dapat memberi gambaran mengenai

struktur bawah permukaan tersebut.

Pemodelan seismik refleksi ini memiliki banyak sekali manfaat

diantaranya pada tahapan akuisisi kita dapat menentukan parameter akuisisi

terbaik sehingga mendapat hasil rekaman data seismik yang baik. Pada tahap

pemprosesan, pemodelan gelombang seismik juga dapat digunakan untuk

membuat data seismic sintetik dengan model geologi yang kita inginkan.

Gambar 1.1. Kondisi tektonik di kepulauan Indonesia.

Gambar 1.1 menunjukan kondisi tektonik kepulauan Indonesia. Garis

merah, jingga dan hijau menunjukan batas-batas lempeng tektonik. Garis merah

menunjukan pemekaran lantai samudra. Garis jingga menunjukan pensesaran

relative mendatar. Sedangkan garis hijau menunjukan tumbukan/penunjam antar

lempeng tektonik.

5

Daerah penelitian terletak di bagian barat Jawa di seberang zona tubrukan sunda

(Gambar 2). Batas ini berada di zona subduksi, menampilkan tonjolan luar dan

parit yang dalam. Ini terjadi karena pertambahan prisma akresi besar yang terdiri

dari irisan frontal (Domain akresi aktif) dan luar (fosil akresi domain), yang

dipisahkan oleh lereng parit. Sebuah cekungan muka busur ditemukan berdekatan

dengan busur vulkanik lebih jauh di pedalaman. Wilayah ini dari subduksi Indo-

Australia / Eurasia system telah aktif sejak oligosen dan berevolusi setelah

tabrakan Eosen akhir India dengan Asia [Hamilton, 1988]. Tabrakan ini

menghasilkan 10° rotasi searah jarum jam di Asia Tenggara disertai dengan

perluasan dan pembentukan cekungan di wilayah Indonesia [Rangin et al., 1990;

Daly et al., 1991]. Selat sunda juga tampaknya menjadi zona transisi di morfologi

domain bawah [Malod et al., 1995]. Kawasan ini sangat termasuk area zona

subduksi yang tingkat kegempaannya tinggi. Penelitian ini sudah pernah

dilakukan dengan data yang sama sehingga menghasilkan model bawah

permukaan geologi. Penelitian ini menggunakan software seismic unix dengan

metode Gaussian beam.

Pada bidang seismik eksplorasi, dikenal tahapan-tahapan yang harus

dilakukan yaitu: akuisisi data, pengolahan data, dan interpretasi. Pemodelan

gelombang seismik atau seismic modelling. Telah banyak dilakukan oleh ahli

geofisika untuk merekontruksi penjalaran gelombang seismik yang melewati

model geologi tertentu. Salah satu metode geofisika yang dapat digunakan untuk

pemodelan seismik refleksi adalah metode Gaussian beam.

6

1.2 Perumusan Masalah

Berdasarkan latar belakang masalah di atas dapat dirumuskan

permasalahan sebagai berikut:

1. Pembuatan model untuk seismik refleksi daerah selat sunda

2. Analisa model seismik refleksi dengan metode Gaussian beam pada daerah

tersebut.

1.3 Batasan Masalah

Dalam memodelkan lapisan-lapisan litosfer di selat sunda, penelitian ini

dilakukan dengan menerapkan batasan-batasan sebagai berikut:

1. Analisa seismik menggunakan Gaussian beam.

2. Pengolahan data dilakukan dengan menggunakan aplikasi Seismik Unix.

3. Akuisisi lebih ditekankan pada bidang seismik modelling.

4. Pemetaan dilakukan di zona subduksi.

1.4 Tujuan Penelitian

Berdasarkan latar belakang, rumusan, dan batasan masalah maka tujuan

yang ingin diperoleh dalam penelitian ini adalah:

1. Menghasilkan model data untuk seismik refleksi.

2. Mempertajam efek dari batas permukaan terhadap pemantulan gelombang

seismik.

3. Membandingkan hasil pemodelan dengan model yang sebenarnya.

7

4. Mengetahui karakteristik gelombang seismik terhadap sudut datang.

1.5 Manfaat Penelitian

Manfaat yang diharapkan dari penelitian ini adalah untuk mmemperoleh

informasi mengenai gambaran pada bawah permukaan yang berada di zona

subduksi. Sehingga dapat menjadi acuan untuk penelitian-penelitian seismik

refleksi 2D di daerah subduksi yang rawan gempa.

1.6 Sistematika Penulisan

Sistematika penulisan mengacu pada buku pedoman akademik yang

diterbitkan oleh UIN Syarif Hidayatullah Jakarta yang pada masing-masing bab

adalah sebagai berikut:

BAB I : Pendahuluan

Bab ini mencakup latar belakang, perumusan masalah,

batasan masalah, tujuan penelitian, manfaat penelitian, dan

sistematika penulisan.

BAB II : Tinjauan Pustaka

Bab ini membahas tentang landasan teori kajian-kajian

yang mendukung penelitian menyangkut seismik refleksi,

gelombang seismik, dan metode Gaussian beam.

BAB III : Metode Penelitian

8

Bab ini memaparkan tentang gambaran data, peralatan

pendukung pengolahan data, metoda dan prosedur kerja

dalam melaksanakan seluruh rangkaian penelitian.

BAB IV : Hasil dan Pembahasan

Bab ini membahas Hasil Pembuatan Model, Akuisisi,

Sorting, Koreksi NMO dan Brutestack model yang

diperoleh dari penelitian.

BAB V : Kesimpulan dan Saran

Bab ini berisikan tentang kesimpulan yang diperoleh dari

penelitian dan memberi saran untuk penelitian yang lebih

lanjut.

9

BAB II

DASAR TEORI

2.1 Seismik Refleksi

Metode seismik refleksi didasarkan pada skema raypath acquisition

perambatan gelombang seismik dari sumber (source) getar di permukaan bumi

yang dirambatkan melewati lapisan-lapisan bumi kemudian dipantulkan kembali

menuju permukaan bumi yang diteriima kembali oleh receiver (Geophone) di

permukaan bumi. Gelombang akan menjalar dari suatu sumber getar ke segala

arah dengan sumber getar sebagai pusat, sehingga terbentuk muka gelombang

(wave front) berbentuk bola. Arah rambat gelombang digambarkan sebagai

lintasan sinar yang tegak lurus terhadap muka gelombang.

Gambar 2.1 Skema Acquisition.

Jika ditinjau penjalaran gelombang dalam tiga dimensi, maka secara

umum akan dijumpai proses yang begitu kompleks, karena dengan adanya

refleksi, refraksi, absorpsi, hamburan radiasi, dll. Secara sederhana penjalaran

gelombang di bawah permukaan bisa digambarkan melalui komponen utama yaitu

muka gelombang (wave front) dan berkas sinar (raypath).

10

Muka gelombang adalah geometri dari suatu gangguan seismik, yang

digambarkan sebagai bentuk lingkaran dalam penampang 2D atau bentuk bola

dalam penampang 3D dan mempunyai jarak tertentu dari suatu sumber energi.

Sedangkan berkas sinar menggambarkan arah penjalaran gelombang dan

mempunyai geometri yang tegak lurus terhadap muka gelombang.

2.2 Jenis – Jenis Gelombang Seismik

Gelombang seismik adalah rambatan energy yang disebabkan karena

adanya gangguan di dalam kerak bumi, misalnya adanya patahan atau adanya

ledakan. Energi ini akan merambat ke seluruh bagian bumi dan dapat terekam

oleh seismometer. Gelombang seismik disebut juga gelombang elastik. Umumnya

gelombang seismik dibedakan menjadi 2 tipe, yaitu:

1. Gelombang Badan (Body Wave)

Gelombang badan adalah gelombang yang menjalar dalam media elastik

dan arah perambatannya keseluruh bagian di dalam bumi. Berdasarkan gerak

partikel pada media dan arah penjalarannya gelombang dapat dibedakan

menjadi gelombang P dan gelombang S. Gelombang P disebut dengan

gelombang kompresi atau gelombang longitudinal. Gelombang ini memiliki

kecepatan rambat paling besar dibandingkan dengan gelombang seismik yang

lain, dapat merambat melalui medium padat, cair dan gas. Persamaan dari

kecepatan gelombang P adalah sebagai berikut :

(2.1)

11

Keterangan :

𝛌 = konstanta lame

𝛍 = rigiditas

ρ = densitas

Gambar 2.2. Gelombang P (Elnashai dan Sarno, 2008)

Gelombang S disebut juga gelombang shear atau gelombang transversal.

Gelombang ini memiliki cepat rambat yang lebih lambat bila dibandingkan

dengan gelombang P dan hanya dapat merambat pada medium padat saja.

Gelombang S tegak lurus terhadap arah rambatnya. Persamaan dari kecepatan

Gelombang S (Vs) adalah sebagai berikut :

(2.2)

Gambar 2.3. Gelombang S (Elnashai dan Sarno, 2008)

12

2. Gelombang Permukaan

Gelombang permukaan merupakan salah satu gelombang seismik

selain gelombang badan. Gelombang ini ada pada batas permukaan medium.

Berdasarkan pada sifat gerakan partikel media elastik, gelombang permukaan

merupakan gelombang yang kompleks dengan frekuensi yang rendah dan

amplitude yang besar, yang menjalar akibat adanya efek free survce dimana

terdapat perbedaan sifat elastik (Susilawati, 2008). Jenis dari gelombang

permukaan ada dua yaitu gelombang Reyleigh dan gelombang Love.

Gelombang Reyleigh merupakan gelombang permukaan yang Orbit

gerakannya elips tegak lurus dengan permukaan dan arah penjalarannya.

Gelombang jenis ini adalah gelombang permukaan yang terjadi akibat adanya

interferensi antara gelombang tekan dengan gelombang geser secara

konstruktif.

Persamaan dari kecepatan gelombang Reyleigh (Vr) adalah sebagai berikut :

Vr = 0.92 (2.3)

Gambar 2.4. Gelombang Reyleigh (Elnashai dan Sarno, 2008)

13

Gelombang Love merupakan gelombang permukaan yang menjalar dalam

bentuk gelombang transversal yang merupakan gelombang S horizontal yang

penjalarannya parallel dengan permukaannya (Gadallah dan Fisher, 2009).

Gambar 2.5. Gelombang Love (Elnashai dan Sarno, 2008)

Perambatan gelombang pada medium bawah permukaan akan mengikuti 3 prinsip

fisika sebagai berikut:

1. Hukum Snellius

Perambatan gelombang seismik dari satu medium ke medium lain yang

mempunyai sifat fisik yang berbeda seperti kecepatan dan densitas akan

mengalami perubahan arah ketika melewati bidang batas antar medium.

Suatu gelombang yang datang pada bidang batas dua media yang sifat

fisiknya berbeda akan dibiaskan jika sudut datang lebih kecil atau sama

dengan sudut kritisnya dan akan dipantulkan jika sudut datang lebih besar

dari sudut kritis. Sudut kritis adalah sudut datang yang menyebabkan

gelombang dibiaskan 90⁰. Jika suatu berkas gelombang P yang datang

mengenai permukaan bidang batas antara dua medium yang berbeda, maka

sebagian energi gelombang tersebut akan dipantulakn sebagai gelombang P

14

dan gelombang S, dan sebagian lagi akan dibiaskan sebagai gelombang P dan

gelombang S, seperti yang diilustrasikan pada gambar bibawah ini:

Lintasan gelombang tersebut mengikuti hukum Snell, yaitu :

Gambar 2.6 Gelombang P yang melewati suatu medium (Jan van der Kruk,2005)

2. Prinsip Hyugens

Huygens mengatakan bahwa gelombang menyebar dari sebuah titik

sumber gelombang ke segala arah dengan bentuk bola. Prinsip Huygens

mengatakan bahwa setiap titik-titik penganggu yang berada didepan muka

gelombang utama akan menjadi sumber bagi terbentuknya gelombang baru.

Jumlah energi total dari gelombang baru tersebut sama dengan energi utama.

Pada eksplorasi seismik titik-titik di atas dapat berupa patahan,

rekahan,pembajian, antiklin, dll. Sedangkan gelombang baru tersebut disebut

sebagai gelombang difraksi.

15

Gambar 2.7. Prinsip Hyugen

3. Prinsip Fermat

Prinsip Fermat menyatakan bahwa gelombang yang menjalar dari satu

titik ke titik yang lain akan memilih lintasan dengan waktu tempuh tercepat.

Prinsip Fermat dapat diaplikasikan untuk menentukan lintasan sinar dari satu

titik ke titik yang lainnya yaitu lintasan yang waktu tempuhnya bernilai

minimum. Dengan diketahuinya lintasan dengan waktu tempuh minimum

maka dapat dilakukan penelusuran jejak sinar yang telah merambat di dalam

medium. Penelusuran jejak sinar seismik ini akan sangat membantu dalam

menentukan posisi reflektor di bawah permukaan. Jejak sinar seismik yang

tercepat ini tidaklah selalu berbentuk garis lurus.

Gambar 2.8. Model Jejak Gelombang pada medium non-homogen

16

2.3 Ray Theory

Ray theory-Teori sinar merupakan pendekatan frekuensi tinggi.

Kebanyakan dalam riset yang diamati adalah waktu tiba-waktu penjalaran-waktu.

Ray theory adalah adalah pendekatan alternative dimana titik pada muka

gelombang dilacak pada medan gelombang. Ray theory ini secara luas digunakan

karena kesederhanaan, kecepatan dan penerapan untuk berbagai masalah. Teori

ray benar-benar berlaku untuk media yang memiliki skala panjang variasi dimana

𝜆 dan 𝜇 jauh lebih besar dari pada panjang gelombang seismik (asumsi frekuensi

tinggi). Pada frekuensi rendah, difraksi dan hamburan bisa jadi signifikan, dan

teori sinar umumnya tidak berlaku.

Teori sinar merupakan bagian integral dari banyak seismologis teknik,

termasuk tomografi gelombang badan, migrasi data refleksi dan relokasi gempa.

Proses pelacakan evolusi kinematis seismik energy juga membawa serta

kemungkinan komputasi lainnya. Jumlah gelombang yang terkait seperti waktu

tempuh, amplituso, atenuasi, atau bahkan bentuk gelombang frekuensi tinggi,

yang mana kemudian bisa dibandingkan dengan pengamatan.

Prinsip fermat menyatakan bahwa jalur sinar diantara dua titik P dan Q

adalah jalur waktu stasioner.

(2.5)

Untuk membuktikan prinsip fermat, kita perlu menunjukan bahwa ketika

jalur ray terganggu, efek pada waktu tempuh adalah mengganggu waktu

perjalanan sebagai berikut :

(2.6)

17

Istilah pertama integran pada RHS adalah konstribusi yang disebabkan

oleh perubahan kecepatan. Istilah kedua adalah konstribusi yang disebabkan oleh

perubahan panjangnnya jalur. Jika kita pertama kali mempertimbangka perubahan

panjang jalur, rumus

Inti dari persamaan sebelumnya adalah nol oleh persamaan gelombang.

Oleh karena itu, kami telah menunjukan bahwa dengan mengabaikan urutan yang

lebih tinggi. Istilah perturbasi perjalanan pertama karena pertubrasi dijalur sinar

adalah nol, dan sudah dibuktikan.

Hukum snell, kita bisa menggunakan prinsip fermat untuk mendapatkan

hukum snell, yang mana menggambarkan pembiasan jalur sinar pada sebuah

antarmuka antara media dengan gelombang yang berbeda.

Sekarang kita dapat menuliskan hukum snell dari :

(2.7)

Dengan menggabungkan hukum snell dan persamaan sinar kinematik

kemungkinan untuk melacak sinar dihadapan 3-D lateral berbagai media yang

mengandung batasan internal.

2.4 Tahapan Metode Seismik

Umumnya metode seismik refleksi terbagi atas 3 tahapan utama, yaitu:

1. Akuisisi Data Seismik

Kegiatan yang berkaitan dengan pengumpulan data, sejak survey

pendahuluan sampai survey detail.

2. Pengolahan Data Seismik

18

Kegiatan untuk mengolah data rekaman di lapangan (raw data) dan

diubah kebentuk penampang seismic migrasi. Secara global, proses

pengolahan data seismic dibagi menjadi beberapa bagian, yaitu :

a. Preprocessing

Tahap awal pengolahan data seismic yang bertujuan untuk

merekonduksi sinyal gelombang seismic yang terekam. Terdiri

dari Demultiplek, True Amplitude Recorvery (TAR), Editing,

Dekonvolusi, Filtering, dan Koreksi Statik.

b. Processing/analyzing

Tahan utama pengolahan data seismic yang bertujuan untuk

menganalisis kecepatan gelombang yang melewati suatu

reflector. Kecepatan tersebut dianalisis dengan cara

memunculkan spectrum amplitude hasil NMO dan stacking.

Kecepatan yang tepat akan menghasilkan penampang 18eismic

yang tepat.

c. Postprocessing

Tahap akhir pengolahan data seismic yang terdiri dari Koreksi

Residual Statik dan migrasi.

3. Interpretasi Data Seismik

Kegiatan yang dimulai dengan penelusuran horizon, pembacaan

waktu, dan plotting pada penampang seismic yang hasilnya

disajikan atau dipetakan pada dasar yang berguna untuk

mengetahui struktur atau model geologi bawah permukaan.

19

2.5 Pengolahan Data Seismik

Tujuan dari pengolahan data seismi adalah mengubah (memproses) data

seismkc lapangan menjadi penampang seisnik. Data seismik lapangn adalah data

mentah yang masih dipengaruhi oleh banyak faktor yang tidak mencerminkan

kondisi bawah permukaan. Berikut adalah urutan dalam megolah data seismic

laut.

Gambar 2.9. Diagram alir seismik refleksi

2.5.1 Read Data

Read data yang digunakan adalah data mentah lapangan/raw data

yang masih berupa format SEG (SEG – A, SEG – B, SEG – C, SEG – D,

SEG – Y).

2.5.2 Filtering

Tujuan dari filtering frekuensi adalah untuk menghilangkan komponen

frekuensi yang mengganggu pada data seismic dan meloloskan data yang

20

diinginkan. Ada 3 macam filter frekuensi, yaitu: Filter low pass,filter high

pass,filter band pass.

Gambar 2.10. Filter frekuensi

Band-pass filtering paling sering digunakan, karena jejak seismic biasanya

berisi beberapa frekuensi rendah noise, seperti ground roll, dan beberapa

frekuensi tinggi ambient noise. Energi seismic refleksi biasanya digunakan

pada bandwidth sekitar 10 sampai 70Hz, dengan frekuensi dominan sekitar

30 Hz. Band-pass filtering dilakukan pada berbagai tahap dalam

pengolahan data. Jika perlu dapat dilakukan sebelum dekonvolusi untuk

menekan sisa energy groundroll dan frekuensi tinggi ambient noise yang

tidak akan mencemari sinyal autokorelasi.

2.5.3 Editing

Editing dan multing adalah proses untuk membuang sinyal-sinyal

gelombang langsung dan gelombang refraksi.

21

2.5.4 Preprocessing

Preprocessing terdiri dari TAR (True Amplitude Rrecovery) dan

dekonvolusi.

a. TAR

Intensitas gelombang atau energy gelombang seismic pada saat

menjalar melalui medium bawah permukaan akan mengalami

penurunan energy akibat adanya efek penyebaran (spherical

divergence) dan proses penyerapan energy oleh batuan, sehingga

amplitude akan melemah. True Amplitude Recorvery atau sering

disebut gain adalah proses penguatan amplitude, sehingga setiap

titik seolah – olah datang sejumlah energy yang sama.

b. Dekonvolusi

Dekonvolusi pada dasarnya berfungsi membentuk sinyal. Ada 2

jenis dekonvolusi, yaitu: spiking deconvolution dan predictive

deconvolution.

2.5.5 Velocity Analysis

Velocity Analysis adalah proses pemilihan kecepatan yang sesuai

(terbaik) yang akan digunakan untuk pemrosesan selanjutnya. Proses ini

sangat penting dilakukan dan merupakan salah satu quality control hasil

processing akhir, dan biasanya dilakukan bersama dengan stacking

velocity.

2.5.6 Stacking

22

Stacking adalah penggambungan dua data atau lebih trace menjadi

satu trace dalam satu gather. Proses stacking akan menghilangkan noise

yang bersifat random. Stacking dapat dilakukan berdasarkan common

depth point (CDP), common offset (CP), common source point (CSP),

maupun common receiver point (CRP) berdasarkan tujuan dari stack itu

sendiri. Biasanya proses stack dilakukan berdasarkan CDP nya.

Gambar 2.11. Proses stacking.

Tujuan dari stack ini adalah mempertinggi signal to noise ratio

(S/N). proses ini dilakukan berdasarkan CDP yaitu trace-trace yang

tergabung pada satu CDP dan telah dikoreksi NMO kemudian

dijumlahkan untuk mendapat satu trace yang tajam dan bebas noise.

2.5.7 Migrasi

Dalam pengolahan data seismik, migrasi adalah proses untuk

memetakan penampang lain dimana even-even seismic semu pada

reflector miring dikembalikan pada posisi dan waktu yang tepat. Hasil

23

proses migrasi mampu menghilangkan efek-efek sinyal terdifraksi

sehingga meneliminasi gambaran bawah permukaan secara jelas.

2.6 Gaussian Beam

Metode Gaussian Beam adalah metode analisis untuk perhitungan medan

gelombang dengan media inhomogen yang bervariasi, dan diusulkan oleh Popov

(1981, 1982) berdasarkan karya Babich dan Pankratova (1973) sebelumnya.

Metode ini pertama kali diterapkan oleh Popov et al. (1980), Katchalov dan

Popov (1981) dan Cerveny et al. (1982) untuk menggambarkan medan gelombang

seismik frekuensi tinggi oleh Gaussian beam paraxial. Kelebihan metode ini

adalah bahwa Gaussian beam individu tidak memiliki singularitas baik pada

kaustik dalam domain spasial atau pada semu-kaustik dalam domain wavenumber.

Meskipun kaustik dan semu-kaustik umumnya berada pada lokasi yang berbeda,

seperti metode maslov yang mengharuskan untuk dipisahkan dengan baik.

Kurangnya singularitas individu pada balok membuat penjumlahan Gaussian

beam sering terjadi dimana-mana. Keuntungan lain dari metode Gaussian beam

adalah secara alami metode ini mengenalkan efek pemulusan, karena itu tidak

sensitive terhadap parameterisasi model sebagai metode ray. Akhirnya, metode

Gaussian beam tidak memerlukan pelacakan sinar dua titik, seperti metode ray.

24

Gambar 2.12 Penjalarn berkas Gauss

Gambaran umum metode gausian beam pertama kali diberikan, termasuk

deskripsi gaussian beam paraxial, superposisi Gaussian beam untuk kontruksi

balok medan gelombang yang lebih umum, dan pemilihan parameter balok.

Selanjutnya beberapa aplikasi metode ini disajikan. Akhirnya beberapa ekstensi

metode yang telah diusulkan dijelaskan.

2.6.1 Gaussian Beam Sintetik

Domain waktu yang setara dengan balok gauss adalah gelombang paket ;

lihat Babich dan Ulin (1981 b), Cervenry (1983). Gelombang paket menyebar

disepanjang sinar dan saling terikat. Jika fungsi sumber waktu diberikan sinyal

gauss maka,

(2.7)

Dimana fm, t₀, 𝛾, v adalah nilai parameter yang sebenarnya, gelombang paket

memiliki gauss baik dalam ruang dan waktu. Paket ini kemudian disebut Gaussian

paket atau Gaussian paket sampul. Begitu juga, jika fungsi sumber waktu adalah

25

fungsi dirac delta, gelombang paket disebut juga paket delta. Untuk melihat lebih

jelas gelombang paket (Cerveny 1983, 1985 b).

Seperti sinar sintetik seismogram, balok Gaussian sintetik seismogram dapat

dievaluasi dengan tiga pendekatan :

a. Penjumlahan langsung gelombang paket

b. Pendekatan frekuensi-domain

c. Pendekatan konvolusi

Pendekatan pertama, berdasarkan penjumlahan dari gelombang paket,

penjumlahan kedua harus dilakukan: penjumlahan pertama adalah gelombang

dasar diatas dan kedua gelombang paket diatas untuk membentuk gelombang

dasar. Gelombang paket menyebar sepanjang sinar yang berada disekitar

penerima untuk perlu dipertimbangkan. Gelombang paket yang menyebar jauh

dari sinar tidak perlu dipertimbangkan. Namun jumlah gelombang paket dalam

pendekatan balok gauss lebih banyak dari jumlah yang di hasilkan sesismogram

dalam sinar sintetik seismogram. Untuk alasan ini, pendekatan pertama biasanya

memakan waktu dari pendekatan frekuensi domain, dimana kita dapat memulai

lagi dengan cepat menggunakan metode untuk mengevaluasi hasil frekuensi (lihat,

Cervenry 1985 a). Pendekatan konvolusi, dilengkapi dengan beberapa cara

penghalusan, yang sangat berguna dan efisien dalam kasus penjumlahan dari

perkiraan sinar paraxial, dengan waktu tempuh sebenarnya ( lihat, Chapman,

1985). Tampaknya pendekatan ini tidak efisien jika berada dalam pendekatan

balok gauss, dimana nilai waktu tempuh yang kompleks harus dipertimbangkan.

26

2.6.2 Gaussian Beam Paraxial

Gaussian beam paraxial adalah solusi asimtotik persamaan gelombang dari

parabola satu arah pada koordinat yang berpusat pada sinar pusat. Bentuk

solusinya serupa dengan sinar frekuensi tinggi yang diberikan dalam Eqn.

Matriks M(s) tidak berubah jika kedua Q(s) dan P(s) matriks nonsingular, maka

rumus sinar dinamis dapat ditulis sebagai berikut :

(2.11)

Im M(s₀) positif, solusi Gaussian beam akan menjadi kombinasi sumber titik awal

dan solusi gelombang pesawat di Eqn. yang secara eksponsial akan membusuk

dari sinar pusat. Solusinya jika Q(s) biasa pada satu titik di sepanjang sinar maka

solusi untuk Gaussian beam, maka factor amplitude ½ akan nonsingular untuk

semua titik disepanjang sinar.

Secara umum akan ada tiga parameter kompleks atau enam parameter

nyata yaitu diperlukan untuk menentukan M(s) untuk titik tertentu di sepnjang

sinar. Persamaan dinamis kemudian dapat digunakan untuk menentukan M(s)

pada titik lain pada sinar. Untuk kasus khusus dari balok melingkar pada titik

yang ditentukan pada sinar, maka M(s) dapat ditulis sebagai :

(2.12)

Dimana v = Kecepatan sepanjang ray

K (s) = Balok dengan lengkugan

27

L (s) = Sinar setegah lebar frekuensi

M (s) = Hz

2.6.3 Aplikasi Metode Gaussian Beam

Pada bagian ini, ada beberapa gambaran umum metode Gaussian beam

yang telah dilakukan oleh ceko dan kelompok rusia, kelompok di MIT yang

dimpimpin oleh K. Aki dan kemudian di USC, serta kelompok-kelompok di

Prancis, Jerman dan tempat lain melakukan studi metode Gaussian Beam. Salah

satu kelompok MIT seperti Nowack dan Aki (1984) melakukan sejumlah uji

validasi metode dengan parameter balok yang berbeda. Mereka kemudian

menerapkan metode Gaussian beam secara acak serta memfokuskan efek dari

struktur vulkanik dan diterapkan metode untuk inversi data bentuk gelombang

untuk struktur kecepatan. Adapun beberapa aplikasi untuk menggambarkan

Gaussian Beam :

a. M. Adariaga (1984) mengembangkan metode Gaussian Beam agar

bervariasi secara vertical.

b. Menerapkan metode ini pada inversi data bentuk gelombang untuk

struktur kecepatan mengembangkan Gaussian Beam secara vertical,

c. Menyelidiki kompleksitas gelombang dari pemfokuskan zona sesar

heterogen sintem sesar.

d. Menerapkan metode Gaussian Beam ke struktur 3D di bawah rangkaian

seismic

28

e. Menggunakan metode Gaussian Beam untuk memfokuskan kembali

gelombang telekisme kejadian oleh struktur 3D dilokasi uji

f. Menggunakan Gaussiam Beam untuk mempelajari efek struktur 3D

g. Menerapkan metode Gaussian Beam kedifraksi Gaussian seismic yang

digunakan untuk menyelidiki pengaruh pada waktu perjalanan gelombang

P dan amplitude zona subduksi heterogen.

h. Melakukan pemodelan domain waktu untuk mantel heterogen bagian

bawah.

2.7 Ray Tracing

Ray Tracing adalah suatu metode untuk menghitung jalur gelombang atau

partikel melalui system dengan daerah dengan kecepatan propagasi yang

bervariasi, karakteristik penyerapan, dan permukaan yang memantulkan. Dalam

keadaan seperti ini, muka gelombang bisa membengkokkan, mengubah arah, atau

memantulkan permukaan, mempersulit analisis. Ray tracing memecahkan masalah

dengan berulang kali memajukan balok sempit ideal yang disebut sinar melalui

medium dengan jumlah diskrit. Masalah sederhana dapat dianalisis dengan

menyebarkan beberapa sinar dengan menggunakan matematika sederhana.

Analisis lebih rinci dapat dilakukan dengan menggunkan kompuer untuk

menyabarkan banyak sinar.

Ketika diterapkan pada masalah radiasi elektromagnetik, pelacakan sinar

sering bergantung pada perkiraan solusi untuk persamaan Maxwell yang berlaku

29

selama gelombang cahaya menyebar melalui dan sekitar objek yang dimensinya

jauh dan sekitar objek dimensinya jauh lebih besar daripada panjang gelombang

cahaya. Teori Ray tidak menggambarkan fenomena seperti interferensi dan

difraksi, yang membutuhkan teori gelombang (melibatkan fase gelombang).

Teknik Ray Tracing

Ray tracing bekerja dengan anggapan bahwa partikel atau gelombang

dapat dimodelkan sebagai sejumlah besar balok yang sangat sempit (sinar), dan

jarak disana mungkin sangar kecil, dimana sinar seperti itu lurus secara local.

Pelacak sinar akan memajukan sinar di kejauhan, dan kemudian menggunakan

turunan local medium untuk menghitung arah baru sinar. Dari lokasi ini, sebuah

sinar baru dikirim keluar dan proses diulang sampai jalur yang lengkap dihasilkan.

Jika simulasi meliputi benda padat, sinar dapat diuji pada setiap langkah

dan membuat penyesuaian terhadap arah sinar jika terjadi tabrakan. Sifat sinar

lainnya dapat diubah seiring kemajuan simulasi juga, seperti intensitas, panjang

gelombang, atau polarisasi.

30

BAB III

METODOLOGI PENELITIAN

3.1 Waktu dan Tempat Penelitian

Penelitian ini dilakasanakan sejak bulan januari 2017 hingga juni 2017.

Pengolahan data ini dilakukan di Lembaga Ilmu Pengetahuan Indonesia Pusat

Penelitian Fisika (LIPI P2F) serpong, Tangerang Selatan, Banten Indonesia

15314..

3.2 Peralatan dan Data Penunjang

Penelitian ini menggunakan data sekunder yang diambil dari paper kopp

et al. Data yang digunakan merupakan hasil akuisisi daerah selat sunda. Daerah

ini merupakan rawan gempa sehingga menarik untuk dibuatkan pemodelannya

dengan menggunakan metode Gaussian beam. Daerah ini berada pada titik 51 dan

52 yang berada di selatan Jawa.

31

Gambar 3.1 Peta lokasi eksperimen. (Kopp et. al.)

Pengolahan data dilakukan dengan menggunakan seperangkat komputer

berbasis linux dengan software Seismik Unix. Software ini open software. Namun

untuk menginstall seismic unix dapat di download secara terbuka dengan format

ubuntu yang digunakan lalu ada beberapa hal yang harus dilakukan. Setelah

software berhasil di install lalu ketik perintah “trisesis” secara otomatis metode

Gaussian beam sudah ada didalamnya. Berikut tampilan softwarenya:

Gambar 3.2 Tampilan Software Seismik Unix

3.3 Prosedur Pengolahan Data

Dalam penelitian ini semua proses dilakukan dengan menggunakan

program “Seismik Unix” (SU) yang berbasis Linux. Adapun proses yang

dilakukan adalah seperti yang ditunjukan pada gambar 3.3 yang dimulai dengan

pembuatan model hingga mendapatkan brute stack.

32

Gambar 3.3. Diagram alir penelitian.

Pengolahan data dilakukan secara manual yaitu dengan cara memasukkan

data yang telah ada. Akuisisi diperoleh dari hasil pembuatan model.

Pembuatan Model dalam penelitian ini adalah model yang diharapkan

dapat memperlihatkan hasil akuisisi, raypath, sorting, koreksi NMO dan brute

stack.

Sorting

Brute Stack

Analisis

Build Model

Acquire a Line

Raypath

Sort from shot

gather to CDP

gather

Preprocessing

Mulai

Input Data

Selesai

33

Data sekunder yang telah diperoleh di lakukan pembuatan model dengan

menggunakan seismic unix yang dibuat menggunakan skrip “trimodel” dan

hasilnya kemudian disimpan dalam file data. Untuk melihat hasil dari model yang

telah dibuat maka file data tersebut dimasukan ke skrip “model.sh” untuk

ditampilkan. Jika model yang dibuat sudah sesuai dengan yang diharapkan

selanjutnya akuisisi model tersebut. Dalam akuisisi ini parameter jumlah

geophone yang digunakan 60 geophone dengan interval 50 meter dan jarak offset

1475 meter. Pada tahapan akuisisi tersebut menggunakan skrip “acq1.sh” yang

hasilnya didapatkan sebanyak 600 shot dari permukaan -10 km samapai 20 km.

setelah akuisisi model didapatkan tahapan selanjutnya adalah raypath. Raypath

merupakan lintasan penjalaran dari muka gelombang, sehingga pada tahapan ini

parameter yang digunakan sudut datang dan sudut patul. Setelah akuisisi dan

raypath dilakukan hasil dari akuisisi diubah dari shot gether menjadi cmp gether

dengan menggunakan skrip “surange < seis1.su” sehingga didapatkan contoh

sebelum sorting dan sesudah sorting untuk mendapatkan nilai cdp dari hasil

sorting yang dilkakun. Setelah sorting dilakukan dan nilai cdp didapatkan

selanjutnya akan mengkoreksi NMO (Normal Move Out). Pada tahapan ini

menunjukan bagaimana caranya melakukan koreksi NMO dan membuat Brute

Stack.

Pada Seismik Unix, koreksi NMO dilakukan dengan perintah sunmo.

Informasi penting untuk sunmo yang harus diberikan adalah kecepatan (km/s) dan

waktu (s). Untuk kasus data ini, tes dilakukan pada cmp 1000 s/d 1002 (lihat

tahapan sebelumnya untuk melihat cmp yang belum dikoreksi NMO). Pasangan

34

kecepatan dan waktu yang diperoleh adalah vnmo = 1.6, 1.66, 1.72, 1.78, 1.82 dan

tnmo = 0.36, 0.90, 1.50, 2.02, 2.74 berikut gambar penampang seismik untuk hasil

koreksi NMO.

Gambar 3.4. Penampang seismik setelah koreksi NMO

Jika penampang sesuai dengan koreksi NMO, tahapan selanjutnya brute stack

dengan skrip “suximage” sehingga diperoleh hasil brute stack.

35

BAB IV

HASIL DAN PEMBAHASAN

4.1 Model 1 dan Model Sebenarnya

Model 1 dan Model Sebenarnya dilakukan didaerah selat Sunda yang

berada di zona sbduksi. Sehingga dalam penelitian ini dapat melihat perbedaan

kedua model yang ada.

4.1.1 Model Sebenarnya

Model sebenernya merupakan model yang diambil dari paper

kopp et al. yang berada di daerah selat Sunda yang berada di titik selatan

Jawa. OBH 51 dan 52 terletak pada kerak samudera yang menunjukan

ketebalan 7,4 km dan struktur kecepatan normal. Jalur ray yang melalui

model bawah permukaan di kedua tempat. Waktu penjalaran dipilih sebagai

garis batas yang terhitungoleh waktu penjalaran model.

Gambar 4.1. Model Sebenarnya.

36

Model yang dibuat didasar pada gambar yang ada pada “ Crustal

structure of the Java margin from seismic wide-angle and multichannel

reflection data” (Kopp et. al, 2002).

4.1.2 Hasil Model yang dibuat secara Manual

Model yang digunakan dalam penelitian ini dibangun dengan

menggunakan skrip Trimodel pada Seismik Unix (SU) yang berbasis Linux.

Model ini dibuat dengan pertimbangan dapat menunjukan hasil akuisisi dan

raypath yang dapat diamati. Model yang dibuat didasar pada gambar yang

ada pada “ Crustal structure of the Java margin from seismic wide-angle

and multichannel reflection data” (Kopp et. al, 2002). Model geologi yang

dipilih adalah sebagai berikut (Gambar 4.1. model sebenarnya).

Pada bagian ini akan ditampilkan model geologi dengan kecepatan

yang sama dan jumlah layer berbeda. Model ini didapatka dari model

gambar 4.1 yang berada didaerah selat Sunda. Model ini dibuat pada zona

subduksi agar mengetahui adanya lapisan-lapisan dengan jumlah yang

berbeda-beda. Proses Pemodelan ternyata tidak selancar yang diduga

karena terdapat problem numerik.

37

Gambar 4.2. Tampilan model dengan metode triangulasi.

Model yang dilakukan pada gambar 4.2 hanya satu model. Model

ini menampilkan enam layer dengan kedalaman 3 km dan panjang

permukaan 60 km. dalam pembuatan model ini menggunakan software

seismic unix.

4.2 Hasil Proses Akuisisi seismi dan Ray Path

Hasil akuisis yang diambil dilakukan pada shot 50 samapai shot

600 dengan jarak interval 50 m setiap shot. Hal ini dilakukan agar dapat

membedakan setiap gelombang yang menjalar pada setiap shot. Akuisisi

menghasilkan data seismik untuk model yang dihasilkan sebelumnya. Tata letak

survei adalah:

a. Tembakan rata berjarak 50 m interval.

b. Lokasi antara -10 km sampai 50 km.

c. Jarak penerima 25 m.

d. Maksimum offset adalah 1475 m.

e. Jumlah geophone adalah 60.

38

Dimana untuk terbentuknya hiperbola dari data arrival time yang datang

parameternya sebagai berikut:

a. Nt = 1001 ( Jumlah sampel waktu )

b. Dt = 0.004 (Interval sampel waktu )

c. Nangle = 201 ( Jumlah ray )

d. Fangle = -65 ( Sudut lepas landas sinar pertama )

e. Langle = 65 ( Sudut lepas landas sinar terakhir )

f. Xs = -10 , 20 ( Koordinat permukaan sumber )

g. Xg = -1475 , 21475 ( Koordinat permukaan penerima )

Penjajakan sinar atau lintasan sebagai bagian dari proses pemodelan

berkas Gaussian. Hasilnya dimanfaatkan untuk menentukan kedudukan dari sinar

pusat. Sinar pusat merupakan panduan bagi berkas Gaussian dalam penjalarannya

didalam medium. Program yang digunakan adalah triray. Program ini hanya

memproses dan menampilkan penjejakan sinar pre-reflektor.

39

Gambar 4.3. Shot gether from model 1

Ray path dilakuka pada titik -7.5 km pada shot 50, -4 km pada shot 100, -

1.5 km pada shot 150, 1 km pada shot 200, 3,5 km pada shot 250, 6 km pada shot

300, 8.5 km pada shot 350, 11 km pada shot 400, 13.5 km pada shot 450, 16 km

pada shot 500, 18.5 km pada shot 450, dan 21 km pada shot 600.

Ray Tracing dapat menjelaskan bagaimana data seismik diperoleh.

Hukum Snell dan Hukum Refleksi cukup untuk menentukan geometri raypath

model bumi. Geometri raypath membahas akuisisi seismik dan analisis sinyal

lebih lanjut. Gagasan pemodelan seismik adalah untuk melihat bagaimana sinar

yang dipantulkan dapat dilakukan dan untuk membentuk gambar bawah

permukaan.

40

Gambar 4.4. Raypath shot 50

Sedangkan untuk hasil ray traching terdapat parameter dengan first angle = -65,

last angle = 65, nangle = 20 dan jumlah sample waktu = 301.

41

Berikut adalah hasil proses akuisisi dan raypath yang dilakukan:



42



43



44



45



46



47



48



49



50



51



52

Hasil pemodelan berupa seismogram sintetik pada gambar-gambar di atas

baik pemodelan berkas sinar gauss maupun pemodelan sinar geometris

menunjukan suatu kesamaan. Ini dikarena model geologi pada gambar diatas

cukup sedehana sehingga dapat dibuat dengan pendekan interpolasi yang hasilnya

berbeda-beda. Akibatnya penjajakan sinar tidak tampak jauh berbeda hanya saja

yang membedakan posisi atas permukaan dengan jarak berbeda-beda. Walaupun

begitu terdapat sedikit perbedaan dimana seismogram sintetik pada pemodelan

berkas gauss menunjukan efek pelemahan sinyal pada lokasi yang semakin jauh

dari titik tembak. Ini tidak ditunjukan oleh seismogram sintetik hasil pemodelan

geometri.

Pada gambar-gambar diatas dapat dilihat adanya perubahan. Jika

diperbesar dapat dilihat perubahan waktu pada saat akuisisi, jumlah layer yang

terbaca hanya 5 layer saja sedangkan dalam model ada 6 layer ini kemungkinan

terjadi sedikitnya jumlah geophone yang digunakan dalam penelitian dan waktu

pada saat proses akuisisi sehingga menyebabkan minimnya jumlah layer yang

terbaca. Semakin besar kecepatan geophone yang didapat semakin rendah nilai

waktu yang didapat dan semakin sedikit geophone hasil akuisi semakin sedikit

yang terbaca. Sehingga menghasilkan waktu yang berbeda pada saat gelombang

menjalar. Sedangkan pada saat raypath sinar yang dipantulkan dapat dilakukan

dan untuk membentuk gambar di bawah permukaan. Setiap raypath perbedaannya

berada pada titik source namun nilai parameter yang lain bersifat sama. Oleh

karena itu, dapat mempelajari perilaku refleksi ray-path dari sumber ke penerima

melalui cakrawala yang ditargetkan seperti yang dijelaskan pada gambar di atas.

53

4.3 Hasil Proses Sorting seismik

Sorting ini dilakukan pada shot poin 100-105, 200-205, 300-305, 400-

405, 500-505, dan 596-600 yang sudah diakuisisi sebelumnya, hasil dari sorting

ini sama dengan yang telah diakuisisi. Tidak semua sorting yang dihasilkan sama

karena model yang dibuat akan mempengaruhi perubahannya sorting.

Hasil sorting ini bermanfaat untuk mengubah parameter dari shot gether

ke cmp gether yang nantinya hasil dari sorting mendapatkan nilai cdp yang akan

digunakan untuk pembuatan brute stack. Berikut contoh sebelum dan sesudah

sorting yang dilakukan.

Contoh Sebelum Sorting

Gambar 4.27. Sebelum disorting shot 100-105

54



55



56


Contoh Setelah Sorting

Gambar 4.33. Setelah disorting cdp 150-155

57

Gambar 4.34. Setelah disorting shot 200-205 (cdp 350-355)


58



59


Table 1. Contoh Nilai Cdp

cdp sx gx

shot 1

tracf = 1 1 -10 -1475

tracf = 60 60 -10 1475

shot 50

tracf = 1 65 -10 -1000

tracf = 60 100 -7.5 -975

shot 100

tracf = 1 100 -10 -775

tracf = 60 150 -4 -692

shot 150

tracf = 1 155 -10 -475

tracf = 60 250 -1.5 -426

shot 200

tracf = 1 255 -10 122

tracf = 60 350 1 147

shot 250

tracf = 1 355 -10 250

tracf = 60 450 3.5 275

shot 300

tracf = 1 455 -10 410

tracf = 60 550 6 438

shot 350 tracf = 1 555 -10 473

60

tracf = 60 650 8.5 498

shot 400

tracf = 1 655 -10 545

tracf = 60 750 11 570

shot 450

tracf = 1 755 -10 735

tracf = 60 850 13.5 760

shot 500

tracf = 1 855 -10 825

tracf = 60 950 16 850

shot 550

tracf = 1 955 -10 925

tracf = 60 1000 18.5 955

shot 600

tracf = 1 1000 -10 1430

tracf = 60 1200 21.474 1475

Nilai diatas menunjukan nilai cdp yang sudah disorting agar mendapatkan hasil

brute stack.

4.4 Hasil Proses NMO

Sebelum melakukan brute stack koreksi nmo perlu dilakukan untuk

mendapatkan nilai kecepatan dan waktu yang nanti akan digunakan dalam brute

stack. Koreksi NMO dilakukan untuk memperpendek jarak. Koreksi ini dilakukan

agar kita dapat mengetahui nilai waktu yang diperlukan untuk menghasilkan brute

stack. Berikut table nilai NMO :

Table 2. Nilai Koreksi NMO

Depth (s)

Vnmo (km/s)

0.36

1.60

0.90

1.66

1.50

1.72

2.02

1.78

61

Nilai diatas menunjukan hasil dari koreksi NMO yang nantinya akan

menghasilkan penampang seismi yang digunakan untuk proses brute stack.

Berikut penampang seismik yang didapatkan dari koreksi NMO.

Gambar 4.39. Penampang Seismik Koreksi NMO

Pada Gambar 4.39 memperlihatkan hasil penampang seismik sebelum melakukan

brute stack dengan nilai cdp 1000-1002.

4.5 Hasil Proses Brute Stack Model

Proses ini melakukan brute stack. Dalam proses ini koreksi NMO

sangat perlu dilakukan karena mengkoreksi nilai kecepatan dan waktu. Brute stack

ini membuktikan bahwa model yang telah disorting sesuai dengan hasil nilai cdp.

Berikut nilai cdp dan hasil brute stack.

62

Gambar 4.40. Hasil Brute Stack

Pada gambar 4.40 menunjukan hasil brute stack dengan model yang sudah

dibuat. Dalam model sebelumnya nilai kecepatan untuk brute stack sama halnya

dengan kecepatan untuk model 1, namun pada hasil brute stack yang diambil dari

nilai cdp yang didapatkan dari -29,1229 saja. Adapun perbedaan dalam waktu,

63

karena untuk mendapatkan hasil brute stack perlu dilakukan koreksi NMO.

Menurut Priyono (2006), NMO adalah dasar untuk menentukan kecepatan dari

data seismik. Menghitung kecepatan pada dasarnya dapat digunakan untuk

koreksi NMO sehingga refleksi dalam trace dapat diselaraskan dari kumpulan

CMP sebelum brue stack.

Dari brute stack yang didapatkan kemungkinan adanya kekurangan dalam

parameter-parameter yang lain yang menyebabkan nilai cdp tidak terbaca dari

awal seperti tidak adanya velocity analysis yang sebetulnya sangat diperlukan.

64

BAB V

KESIMPULAN DAN SARAN

5.1 Kesimpulan

Berdasarkan hasil penelitian yang telah dilakukan disimpulkan bahwa:

1. Pemodelan dalam penelitian ini dilakukan hanya dengan satu model saja

yang berada di titik selatan Jawa pada daerah selat Sunda menggunakan

metode Gaussian Beam,

2. Dalam proses akuisisi model secara keseluruhan model yang dibuat

terdapat 6 layer namun pada saat akuisisi mode yang terbaca hanya 5

layer,

3. Pada model sebenarnya dilakukan pemodelan dengan beberapa layer

dengan nilai sx = 0-280 km dan kedalaman 40 km sedangkan untuk model

1 dilakukan pemodelan dengan sx = -10 – 50 km dengan kedalaman 3 km

yang diambil dari pemodelan sebenarnya,

4. Karakteristik yang diperoleh menggunakan Gaussian Beam terdapat pada

raypath dengan sudut datang dan sudut pantul yang sama sehingga

memenuhi hukum snellius (gelombang yang melewati suatu medium akan

dipantulkan dan dibiaskan).

65

5.2 Saran

Untuk Penelitian selanjutnya sebaiknya sebelum pada tahap proses

brute stack, alangkah baiknya jika melalui tahap Velocity Analysis. Dalam proses

akuisisi model alangkah baiknya jumlah geophone ditambahkan agar setiap layer

terbaca semua. Dalam penelitian diperoleh hanya dengan menggunakan satu

metode pemodelan yaitu metode berkas gauss. Untuk mengetahui kualitas hasil

pemodelan ini perlu ada pembanding dari hasil metofe lain. Oleh karenanya

diharapkan ada penelitian untuk melihat kelebihan dan kekurangan demi

kemajuan dibidang pemodelan.

66

DAFTAR PUSTAKA

[1]Pakiding, Alexander, 2014. Analisis Seismogram Hasil Pemodelan Dengan

Metode Berkas Gauss. Jurnal Keguruan dan Ilmu Pendidikan Vol III No.

1, Maret - Juni 2014, Universitas Kristen Indonesia toraja

[2]N.Rawlinson, “SEISMOLOGY Lecture 6: Ray theory”, Research School of Earth

Sciences Australian National University.

[3]Munadi, S. (2000) Aspek Fisis Seismologi Eksplorasi. UI Depok.

[4]Tim Geofisika. 2013. Prinsip Dasar Pengolahan Data Seismik 2D Darat.

Jakarta : Pusat Penelitian Dan Pengembangan Teknologi Minyak Dan Gas

Bumi Lemigas.

[5]Yilmaz, Ozdogan, 1989. Seismic Data Procesing, Investigation in Geophysics

no.1, Society of Exploration Geophysics, Tusla, Oklahoma

[6]Robert, L, Nowack, 2003. Calculation of Synthetic Seismograms with

Gaussian Beams. Pure appl. geophys. 160 (2003) 487–5070033 –

4553/03/040487 – 21

[7]Pakiding, Alexander, 2014. Analisis Seismogram Hasil Pemodelan Dengan

Metode Berkas Gauss. Jurnal Keguruan dan Ilmu Pendidikan Vol III No.

1, Maret - Juni 2014, Universitas Kristen Indonesia toraja

67

[8]Skripsi Anisa Nurul Aini, Analisis Kecepatan Pada Data Seismik Refleksi 2D

Zona Lut Di Lokasi “Z”. Jakarta : Universitas Islam Negeri Syarif

Hidayatullah Jakarta.

[9]Seismic Data Processing with Seismic Un*x

68

LAMPIRAN

Lampiran 1

Pembuatan Model

# ! /bin/sh

# File: model1.sh

# Set messages on

set -x

# Experiment Number

num=1

# Name output binary model file

modfile=model${num}.dat

# Name output encapsulated Postscript image file

psfile=model${num}.eps

# Remove previous .eps file

rm -f $psfile

trimodel xmin=-10 xmax=50.0 zmin=0 zmax=5.0 \

1 xedge=-10,50 \

zedge=0,0 \

sedge=0,0 \

2 xedge=-10,0.0,10.,20.,30.,40.,50. \

zedge=0.5,0.6,0.7,0.8,0.9,1.0,1.2 \

sedge=0,0,0,0,0,0,0 \

3 xedge=-10,0.0,10.,20.,30.,40.,50. \

zedge=1.3,1.2,1.0,1.4,1.9,1.5,1.5 \

sedge=0,0,0,0,0,0,0 \

4 xedge=-10,0.0,10.,20.,30.,40.,50. \

zedge=1.6,1.5,1.5,1.8,2.2,2.0,2.0 \

sedge=0,0,0,0,0,0,0 \

5 xedge=-10,0.0,10.,20.,30.,40.,50. \

zedge=2.0,1.9,1.9,2.1,2.5,2.3,2.3 \

sedge=0,0,0,0,0,0,0 \

6 xedge=-10,0.0,10.,20.,30.,40.,50. \

69

zedge=2.5,2.5,2.6,2.8,3.1,3.0,3.0 \

sedge=0,0,0,0,0,0,0 \

7 xedge=-10,0.00,10.0,20.0,30.0,40.0,50.0 \

zedge=3.0,3.00,3.20,3.20,3.30,3.30,3.20 \

sedge=0,0,0,0,0,0,0 \

8 xedge=-10,0.00,10.0,12.0,20.0,25.0,27.0,30.0,40.0,50.0 \

zedge=4.9,4.50,4.00,3.80,3.70,3.80,3.70,3.65,3.60,3.50 \

sedge=0,0,0,0,0,0,0,0,0,0 \

9 xedge=-10,50 \

zedge=5,5 \

sedge=0,0 \

kedge=1,2,3,4,5,6,7,8 \

sfill=-10,0.2,0,0,0.39,0,0 \

sfill=-10,0.2,0,0,0.36,0,0 \

sfill=0.0,0.5,0,0,0.34,0,0 \

sfill=0.0,0.8,0,0,0.32,0,0 \

sfill=0.0,1.2,0,0,0.30,0,0 \

sfill=2.0,1.5,0,0,0.29,0,0 \

sfill=5.0,2.0,0,0,0.25,0,0 \

sfill=5.0,2.2,0,0,0.11,0,0 \

sfill=12.,2.5,0,0,0.08,0,0 > $modfile

## x,z

# Create Encapsulated PostScript (EPS) image of model

spsplot < $modfile > $psfile \

gedge=0.5 gtri=2.0 gmin=0.0 gmax=5.0 \

title="Earth Model $num" \

labelz="Depth (km)" labelx="Distance (km)" \

wbox=10.0 hbox=1.0 dxnum=5.0 dznum=5.0

# Exit politely from shell

Exit

70

Lampiran 2

Raypath

#! /bin/sh

# File: psmerge1a.sh

# Set messages on

set -x

# Experiment number

num=1

# Input files

modelfile=model${num}.dat

modelpsfile=model${num}.eps

# Output files

rayendsfile1=rayends${num}a.dat

rayfile1=ray${num}a.dat

raypsfile1=ray${num}a.eps

psmergefile=psmerge${num}a.eps

rayendsfile2=rayends${num}b.dat

rayfile2=ray${num}b.dat

raypsfile2=ray${num}b.eps

psmergefile=psmerge${num}b.eps

rayendsfile3=rayends${num}c.dat

rayfile3=ray${num}c.dat

raypsfile3=ray${num}c.eps

psmergefile=psmerge${num}c.eps

rayendsfile4=rayends${num}d.dat

rayfile4=ray${num}d.dat

raypsfile4=ray${num}d.eps

psmergefile=psmerge${num}d.eps

rayendsfile5=rayends${num}e.dat

rayfile5=ray${num}e.dat

raypsfile5=ray${num}e.eps

71

psmergefile=psmerge${num}e.eps

rayendsfile6=rayends${num}f.dat

rayfile6=ray${num}f.dat

raypsfile6=ray${num}f.eps

psmergefile=psmerge${num}f.eps

# Assign values to variables

nangle=20 fangle=-65 langle=65 nxz=301

# Shoot the rays

triray < $modelfile > $rayendsfile1 rayfile=$rayfile1 \

nangle=$nangle fangle=$fangle langle=$langle \

xs=40 zs=0 nxz=$nxz \

refseq=2,1,0




refseq=2,0,0 refseq=3,1,0




refseq=2,0,0 refseq=3,0,0 refseq=4,1,0




refseq=2,0,0 refseq=3,0,0 refseq=4,0,0 refseq=5,1,0




refseq=2,0,0 refseq=3,0,0 refseq=4,0,0 refseq=5,0,0 refseq=6,1,0




72

refseq=2,0,0 refseq=3,0,0 refseq=4,0,0 refseq=5,0,0 refseq=6,0,0 refseq=7,1,0

# Plot the rays

psgraph < $rayfile1 >$raypsfile1 \

nplot=`cat outpar` n=$nxz hbox=1 wbox=10 \

x1beg=0 x1end=5 x2beg=-10 x2end=50 \

d1num=5 d2num=10 style=seismic linegray=0





















# Merge model + rays

psmerge in=$modelpsfile in=$raypsfile1 in=$raypsfile2 in=$raypsfile3

in=$raypsfile4 in=$raypsfile5 in=$raypsfile6 > $psmergefile


exit

73

Lampiran 3

Proses Akuisisi

#!/bin/bash

# File: acq1.sh

# Set messages on

##set -x

# Assign values to variables

nangle=201 fangle=-65 langle=65 nt=1001 dt=0.004

# Model

num=1

echo " --Model number = $num"

# Name input model file

inmodel=model$num.dat

# Name output seismic file

outseis=seis${num}.su

# Remove survey file

rm -f survey${num}.txt

# Name survey file

survey=survey${num}.txt

#=================================================

# Create the seismic traces with "triseis"

# i-loop = 200 source positions

# j-loop = 100 geophone positions (split-spread)

# per shot position

# k-loop = layers 2 through 8

# (do not shoot layers 1 and 9)

echo " --Begin looping over triseis."

i=0

while [ "$i" -ne "601" ]

do

74

fs=`bc -l <<-END

$i * 0.05

END`

sx=`bc -l <<-END

$i * 50

END`

fldr=`bc -l <<-END

$i + 1

END`

j=0

while [ "$j" -ne "60" ]

do

fg=`bc -l <<-END

$i * 0.05 + $j *0.05

END`

gx=`bc -l <<-END

$i * 50 + $j * 50 -1475

END`

offset=`bc -l <<-END

$j * 50 - 1475

END`

tracl=`bc -l <<-END

$i * 60 + $j + 1

END`

tracf=`bc -l <<-END

$j + 1

END`

echo " Sx=$sx Gx=$gx fldr=$fldr offset=$offset tracl=$tracl\

fs=$fs fg=$fg"

echo " Sx=$sx Gx=$gx fldr=$fldr offset=$offset tracl=$tracl\

fs=$fs fg=$fg" >> $survey

k=2

while [ "$k" -ne "9" ]

do

triseis < $inmodel xs=0,30 xg=-1.475,31.475 zs=0,0 zg=0,0 \

75


kreflect=$k krecord=1 fpeak=40 lscale=0.5 \

ns=1 fs=$fs ng=1 fg=$fg nt=$nt dt=$dt |

suaddhead nt=$nt |

sushw key=dt,tracl,tracr,fldr,tracf,trid,offset,sx,gx \

a=4000,$tracl,$tracl,$fldr,$tracf,1,$offset,$sx,$gx >> temp$k

k=èxpr $k + 1`

done

j=èxpr $j + 1`

done

i=èxpr $i + 1`

done

echo " --End looping over triseis."

#=================================================

# Sum contents of the temp files

echo " --Sum files."

susum temp2 temp3 > tempa

susum tempa temp4 > tempb

susum tempb temp5 > tempc

susum tempc temp6 > tempd

susum tempd temp7 > tempe

susum tempe temp8 > $outseis

# Remove temp files

echo " --Remove temp files."

rm -f temp*

# Report output file

echo " --Output file ** $outseis **"

# Exit politely from shell script

echo " --Finished!"

exit

76

Lampiran 4

Showshot

#! /bin/sh

# showshot.sh: Window one "field record" from file seis#.su

# where # represents the model number.

# Outputs: wiggle image of the shot gather

# .eps file of the shot gather

# Use: showshot.sh model shot

# Example: showshot.sh 3 20

# Set messages on

set -x

# Window one "field record" to a temporary file

suwind < seis$1.su key=fldr min=$2 max=$2 > temp$1$2.su

# Make wiggle plot

suxwigb < temp$1$2.su title="SP # $2 [$1]" key=offset \

label1=" Time (s)" label2= "Offset (m)" \

x2beg=-1500 x2end=1500 perc=99 &

# Create .eps image of a shot gather

supswigp < temp$1$2.su title="SP # $2 [$1]" key=offset \

label1="Time (s) " label2="Offset (m)" \

x2beg=-1500 x2end=1500 perc=99 > Shot$1$2.eps &

# Remove temporary gather

rm -f temp$1$2.su


exit

PEMODELAN SEISMIK REFLEKSI 2-D DENGAN METODE...

Documents

Transcript of PEMODELAN SEISMIK REFLEKSI 2-D DENGAN METODE...