PEMODELAN SEISMIK REFLEKSI 2-D MENGGUNAKAN METODE...

PEMODELAN SEISMIK REFLEKSI 2-D MENGGUNAKAN

METODE GAUSSIAN BEAM (SINAR GAUSS) DI AREA SLIP

GEMPA SUMATERA TAHUN 2004

Skripsi

Diajukan untuk Memenuhi Persyaratan Memperoleh

Gelar Sarjana Sains (S.Si)

Oleh:

ST ROHMAH

NIM: 1113097000009

PROGRAM STUDI FISIKA

FAKULTAS SAINS DAN TEKNOLOGI

UNIVERSITAS ISLAM NEGERI SYARIF HIDAYATULLAH

JAKARTA

2018 M /1439 H

vi

ABSTRAK

Pemodelan seismik digunakan untuk menghasilkan interpretasi data yang baik

dalam metode seismik refleksi. Dalam pemodelan ini kita dapat mengganti nilai

parameter-parameter yang ada dengan bebas dan sesuai dengan batasan nilai yang

memungkinkan untuk setiap jenis batuan tertentu.Kemudian mengamati

perubahan yang terjadi pada seismogram sintetik yang dihasilkan. Penelitian ini

membuat pemodelan pada area slip gempa Sumatera tahun 2004 menggunakan

metode Gaussian Beam (Sinar Gauss).Penelitian tersebut dilakukan untuk

mengetahui efek dari batas permukaan terhadap pemantulan gelombang seismik

dan mengetahui perbandingan hasil pemodelan dengan model bumi yang

sebenarnya. Metode Gaussian Beam (Sinar Gauss) menggunakan aplikasi seismic

unix dengan pendekatan yang sederhana dibandingkan metode ray tracing.

Metode ini menghasilkan penampang shot gather, raypath, CMP gather dan

brutestack.Processing dilakukan dengan pembuatan pemodelan, sorting,velocity

model , koreksi NMO dan proses brute stack sepanjang 30 km dengan kedalaman

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

1 antara hasil pemodelan dan hasil brute stack yaitu sebesar 2,9⁰, pada layer ke-2

sebesar 5⁰, pada layer ke-4 sebesar 3,2⁰ , pada layer ke-5 sebesar 2,8⁰, pada layer

ke-6 sebesar 4⁰ sedangkan pada layer ke-7 tidak ada perbedaan kemiringan antara

hasil pemodelan dan hasil brute stack.Hasil 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 pasca terjadinya gempa Sumatrea Tahun 2004.

Kata kunci: Pemodelan Seismik, Slip, Gaussian Beam (Sinar Gauss),Shot

Gather, Raypath

vii

ABSTRACT

Seismic modeling can be used to produce the interpretation of seismic data on

seismic reflection method. Through this model, we are able to replace the existing

parameter values freely and in accordance with the permitted value limits for a

particular rock type. By this, we can observe the changes that occur in the

generated synthetic seismogram. This kind of modeling was made on the slip area

of Sumatera earthquake in 2004 using Gaussian Beam method in order to

1)investigate the effect of the surface boundary on the reflection of seismic waves,

and2) to figure out the comparison between the modeling result and the actual

earth model.The Gaussian Beam method uses a seismic Unix application which

has simpler approach than the ray tracing method. This method produced cross-

sectional shot gather, raypath, common midpoint (CMP) gather, and brute stack

after going through the process of modeling, sorting, velocity analysis, NMO

correction, and brutestack process on the 30 km at the depth of 10 km below the

earth surface. There is a difference of slope angle at fisrt layer between modeling

result and brute stack result that is equal to 2,9⁰, at second layer at 5⁰, at fourth

layer 3,2⁰, at fifth layer is 2,8⁰, at the sixth layer of 4⁰ while at the seventh layer

there is no difference in slope between the modeling results and the brute stack

results.The result of Gaussian Beam method is able to delineate the effects of the

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

determining the characteristics of the earth layer after the 2004 Sumatera

earthquake.

Keywords: Seismic Modeling, Slip, Gaussian Beam, Shot Gather, Raypath

viii

KATA PENGANTAR

Segala puji bagi Allah yang menguasai seluruh alam.Puji sertasyukur

penulis panjatkan kehadirat Allah SWT, atas karunia dan rahmatNya penulis dapat

menyelesaikan karya ilmiah ini. Shalawat serta salam semga senantiasa

tercurahkan kepada sauri tauladan terbaik akhir zaman, Nabi Muhammad SAW

yang telah menunjukkan dari zaman jahiliyah menuju zaman terang benderang

Pada kesempatan ini penulis sampaikan terima kasih dan penghargaan yang

tulus atas bantuan, arahan, informasi serta bimbingan kepada :

1. Dr. Agus Salim, M.Si selaku Dekan Fakultas Sains dan Teknologi

Universitas Islam Negeri Syarif Hidayatullah Jakarta.

2. Dr. Rike Widiyanti, selaku Kepala Pusat Penelitian Fisika LIPI yang telah

memberikan ijin untuk melaksanakan Tugas Akhir.

3. Arif Tjahjono, M.Si, selaku Ketua Program Studi Fisika Universitas Islam

Negeri Syarif Hidayatullah Jakarta.

4. Dr. Agus Budiono, M.T selaku dosen pembimbing yang telah membimbing,

mengarahkan, dan memberi masukan dalam proses penulisan karya ilmiah

ini.

5. Dr. Titi Anggono, M.Sc selaku pembimbing lapangan di P2F LIPI yang telah

bersedia membimbing, mengarahkan, memberikan informasi dan ilmu kepada

penulis sehingga penulis dapat menyelesaikan penelitian tugas akhir dengan

lancar.

ix

6. Tati Zera, M.Si selaku dosen pembimbing akademik yang telah memberikan

pengarahan dalam penyusunan tugas akhir ini.

7. Indra Setiawan, S.Pd suami yang selama ini memberikan semangat dan

motivasi untuk giat mengerjakan tugas akhir ini.

8. Ismail Harun dan Ummamah selaku kedua orang tua penulis serta keluarga

yang memberikan semangat, dukungan, membantu dan selalu memberikan

doa kepada penulis, sehingga penulis dapat menyelesaikan tugas akhir ini

dengan baik.

9. Esti Rustianti, Ari Setyani, S.Si, Safitry Ramandhany, S.Si, Sendiko Janu

Winarno, S.Si, Heva Nur Hayani, S.Si, Arin Naripa dan Dina

Krisnaningrumyang selama ini menemani dan memotivasi penulis, sehingga

penulis dapat menyelesaikan tugas akhir ini dengan baik.

10. Muammaroh dan Nur Hayati selaku saudara penulis yang selalu mendukung

dan memberikan motivasi kepada penulis untuk menyelesaikan tugas akhir ini

dengan baik.

11. Pegawai dan rekan-rekan di Pusat Penelitian Fisika LIPI Serpong yang telah

membantu terlaksananya tugas akhir.

12. Teman-teman fisika angkatan 2013yang telah menjadi motivator,

memberikan keceriaan dan mengukir kenangan termanis, dan seluruh teman-

teman Fisika angkatan 2011.2012,2014 dan 2015 yang telah memberikan

do’a dan semangat sampai tugas akhir ini selesai.

13. Anggota kelompok KKN Solarity yang memberikan supportpada penulis

untuk menyelesaikan tugas akhir ini.

x

14. Treize UKM Bahasa FLAT UIN Jakarta yang mengajarkan semangat

kekeluargaan semangat kerja keras dan pantang menyerah kepada penulis.

15. Komunitas Forum Lingkar Pena (FLP) cabang Ciputat khususnya Kak Ali

Rif’an dan teman-teman kelas artikel yang memberikan ilmu menulis kepada

penulis.

16. Sahabat dan Sahabati PMII KomFast yang memberikan semangat Fikir,

Dzikir dan Amal Sholeh pada penulis.

17. Sahabat Kecilku Red The Far (RTF) Lia Lismawati, S.T, Ita Wulandari,

S.Akun, Qurrotun Dini Safitri, S.Ft, Dewi Maharani, S.S, Asep Efendy dan

Sumiyati yang selalu memotivasi penulis untuk tak kenal lelah dalam

menggapai mimpi.

18. Seluruh guru penulis yang mengajarkan penulis ilmu kehidupan dunia dan

akhirat sebagai bekal penulis dalam mengarumi bahtera kehidupan.

19. Seluruh teman penulis dalam menuntut ilmu di SDN Manonggal 01, MI

Ainul Yaqin, PONPES BABUL ULUM, SMPN 1 Klampis, SMAN 1

Bangkalan.

20. Dan pihak-pihak yang terkait dan berjasa dalam proses penyusunan tugas

akhir ini yang mungkin tidak bisa disebutkan satu persatu tanpa mengurangi

rasa terima kasih sedikitpun dari penulis.

Penulis menyadari dalam penulisan karya ilmiah ini tidak luput dari

kesalahan.Oleh karena itu, penulis mengharapkan kritik dan saran yang bersifat

membangun sehingga penulis dapat belajar dan dapat menjadi lebih baik dalam

xi

penulisan karya ilmiah selanjutnya. Kritik dan saran tersebut dapat disampaikan

melalui alamat email penulis: [email protected].

Semoga segala bantuan yang telah diberikan oleh berbagai pihak dijadikan

sebagai amal sholeh.Penulis berharap karya tulis ini dapat bermanfaat bagi

pembaca dan khususnya bagi penulis.

Jakarta,

ST Rohmah

xii

DAFTAR ISI

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

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

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

ABSTRAK ............................................................................................................ vi

ABSTRACT .......................................................................................................... vii

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

DAFTAR ISI ......................................................................................................... xii

DAFTAR TABEL ................................................................................................. xiv

DAFTAR GAMBAR. ........................................................................................... xv

BAB I PENDAHULUAN

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

1.2 Perumusan Masalah ..................................................................................... 4

1.3 Batasan Masalah........................................................................................... 5

1.4 Tujuan Penelitian ......................................................................................... 5

1.5 Manfaat Penelitian ....................................................................................... 5

1.6 Sistematika Penulisan .................................................................................. 6

BAB II DASAR TEORI

2.1 Zona Subduksi Pulau Sumatera .................................................................... 7

2.2 Sejarah Gempa Pulau Sumatera .................................................................... 9

2.3 Struktur Geologi Pulau Sumatera ................................................................. 12

2.4 Teori Gelombang .......................................................................................... 13

2.4.1 Gelombang Seismik .............................................................................. 13

2.4.2 Sumber Gelombang Seismik ................................................................. 14

2.4.3 Tipe Gelombang Seismik ...................................................................... 15

2.4.4 Prinsip Penjalaran Gelombang Seismik ................................................ 16

2.4.5 Kecepatan Penjalaran Gelombang Seismik .......................................... 19

2.4.6 Refleksi dan Transmisi Gelombang Seismik ........................................ 20

2.4.7 Posisi Sumber Gelombang, Receiver dan Penjalaran Sinar Seismik .... 21

xiii

2.5 Pengolahan Data Seismik ............................................................................. 22

2.5.1 Reformat Data ....................................................................................... 23

2.5.2 Filtering ................................................................................................. 23

2.5.3 Velocity Analysis .................................................................................. 24

2.5.4 Koreksi NMO ........................................................................................ 24

2.5.5 Stacking ................................................................................................. 25

2.5.6 Migrasi .................................................................................................. 25

2.6 Pemodelan Seismik ....................................................................................... 25

2.6.1 Metode Jejak Sinar (Ray Tracing) ........................................................ 26

2.6.2 Metode Beda Hingga (Finite Difference) ............................................. 27

2.6.3 Metode Integrasi Kircchoff-Helmholtz ................................................. 28

2.7 Metode Sinar Gauss (Gaussian Beam) ......................................................... 28

2.7.1 Perumusan metode Sinar Gauss (Gaussian Beam) ............................... 29

2.7.2 Aplikasi metode Sinar Gauss (Gaussian Beam) ................................... 31

BAB III METODOLOGI PENELITIAN

3.1 Data Penelitian .............................................................................................. 33

3.2 Lokasi Pengambilan Data ............................................................................. 35

3.3 Tahapan Pengolahan Data ............................................................................ 36

BAB IV HASIL DAN PEMBAHASAN

4.1 Hasil Pemodelan ........................................................................................... 39

4.2 Hasil Shot Ghater dan Raypath .................................................................... 40

4.3 Hasil Proses Sorting Seismik ........................................................................ 47

4.4 Hasil Koreksi NMO ...................................................................................... 53

4.5 Hasil Brute Stack .......................................................................................... 54

BAB V PENUTUP

5.1 Kesimpulan ................................................................................................... 57

5.2 Saran ............................................................................................................. 57

DAFTAR PUSTAKA ........................................................................................... 59

LAMPIRAN .......................................................................................................... 61

xiv

DAFTAR TABEL

Tabel 4.1 Parameter untuk proses NMO ................................................................... 53

xv

DAFTAR GAMBAR

Gambar 2.1 Zona Subduksi Pulau Sumatera ............................................................... 7

Gambar 2.2 Profil Tektonik Pulau Sumatera .............................................................. 8

Gambar 2.3Catatan Sejarah Gempa di Pulau Sumatera ............................................. 10

Gambar 2.4 Profil daerah penelitian ........................................................................ 13

Gambar 2.5 Jenis-jenis wavelet ............................................................................... 15

Gambar 2.6 Gelombang Longitudinal (P) ................................................................ 16

Gambar 2.7 Gelombang Transversal (S) .................................................................. 16

Gambar 2.8 Gelombang (P) yang melewati suatu medium ........................................ 17

Gambar 2.9 Penelusuran jejak sinar seismik ............................................................. 18

Gambar 2.10 Prinsip Huygens ................................................................................ 19

Gambar 2.11 Perambatan gelombang seismik .......................................................... 21

Gambar 2.12 Jenis-jenis Filtering ............................................................................ 24

Gambar 3.1 Hasil inversi model kecepatan pada line WG2 ....................................... 34

Gambar 3.2 Hasil inversi model kecepatan pada line WG2 yang diteliti ..................... 35

Gambar 3.3 Studi Batimetri daerah penelitian .......................................................... 35

Gambar 3.4 Diagram Alur ...................................................................................... 38

Gambar 4.1 Hasil pemodelan sepanjang 100 km ....................................................... 39

Gambar 4.2 Hasil inversi seismik refleksi daerah penelitian ...................................... 39

Gambar 4.3 Hasil Pemodelan yang akan dianalisis ................................................... 40

Gambar 4.4 Hasil shot gather ke-1 .......................................................................... 41

Gambar 4.5 Hasil raypath shot gather ke-1 .............................................................. 41

xvi

Gambar 4.6 Hasil shot gather ke-150 ....................................................................... 42

Gambar 4.7 Hasil raypath shot gather ke-150 .......................................................... 43

Gambar 4.8 Hasil shot gather ke-300 ....................................................................... 43

Gambar 4.9 Hasil raypath shot gather ke-300 .......................................................... 44

Gambar 4.10 Hasil shot gather ke-400 ..................................................................... 44

Gambar 4.11 Hasil raypath shot gather ke-400 ........................................................ 45

Gambar 4.12 Hasil shot gather ke-600 ..................................................................... 45

Gambar 4.13 Hasil raypath shot gather ke-600 ........................................................ 46

Gambar 4.14 Hasil shot gather ke-1 yang diperbesar ................................................ 47

Gambar 4.15 Hasil sebelum sorting shot ke-50 sampai ke-55 .................................... 48

Gambar 4.16 Hasil sebelum sorting shot ke-150 sampai ke-155 ................................ 48




Gambar 4.20 Hasil setelah sorting (cdp 50-55) ......................................................... 50

Gambar 4.21 Hasil setelah sorting (cdp 155-160) ..................................................... 51



Gambar 4.24 Hasil setelah sorting (cdp 1000-1005) ................................................. 52

Gambar 4.25 Hasil koreksi NMO cdp ke-1000 sampai ke-1005 ................................. 53

Gambar 4.26 Hasil Modelling ................................................................................. 55

Gambar 4.27 Hasil Brute stack tampilan cmap=hsv4 ................................................ 55

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:

نهن نتعهمىا أن انهه انذي خهق سبع سماوات ومن األرض مثههن تنزل األمز ب

ء عهما )٢١( ء قدز وأن انهه قد أحاط بكم ش انهه عهى كم ش

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

Perintah Allah berlaku padanya, agar kamu mengetahui bahwasanya Allah

Mahakuasa atas segala sesuatu; dan sesungguhnya Allah, ilmu-Nya benar-benar

meliputi segala sesuatu”.Q.S At-Talaq [65]:12.

Dari penggalan surah At-Talaq tersebut dapat disimpulkan, bahwa Allah

SWT menciptakan bumi dalam bentuk lapisan-lapisan. Disetiap lapisan tersebut

mempunyai struktur dan sifat yang berbeda. Masing-masing lapisan tersebut juga

menyimpan kekayaan bumi yang berbeda sehingga butuh pengetahuan agar

kekayaan bumi tersebut bisa dimanfaatkan oleh manusia. Sesungguhnya Allah

2

Mahakuasa atas segala sesuatu; dan sesungguhnya Allah, ilmu-Nya benar-benar

meliputi segala sesuatu.

Struktur lapisan Pulau Sumatera dan sekitarnya sangat penting untuk diteliti

lebih dalam karena daerah ini sangat rawan bencana gempa bumi. Hal ini

disebabkan karena Pulau Sumatera merupakan pertemuan antara dua lempeng

besar yaitu Lempeng Indo-Australia dan Lempeng Eurasia. Pertemuan kedua

lempeng ini membentuk zona subduksi yang memiliki arah dan jenis penujaman

yang tidak seragam (Prawirodirdjo,2000). Zona subduksi di Sumatera merupakan

wilayah yang paling sering melepaskan energi gempa bumi(Setyonegoro

etal.,2012).

Pada jarak 150 km ke arah selatan dari episenter gempa bumi tahun 2004,

telah terjadi gempa berkekuatan 8,5 skala Richter (SR) pada tahun 1861 dan pada

daerah yang sama pecah lagi gempa 8,7 SR pada tahun 2005 (Briggs et al., 2006).

Selanjutnya di selatan, lepas pantai bagian tengah dan selatan Sumatera, dua

gempa besartelah dilaporkan dengan kekuatan 8,4 SR pada tahun 1797 dan gempa

9 SR pada tahun 1833, sedangkan pada tahun 2007 gempa kembali dilaporkan

dengan kekuatan8,5 SR terjadi pada daerah yang sama (Konca et al., 2008).

Berdasarkan data karang, (Sigh et al., 2008 )mengemukakan bahwa zona subduksi

Sumatera bagian barat tersegmentasi dan gempa besar bisa terjadi setiap 200-250

tahun di sepanjang masing-masing segmen.

Gempa berkekuatan 9.3 SR yang terjadi pada tahun 2004 silam merupakan

salah satu gempa terbesar dalam empat puluh tahun terakhir. Gempa tersebut

dimulai dari lepas pantai pulau Simeulue ujung Sumatera dan pecah sepanjang

1.300 km dari batas lempeng Sumatera utara sampai Kepulauan Andaman

3

(Ammon et al.,2005). Gempa tersebut menghasilkan tsunami yang menelan lebih

dari 230.000 jiwa dan menyebabkan kerusakan di sekitar samudra Hindia(Singhet

al., 2012).

Sebagai akibat dari gempa dan tsunami yang terjadi pada tahun 2004,

serangkaian survei laut dilakukan oleh berbagai kelompok internasional (Araki et

al., 2006; Franke et al., 2008; Graindorge et al., 2008; Henstock et al., 2006;

Sibuet et al., 2007) yang menyediakan gambar batimetri dan seismik hingga

kedalaman 10 km untuk menggambarkan struktur dalam hingga kedalaman 60

km, survei refleksi seismik dan refraksi dilakukan secara bersamaan di daerah slip

maksimum gempa 2004 (Singh et al.,2012).

Interpretasi data seismik merupakan proses yang penting dalam metode

seismik refleksi. Namun interpretasi data seismik tidaklah mudah karena untuk

sampai kepada suatu kesimpulan diperlukan proses yang panjang dan

kemungkinan terjadinya kesalahan sepanjang proses tersebut sangat besar.

Untuk mendapatkan hasil interpretasi yang baik diperlukan analisis yang

baik tentang sifat-sifst fisis lapisan batuan bumi, penjalaran gelombang dan

beberapa paramater yang berpengaruh terhadap hasil rekaman seismik yang

diperoleh.

Salah satu cara untuk mengembangkan pemahaman kita tentang sifat-sifat

fisis lapisan bumi, penjalaran gelombang dan parameter-parameter yang

mempengaruhinya adalah dengan membuat pemodelan seismik. Dalam

pemodelan ini kita dapat mengganti nilai parameter-parameter yang ada dengan

bebas dan sesuai dengan batasan nilai yang dimungkinkan untuk setiap jenis

4

batuan tertentu kemudian mengamati perubahan yang terjadi pada seismogram

sintetik yang dihasilkan.

Dengan demikian kita akan mempunyai kepekaan untuk melihat rekaman

seismik (seismogram), mengetahui apa penyebabnya dan bagaimana proses dapat

dilakukan untuk mendapatkan seismogram yang mendekati model perangkap

yang sebenarnya sehingga diharapkan hasil interpretasi yang dilakukan benar-

benar akurat.

Secara umum ada dua metode pemodelan seismik, pertama yaitu teori sinar

(Ray Theory) kedua teori gelombang (Wave Theory) yang meliputi pemodelan

dengan Sinar Gauss (Gaussian Beam Synthetic Seismograms), Kirchoff, Finite

Difference dll. Pada penelitian kali ini metode pemodelan yang digunakan adalah

metode Sinar Gauss.Sebab, metode ini menggunakan pendekatan yang sederhana

dibandingkan metode parabola.

Mengacu dari referensi serta diperkuat dengan penggalan dari surah At-

Talaq, pada penelitian ini akan diteliti tentang pemodelan seismik refleksi 2-D

menggunakan metode Gaussian Beam (Sinar Gauss) di area slip gempa Sumatera

tahun 2004. Pemodelan ini akan sangat penting untuk proses interpretasi data

seismik refleksi yang nantinya bisa menggambarkan struktur permukaan bumi

pasca gempa yang terjadi di Sumatera pada tahun 2004 silam.

1.2 Perumusan Masalah

Berdasarkan latar belakang yang telah dijelaskan di atas, maka perumusan

masalah dalam penelitian ini adalah:

5

1. Pembuatan model untuk seismik refleksi daerah slip gempa Sumatera tahun

2004.

2. Analisa model seismik refleksi dengan metode Gaussian Beam (Sinar

Gauss) pada daerah tersebut.

1.3 Batasan Masalah

Adapun batasan masalah pada penelitian ini adalah:

1. Analisis seismik menggunakan metode Gaussian Beam.

2. Pengolahan data menggunakan aplikasi Seismic Unix.

3. Akuisisi lebih ditekankan pada bidang seismic modelling.

4. Pemetaan dilakukan di daerah slip gempa Sumatera tahun 2004.

1.4 Tujuan Penelitian

Berdasarkan latarujuan penelitian ini adalah:

1. Menghasilkan model data untuk pengolahan data seismik refleksi.

2. Mengetahui efek dari batas permukaan terhadap pemantulan gelombang

seismik.

3. Membandingkan hasil pemodelan awal dengan model setelah

prosessingmenggunakan metode Gaussian Beam (sinar gauss).

1.5 Manfaat Penelitian

Manfaat yang diharapkan dari penelitian ini adalah untuk memperoleh

informasi mengenai gambaran batas permukaan bumi yang berada di area slip

gempa Sumatera tahun 2004 sehingga dapat menjadi acuan untuk penelitian-

penelitian seismik refleksi 2-D di daerah tersebut.

6

1.6 Sistematika Penulisan

Sistematika penulisan mengacu pada buku pedoman akademik yang

diterbitkan oleh Universitas Islam Negeri Syarif Hidayatullah Jakarta yang pada

masing-masing bab adalah sebagai berikut:

BAB I Pendahuluan

Bab ini mencakup latar belakang penelitian, perumusan masalah,

batasan masalah yang akan dijadikan penelitian, tujuan penelitian,

manfaat penelitian, dan sistematika penulisan.

BAB II Tinjauan Pustaka

Bab ini membahas tentang landasan teori dan berisi materi-materi

penunjang penelitian yang teridiri dari zona subduksi lempeng

tektonik Pulau Sumatera, teori gelombang seismik, pengolahan

data seismik, pemodelan seismik refleksi dan metode Gaussian

Beam (Sinar Gauss).

BAB III Metode Penelitian

Bab ini membahas tentang data penelitian, lokasi pengambilan data

,tahapan pengolahan data dan diagram alur.

BAB IV Hasil dan Pembahasan

Bab ini membahas tentang data hasil penelitian dan analisa data

yang diperoleh dari penelitian yang telah dilakukan.

BAB V Kesimpulan dan Saran

Bab ini membahas tentang kesimpulan yang diperoleh dari

penelitian dan memberikan saran untuk penelitian selanjutnya.

7

BAB II

DASAR TEORI

2.1 Zona Subduksi Pulau Sumatera

Sumatera merupakan salah satu pulau di Indonesia dengan dinamika bumi

yang tinggi.Hal ini disebabkan di wilayah ini terdapat pertemuan dua lempeng

tektonik yaitu Lempeng Indo-Australia dan Lempeng Eurasia.Pertemuan kedua

lempeng ini membentuk zona subduksi yang memiliki arah dan jenis penunjaman

yang tidak seragam (Prawirodirdjo, 2000).Zona subduksi di Sumatera merupakan

wilayah yang paling sering melepaskan energi gempabumi (Setyonegoroet al.,

2012).

Gambar 2.1. Zona Subduksi Pulau Sumatera(modifikasi dari EOS, 2012)

Lajur subduksi Sumatera merupakan lajur tempat Lempeng Indo-Australia

menunjam ke bawah Lempeng Eurasia. Lempeng Indo-Australia bergerak ke arah

utara dengan kecepatan relatif terhadap lempeng Eurasia sebesar 7 cm pertahun

(Wilson et al., 1998).Pergerakan lempeng menunjam ini sangat mempengaruhi

aktivitas tektonik di Pulau Sumatera dan pulau-pulau kecil di sekitarnya. Perge-

sekan pada lajur Benioff pada lempeng yang menunjam menyebabkan aktivitas

magmatik sepanjang Pulau Sumatera yang muncul sebagai deretan gunung api.

8

Arah subduksi yang relatif miring terhadap daratan Sumatera me-

nimbulkan adanya Lajur Sesar Sumatera dan Lajur Sesar Mentawai (Diament et

al., 1992; Malod et al., 1995) yang memanjang dari utara hingga selatan Pulau

Sumatera dengan besar pergerakan yang makin kecil di ujung selatan (McCaffrey,

1991; Pramumijoyo dan Sebrier, 1991; Sieh dan Natawidjaja, 2000). Segmentasi

lempeng mikro Sumatera telah banyak diulas pada penelitian-penelitian

sebelumnya (Diament et al., 1992; Sukmono drr., 1997; Triyoso, 2005;Handayani

dan Harjono, 2006; Chlieh et al., 2008) yaitu data-data terbaru menunjukkan

kemungkinan pembagian segmen yang makin detail. Pembagian segmen juga

sangat berkaitan dengan pembagian daerah seismik aktif dan kemungkinan

terjadinya pengumpulan energi yang memungkinkan kejadian gempa bumi dalam

waktu yang akan datang (Natawidjaja &Sieh, 2009).

Gambar 2.2. Profil Tektonik Pulau Sumatera (wikepedia,2018)

9

2.2 Sejarah Gempa Pulau Sumatera

Beberapa gempa besar yang terjadi di Pulau Sumatera adalah gempa pada

tahun 1833 dengan kekuatan 8,9 SR dan pada tahun 1797 dengan kekuatan 8,3 s.d

8,7 SR (Setyonegoroet al., 2012). Kedua gempa tektonik tersebut membangkitkan

tsunami besar yang menyapu perairan SumateraBarat dan Bengkulu.Gempa bumi

besar selanjutnya terjadi di lepas pantai Aceh pada 26 Desember tahun 2004 yang

menjadi suatu momen besar yang menandai tingginya aktivitas tektonik sepanjang

Pulau Sumatera. Sejak gempa bumi besar tersebut, telah terjadi beberapa gempa

bumi di pantai barat Sumatera. Data gempa bumi besar beserta gempa bumi

susulannya yang cukup banyak . Data gempa tersebut sangat berharga dalam

membantu memahami gerakan tektonik daerah tersebut.

Gempa besar Aceh-Andaman 9,3 SR tahun 2004 (Subatya et al., 2006)

dan juga gempa Nias-Simelue 8,7 SR tahun 2005 (Briggs et al., 2006)

sebelumnyadicirikan oleh zona seismic gap. Penelitian geologi sebelum gempa ini

terjadi jugamenunjukan bahwa Pulau Nias sebelumnya mengalami penurunan

selama berpuluh-puluh– ratusan tahun, yang dicirikan oleh banyak pantai-pantai

yang tenggelam di barat Nias.Hal ini merupakan indikasi langsung bahwa

megathrust di bawah pula ini terkunci danmengakumulasi energi regangan.

Gempa Aceh tahun 2004 sebenarnya sudah ditandai olehterjadinya gempa 7,4SR

tahun 2002 di Pulau Simelue yang sekarang kita tahumerupakan ”foreshock”.

Gempa 26 Desember tahun 2004 ini kemudian memicu gempa Nias-Simelue yang

terjadi hanya tiga bulan berikutnya. Peristiwa ini terjadi karena apabila suatu

gempa besar terjadi maka wilayah disekitar sumber gempa yang meledak tersebut

akan tegang atau tidak setimbang (Nalbant et al., 2006). Hal ini dikenal sebagai

10

shadow stress. Shadow stress inilah yang membuat segmen megathrust Nias-

Simelue yang sudah banyak menghimpun energi regangan sejak gempa terakhir

tahun1861 kemudian meledak juga (Mc Closkey, 2005).

Gambar 2.3. Catatan Sejarah Gempa di Pulau Sumatera (Natawidjaja,2004)

Perulangan gempa dapat terjadi dalam kurun waktu tertentu.Fase-fase

perulangan gempabumi dapat menghasilkan deformasi permanen.Hal ini

didukung oleh penelitian yang dilakukan oleh (Sarsito et al., 2005). Pada

penelitian tersebut membahas mengenai implikasi coseismic dan post-seismic

horisontal displacement gempa Aceh tahun 2004 terhadap status geometrik data

spasial wilayah Aceh dan sekitarnya. Hasil penelitian tersebut menunjukkan

bahwa fase coseismic gempa Aceh tahun 2004 menghasilkan deformasi yang

bervariasi sampai mencapai nilai 2,7 m. Fase post-seismic gempa Aceh tahun

2004 menghasilkan deformasi sebesar 15 cm setelah 90 hari pasca gempa

tektonik. Selain itu, vektor pergerakan pada fase coseismic berlawanan arah

11

dengan vektor pergeseran pada fase interseismic. Meskipun deformasi akibat

gempa tektonik Aceh tahun 2004 mencapai fraksi meter, namun pengaruhnya

terhadap status geometrik data spasial wilayah Aceh masih tergantung pada

kebutuhan atau spesifikasi teknis kegiatan survei dan pemetaan yang dilakukan.

Di daratan Sumatera, Patahan/Sesar Sumatera terbentang sepanjang

PegununganBukit Barisan, mulai dari Teluk Semangko di Selat Sunda sampai

dengan wilayah Aceh diutara (Sieh & Natawidjaja, 2000). Sudah sekitar 20 gempa

besar dan merusak terjadi disepanjang Patahan Sumatera dalam 100 tahun terakhir

(Natawidjaja & Triyoso,2007). Dengan kata lain, gempa besar di Sesar Sumatera

terjadi rata-rata dalam limatahun sekali. Jadi, berbeda dengan di zona subduksi

Sumatera yang berpotensi untukmengeluarkan gempa besar dengan magnitudo> 8

tapi hanya sekitar 2-3 kali dalam100 tahun, gempa di Sesar Sumatera magnitudo-

nya < 7,7 tapi sering dan sumbernyalebih dekat dengan populasi penduduk.

Gempa terakhir pada tangal 6 April 2007 diwilayah Danau Singkarak

membuktikan bahwa gempa yang hanya berkekuatan 6,3 SR tersebut dapat

menimbulkan kerusakan dan korban yang cukup banyak (Natawidjaja et al.,

2007). Pada dekade sebelumnya, terjadi dua gempa besar 6,9 di Liwatahun 1994

(Natawidjaja et al., 1995; Widiwijayanti et al., 1999) dan gempa 7 SR di

wilayahDanau Kerinci tahun 1995 yang juga banyak menimbulkan kerusakan dan

korbanjiwa. Fakta ini menunjukan bahwa potensi gempa di sepanjang Sesar

Sumatera jugatidak kalah pentingnya untuk di-mitigasi selain ancaman gempa dan

tsunami dari zonasubduksi (Natawidjaja & Harjono, 2007).

12

2.3 Struktur Geologi Pulau Sumatera

Struktur geologi Prisma akresi mempunyai ciri morfologi dan struktur

yang khas yang telah dikenali dari data-data seismik refleksi (Davis et al.,1983;

Karig etal., 1979; Schluter et al., 2002; Kopp et al., 2008,Mukti et al., 2013).

Selain struktur yang khas,daerah prisma akresi juga ditandai oleh kehadiranbatuan

bancuh. Karig et al. (1979) dan Moore &Karig (1980) mengatakan bahwa

bancuhmerupakan hasil dari aliran debris dan reaktifasikompleks akresi secara

terus-menerus yang jugamembentuk bidang-bidang sesar naik. Namununtuk kasus

pulau-pulau di sisi barat Sumatera,tampaknya kompleks batuan bancuh

terbentuksebagai akibat kubah lumpur (mud diapir) didaerah cekungan sedimen di

puncak kompleksakresi. Bahkan over pressure pembentuk diapiricmélange masih

dalam proses pembentukan saatini (Barber, 2013).Marschall & Schumacher

(2012) yangmenggabungkan hasil penelitian petrologi,geofisika, geokimia dan

model numerik telahmenggambarkan pembentukan bancuh padaprisma akresi

dalam dua tahapan proses. Pertama,formasi batuan bancuh terbentuk di

pertemuanantara lempeng tersubduksi dan mantel. Kemudian, material bancuh

yang memilikidensitas relatif lebih rendah naik dari permukaanlempeng

tersubduksi ke permukaan dalam bentukkubah lumpur. Salah satu kemungkinan

jalanuntuk naik ke permukaan adalah melalui sesaranjak balik (Hulme et al.,

2010; Kopf, 2002).

Sepanjang busur Sumatera, salah satu strukturgeologi yang unik adalah

ditemukannya buktiadanya sesar anjak balik (backthrust) di daerah prisma akresi

(Mukti et al., 201)]. Apabilastruktur sesar anjak balik ini dicermati

13

padapenampang seismiknya, akan tampak bahwasesar anjak balik pada segmen

yang telahmengalami gempa besar akan menunjukkan adanya penguatan sinyal

seismiknya (Singh etal., 2011b). Penguatan sinyal pantulan seismik iniboleh jadi

disebabkan karena bertambahnya kandungan cairan (fluida) di sepanjang

sesaranjak balik yang disebabkan oleh perubahantekanan sepanjang sesar anjak

balik tersebut. Data seismik juga menunjukkan bahwa sesaranjak balik ini

menerus hingga ke dasar samudera (Singh et al., 2011a).

Gambar 2.4.Profil daerah penelitian (Singh, et al.,2012)

2.4 Teori Gelombang

Gelombang secara umum didefinisikan sebagai fenomena perambatan

gangguan (usikan) dalam medium sekitarnya. Berdasarkan frekuensinya

gelombang dapat dibedakan atas beberapa bagian antara lain; gelombang radio,

gelombang radar, gelombang seismik dan lain-lain.

2.4.1 Gelombang Seismik

Gelombang seismik adalah gelombang yang merambat melalui

bumi.Perambatan gelombang ini bergantung pada sifat elastisitas batuan.

14

Gelombang seismik juga disebut elastik karena isolasi partikel-partikel medium

terjadi akibat interaksi antara gaya gangguan (gradient stress) melawan gaya

elastik.

2.4.2 Sumber Gelombang Seismik

Secara umum ada dua macam sumber gelombang seismik.Yaitu; sumber

yang ditimbulkan oleh metode aktif dan metode pasif.Metode aktif adalah metode

penimbulan gelombang seismik secara aktif atau disengaja menggunakan

gangguan yang dibuat manusia, biasanya digunakan dalam bidang

eksplorasi.Metode pasif adalah gangguan yang muncul terjadi secara alamiah,

contohnya gempa dan runtuhan.Gelombang seismik yang sumbernya berasal dari

metode pasif disebut gelombang seismik buatan. Gelombang seismik buatan ini

sangat baik dibandingkan dengan gelombang seismik yang sumbernya bersal dari

gempa karena kekuatan, lokasi, frekuensi dan waktu penggunaanya dapat

disesuaikan dengan kebutuhan di lapangan. Beberapa sumber gelombang seismik

buatan antara lain: dinamit, benda jatuh, air gun, water gun, vaporchoe, boomer,

sparker atau vibroseis. Semua sumber gelombang seismik buatan ini akan

membangkitkan gangguan sesaat dan lokal yang kita sebut tegangan (stress).

Kurva osilasi yang terbentuk mirip sinusiodal terpotong dinaamakan

sinyal seismik (seismik wavelet). Secara umum wavelet terdiri atas 2 jenis yaitu

wavelet zero phase dan wavelet non zero phase (minimum phase, maximum phase

dan mixed phase) . Dalam eksplorasi yang digunakan adalah zero phase dan

minimum phase. Wavelet zero phase terdiri dari satu puncak (peak) dengan dua

lembah (trough)dan merupakan wavelet yang ideal karena energinya

terkonsentrasi di puncak yang positif sehingga proses konvuloasinya dengan

15

koefisien refleksi memberikan posisi reflektor yang bersesuaian dengan puncak

wavelet.

Gambar 2.5. Jenis-jenis wavelet (Sukmono,1990)

Jika spektrum amplitudo wavelet dilebarkan (frekuensi dominannya

menjadi lebar) maka wavelet dalam daerah waktu menjadi sempit yang

merupakan indekasi adanya peningkatan resolusi (wavelet yang diinginkan).

Wavelet minimum phase mempunyai ujung paling tajamdan semua gelombang

berada dalam waktu positif energinya terkonsentrasi sedekat-dekatnya dengan

titik awal wavelet.

2.4.3 Tipe Gelombang Seismik

Secara umum gelombang seismik dapat dikelompokkan menjadi 2 tipe

bergantung pada perpindahan partikel alami yaitu:

1. Gelombang badan (body wave) yang merupakan gelombang yang menjalar

melalui bagian dalam bumi dan biasa disebut free wave karena dapat

menjalar ke segala arah di dalam bumi. yang terdiri dari;

a. Gelombang longitudinal (gelombang P) juga disebut gelombang

kompresi, yaitu gelombang yang arah getar (osilasi) partikel-partikel

medium searah dengan arah perambatan.

16

Gambar 2.6. Gelombang Longitudinal (P) (wikipedia,2018)

b. Gelombang transversal (Gelombang S)atau disebut gelombang Shear

yaitu arahgetar partikel-partikel medium tegak lurusterhadap arah

penjalaran gelombang.Gelombang ini dibedakan atas dua

yaitugelombang SV (S Vertikal) dan SH (SHorizontal).

Gambar 2.7.Gelombang transversal (S) (wikipedia,2018)

2. Gelombang permukaan (surface wave) merupakan gelombang elastik yang

menjalar sepanjang permukaan. Karena gelombang ini terikat harus

menjalar melalui suatu lapisan atau permukaan gelombang permukaan

terdiri dari gelombang Rayleigh, gelombang Love, dan gelombang Stonely.

2.4.4 Prinsip Penjalaran Gelombang Seismik

Untuk memudahkan penelusuran penjalaran gelombang seismik dalam

struktur bawah permukaan yang lebih kompleks, dipakai sinar seismik (seismic

17

rays) yang didefenisikan sebagai suatu garis yang di semua titik selalu tegak lurus

muka gelombang.

Secara umum sinar seismik mengikuti 3 prisip Hukum Fisika, yaitu:

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

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 2.8. Gelombang P yang melewati suatu medium (wikipedia,2018)

18

2. Asas 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 2.9. Penelusuran jejak sinar seismik (wikipedia,2018)

3. Prinsip Huygens

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.

19

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.

Gambar 2.10. Prinsip Huygens (wikipedia,2018)

2.4.5 Kecepatan Penjalaran Gelombang Seismik

Kecepatan penjalaran gelombang seismik secara alami bergantung pada

karakteristik fisika medium.Kecepatan perambatan gelombang P dan gelombang S

pada medium mampat diberikan oleh (Munadi S., 2000).

(2.1)

Dimana = kecepatan (dalam satuan meter per sekon)

k= KonstantaBulk

= densitas (dalam satuan gram per sentimeter kubik)

s = waktu (dalam satuan detik)

Modulus bulk (𝑘) adalah ukuran tingkat dimana suatu medium dapat

bertahan terhadap perubahan volume jika sebuah gaya diberikan padanya

20

sedangkan rigiditas modulus adalah ukuran tingkat dimana medium dapat

bertahan jika gaya geser (shearing force) diberikan padanya. Keduanya

menunjukkan kekuatan medium dimana semakin kuat medium kecepatan

penjalaran gelombang di dalam medium tersebut semakin besar.

2.4.6 Refleksi dan Transmisi Gelombang

Sifat-sifat refleksi dan transmisi gelombang pada suatu bidang batas

merupakan dasar untuk memahami dan menjawab fenomena perambatan

gelombang dalam medium berlapis.Sifat-sifat refleksi dan transmisi merupakan

parameter yang sangat berguna dalam pemanfaatan gelombang.Sifat-sifat fisika

batuan (petrofisika) dapat dideduksi dari sifat-sifat refleksi bidang batas yang

memantulkannya.Batuan berpori memberikan kuat refleksi yang berbeda

dibanding dengan batuan mampat.

Sifat transmisi juga membawa kandungan informasi yang sangat berharga

terutama yang menyangkut fenomena atenuasi dan absorbs gelombang seismik

dalam lapisan-lapisan batuan bawah permukaan. Dengan demikian sifat-sifat

pantulan dan pembiasan gelombang seismik merupakan informasi yang berguna

bukan hanya untuk kepentingan eksplorasi akan tetapi juga untuk kepentingan

produksi.

Jika sebuah gelombang datang pada suatu bidang batas antara dua medium

yang berbeda maka gelombang tersebut akan mengalami proses pemantulan

(refleksi) dan pembiasan (transmisi). Dalam peristiwa ini amplitudo gelombang

datang berbeda dengan amplitudo gelombang refleksi dan amplitudo gelombang

21

transmisi. Amplitudo pada data seismik dipengaruhi oleh beberapa faktor seperti

diperlihatkan pada gambar

Untuk gelombang yang datang tegak lurus bidang reflektor koefisien

refleksi dan transmisi yang bergantung pada property medium yang disebut

impedansi akuistik yang diberikan oleh [Jakubowicz H., 1991].

Gambar 2.11. Perambatan gelombang seismik (Alexander,2014)

Untuk gelombang yang datang tegak lurus bidang reflektor koefisien

refleksi dan transmisi yang bergantung pada property medium yang disebut

impedansi akuistik yang diberikan oleh (Jakubowicz H., 1991)

2.4.7 Posisi Sumber Gelombang, Receiver dan Penjalaran Sinar Seismik

Berdasarkan posisi sumber dan receiver, penjalaran sinar seismik pada

dasarnya dapat dikelompokkan menjadi dua bagian yaitu Zero- Offset dan Non

Zero-Offset.Zero-Offset yaitumetode dimana posisi sumber gelombang dan

receiver terletak pada satu titik dan pantulan gelombang yang terekam oleh

penerima adalah sinar gelombang yang datang tegak lurus pada

reflektor.Sedangkan metode Non Zero-Offset yaitu metode dimana posisi sumber

22

gelombang seismik dangeophone diletakkan terpisah sehingga lintasan gelombang

yang terekam tidak tegak lurus ke reflector.

Untuk memperoleh seismogram yang ideal maka sinar seismik seharusnya

tegak lurus datum ke bawah permukaan.Sehingga seismogram yang diperoleh

betul-betul menunjukkan titik pantul yang sebenarnya.Hal ini tentu tidak mungkin

diaplikasikan di lapangan karena sifat-sifat gelombang seismik tidak

memungkinkan hal tersebut.

2.5 Pengolahan Data Seismik Refleksi

Metode seismik refleksi merupakan metode geofisika yang umumnya

dipakai untuk penyelidikan hidrokarbon. Biasanya metode seismik refleksi ini

dipadukan dengan metode geofisika lainnya, misalnya metode grafitasi, magnetik,

dan lain-lain. Namun metode seismik refleksi adalah yang paling mudah

memberikan informasi paling akurat terhadap gambaran atau model geologi

bawah permukaan dikarenakan data-data yang diperoleh labih akurat.

Dalam metode seismik refleksi pada umumnya terbagi atas tiga tahapan

utama.Pertama, Pengumpulan data seismik (akuisisi data seismik): semua

kegiatan yang berkaitan dengan pengumpulan data sejak survey pendahuluann

dengan survey detail. Kedua, Pengolahan data seismik (processing data seismik):

kegiatan untuk mengolah data rekaman di lapangan (raw data) dan diubah ke

bentuk penampang seismik migrasi.Ketiga, Interpretasi data seismik kegiatan

yang dimulai dengan penelusuran horison, pembacaan waktu, dan plotting pada

penampang seismik yang hasilnya disajikan atau dipetakan pada peta dasar yang

berguna untuk mengetahui struktur atau model geologi bawah permukaan.

23

Terdapat beberapa tahap dalam pengolahan data seismik refleksi,

diantaranya adalah sebagai berikut;

2.5.1 Reformat Data

Pada umumnya data seismik yang terekam di lapangan tersimpan dalam

format sequential series (gelombang yang mewakili deret jarak) dimana format

data tersusun berdasarkan urutan waktu perekaman dari gabungan beberapa

geophone. Sedangkan data yang digunakan dalam pengolahan data seismik harus

tersusun berdasarkan urutan trace dimana data yang diolah tersusun sesuai time

series (gelombang yang tersusun berdasarkan urusan waktu). Dalam multiplexer

,format sequential series dipakai karena perekaman dilakukan dengan banyak

trace dalam waktu yang bersamaan. Jadi proses demultiplexing digunakan untuk

mengubah format data dari sequential series menuju time series.

2.5.2 Filtering

Filtering adalah proses untuk mempertahankan frekuensi yang

dikehendaki dari gelombang seismik dan membuang yang tidak dikehendaki.

Terdapat beberapa macam filtering: band pass, low pass (high cut) dan high pass

(low cut).

Didalam pengolahan data seismik band pass filter lebih umum digunakan

karena biasanya gelombang seismik terkontaminasi noise frekuensi rendah

(seperti ground roll) dan noise frekuensi tinggi (ambient noise).

Gambar dibawah ini menunjukkan ketiga jenis filtering, baik dalam

kawasan waktu (time domain) maupun frekuensi domain (frequency domain).

24

Gambar 2.12.Jenis-jenis Filtering (Abdullah,2007)

2.5.3 Velocity Analysis

Velocity Analysis adalah perhitungan dan penentuan fungsi kecepatan

(stacking velocity) dari pengukuran fungsi velocity normal move out. Perhitungan

dibuat dengan mengasumsikan fungsi kecepatan normal moveout (VNMO),

menerapkannya ke CDP gather, mengukur koherensi pada fungsi VNMO

tersebut, dan mengubah fungsi VNMO untuk mencari koherensi maksimal. Nilai-

nilai koherensi ini diukur, dipetakan dan diberi skala warna untuk proses velocity

picking. Nilai-nilai koherensi yang telah dikontur disebut juga dengan semblance.

2.5.4 Koreksi NMO

Koreksi NMO diperlukan karena untuk satu titik di subsurface akan

terekam oleh sejumlah Geophonesebagai garis lengkung (hyperbole) di dalem

CDP gather koreksi NMO diperlukan untuk mengoreksi masing-masing CDP nya

agar garis lengkung tersebut menjadi lurus, sehingga pada saat stack diperoleh

25

signal yang maksimal. Untuk padangan sumber – Geophone yang satu dengan

lainya berbeda nilai koreksinya, sehingga koreksi NMO ini termasuk koreksi

dinamik (non static).

2.5.5 Stacking

Stacking adalah proses penjumlahan trace-trace dalam satu gather data

yang bertujuan untuk mempertinggi signal to noise ratio (S/N). Proses ini

biasanya 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 inkoheren.

2.5.6 Migrasi

Migrasi adalah suatu proses untuk memindahkan kedudukan reflektor pada

pada posisi dan waktu pantul yang sebenarnya berdasarkan lintasan gelombang.

Hal ini disebabkan karena penampang seismik hasil stack belumlah

mencerminkan kedudukan yang sebenarnya, karena rekaman normal incident

belum tentu tegak lurus terhadap bidang permukaan, terutama untuk bidang

reflektor yang miring. Selain itu, migrasi juga dapat menghilangkan pengaruh

difraksi gelombang yang muncul akibat adanya struktur-struktur tertentu (patahan,

lipatan).

2.6 Pemodelan Seismik

Pemodelan sangat penting dalam seismik eksplorasi terutama untuk

mempelajari pengaruh sifat-sifat struktur bawah permukaan terhadap

seismogram.Hal ini penting terutama bagi interpreter karena dengan pengetahuan

26

tentang sifat-sifat struktur bawah permukaan mereka mempunyai kepekaan untuk

menginterprestasikan rekaman seismik (seismogram) sehingga hasil interprestasi-

nya memberikan hasil yang akurat.

Pemodelan terdiri atas beberapa bagian namun secara umum dapat

dikelompokkan menjadi dua bagian, yaitu:

1. Pemodelan maju (forward modelling)

2. Pemodelan balik (inverse modelling)

Pemodelan maju dimulai dengan membangun suatu model perangkap

dengan parameterparameternya untuk mendapatkan jejak seismik (seismik

trace).Untuk lebih mendalami pengaruh parameter-parameter tersebut terhadap

jejak seismik dilakukan dengan mengganti-ganti nilainya sambil

mengamatiperubahan yang terjadi pada jejak seismik (seismogram).Sedangkan

pemodelan balik (inverse modeling) adalah kebalikan dari pemodelan maju.

Ada beberapa metode yang digunakan dalam proses pemodelan seismik,

diantaranya sebagai berikut;

2.6.1 Metode Jejak Sinar (Ray Tracing)

Penelusuran jejak sinar (ray tracing) merupakan proses yang sangat

penting didalam aktifitas seismik eksplorasi seperti untuk keperluan desain

survey, seismic modeling, 4D seismic, seismic tomography, dll.

Teknik ray tracing yang digunakan tergantung kepada kebutuhan dan

kompleksitas model bawah permukaan. Untuk model bumi berlapis,ray

tracing dapat dilakukan dengan mengikuti Hukum Snellius.

27

Gambar di bawah ini menjelaskan penelusuran jejak sinar yang melewati

lapisan-lapisan bumi pada kedalaman z dengan nilai kecepatan v serta sudut

datang dan transmisi sinar.

Hubungan antara sudut datang gelombang, sudut transmisi dan kecepatan

gelombang ditunjukkan oleh persamaan di atas. Untuk masing-masing sinar akan

memiliki ray parameter p tertentu yang sama untuk semua lapisan.

2.6.2 Metode Beda Hingga (Finite Difference)

Metode finite-difference (beda-hingga) adalah salah satu metode yang

dapat digunakan untuk melakukan pemodelan perambatan gelombang dalam suatu

medium. Dalam perkembangannya, metode ini digunakan untuk menyelesaikan

berbagai macam kasus dalam hal perambatan gelombang seismik dalam medium

bumi.Metode ini diterapkan sebagai pendekatan untuk menyelesaikan turunan

parsial dari persamaan gerak gelombang. Suatu turunan parsial dapat diselesaikan

diferensial (strong form) atau integral (weak form), dimana finite-difference

adalah penyelesaian secara strong form, dengan weak form digunakan antara lain

oleh metode finite-element dan finite volume.

Dalam pemodelan menggunakanfinite-difference, mediumnya

didiskretisasi menjadi grid dengan elemen berbentuk segiempat yang terstruktur

(structured grid).Bentuk grid yang demikian, beserta pendekatan finite-difference

yang cukup sederhana, menghasilkan algoritma pemodelan yang sederhana dan

waktu komputasi yang relatif cepat dibandingkan metode lainnya.Namun dengan

bentuk grid berupa segiempat, finite-difference mempunyai kelemahan dalam

memodelkan topografi permukaan Bumi sebagai free-surface. Untuk menangani

28

kasus tersebut, pada pemodelan ini diterapkanlah metode yang diajukan oleh

(Robertson,1996).

2.6.3 Metode Integrasi Kirchoff-Helmholtz

Metode integrasi Kirchhoff-Helmholtz merupakan metode yang cukup

baik dalam pemodelan seismik.Hal ini dapat terlihat dari dari seismogram-

seismogram sintetik yang dihasilkan dapat menggambarkan pola refleksi dengan

amplitudo yang bervariasi, dimana variasi amplitudo ini dapat dipakai untuk

interpretasi data yang lebih baik lagi.Tetapi dalam seismogram–seismogram

sintetik yang dihasilkan seringkali terlihat munculnya efek difraksi yang cukup

dominan, yang mengganggu interpretasi karena menyulitkan pembedaan antara

sinyal refleksi dengan sinyal difraksi. Namun secara umum, metode integrasi ini

cukup handal untuk digunakan dalam pemodelan seismik sebab efek difraksi yang

muncul dapat dibedakan baik melalui perhitungan kuantitatif maupun dengan

proses migrasi. Metode integrasiKirchhoff-Helmholtz ini sangat tepat untuk

digunakan dalam kasus penjalaran sinyal dari medium rapat ke medium kurang

rapat.

2.7 Metode Gaussian Beam (Sinar Gauss)

Metode Gaussian Beam Synthetic Seismograms adalah salah satu metode

pemodelan seismik dalam media heterogen yang pertama kali dikenalkan oleh

Popov (1981) berdasarkan karya sebelumnya (Babich&Pankratova,1973). Metode

tersebut pertama kali diaplikasikan oleh (Popov etal., 1980;Katchalov&Popov,

1981,Cervenyetal., 1982).Metode sinar Gaussian telah terbukti menjadi metode

asimtotik yang sangat stabil untuk perhitungan medan gelombang frekuensi tinggi

29

pada media heterogen yang bervariasi. Salah satu kelebihan metode ini adalah

komponen sinar Gaussian individu tidak memiliki singularitas di sepanjang

jalurnya.Ini menjamin penjumlahan sinar Gaussian menjadi biasa di mana-

mana.Metode sinar Gaussian juga mengenalkan smoothing.Oleh karena itu,

metode ini tidak peka terhadap parameterisasi model sebagaimana metode ray

(ray theory). Keuntungan lain adalah metode sinar Gaussian tidak memerlukan

pelacakan sinar dua titik.

2.7.1 Perumusan Metode Sinar Gauss (Gaussian Beam)

Metode pemodelan berkas (sinar) Gauss menggunakan pendekatan yang

sederhana dibandingkan metode parabola. Teori dasarnya dimulai dengan

persamaan integrasi akuistik seismogram sintetik yang diberikan oleh

penjumlahan:

∫

( (2.5)

Dimana: = frekuensi(dalam satuan hertz)

x,z = titik pengamatan (dalam satuan meter)

= sudut takeoff sinar pusat (central ray) (dalam derajat)

dan = limit dari penjumlahan berkas (sinar) Gauss

= Amplitudo kompleks berkas (sinar) (dalam satuan meter)

(2.6)

(2.7)

Dengan: = densitas (dalam satuan gram per sentimeter kubik)

30

v = kecepatan dari medium pada titik pengamatan (dalam satuan meter

per sekon)

= nilai yang berkorespondensi di sumber (dalam satuan gram per

sentimeter kubik)

= parameter kompleks berkas sinar

Fungsi konyugate kanonikal q dan p adalah:

(

) (

)

(2.8)

Dimana: solusi pertama yang berhubungan dengan kondisi awal

gelombang bidang (dalam satuan meter)

= solusi kedua yang berhubungan dengan sumber titik (dalam

satuan meter)

= parameter kompleks yang didefenisikan sebagai penyebaran

berkas Gauss terhadap sinar pusat.

Faktor (q1, p1) dan (q2, p2) adalah dua solusi dari persamaan pendekatan

paraxial rays sering pula disebut sebagai dynamic ray tracing dihitung sepanjang

sinar ϕ.

Pada medium homogen adalah ukuran dari lebar berkas yang

terletak di dari titik asal koordinat. Tetapi jika medianya heterogen maka

tidak memiliki makna yang berarti. Antarmuka p dan q dihubungkan oleh

formula yang dikembangkan Carveny (1983) dan koefisien transmisi/refleksi pada

titik dimana sinar pusat mengenai antarmuka (Pakiding, 2014).

31

2.7.2 Aplikasi Metode Gaussian Beam (Sinar Gauss)

Madariaga (1984) mengembangkan metode sinar Gaussian untuk media

yang bervariasi secara vertikal dan menggunakan kondisi awal yang dimodifikasi

yang dinyatakan dalam WKB dan solusi sumber titik (point source

solutions).Metode Sinar Gauss juga ditentukan dalam koordinat geografis.

Madariaga Dan Papadimitriou (1985) kemudian menggunakan metode sinar

Gauss untuk membuat model fase mantel atas (upper mantle phase).Weber(1988)

menerapkan metode ini pada pemodelan data refraksi regional.

Cormier dan Spudich (1984) meneliti kompleksitas gelombang dari

pemfokusanan pada zona patahan heterogen padazona patahan Hayward-

Calaveras menggunakan metode sinar Gauss.Nowack dan Cormier (1985)

kemudian membuat struktur 3-D dari hasil metode sinar Gauss di bawah

rangkaian seismik norsar.Cormier (1987) menerapkan metodedandefocusing pada

peristiwa gelombang teleseismik dengan menggunakan struktur 3-D di lokasi uji

Nevada. Cormier dan SU (1994) menggunakan metode sinar Gauss untuk

mempelajari efek struktur kerak 3-D pada perkiraan sejarah dari patahan slip dan

pergerakan tanah.

Metode Sinar Gauss juga diaplikasikan pada gelombang permukaan oleh

Yomogida (1985, 1987), Yomogida&Aki (1985) dan Jobert (1986, 1987) dengan

menggunakan model adiabatik vertikal dan sinar horizontal di sepanjang

permukaan. Transformasi Jobert digunakan oleh Friederich (1989) untuk

melakukan pelacakan sinar 2-D pada sebuah bidang. Friederich (1989) secara

langsung menyebarkan sinar Gaussian pada gelombang permukaan jangka

32

panjang pada bola.Yomogida dan Aki (1987) menggunakan metode sinar Gauss

untuk membalikkan amplitudo gelombang permukaan dan data fase untuk

anomali kecepatan di cekungan Samudra Pasifik.Sebuah kelompok penelitian

dipimpin oleh K. Aki dan T.L. Teng di USC melakukan studi gelombang

permukaan lebih lanjut dengan menggunakan metode sinar Gauss.

Cormier (1989) menerapkan metode sinar Gauss pada difraksi dorongan

seismik dari lempeng subduksi yang mengalami penurunan.Weber (1990) dan

Sekiguchi (1992) kemudian menggunakan metode sinar Gauss untuk menyelidiki

pengaruhnya waktu tempuh gelombang P (P-wave travel times) dan amplitudo

zona subduksi heterogen. Cormier (1995) membuatmodel domain waktu

prekursor PKIKP untuk heterogenitas mantel bawah. Studi mantel bawah

menggunakan sinar Gaussian juga dilakukan oleh (Weber &Davis,1990;Weber,

1993).

Aplikasi lebih lanjut oleh kelompok peneliti Rusia dan Ceko termasuk

(Katchalovet al.,1983; Grikurov&Popov, 1983;Katchalov&Popov,1985, 1988).

Pemodelan dalam 3-D dilakukan oleh (Cerveny' &Klimes,1984). Hubungan

antara metode sinar Gauss dan metode Maslov diselidiki oleh (Klimes,1984b).

Cerveny' (1987) menerapkan metode sinar Gauss pada pemodelan sumber gempa

diperpanjang pada struktur yang benar-benar bervariasi dan percobaan tersebut

memiliki hasil yangcocok antara hasil dari model finite-element(finite-element

modeling) dan metode isochron (Singh et al., 2012).

33

BAB III

METODE PENELITIAN

3.1 Data Penelitian

Data yang digunakan pada penelitian kali ini adalah hasil pengolahan data

seismik refleksi yang tercantum dalam jurnal Earth and Planetary Science Letters

halaman 166-176 yang ditulis oleh Singhet al (2012). Data seismik refleksi

tersebut diperoleh dari hasil survei seismik menggunakan kapal seismik Geco

Searcher dari WesternGeco (perusahaan seismik) pada bulan Juli 2006.Array

airgun yang terdiri dari enam sub-array yang berisi total 48 senapan udara dengan

total volume 10.700 in3 dikerahkan pada Kedalaman air 15 m. Peruntun Q-

Marine, sepanjang 12 km, ditempatkan pada kedalaman 15 m. Periferal Q-

Marine, generasi baru teknologi sensor tunggal Schlumberger, dilengkapi dengan

hidrofon yang berjarak setiap 3.125 m. Data didigitalkan dan frekuensi suara

rendah (2 Hz) di laut sebelum dikirim ke sistem perekaman on-board. Setelah

menerapkan teknik redaman kebisingan digital dan filter spasial digital yang tepat,

sinyal digital dipasang secara spasial ke interval penerima 12,5 m, sehingga

menghasilkan 958 saluran. Data yang tercatat adalah dengan interval sampling 2

ms dan panjang jejak 20,48 detik. Kecepatan kapal bervariasi dari 4,2 menjadi 4,8

knot. (Singhetal., 2012).

Data tersebut kemudian diolah menggunakan strategi pengolahan khusus

yang bertujuan untuk menekankan frekuensi rendah untuk mengoptimalkan

pencitraan dalam kerak bumi (Singh et al., 2008). Data dibuat sampel ulang

34

sampai 8 ms. Suara gelombang telah dihapus saat mempertahankan frekuensi

rendah di atas 2,5 Hz. Enam lintasan dari cascaded Radon multiple removal

technique (Foster and Mosher, 1992) diterapkan untuk menghilangkan kelipatan

air. Kombinasi analisis kecepatan konstan dan analisis kecepatan persamaan

(semblance) dilakukan pada interval 1 km pada setiap lintasan untuk menentukan

kecepatan susun (stacking). Data ditumpuk dan dipindah menggunakan teknik

migrasi Kirchhoff post-stack (Singhetal., 2012).

Gambar 3.1. Hasil inversi model kecepatan pada line WG2 (Singhet al., 2012)

Gambar diatas merupakan gambar hasil inversi seismik model kecepatan

pada line WG2. Jaraknya sepanjang 500 km dengan kedalaman 30 km dibawah

permukaan laut. Sedangkan pada penelitian ini pemodelan yang dibuat hanya pada

rentang jarak 250 km sampai 350 km jadi total panjangnya hanya 100 km dengan

kedalaman 10 km dibawah permukaan laut. Seperti yang terlihat pada gambar 3.2

pemodelan yang dibuat terbatas pada garis yang bertanda merah sepanjang 100

km dengan kedalaman 10 km dibawah permukaan laut.

35

Gambar 3.2.Hasil inversi model kecepatan line WG2 yang diteliti (Singh et al.,

2012)

3.2 Lokasi Pengambilan Data

Lokasi penelitian dilakukan sepanjang profil line WG2 yaitu pada

koordinat 92,8⁰LS-3,8⁰ BB sampai 95,3⁰LU-7⁰BT dari Samudra Hindia sampai

Laut Andaman. Profil line WG2 tersebut seperti yang tertera pada gambar 3.3

dibawah ini.

Gambar 3.3.Studi Batimetridaerah penelitian (Singh et al.,2012)

36

Garis hitam adalah profil refleksi seismik WesternGeco WG2, titik merah

menunjukkan lokasi OBS untuk survei refraksi seismik dan titik-titik coklat lokasi

OBS untuk studi gempa susulan (Sibuet et al., 2007). Kontur bertitik merah

mewakili kontur slip 10 m dari (Chlieh et al.,2007) dan kontur titik hitam kontur

30 m slip dari gempa tahun 2004. Bintik hitam adalah lokasi gempa susulan dan

bola pantai adalah solusi CMT yang sesuai dengan lokasi gempa (Engdahl et al.,

2007).Warna biru menunjukkan zona subduksi. Warna Hijau menunjukkan Strike-

slip dan warna merah menunjukkan mekanisme patahan normal. Lokasi episenter

gempa besar tahun 2004 ditandai dengan bola pantai hitam.Sedangkan WAF

merupakan patahan Andaman Barat (Singh et al., 2012).

3.3 Tahapan Pengolahan Data

Dalam penelitian ini semua proses dilakukan dengan menggunakan

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

dilakukan adalah seperti yang ditunjukkan pada gambar 3.4 yang dimulai dengan

pembuatan model hingga mendapatkan sintetik seismogram.

Model yang dibuat dalam penelitian ini adalah model yang diharapkan

dapat memperlihatkan sifat-sifat fisis baik pada model itu sendiri atau pada

sintetik seismogram yang dihasilkan sebagai akibat dari parameter-parameter

yang berpengaruh yang dapat diamati pada model adalah kecepatan sedangkan

parameter fisis yang lain dapat diamati pada sintetik seismogram.

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

37

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 “acq4.sh” yang

hasilnya didapatkan sebanyak 600 shot dari permukaan 30 km samapai 50 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 gather menjadi CMP

gatherdengan menggunakan skrip “surange < seis4.su” sehingga didapatkan

contoh sebelum sorting dan sesudah sortingntuk 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 Seismic Unix, koreksi NMO dilakukan dengan perintah sunmo.

Informasi penting untuk sunmo yang harus diberikan adalah pasang kecepatan

(km/s) dan waktu (s).Untuk kasus data ini, tes dilakukan pada cmp 1000 s/d 1005.

Jika penampang sesuai dengan koreksi NMO, tahapan selanjutnya brute stack

dengan skrip “suximage” sehingga diperoleh hasil brute stack. Hasil dari proses

brute stack kemudian dianalisis dengan cara manual menggunakan garis busur

untuk mencari perbedaan sudut kemiringan antara hasil proses brute stack dengan

model awal.

38

Gambar 3.4 Diagram Alur

39

BAB IV

HASIL DAN PEMBAHASAN

4.1 Hasil Pemodelan

Pemodelan ini dibuat dengan menggunakan 60 buah geophone. Jarak

antara penerima sejauh 50 m. Jarak masing-masing shot gather adalah 50 m.

Sedangkan split-spride-nya masing-masing -1.475 ke kiri dan 1.475 ke kanan.

Gambar 4.1. Hasil pemodelan sepanjang 100 km

Gambar 4.2. Hasil inversi seismik refleksi daerah penelitian

Pemodelan dibuat pada rentang 0 sampai 100 km sengan kedalaman 0

sampai 10 km dibawah permukaan air laut. Sedangkan model yang

40

ditampilkanpada penelitian kali ini hanya pada jarak 20 sampai 50 km seperti

pada gambar 4.3.kotak biru merupakan daerah yang dianalisis.

Gambar 4.3. Hasil Pemodelan yang akan dianalisis

4.2 Hasil Shot Gather dan Raypath

Jumlah shot gather yang dihasilkan sebanyak 600 shot yang

merepresentasikan model yang sebenarnya. Raypathdan shot gather yang

ditampilkan hanya terbatas pada shot ke-1,ke-150, ke-300, ke-400 dan ke-600.

Shot pertama yang dimulai dari jarak 0 km sampai shot terakhir pada jarak 30 km

dengan kedalaman 8 km dibawah permukan air laut.

Sedangkan hasil simulasi raypath (lintasan penjalaran dari muka

gelombang) dibuat mengikuti pemodelan yang telah dibuat sebelumnya. Hasil

raypath ini diasumsikan sebagai desain survei pada pemodelan. Jadi hasil raypath

juga sejumlah shot gather yang dihasilkan. Hasil raypath yang ditampilkan hanya

terbatas pada raypath hasil shot ke-1,ke-150,ke-300,ke-400 dan ke-600.

41

Gambar 4.4. Hasil shot gather ke-1

Pada shot gather yang pertama pada posisi 0 km layer yang terbaca pada

seismogram sintetik hanya sampai 6 layer. Sedangkan layer yang ke-7 tidak

terlihat karena rentang waktunya hanya sampai 5 detik. Layer yang pertama

terlihat pada waktu 1,3detik sedangkan layer yang terakhir terlihat pada waktu 4,5

detik.

Gambar 4.5. Hasil raypath shot ke-1

42

Pada hasil raypathshot pertama layer ke-7 tidak terlihat pada seismogram

sintetik karena posisi layer ke-7 agak dalam sehingga membutuhkan waktu

penjalaran yang lebih lama juga. Layer ke-7 hanya bisa terbaca pada waktu diatas

5 detik sedangkan pada hasil shot rentang waktu terpanjangnya hanya sampai 5

detik. Pada raypath ini posisi geophone berada pada jarak 0 km.


43



44



45



46


Dari masing-masing shot yang dihasilkan terdapat perbedaan satu sama

lain. Pada shot ke-1 layer ke-7 belum terlihat, sedangkan pada shot ke-150 layer-7

mulai kelihatan pada saat waktu mencapai 5 detik. Sebagaimana terlihat dalam

pemodelan yang dihasilkan, pada posisi shot ke-1 yaitu pada jarak 0 km layer ke-

7 agak menujam ke dalam sehingga memerlukan waktu lebih dari 5 detik agar

layer ke-7 tampak pada hasil shot. Begitu pula pada hasil shot ke-300 yaitu pada

jarak 15 km layer ke-7 semakin jelas terlihat dibandingkan sebelumnya. Layer ke-

7 baru benar-benar jelas terlihat pada shot ke-600 yaitu pada jarak ke 30 km.

Sebagaimana terlihat pada pemodelan pada saat shot ke-400 layer ke-1 sampai

ke-6 mengalami penurunan dibandingkan pada saat jarak 15 km atau pada saat

shot ke-300, sedangkan layer ke-7 semakin tidak terlihat dibandingkan pada saat

shot ke-150 dan ke-300.Pada shot terakhir yaitu pada shot ke-600 dengan jarak 60

km layer ke-7 terlihat kembali dengan jelas pada waktu 5 detik.

Gelombang direfleksikan dan ditransmisikan pada masing-masing batas

permukaan bumi membentuk lintasan penjalaran gelombang (raypath) yang

berbeda disetiap lapisan.Perbedaan ini terjadi karena perbedaan kedalaman dari

47

setiap layer sehingga penjalaran gelombangnya membutuhkan waktu yang

berbeda dari setiap layer.

Gambar 4.14.Hasil shot gather ke-1 yang diperbesar

4.3 Hasil Proses Sorting Seismik

Proses sorting yang dilakukan pada seluruh shot gather yang diubah

dalam format CMP gather(Common Mid Point). Jumlah CMP gather yang

dihasilkan sebanyak shot gather. CMP gather yang ditampilkan pada shot ke-50

sampai ke-55, ke-150 sampai ke 155, ke-300 sampai ke-305, ke-400 sampai ke-

405 dan terakhir shot ke-595 sampai ke-600.

48

Hasil sorting ini bermanfaat untuk mengubah parameter dari shot

gather ke CMP gather 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 4.15. Hasil sebelum sorting shot ke-50 sampai ke-55

Gambar 4.16.Hasil sebelum sorting shot ke-150 sampai ke-155

49



50


Contoh Setelah disorting

Gambar 4.20. Hasil Setelah sorting (cdp 50-55)

51

Gambar 4.21. Hasil Setelah sorting (cdp 155-160)

Gambar 4.22.Hasil Setelah sorting (cdp 455-460)

52



53

4.4 Hasil Koreksi NMO

Sebelum melakukan brutestack 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 1.1. Parameter untuk proses NMO

No (km/s) (s)

1 2 1

2 2.5 1.2

3 3 1.26

4 3.5 1.48

5 4 1.85

6 4.8 2.7

7 5 3.6

Nilai diatas menunjukan hasil dari koreksi NMO yang nantinya akan

menghasilkan penampang seismik yang digunakan untuk proses brutestack.

Berikut penampang seismik yang didapatkan dari koreksi NMO.

54

Gambar 4.25. Hasil koreksi NMO cdp ke-1000 sampai ke-1005

4.5 Hasil Brute Stack

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.

Hasil Brute Stack atau penampang seismik yang dibuat pada pemodelan

ini sesuai dengan model yang sebenarnya. Namun, layer ke-7 tampak kurang jelas

hal ini disebabkan oleh interval waktu yang digunakan yaitu selama 5 detik. Hasil

ini menunjukkan penampang seismik dengan jarak sejauh 30 km dengan waktu 5

detik. Posisi layer ke-1 pada waktu 1,3 detik, layer ke-2 pada waktu 1,75 detik,

layer ke-3 pada waktu 2 detik, layer ke-4 pada waktu 2,5 detik, layer ke-5 pada

waktu 3,1 detik, layer ke-6 pada waktu 4,4 detik sedangkan layer ke-7 pada waktu

5detik.

55

Gambar 4.26. Hasil Modelling

Gambar 4.27. Hasil Brute Stack tampilan cmap=hsv4

Sedangkan waktu yang diperoleh dari hasil perhitungan pada saat koreksi

NMO adalah sebagai berikut; pada posisi layer ke-1 pada waktu 1 detik, layer ke-

2 pada waktu 1,2 detik, layer ke-3 pada waktu 1,26 detik, layer ke-4 pada waktu

1,48 detik, layer ke-5 pada waktu 1,85 detik, layer ke-6 pada waktu 2,7 detik

sedangkan layer ke-7 pada waktu 3,6 detik.

56

Pada hasil pemodelan layer pertama menurun dengan kemiringan

7,7⁰,layer ke-2 dengan kemiringan 4,4⁰, padalayer ke-4 dengan kemiringan

4,9⁰,padalayer ke-5 dengan kemiringan 8,2⁰, sedangkan pada layer ke-6 dan ke-7

mengalami kenaikan masing-masing pada kemiringan 12,3⁰ dan 9,4⁰.

Pada hasil brute stacklayer pertama menurun dengan kemiringan 10,6⁰,

layer ke-2 dengan kemiringan 9,4⁰, pada layer ke-4 dengan kemiringan 8,1⁰,pada

layer ke-5 dengan kemiringan 11⁰, sedangkan pada layer ke-6 dan ke-7

mengalami kenaikan masing-masing pada kemiringan 16,3⁰ dan 9,4⁰.

Ada perbedaan sudut kemiringan pada layer ke-1 antara hasil pemodelan

dan hasil brute stack yaitu sebesar 2,9⁰,pada layer ke-2 sebesar 5⁰, pada layer ke-

4 sebesar 3,2⁰ ,pada layer ke-5 sebesar 2,8⁰, pada layer ke-6 sebesar 4⁰ sedangkan

pada layer ke-7 tidak ada perbedaan kemiringan antara hasil pemodelan dan hasil

brute stack.

57

BAB V

PENUTUP

5.1 Kesimpulan

Berdasarkan tujuan yang telah dirumuskan dalam penelitian ini, dapat

disimpulkan:

1. Pemodelan seismik refleksi 2-D dibuat dengan menggunakan metode

Gaussian Beam (sinar gauss) dalam aplikasi software seismic unix

menghasilkan model batas permukaan bumi sepanjang 30 km dan kedalaman

10 km dibawah pemukaan bumi.

2. Hasil pemodelan yang diakuisisi menggunakan metode Gaussian Beam (sinar

gauss) menghasilkan 600 buah shot gather yang mengambarkan 7 layer

(bidang batas permukaan bumi) dengan interval waktu 5 detik.

3. Perbandingan antara hasil pemodelan setelah proses brute stack dengan

model awal sebelum proses brute stack dalam bentuk perbedaan sudut

kemiringan layer , pada layer ke-1 sebesar 2,9⁰,pada layer ke-2 sebesar 5⁰,

pada layer ke-4 sebesar 3,2⁰, pada layer ke-5 sebesar 2,8⁰, pada layer ke-6

sebesar 4⁰ dan pada layer ke-7 tidak ada perbedaan antara model awal dengan

dengan model setelah proses brute stack.

5.2 Saran

Sebaiknya untuk penelitian selanjutnya sebelum sampai tahap brute

stack , alangkah baiknya jika melalui tahap koreksi NMO dan Velocity analysis.

58

Perlu adanya penelitian lanjutan untuk dapat menghasilkan pemodelan

seismik yang tepat guna untuk mendapatkan hasil akuisisi yang baik untuk proses

velocity analysis, stacking dan proses migrasi sehingga struktur bawah permukaan

dapat diketahui lebih mendalam.

Sebaiknya untuk bisa mengetahui kualitas hasil pemodelan digunakan

metode lain sebagai pembanding metode Gaussian Beam yang digunakan dalam

penelitian ini. Oleh karenanya diharapkan ada penelitian lanjutan dengan metode

lain untuk melihat kelebihan dan kekurangannya demi kemajuan dibidang

pemodelan seismik refleksi.

59

DAFTAR PUSTAKA

[1] Arifien, Hasanul, 2010. Inversi Seismik Berbasis Model Untuk Karakteristik

Reservoir: Studi Kasus Haurgeulis, Universitas Indonesia: Depok

[2]Riyadi, Praditiyo, 2011. Analisa Kecepatan Data Seismik Refleksi 2D Zona

Darat Menggunakan Metode Semblance, UIN Syarif Hidayatullah Jakarta:

Tanggerang Selatan

[3]Munadi, Suprajitno, Dr, 2000. Aspek Fisis Seismologi Eksplorasi. Universitas

Indonesia, Depok

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

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

[5]Sheriff, RE., Geldart, L.P., 1995. Exploration Seismology. edition,

Cambridge University Press :USA

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

Darat.Jakarta : Pusat Penelitian Dan Pengembangan Teknologi Minyak

Dan Gas Bumi Lemigas.

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

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

4553/03/040487 – 21

[8]Pakiding, Alexander, 2014. Analisis Seismogram Hasil PemodelanDengan

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

1, Maret - Juni 2014, Universitas Kristen Indonesia toraja

[9]Singh et al.,2012. Seismic evidence of bending and unbending of subducting

oceanic crust and the presence of mantle megathrust in the 2004 Great

Sumatera earthquake rupture zone .Earth and Planetary Science Letters

321-322 (2012) 166–176

60

[10]David Forel, Tomas Benz, Wayne D. Pennington, 2005. Seismic Data

Processing with Seismic Un*x. Society of Exploration Geophysicists

Tulsa, Oklahoma, USA.

[10]Sonny, Aribowo, dkk., 2014. Deformasi Kompleks di Pulau Simuelue,

Sumatera: Interaksi Antara Struktur Dan Diapirisme. Riset Geologi dan

Pertambangan ISSN 0125-9849, e-ISSN 2354-6638Ris.Geo.Tam Vol. 24,

No.2, Desember 2014 (131-144)

61

LAMPIRAN

Lampiran 1

Pembuatan Model

# ! /bin/sh

# File: model

4.sh

# Set messages on

set -x

# Experiment Number

num=4

# 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=0 xmax=80.0 zmin=0 zmax=10.0 \

1 xedge=0,80 \

zedge=0,0 \

sedge=0,0 \

2 xedge=0.0,10,20,30,40,50,60,70,80\

zedge=1.0,1.4,2.0,2.5,2.5,1.8,1.8,1.8,1.8 \

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

62

3 xedge=0.0,10,20,30,40,50,60,70,80\

zedge=1.5,1.8,2.3,2.8,2.6,2.02.0,2.0,2.0 \

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

4 xedge=0.0,10,20,30,40,50,60,70,80\

zedge=1.9,2.1,2.6,3.0,2.8,2.2,2.3,2.4,2.5 \

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

5 xedge=0.0,10,20,30,40,50,60,70,80\

zedge=2.6,2.8,3.1,3.4,3.2,2.9,3.1,3.1 \

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

6 xedge=0.0,10,20,30,40,50,60,70,80\

zedge=3.7,4.0,4.5,3.8,3.6,3.2,3.4,3.5,3.6 \

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

7 xedge=0.0,10,20,30,40,50,60,70,80\

zedge=6.5,6.0,6.0,5.0,4.8,4.6,4.6,4.8,4.9 \

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

7 xedge=0.0,10,20,30,40,50,60,70,80\

zedge=9.0,7.5,7.0,6.5,5.3,5.0,5.2,5.4,5.5 \

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

8 xedge=15,20,30,40,50,60,70,80\

zedge=10,9.2,8.8,8.0,8.0,7.5,7.8,8.0,8.0 \

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

9 xedge=25,30,40,50,60,70,80\

zedge=10,9.3,9.0,8.7,8.9,9.0,9.1 \

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

63

9 xedge=0,80 \

zedge=10,10 \

sedge=0,0 \

kedge=1,2,3,4,5,6,7,8,9,10 \

sfill=0.0,0.5,0,0,0.308,0,0 \

sfill=0.0,1.0,0,0,0.250,0,0 \

sfill=0.0,1.5,0,0,0.160,0,0 \

sfill=0.0,1.9,0,0,0.110,0,0 \

sfill=0.0,2.6,0,0,0.080,0,0 \

sfill=0.0,3.7,0,0,0.060,0,0 \

sfill=0.0,6.5,0,0,0.043,0,0 \

sfill=0.0,9.0,0,0,0.040,0,0 \

sfill=15.,10.,0,0,0.033,0,0 \

sfill=25.,10.,0,0,0.027,0,0 > $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

64

Lampiran 2

Raypath

#! /bin/sh

# File: psmerge1a.sh

# Set messages on

set -x

# Experiment number

num=4

# 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

65

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

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=0 zs=0 nxz=$nxz \

refseq=2,1,0




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


66



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




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=10 x2beg=-10 x2end=80 \

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





67




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













# Merge model + rays

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

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


Exit

68

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=4

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)

69

# 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 "600" ]

do

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

70

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 \


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

71

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

72

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


73

exit

Lampiran 5

Proses Sorting

hp@hp-HP-Notebook:~$ suchw<seis4.su key1=cdp key2=gx key3=sx b=1 c=1

d=50 >cmp4.su

hp@hp-HP-Notebook:~$ susort <cmp4.su >cmp4_2.su cdp offset

hp@hp-HP-Notebook:~$ suwind <cmp4.su key=fldr min=100 max=105 |

suxwigb perc=99

hp@hp-HP-Notebook:~$ suchw<seis4.su key1=fldr key2=gx key3=sx b=1 c=1

d=50 >cmp4.su

hp@hp-HP-Notebook:~$ suwind <cmp4.su key=cdp min=100 max=105 |

suxwigb perc=99

hp@hp-HP-Notebook:~$ suwind <cmp4_2.su key=cdp min=100 max=105 |

suxwigb perc=99

Lampiran 6

Koreksi NMO

hp@hp-HP-Notebook:~$sunmo

vnmo=2000,2500,3000,3500,4000,4800,5000,5500,6000 tnmo=1.0, 1.2,

1.26,1.48,1.85,2.7,3.6,3.64,3.33, <cmp4_2.su > cmp4_2nmo.su

hp@hp-HP-Notebook:~$suwind <cmp4_2nmo.su key=cdp min=1000 max=1005

| suxwigb perc=99

74

Lampiran 7

Proses Brute Stack

hp@hp-HP-Notebook:~$ sustack <cmp4_2.su > cmp4_2brutestack.su

hp@hp-HP-Notebook:~$ suximage < cmp4_2brutestack.su cmap=hsv17 perc=90

PEMODELAN SEISMIK REFLEKSI 2-D MENGGUNAKAN METODE...

Documents

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