PROPOSAL TUGAS AKHIR ANALISIS STRUKTUR 3-D KECEPATAN GELOMBANG SEISMIK MENGGUNAKAN METODE TOMOGRAFI DOUBLE DIFFERENCE KEVIN DEVALENTINO NRP. 1111 100 080 Dosen Pembimbing : Prof . Dr. Rer. Nat. Bagus Jaya Santosa, S.U. JURUSAN FISIKA FAKULTAS MATEMATIKA DAN ILMU PENGETAHUAN ALAM INSTITUT TEKNOLOGI SEPULUH NOPEMBER

SURABAYA 2015

PROPOSAL TUGAS AKHIR

ANALISIS STRUKTUR 3-D KECEPATAN GELOMBANG SEISMIK MENGGUNAKAN METODE TOMOGRAFI DOUBLE

DIFFERENCE

Disusun oleh: KEVIN DEVALENTINO

11 11 100 080

Dosen Pembimbing: (Prof. Dr .rer .nat Bagus Jaya Sentosa, S.U)

NIP. 19620802 198701.1.001

JURUSAN FISIKA FAKULTAS MATEMATIKA DAN ILMU PENGETAHUAN ALAM

INTITUT TEKNOLOGI SEPULUH NOPEMBER SURABAYA

2015

LEMBAR PENGESAHAN

ANALISIS STRUKTUR 3-D KECEPATAN GELOMBANG SEISMIK MENGGUNAKAN METODE TOMOGRAFI DOUBLE

DIFFERENCE

Disusun untuk memenuhi syarat kelulusan mata kuliah Tugas Akhir Program Strata 1 Jurusan Fisika

Fakultas Matematika dan Ilmu Pengetahuan Alam Institut Teknologi Sepuluh Nopember

Oleh : KEVIN DEVALENTINO

1111100080

Surabaya, 8 Juni 2015

Menyetujui, Dosen Pembimbing

(Prof. Dr .rer .nat Bagus Jaya Sentosa, S.U) NIP. 19620802 198701.1.001

Ketua Jurusan Fisika FMIPA ITS

Dr. Yono Hadi Pramono, M.Eng. NIP. 19690904 199203.1.003

Koordinator Tugas Akhir

Faridawati, M.Si. NIP. 19800330 201212.2.002

BAB I PENDAHULUAN

1.1. Latar Belakang

Salah satu metode penentuan lokasi hiposenter yaitu metode double difference. Metode double difference (DD) adalah metode yang menggunakan data relatif waktu tempuh antar dua hiposenter yang berdekatan. Hal ini dapat meminimalkan error tanpa menggunakan koreksi stasiun. Distribusi posisi gempa yang cukup akurat dapat menjadi acuan dalam melakukan analisis bawah permukaan. Adapun hasil inversi tomografi double difference adalah relokasi hiposenter gempa dan struktur kecepatan 3D (Vp dan Vs) dari daerah penelitian.

Metode Double Difference (DD) adalah suatu metode relokasi hiposenter relatif yang dikembangkan dari metode Geiger dengan menggunakan data waktu tempuh residual dari pasangan hiposenter ke setiap stasiun seismograf. Lokasi hiposenter ditentukan dengan menggunakan data waktu tempuh absolute dan data diferensial waktu tempuh gelombang P dan S yang akurat. Solusi Least Square digunakan untuk mnyelesaikan perubahan vector (dt0,dx0,dy0,dz0) di antara pasangan hiposenter. Analisis multiplet clustering diaplikasikan untuk memilih pasangan hiposenter yang memiliki bentuk gelombang (waveform) yang mirip dan jarak antar sumber yang relatif dekat dibandingkan dengan jarak antara hiposenter-stasiun dan skala heterogenitas model kecepatan, sehingga ray path antar hiposenter dalam satu cluster ke suatu stasiun hampir sama. Pada kasus ini perbedaan waktu tempuh untuk setiap pasangan hiposenter dapat digunakan untuk menentukan jarak persebaran spasial pasangan hiposenter dengan akurasi tinggi. Dengan semikian efek kesalahan akibat model kecepatan yang tidak diketahui bisa diminimalkan.

Algoritma yang diterapkan di sini hanya menggunakan data gelombang P, akan tetapi mampu memberikan perbaikan lokasi hiposenter secara signifikan. Pada Tugas Akhir ini penulis memiliki keinginan untuk melakukan penelitian terhadap analisis bawah permukaan dengan menggunakan tomografi double difference (DD). Tomografi DD nantinya akan digunakan untuk mengetahui struktur bawah permukaan serta pemodelan secara 3-D.

1.2. Rumusan Masalah Rumusan masalah yang dibahas dalam penelitian tugas akhir ini adalah

1. Bagaimana menentukan waktu tiba gelombang P dan waktu tiba gelombang S serta penentuan hiposenter menggunakan metode double difference

2. Bagaimana membuat model penampang bawah permukaan kecepatan gelombang seismik (Vp, Vs, dan rasio Vp/Vs)

3. Bagaimana menerapkan metode double difference untuk analisa struktur bawah permukaan

1.3. Tujuan Penelitian

Tujuan dari penelitian tugas akhir ini adalah sebagai berikut: 1. Menentukan waktu tiba gelombang P dan waktu tiba gelombang S serta penentuan

hiposenter menggunakan metode double difference 2. Membuat model penampang bawah permukaan kecepatan gelombang seismik (Vp,

Vs, dan rasio Vp/Vs) 3. Menerapkan metode double difference untuk analisa struktur bawah permukaan

1.4. Batasan Masalah

Batasan masalah dalam penelitian tugas akhir ini adalah metode yang digunakan yaitu menggunakan metode double difference. 1.5. Manfaat Penelitian

Adapun manfaat dari tugas akhir ini adalah sebagai berikut. 1. Bagi Perguruan Tinggi

Sebagai tambahan referensi mengenai perkembangan teknologi eksplorasi di Indonesia. Mampu menghasilkan sarjana-sarjana yang handal dan memiliki

pengalaman di bidangnya. Serta dapat membina kerja sama antara lingkungan akademis dengan lingkungan kerja.

2. Bagi perusahaan Hasil analisa dan penelitian yang dilakukan selama Tugas Akhir dapat menjadi bahan masukan dan rekomendasi bagi perusahaan untuk menentukan kebijakan perusahaan di masa yang akan datang.

3. Bagi mahasiswa Mahasiswa mendapatkan banyak pengalaman dan ilmu pengetahuan yang lebih. Karena pada tugas akhir ini mahasiswa akan mengoperasikan beberapa teknologi yang canggi dalam eksplorasi panas bumi. Selain itu juga dapat mengetahui secara lebih mendalam gambaran tentang kondisi nyata dunia kerja sehingga nantinya diharapkan mampu menerapkan di dunia kerja.

BAB II TINJAUAN PUSTAKA

2.1. Gelombang Seismik

Ketika gelombang seismik merambat pada suatu medium, waktu dibutuhkan bagi gelombang untuk merambat dari suatu titik ke titik lainnya dalam suatu medium tersebut. Waktu yang diperlukan gelombang untuk bergerak dari satu titik ke titik lain disebut waktu tempuh. Untuk medium yang mempunyai sifat fisik atau kimia yang berbeda (heterogonous media), waktu yang dibutuhkan gelombang untuk merambat dari suatu titik ke titik lainnya akan berbeda pula. Akumulasi dari penjumlahan waktu yang terekam pada receiver, memberikan informasi kecepatan rambat gelombang pada suatu medium.

Berdasarkan arah perambatannya, kecepatan gelombang seismik terdiri dari gelombang seismik longitudinal dan transversal. Masing – masing tipe gelombang ini memiliki kecepatan yang berbeda, dimana kecepatan gelombang longitudinal (Vp) memiliki kecepatan yang lebih besar dibandingkan kecepatan gelombang transversal (Vs). Kecepatan – kecepatan gelombang seismik ini memiliki hubungan yang erat terhadap parameter-parameter reservoar, seperti porositas, densitas, Poison's ratio, rigiditas, ketebalan formasi, litologi, temperatur, grain size, external pressure, pore pressure, fluida, dan orientasi rekahan (Hiltermann, 1977).

Gelombang seismik digolongkan menjadi dua jenis yaitu gelombang badan dan gelombang permukaan. Gelombang badan adalah gelombang yang merambat disela-sela bebatuan di bawah permukaan bumi. Gelombang badan mempunyai intensitas gelombang Ib, jika tidak mengalami kehilangan energi akibat gesekan energi ( Eb ) pada muka Berdasarkan gelombang berjarak r dari

sumber yang berbentuk luasan setengah bola yaitu 2πr2. Ada dua jenis gelombang badan, yaitu : Gelombang Primer dan gelombang Sekunder.

Gelombang Primer adalah salah satu dari dua jenis gelombang seismik, sering juga disebut gelombang tanah (dinamakan demikian karena merambat di dalam tanah), adalah gelombang yang ditimbulkan oleh gempa bumi dan terekam oleh seismometer. Gelombang Sekunder adalah gelomgang transversal yang arah gerakannya tegak lurus dengan arah perambatan gelombang. Gelombang seismik ini merambat di sela-sela bebatuan dengan kecepatan 3,5 km/detik dan bergantung pada medium yang dilaluinya. Hanya dapat menjalar pada batuan yang padat dan pergerakannya naik turun (up and down). Baik gelombang-P atau gelombang-S dapat membantu ahli seismologi untuk mencari letak hiposenter (kedalaman) dan episenter (posisi) gempa. Kecepatan dari gelombang-P lebih besar daripada gelombang- S ( jika merambat dalam medium yang sama).

Perbandingan antara cepat rambat gelombang P dan kecepatan gelombang S menghasilkan suatu konstatnta yang disebut Poisson ratio. Konstanta ini merupakan sebuah besaran tak berdimensi yang menyatakan karakteristik dari suatu daerah (batuan) tersebut. Dimana σ adalah Poisson ratio. Dalam kaitannya dengan daerah prospek geothermal ternyata gelombang bodi dapat dijadikan sebagai salah satu indikatornya. Faktor-faktor kandungan air, kandungan celah/retakan, porositas, temperatur, metamorfosa, tekanan dan tipe batuan dapat mempengaruhi cepat rambat gelombang. Saturasi air dapat memberikan efek yang lebih besar terhadap gelombang P daripada gelombang S. Cepat rambat gelombang P akan bertambah sebesar 20% apabila suatu batuan kering tersaturasi oleh air, sedangkan gelombang S tidak mengalami perubahan kecepatan (Rosid, 1988).

Dengan demikian, pada daerah yang berisi gas diharapkan gelombang P lebih lambat daripada daerah sekelilingnya. Dan hal ini berarti berkurangnya harga Poisson ratio. Faktor porositas dan kandungan retakanpun memberikan efek yang sama terhadap gelombang P. kedua faktor ini dapat mengurangi cepat rambat gelombang P dan sedikit pengaruhnya terhadap gelombang S. Ternyata cepat rambat gelombang bodi dapat memonitor zona lemah dalam suatu daerah dengan melihat harga Poisson ratio-nya (Rosid, 1988)

2.2. Mekanisme Gempa Gempa bumi pada mulanya dikenal sebagai suatu bencana yang tiba-tiba saja datang dan

merusak kehidupan manusia. Dengan berkembangnya tingkat pemikiran dan daya analisa manusia, maka timbul keyakinan bahwa segala sesuatu ada penyebabnya. Sehingga mendorong manusia untuk mempelajari faktor-faktor yang ada di dalam bumi yang menyebabkan timbulnya gempa.

Dari berbagai pengamatan gempa bumi, maka diyakini adanya suatu tempat dimana gempa

bumi bermula. Tempat tersebut disebut sebagai fokus, hiposenter atau sumber gempa. Tempat di muka bumi (permukaan) yang tepat diatas fokus disebut sebagai episenter. Berdasarkan teori Reid mengenai elastic rebound, gempa bumi bermula dari gerakan slip yang terjadi secara spontan sesar aktif karena akumulasi strain elastic dalam periode panjang untuk mencari kestabilan baru.

Setiap kejadian gempabumi akan menghasilkan informasi seismik berupa rekaman sinyal berbentuk gelombang yang setelah melalui proses manual atau non manual akan menjadi data bacaan fase (phase reading data). Informasi seismik selanjutnya mengalami proses pengumpulan, pengolahan dan analisis sehingga menjadi parameter gempabumi. Parameter gempabumi tersebut meliputi : Waktu kejadian gempabumi, Lokasi episenter, Kedalaman sumber gempabumi, Kekuatan gempabumi, dan Intensitas gempabumi.

2.3. Metode Penentuan Gempa Banyak metode yang telah dilakukan oleh ahli seismologi untuk menentukan episenter

maupun hiposenter dan origin time suatu gempa, antara lain adalah (Susilawati, 2008):

1. Metode Lingkaran. Metode ini merupakan metode yang paling sederhana. Dimana kita mencari titik perpotongan lingkaran-lingkaran yang dibuat dengan pusatnya di tiap-tiap stasiun dengan menggunakan data interval waktu tiba gelombang P dan S. Dalam metode ini bumi dianggap sebagai media homogen. ���

2. Metode Hiperbola. Metode ini menggunakan data waktu tiba gelombang P dan menganggap bumi sebagai media homogen horisontal. Dengan data interval waktu tiba gelombang P pada tiap dua stasiun dapat dibuat kurva hiperbola. Sehingga titik potong dari hiperbola-hiperbola tersebut yang diperkirakan sebagai episenter. ���

3. Metode Bola. Metode ini menggunakan data interval waktu tiba gelombang P dan S, yang dikonversikan ke jarak sebagai jari-jari bola dengan pusatnya di tiap-tiap stasiun. Titik potong dari bola-bola tersebut ditafsirkan sebagai hiposenter. Metode ini masih menganggap bahwa bumi masih homogen, sehingga menganggap semjua gelombang yang datang adalah gelombang langsung. ���

4. Metode Tripartit. Metode ini menggunakan tiga stasiun pencatat, dengan data interval waktu tiba gelombang P dan S. Metode ini akan mengalami kesulitan jika ternyata yang datang adalah gelombang refraksi dan disinipun medium bumi dianggap homogen. ���

5. Metode Geiger. Metode ini menggunakan data waktu tiba gelombang P dan S yang pertama, dan di sini media bumi tidak lagi diandaikan homogen, tetapi diandaikan terdiri dari perlapisan horisontal, sehingga metode ini memperhitungkan adanya gelombang langsung maupun gelombang refraksi. ���

2.4. Penentuan Lokasi Hiposenter

Penentuan lokasi hiposenter melibatkan suatu proses inversi untuk mencari suatu lokasi hiposenter yang memiliki error minimum antara waktu tempuh observasi dengan waktu tempuh kalkulasi. Proses inversi ini merupakan upaya untuk mendapatkan informasi sifat fisis bawah permukaan bumi berdasarkan respons dan informasi rekaman gempa di permukaan. Adapun pada proses tersebut, informasi atau parameter yang diketahui ialah waktu tiba gelombang dan posisi stasiun perekam gempa, sedangkan informasi atau parameter yang belum diketahui ialah waktu terjadi gempa, posisi sumber gempa (hiposenter), raypath, dan model kecepatan bawah permukaan.

Lokasi gempa didefinisikan dengan lokasi hiposenter gempa (xo, yo, zo) dan waktu asal to. Hiposenter adalah lokasi fisik dari sumber gempa, biasanya diberikan dalam longitude (xo), latitude (yo), dan kedalaman di bawah permukaan (zo). Saat hiposenter dan waktu asal ditentukan oleh waktu

kedatangan fase seismik dimulai oleh gempa pertama, lokasi akan dhitung sesuai dengan titik di mana gempa dimulai (Geiger,1910).

Secara umum metode penentuan hiposenter ada tiga yaitu SED (Single Event Determination), JHD (Join Hiposenter Dtermination), dan DD (Double Difference). Pada dasarnya, metode double difference merupakan pengembangan dari metode SED dan JHD dengan menggunakan perbedaan waktu tempuh pasangan gempa. Metode DD meminimalkan dampak dari anomali kecepatan yang belum diketahui secara pasti, perisitiwa dengan raypath (jalur rambat) yang sama diterima oleh stasiun pengamatan terkait. Perbedaan antara waktu tempuh hiposenter gempa yang dipasangkan akan dikaitkan terhadap satu dengan yang lainnya, sehingga akan diperhitungkan sebagai satu cluster yang kemudian direlokasi dengan posisi relatif. Untuk asumsi ini, jarak antara kedua hiposenter gempa harus kecil dibandingkan dengan jarak antara stasiun dan sumber (Waldhauser, 2000).

Dengan asumsi tersebut, maka selisih waktu tempuh antara kedua gempa yang terekam pada stasiun yang sama dianggap sebagai fungsi jarak antara kedua hiposenter. Sehingga dapat meminimalisasi kesalahan model kecepatan tanpa menggunakan koreksi stasiun. Perubahan residual perbedaan waktu tempuh antar dua gempa observasi dan kalkulasi (Δd) didefinisikan sebagai berikut.

rekij = tk

i − tkj( )obs − tk

i − tkj( )cal (2.1)

Dimana,

i dan j = indeks dua hiposenter yang jaraknya dekat

k = indeks stasiun pengamatan

Persamaan 2.1 hanya berlaku bila jarak antara kedua hiposenter dekat, tetapi bila jarak kedua hiposenter berjauhan maka slowness model antara kedua hiposenter tidak konstan dan persamaan tersebut menjadi tidak stabil. Persamaan 2.1 dapat dilinearkan menggunakan ekspansi Taylor order pertama sehingga,

𝑑𝑟!!" = !"!

!

!"𝑑𝑥! + !"!

!

!"𝑑𝑦! + !"!

!

!"𝑑𝑧! + 𝑑𝜏! − !"!

!

!"𝑑𝑥! − !"!

!

!"𝑑𝑦! − !"!

!

!"𝑑𝑧! − 𝑑𝜏! (2.2)

Jika persamaan 2.2 di susun dalam matriks untuk sejumlah n gempa yang diamati di stasiun k maka elemen penyusun matriksnya adalah sebagai berikut:

[G] =

𝜕𝑇!!

𝜕𝑥𝜕𝑇!!

𝜕𝑦𝜕𝑇!!

𝜕𝑧1 −

𝜕𝑇!!

𝜕𝑥−𝜕𝑇!!

𝜕𝑦−𝜕𝑇!!

𝜕𝑧−1 0 0 0 0 … 0

𝜕𝑇!!

𝜕𝑥𝜕𝑇!!

𝜕𝑦𝜕𝑇!!

𝜕𝑧1 0 0 0 0 −

𝜕𝑇!!

𝜕𝑥−𝜕𝑇!!

𝜕𝑦−𝜕𝑇!!

𝜕𝑧−1 … 0

⋮ ⋮ ⋮ ⋮ ⋮ ⋮ ⋮ ⋮ ⋮ ⋮ ⋮ ⋮ ⋮ ⋮⋮ ⋮ ⋮ ⋮ ⋮ ⋮ ⋮ ⋮ ⋮ ⋮ ⋮ ⋮ ⋮ ⋮

… … … … … …𝜕𝑇!!!!

𝜕𝑥𝜕𝑇!!!!

𝜕𝑦𝜕𝑇!!!!

𝜕𝑧 1 −𝜕𝑇!!

𝜕𝑥 −𝜕𝑇!!

𝜕𝑦 −𝜕𝑇!!

𝜕𝑧 −1

𝑚 ! = 𝑑𝑥! 𝑑𝑦! 𝑑𝑧! 𝑑𝜏! … 𝑑𝑥! 𝑑𝑦! 𝑑𝑧! 𝑑𝜏! !

𝑑 ! = [𝑑𝑟!!" 𝑑𝑟!!" … 𝑑𝑟!!"]! (2.3)

Dengan menggabungkan persamaan 2.3 untuk semua pasangan hiposenter pada semua stasiun pengamat dalam satu cluster maka dapat dibuat suatu persamaan linear matriks double difference :

𝑊𝐺𝑚 = 𝑊𝑑 (2.4)

Matriks G mengandung turunan parsial waktu tempuh pasangan gempa terhadap parameter model, berukuran M x 4N dengan M adalah jumlah dari observasi double difference dan N adalah jumlah gempa bumi. Matriks d berisi residual waktu tempuh seluruh pasangan gempa, berukuran M x

1 dan m merupakan matriks yang berisi vektor perubahan posisi relatif pasangan hiposenter terhadap posisi relatif hiposenter dugaan (awal) tiap pasangan hiposenter pada satu kelompok (cluster), berukuran 4N x 1. Setiap persamaan akan dibobotkan dalam matriks diagonal W. W adalah pembobotan apriori berdasarkan kualitas dari picking tiap event dengan nilai dari 0 dan 1. Waktu tiba gelombang P dan S dibobotkan secara sama (Aswad, 2010).

2.5. Tomografi Seismik Tomografi didefinisikan sebagai suatu rekonstruksi sebuah model dari observasi besaran fisis

yang mempresentasikan efek dari penjalaran suatu bentuk radiasi melalui benda yang diamati. Penerapan dalam penelitian ini adalah berupa pemodelan tomografi pada bidang seismik untuk mencitrakan struktur 3D kecepatan gelombang seismik dengan menggunakan data gempa. Konsep dasar dari tomografi seismik adalah memperhitungkan data waktu tempuh gelombang (travel time).

Tomografi dibagi ke dalam dua jenis pemodelan, yaitu:

1. Pemodelan ke depan (forward modeling) 2. Pemodelan ke belakang (inverse modeling)

Pemodelan ke depan dilakukan dengan cara menentukan parameter model terlebih dahulu, lalu diperiksa apakah model tersebut menghasilkan data yang sesuai dengan data pengamatan. Sedangkan pemodelan ke belakang merupakan kebalikan dari pemodelan ke depan karena parameter diperoleh secara langsung dari data. Pemodelan ke depan dalam tomografi dapat dilakukan dengan beberapa metode yaitu metode elemen hingga, metode beda hingga (finite difference), dan metode jejak sinar (ray tracing). Pemodelan ke belakang dalam tomografi dapat dilakukan dengan beberapa pendekatan yaitu filter proyeksi balik (filter back projection), ART (algebraic reconstruction technique), SIRT (simultaneous iterative reconstruction technique), dan SART (simultaneous algebraic reconstruction technique).

Tomografi seismik berguna dalam membuat pencitraan bawah permukaan dimana kondisi medium bawah permukaan tidak homogen. Medium yang tidak homogen dapat dibagi dua jenis. Jenis pertama adalah medium yang memiliki ukuran jauh lebih kecil daripada panjang gelombang seismik dan jenis kedua adalah medium yang memiliki ukuran jauh lebih besar dari panjang gelombang dan hanya memiliki kontras cepat rambat yang kecil.

Penjalaran gelombang seismik pada medium tidak homogen dapat menyebabkan terjadinya hamburan gelombang. Medium tidak homogen ini ditandai dengan adanya perbedaan cepat rambat gelombang. Tiap titik pada medium yang tidak homogen dapat dianggap sebagai sumber seismik baru. Dalam hal ini adalah sumber gelombang hamburan. Gelombang yang direkam oleh geophone mengandung komponen yang berasal dari gelombang datang dan komponen yang berasal dari gelombang hamburan atau disebut gelombang total.

2.6. Metode Double Difference Metode double difference merupakan suatu metode penentuan posisi relatif hiposenter gempa.

Metode ini menggunakan data waktu tempuh antara pasangan gempa ke suatu stasiun pengamat. Prinsip metode ini adalah jika jarak antara dua gempa yang dipasangkan relatif kecil dibanding dengan jarak antara stasiun ke masing-masing gempa yang dipasangkan, maka raypath dan waveform kedua gempa tersebut dapat dianggap hampir sama. Dengan asumsi ini, maka selisih waktu tempuh antara kedua gempa yang terekam pada satu stasiun yang sama dapat dianggap sebagai fungsi jarak antara kedua hiposenter. Sehingga kesalahan model kecepatan bisa diminimalkan.

Gambar 2.1 Ilustrasi dari algoritma metode DD (Waldhauser, 2000) Dalam perhitungan delineasi zona rekahan pada penelitian ini, seluruh gempa mikro dianggap

berada pada satu cluster. Ray tracing untuk perhitungan waktu tempuh menggunakan prinsip pseudo-bending (setiap raypath dugaan selalu mencapai stasiun, walaupun belum tentu sesuai dengan Hukum Snellius). Dengan menggunakan data hiposenter hasil delineasi, dilakukan analisis deformasi permukaan untuk mengetahui besar perpindahan zona rekahan yang terjadi akibat gempa mikro tersebut.

Perbedaan utama diantara tomografi konvensional dan double difference adalah pada pembentukan matriks yang menggunakan sebuah operator matriks baru QDD. Matriks ini merupakan sebuah operator matriks yang akan memilih event yang akan dihubungkan dalam satu cluster. Hasil inversi tomografi double difference adalah relokasi hiposenter gempa dan struktur kecepatan 3D (Vp dan Vs) dari daerah penelitian.

2.7. Diagram Alir Penelitian Tahapan penelitian ditunjukkan dengan diagram alir penelitian pada gambar dibawah ini :

Gambar 2.2 Diagram Alir Penelitian

Analisis Struktur

Studi Literatur

Persiapan Data

Konversi Data

Picking Data

Pengolahan Data

Inversi Data

Pemodelan Data

Analisa Data

Interpretasi Data

BAB III

METODOLOGI

Bab metodologi ini akan membahas tentang perencanaan kegiatan selama Tugas Akhir, waktu Tugas Akhir, tempat Tugas Akhir, dan Tema Tugas Akhir. 1.1. Aktivitas Tugas Akhir

Kegiatan Tugas Akhir akan diadakan di Badan Meteorologi Klimatologi dan Geofisika (BMKG) pada tanggal 1 September sampai 31 Oktober 2015. Kegiatan terperinci yang akan dilakukan adalah:

1. Studi literatur 2. Pengolahan data dan koreksi 3. Evaluasi dan Interpretasi 4. Konsultasi ke pembimbing

Detail aktivitas selama Tugas Akhir di BMKG adalah sebagai berikut.

No

Aktivitas SEPTEMBER OKTOBER

I II III IV I II III IV

1 Studi literatur 2 Pengumpulan data penelitian

3 Pengolahan data dan analisa

data

4 Intepretasi 5 Presentasi dan evaluasi 8 Konsultasi ke pembimbing

Tabel 3.1 Perencanaan Aktivitas Tugas Akhir

1.2. Peserta Peserta pada Tugas Akhir ini adalah: Nama : Kevin Devalentino NRP : 1111100080 Jurusan/Fakultas : Fisika (Bidang Geofisika), Fakultas Matematika dan Ilmu

Pengetahuan Alam, ITS Surabaya Email : kdevalentino@yahoo.fr 1.3. Waktu dan Tempat Tugas Akhir ini akan dilaksanakan pada: Waktu : September-Oktober 2015 Tempat : Badan Meteorologi Klimatologi Dan Geofisika (BMKG) Pusat Penelitian dan Pengembangan Jl. Angkasa I No.2, Kemayoran, Jakarta Jakarta 10720 Telp: (021) 4246321

1.4. Tema Penelitian Penulis tertarik di bidang eksplorasi geofisika dan teknologi dalam bidang eksplorasi panas bumi, yang tentunya relevan dengan program yang didapatkan di kuliah dan di luar kuliah. Pada Tugas Akhir ini penulis tertarik untuk mengambil tema “Analisis Struktur 3-D Kecepatan Gelombang Seismik Menggunakan Metode Tomografi Double Difference”.

BAB IV

PENUTUP

Demikian proposal Tugas Akhir ini dibuat sebagai usulan pengajuan dalam penelitian Tugas Akhir di BMKG. Adapun mengenai lokasi daerah penelitian ditentukan kemudian oleh pihak BMKG. Besar harapan saya agar dapat melaksanakan Tugas Akhir sesuai dengan yang diharapkan. Atas perhatian dan bantuan Bapak/Ibu saya ucapkan terima kasih.

DAFTAR PUSTAKA

Azwad, Sabrianto. 2010. Relokasi Gempa Vulkanik Kompleks Gunung Guntur Menggunakan

Algoritma Double Difference. Karya Tulis. Institut Teknologi Bandung. Bandung. Takei, Y., 2002. Effect of Pore Geometry on VP/VS: From Equilibrium geometry to crack, J.

Geophys. Res. Vol. 107, No. B2, 2043. Wang, Z., M. L. Batze, dan A. M. Nur., 1990. Effect of Different Pore Fluids on Seismic Velocities in

Rock, Can. J. Explor. Geophys., Vol. 26 NOS. 1 & 2, hal 104-112. Waldhauser, Felix and William L. Ellsworth. 2000. A Double Difference Earthquake Location

Algorithm: Method and Application to the Northern Hayward Fault, California. Bulletin of the Seismological Society of America, 90, 6, pp. 1353-1368.

Zhang, H., dan C.H. Thurber. 2003. Double Difference Tomography: The Method and Its Application To The Hayward Fault, California: Bull. Seism. Soc. Am., 93,1875-1889

.