Ringkasan_Disertasi_Supriyanto_Rohadi.pdf

8/9/2019 Ringkasan_Disertasi_Supriyanto_Rohadi.pdf

1/30

PENCITRAAN STRUKTUR 3-D KECEPATAN

GELOMBANG SEISMIK MENGGUNAKAN METODE

DOUBLE-DIFFERENCE DAN INVERSI GABUNGAN DATA

GEMPA BUMI MERAMEX DAN BMKG DI JAWA BAGIAN

TENGAH

RINGKASAN DISERTASI

Oleh

Supriyanto Rohadi

NIM : 32409003

(Program Studi Sains Kebumian)

INSTITUT TEKNOLOGI BANDUNG

2014


2/30

2


3/30


4/30

4

Pendahuluan

Penelitian tentang struktur 3-D mantel bumi di Indonesia telahdilakukan oleh beberapa peneliti terdahulu, seperti oleh Fukao dkk.

(1992), Puspito dkk. (1993), Puspito dan Shimazaki (1995),

Widiyantoro dan Van der Hilst (1996), dan Widiyantoro (1997).

Studi tomografi menggunakan waktu tempuh gelombang S dan

struktur 3-D di bawah busur Sunda oleh Widiyantoro dan Puspito

(1998) menunjukkan bahwa slab litosfer menembus mantel bumi

bagian bawah di bawah busur Sunda, tetapi ada indikasi bahwa slab

mantel bagian bawah dan mantel bagian atas kemungkinan terputus

di bawah Sumatera dan slab mantel atas menyempit di bawah Jawa.

Selain penelitian tomografi skala regional, beberapa penelitian

tomografi skala lokal telah dilakukan di wilayah Jawa. Kulakov dkk.(2007) melakukan tomografi struktur kecepatan gelombang P dan S

kerak bumi dan mantel bagian atas di Jawa bagian tengah. Fitur

yang paling mencolok dari model struktur kecepatan gelombang P

dan S yang dihasilkan adalah adanya anomali kecepatan rendah

yang sangat kuat yang dikenal sebagai Merapi-Lawu Anomali

(MLA) pada interval kedalaman 5 km hingga 45 km. Penelitiantomografi serupa oleh Wagner dkk. (2007) menggunakan gabungan

data gempa aktif dan pasif di wilayah Jawa bagian tengah, dari citra

tomografi yang dihasilkan mengindikasikan adanya anomali

kecepatan rendah yang kuat (-30%) di lapisan kerak belakang busur

utara (backarc) dari gunungapi aktif di Jawa bagian tengah. Denganmelakukan pemodelan sintetik, Koulakov (2009) menyatakan

kombinasi dari jejak sinar gempa bumi lokal dan regional yang

datang dari arah yang berbeda akan meningkatkan resolusi spasial

dan meningkatkan penetrasi kedalaman model tomografi, namun

penelitian Koulakov (2009) tidak melakukan inversi data riil.

Akurasi dalam penentuan hiposenter gempa bumi dipengaruhi oleh

beberapa faktor, seperti geometri jaringan, fase gelombang yang

ada, akurasi pembacaan waktu tiba dan model struktur kecepatan

(Pavlis, 1986). Selain itu, hasil penentuan lokasi hiposenter gempa

bumi biasanya mengandung kesalahan terkait struktur kecepatan

dipermukaan yang tidak termodelkan. Struktur kecepatan hasil

tomografi waktu tunda (delay time) belum memanfaatkan


5/30

5

perkembangan teknik relokasi gempa bumi yang bertujuan

meningkatkan akurasi lokasi absolut dan juga akurasi lokasi

relatifnya. Oleh karena itu untuk mengatasi masalah akurasipenentuan hiposenter akibat struktur kecepatan yang tidak

termodelkan dikembangkan teknik relokasi hiposenter

menggunakan metode double-difference (hypoDD).

Metode relokasi gempa bumi hypoDD pertama kali kemukakan

Waldhauser dan Ellsworth (2000) yang melakukan inversi lokasi

hiposenter dari suatu klaster gempa bumi. Metode double-difference

didasarkan pada asumsi bahwa jika terdapat perbedaan jarak antara

dua hiposenter yang sangat kecil dibandingkan dengan jarak antarakedua hiposenter tersebut terhadap stasiun dan kedua hiposenter

berada pada skala heterogenitas kecepatan yang sama maka pola

sinar gelombang dari kedua hiposenter tersebut dianggap identik.Pengembangan metode DD pada saat ini tidak hanya digunakan

untuk relokasi hiposenter tetapi juga untuk mendapatkan struktur

kecepatan atau yang dikenal dengan tomografi double-difference

(tomoDD).

Informasi struktur kecepatan yang terperinci dan posisi hiposenteryang akurat sangat diperlukan dalam analisis prediktabilitas gempa

bumi karena lokasi rawan gempa bumi dapat diperkirakan dengan

baik (Widiyantoro, 2008). Struktur bumi hasil model tomografi

memberikan kebaruan dalam memahami proses yang terjadi di

dalam bumi. Hasil penelitian pada akhir-akhir ini menunjukkanpencitraan geotomografi menjadi teknik penting dalam mempelajari

struktur interior bumi yang dapat menerangkan antara lain fenomena

gempa bumi, tsunami dan lumpur panas (Widiyantoro, 2008).

A. Kebaruan

Inversi tomografi menggunakan gabungan katalog data gempa bumi

MERAMEX dan BMKG dengan mengunakan metode tomoDD

menghasilkan katalog baru relokasi gempa bumi yang akurat dan

strukrur 3-D kecepatan gelombang seismik yang terperinci. Adapun

kebaruan (novelty) adalah katalog relokasi gempa bumi, identifikasi

kenampakan tektonik yang belum ada pada penelitian terdahulu

seperti anomali kecepatan rendah di bawah Cilacap-Banyumas,


6/30

6

Kebumen (Karangsambung), identifikasi subduksi slab di bagian

barat Jawa Tengah dan identifikasi bahwa dominasi aliran magma

berasal dari arah selatan di bawah Merapi. Kemanfaatan bagikerekayasaan dari penelitian ini adalah dengan mendapatkan

relokasi sumber gempa bumi yang akurat dan memperoleh struktur

3-D kecepatan yang terperinci dapat menjadi masukan informasi

untuk analisis proses tektonik, analisis kegempaan dan pemetaan

zonasi bencana gempa bumi dalam rangka usaha mitigasi bencana

gempa bumi di wilayah Jawa bagian tengah.

B. Hipotesis

Pencitraan struktur kecepatan gelombang seismik dengan menguji

metode tomoDD dan gabungan data gempa bumi MERAMEX danBMKG dapat mencitrakan struktur kecepatan gelombang seismik

dengan lebih terperinci di wilayah Jawa bagian tengah. Selain itu,

struktur kecepatan baru yang diperoleh dapat memberikan

kenampakan tektonik yang belum tercitrakan pada penelitian

tomografi sebelumnya.

D. Data dan Metode Penelitian

D.1 Geologi Dan Tektonik Jawa Bagian Tengah

Lempeng India-Australia diperkirakan bergerak dengan kecepatan

677 mm/tahun dengan arah mendekati normal terhadap palung

Sunda (Tregoning dkk., 1994). Konsekuensi tunjaman lempeng

tersebut adalah tingkat kegempaan yang tinggi dan terdapat lebih

dari 20 gunung api aktif. Selain itu, konsekuensi kondisi tektonik

memberikan empat pola busur atau jalur magmatisme yang

terbentuk berupa formasi batuan empat jalur magmatisme, yaitu:

Jalur vulkanisme Eosen hingga Miosen Tengah yang terwujud

sebagai zona pegunungan selatan. Jalur vulkanisme Miosen atas

hingga Pliosen terletak di sebelah utara jalur pegunungan selatan

yang berupa intrusi lava dan batuan beku; Jalur vulkanisme Kuarter

busur samudera terdiri atas sederetan gunung api aktif. Jalur

vulkanisme Kuarter busur belakang, berupa sejumlah gunung apiyang berumur kuarter yang terletak di belakang busur vulkanik aktif

sekarang. Pada Gambar 1 ditunjukkan fisiografi Jawa bagian tengah.


7/30

7

Gambar 1. Peta wilayah penelitian dan beberapa kenampakan

geologi di Jawa bagian tengah (modifikasi dari van

Bemmelen, 1949).

D.2 Data

Dalam penelitian ini dilakukan inversi gabungan dari katalog data

gempa bumi MERAMEX (MERapi Amphibious Experiment) dan

BMKG (Badan Meteorologi Klimatologi dan Geofisika) (Gambar

2). Data katalog gempa bumi MERAMEX berasal dari rekaman

gempa bumi oleh jaringan seismograf temporal yang dipasang disekitar Jawa bagian tengah dan Yogyakarta oleh proyek

MERAMEX, mulai bulan Mei hingga Oktober 2004. Jumlah gempa

bumi yang terekam selama periode pengamatan adalah 292 gempa

bumi.

Data gempa bumi regional yang digunakan berasal dari buletin

bulanan gempa bumi hasil rekaman jaringan seismograf permanen

regional dari Sistem Peringatan Dini Tsunami Indonesia


8/30

8

(InaTEWS), BMKG. Jumlah stasiun seismograf BMKG yang

digunakan adalah 36 stasiun, yang terletak di Lampung, Jawa dan

Bali. Katalog data gempa bumi BMKG berjumlah 1.606 gempabumi yaitu gempa bumi yang terjadi di wilayah Jawa (5 - 11 LS

dan 105 - 115 BT) dari April 2009 hingga Februari 2011.

Magnitudo gempa bumi tersebut berkisar 2 - 7,5 pada skala Richter

dan kedalaman berkisar 2 - 684 km. Dari katalog data gempa bumi

BMKG dilakukan seleksi dengan kriteria setiap gempabumi

memiliki rekaman minimal 10 fase gelombang P atau S sehingga

diperoleh 882 gempa bumi. Jumlah data waktu tempuh dari

gabungan katalog data gempa bumi MERAMEX dan BMKG adalah

15.364 untuk gelombang P dan 8.298 untuk gelombang S.

Gambar 2. Distribusi gabungan katalog data gempa bumi

MERAMEX dan BMKG (lingkaran hitam). Segitiga

magenta dan kuning menunjukkan masing-masing

169 seismograf MERAMEX dan 36 seismograf

BMKG.


9/30

9

D.3 Metode Tomografidouble-diffrence

Pencitraan tomografi seismik didefinisikan sebagai suaturekonstruksi struktur kecepatan dari observasi besaran fisis (waktu

tiba gelombang atau bentuk gelombang (waveform)) yang

merepresentasikan efek dari penjalaran suatu bentuk radiasi melalui

benda yang diamati. Waktu tiba gelombang badan ( ) dari sebuah

gempa i ke stasiun kdapat dinyatakan menggunakan teori penjalaran

sinar (ray theory) sebagai sebuah integral lintasan:

(1)

dimana i adalah waktu kejadian (origin time) dari gempa ke-i, uadalah medan slowness dan ds adalah sebuah elemen dari panjang

lintasan. Hubungan antara waktu tiba dan lokasi gempa adalah

sangat tidak linier, kelinieran ini menghubungkan misfit antara

waktu tiba observasi dan waktu tiba teoritis terhadap perturbasi

yang sesuai dengan hiposenter dan parameter struktur kecepatan,

dapat dituliskan sebagai:

(2)

Penulisan yang sama juga berlaku untuk gempa ke-j yang juga

terobservasi pada stasiun k, sehingga pengurangan persamaan untuk

gempa i danj didapatkan:

(3)

dimana adalah selanjutnya disebut double-difference (DD)

(Waldhauser dan Ellsworth, 2000). adalah perbedaan antarawaktu tiba gelombang diferensial observasi dan kalkulasi (teoritis)untuk dua buah gempa, dan dapat dituliskan sebagai:

(4)

Bentuk matriks dari tomoDD (Zhang dan Thurber, 2003)

selanjutnya dapat dituliskan sebagai berikut:

(5)


10/30

10

dimana adalah matrik parsial derivatif yang

berhubungan dengan hiposenter dan waktu terjadinya gempa (origin

time), adalah vektor perturbasi dari lokasi gempa bumidan waktu terjadinya gempa, adalah matrik model

derivatif (panjang lintasan) dari model slowness, adalah

vektor perturbasi slowness dan adalah vektor residual

waktu tiba, dan adalah operator difference.

Model kecepatan referensi gelombang P dari permukaan hingga

kedalaman 20 km merupakan interpolasi dari model oleh Wagner

dkk. (2007), sedangkan untuk kedalaman lebih dari 20 km berasal

dari interpolasi dari ak135 Model (Kennett et al., 1995). Model

referensi gelombang S diperoleh menggunakan nilai yangditentukan dari Vp/Vs yaitu 1,74 (Tabel 1).

Parameterisasi model horizontal untuk inversi tomoDD

menggunakan titik-titik grid berjumlah 18 titik (timur-barat) dan 16

titik (utara-selatan), dengan rotasi 10 dari arah utara seperti yang

ditunjukkan pada Gambar 3. Distribusi grid horizontal adalah 20 km

x 20 km di bagian timur, dan distribusi grid 25 km x 25 km di

bagian barat Jawa bagian tengah, sedangkan jumlah lapisan vertikaladalah 14.

Tabel I. Model awal (1-D) kecepatan gelombang P.


11/30


12/30

12

E. Hasil Penelitian

E.1 Hasil inversi data gempa bumi MERAMEX

Hasil inversi tomoDD dari katalog data gempa bumi MERAMEX di

Jawa bagian tengah mengindikasikan adanya zona anomali

kecepatan rendah di sekitar wilayah Merapi-Lawu (MLA) yang

konsisten dengan hasil penelitan terdahulu. Zona anomali MLA

kemungkinan adalah fluida atau melted material yang tertutup

sedimen tebal. Pada Gambar 4 ditunjukkan kartun sketsa indikasi

suplai magma Gunung Merapi tidak berasal dari MLA tetapi akibat

migrasi fluida langsung dari slab dari arah selatan bawah GunungMerapi. Posisi hiposenter gempa bumi Yogyakarta 2006

kemungkinan pada kedalaman 35 km yaitu pada kerak rigid di batas

antara dua blok anomali kecepatan rendah, gempa bumi tersebut

kemungkinan terjadi akibat kompresi masif di kerakforearc (dari

arah selatan) pada media yang heterogen.

Gambar 4. Sketsa interpretasi yang menggambarkan kompresi

kerakforearc (Fx) pada zona batas anomali yang

merupakan zona lemah, kompresi ini kemungkinan

sebagai pemicu gempa bumi Yogyakarta, 27 Mei

2006. R adalah gaya dorong slab dan Fy adalah

komponen vertikalnya.


13/30

13

Gambar 5. Kartun sketsa interpretasi penampang vertikal plot

hiposenter relokasi, sketsa menggambarkan subduksi

slab, magma G. Merapi, dan double seismic zone.

Lingkaran biru adalah hiposenter setelah relokasi,

bintang merah adalah fokus gempa bumi Yogyakarta

2006.

Pada Gambar 5 ditunjukkan kartun sketsa hasil relokasi katalog data

gempa bumi MERAMEX menggunakan tomoDD, distribusi

hiposenter secara umum terlihat dan menghasilkan sebaran

kedalaman gempa bumi yang mengindikasikan dengan lebih jelaszona seismik ganda.


14/30

14

E.2 Hasil inversi data Gempa bumi MERAMEX dan BMKG

E.2.1 Hasil UjiCheckerboard

Gambar 6. Hasil uji checkerboard gelombang P pada kedalaman 5

km, 15 km dan 35 km, gambar pada kolom bagian

sebelah kiri, tengah dan kanan masing-masing adalah dari

data MERAMEX, data BMKG, dan gabungan data

MERAMEX dan BMKG.


15/30


16/30

16

E.2.3 Tomogram Vp dan plot episenter gempa bumi Yogyakarta

(2006) dan gempa bumi Brebes (2013)

Gambar 8. Plot episenter gempa bumi Yogya (2006) dan gempa

bumi Brebes (2013) pada tomogram kecepatan

gelombang P dan S.


17/30

17

Peningkatan resolusi hasil inversi gabungan menggunakan tomoDD

pada kedalaman 5, 15, dan 35 km ditunjukkan pada Gambar 6.

Gambar 7 a-c menunjukkan peta tomogram distribusi horizontal,masing-masing adalah distribusi Vp, Vs dan Vp/Vs. Beberapa fitur

yang tidak teridentifikasi pada inversi hanya menggunakan data

MERAMEX (Gambar 7) terutama wilayah Jawa Tengah bagian

barat dapat dengan jelas dicitrakan. Hasil inversi tomografi

mengindikasikann zona anomali kecepatan rendah di permukaan (5

km) pada zona Lawu-Merapi. Keberadaan anomali ini konsisten

dengan hasil penelitian sebelumnya oleh Koulakov dkk. (2007).

Tomogram struktur kecepatan gelombang seismik yang diperoleh

juga mengindikasikan beberapa fitur penting yang belumdiidentifikasi pada penelitian sebelumnya, seperti zona anomali

kecepatan rendah di wilayah Cilacap-Banyumas dan zona anomali

kecepatan rendah di Kebumen (Karangsambung) (Gambar 8).

Pada Gambar 7.c ditunjukkan distribusi horizontal nilai Vp/Vs,

model Vp/Vs diplot hanya untuk titik grid denganDWS DWS> 500,

baik gelombang P ataupun S. Zona anomali kecepatan rendah yang

kuat dengan Vp rendah, Vs rendah dan Vp/Vs rendah (


18/30

18

E.2.4 Tomogram Irisan Vertikal Vp

Gambar 9. Penampang vertikal: (a) tomogram gelombang P dan (b)

hasil uji checkerboard. Lingkaran coklat adalah

hiposenter setelah relokasi, garis abu-abu adalah slab

model global USGS.


19/30

19

Gambar 10. Plot posisi sumber gempa bumi Yogya (2006) dangempa bumi Brebes (2013) pada irisan vertikal

tomogram kecepatan gelombang P.

Gambar 11. Kartun sketsa interpretasi penampang vertikal tomogram

kecepatan gelombang P, sketsa menggambarkan subduksi

slab (anomali positif), magma (anomali negatif), fokalmekanisme gempa bumi Yogyakarta 2006 dan double

seismic zone.


20/30

20

Pada Gambar 9 disajikan penampang vertikal tomogram Vp (kiri)

dan uji chekerboard(kanan), tomogram ini mengindikasikan adanya

beberapa fitur struktural yang menonjol, seperti misalnya,:penampang vertikal A-A' menggambarkan anomali kecepatan tinggi

di bawah bagian barat Jawa Tengah, yang mengindikasikan

subduksi lempeng Indo-Australia (Rohadi dkk., 2013). Penampang

vertikal C-C' menegaskan perbedaan dari hasili penelitian

sebelumnya oleh Koulakov dkk. (2007) yaitu bahwa magma berasal

vertikal dari bawah Merapi, tetapi dari tomogram (Gambar 10) dan

sketsa kartun (Gambar 11) tampak bahwa magma cenderung berasal

dari arah selatan bawah Merapi (Rohadi dkk., 2013). Anomali

kecepatan rendah di bawah Cilacap, Banyumas bersesuaian dengankeberadaan basin di wilayah tersebut. Zona anomali kecepatan

rendah di Karangsambung, Kebumen mengindikasikan bersesuaian

dengan tempat ekstensi basin samudera di permukaan (Rohadi dkk.,2013). Anomali kecepatan rendah di bawah Cilacap, Banyumas dan

Yogakarta dengan jelas mengindikasikan zona tersebut berbatasan

dengan zona anomali kecepatan tinggi (Gambar 8, 9). Zona anomali

seperti ini merupakan zona lemah sehingga bila terjadi akumulasi

stress maka sangat berpotensi terjadi gempa bumi. Stress pada zona

ini dapat berasal dari aktivitas subduksi dan dinamika kerak bumioleh pengaruh temperatur dan tekanan tinggi dari material dalam

kerak bumi.

Hasil relokasi hiposenter ditunjukkan pada Gambar 12 dan 13, pada

gambar 12 ditunjukkan distribusi sumber gempa bumi hasil relokasi

tomoDD mengindikasikan zona seismik ganda. Keberadaan bidang

kegempaan bagian bawah kemungkinan akibat proses dehidrasi

H2O (dehidrationi embritelment), namun tidak menutup

kemungkinan akibat pengaruh lain seperti unbending plate

(Hasegawa, 1983).

Inversi menggunakan tomoDD dilakukan dengan dua skema, skema

inversi pertama hanya inverse relokasi hiposenter. Pada skema

inversi kedua, inversi dilakukan secara simultan antara relokasi

hiposenter dan struktur kecepatan 3-D. Histogram residual waktu

tempuh menunjukkan bahwa residual lebih dominan mendekati nol

ketika inversi simultan (Gambar 14).


21/30

21

E.2.5 Relokasi Hiposenter

Gambar 12. Plot proyeksi hiposenter setelah relokasi pada jarak 50km di kiri dan kanan dari garis proyeksi A-A dan B-B

(b).


22/30

22

Gambar 13. Sebaran episenter: (a) sebelum relokasi dan (b) setelah

relokas menggunakan tomoDD.

Gambar 14. Perbandingan histogram dari residual waktu tempuh

berdasarkan hasil inversi tomoDD menggunakan (a)

struktur kecepatan 3-D konstan dan (b) struktur

kecepatan 3-D diperbarui.


23/30

23

F. Kesimpulan dan Saran

Hasil inversi tomografi menggunakan gabungan katalog data gempabumi MERAMEX dan BMKG mengindikasikan adanya anomali

kecepatan rendah di zona Merapi-Lawu. Zona anomali ini

kemungkinan adalah sebuah basin besar berisi sedimen. Zona

anomali di zona Merapi-Lawu konsisten dengan hasil inversi hanya

menggunakan data MERAMEX dan konsisten dengan hasil

penelitian tomografi sebelumnya. Zona anomali kecepatan rendah

yang kuat dengan Vp rendah, Vs rendah dan Vp/Vs rendah yang

teridentifikai di wilayah penelitian kemungkinan merupakan

material yang memiliki aspek rasio tinggi atau lapisan sedimen.Zona anomali di Banyumas bersesuaian dengan keberadaan basin

yang berisi sedimen. Zona anomali kecepatan rendah di

Karangsambung, Kebumen bersesuaian dengan ekstensi basinsamudera di permukaan, zona ini merupakan palung samudera di

masa Kapur. Penampang vertikal dari tomogram Vp

mengindikasikan bahwa suplai magma Gunung Merapi tidak

vertikal dari bawah tetapi cenderung muncul dari selatan bawah

Gunung Merapi pada kedalaman sekitar 40 hingga 50 km. Subduksi

lempeng Indo-Australia jelas teridentifikasi di bawah bagian baratJawa bagian tengah yang dicitrakan sebagai pola anomali kecepatan

tinggi.

Meskipun demikian dari hasil penelitian ini, beberapa fitur

terperinci tetap belum dapat terungkap disebabkan keterbatasancakupan data gempa bumi dan densitas stasiun. Oleh karena itu,

penelitian lebih lanjut sangat diperlukan dengan meningkatkan

cakupan data seismik dari jaringan seismograf yang lebih rapat.

Selain itu penelitian pemodelan gravitasi dan magnetik untuk

menghasilkan model yang realistis terkait dengan zona anomali

terutama di wilayah Cilacap-Banyumas dan Kebumen.


24/30

24

G. Temuan Disertasi

Disertasi ini menghasilkan beberapa temuan beberapa fenomenatektonik yang belum ada pada penelitian sebelumnya, meliputi:

- Katalog gempa bumi relokasi hasil inversi simultan yang lebih

akurat.

- Struktur kecepatan gelombang P dan S di wilayah Jawa bagian

tengah dengan batas diskontinuitas struktur terhadap

kedalaman teridentifikasi dengan jelas.

- Indikasi kenampakan tektonik yang belum ada pada penelitian

terdahulu, seperti anomali kecepatan rendah di bawah Cilacap-Banyumas, Kebumen (Karangsambung).

- Indikasi yang jelas dari subduksi slab di bagian barat Jawa

Tengah.- Indikasi bahwa dominasi aliran magma berasal dari arah

selatan di bawah Merapi.

Kemanfaatan bagi kerekayasaan dari penelitian ini adalah dengan

mendapatkan relokasi sumber gempa bumi yang akurat dan

memperoleh struktur 3-D kecepatan yang terperinci dapat menjadimasukan informasi untuk analisis proses tektonik, analisis

kegempaan dan pemetaan zonasi bencana gempa bumi dalam rangka

usaha mitigasi bencana gempa bumi di wilayah Jawa bagian tengah.


25/30

25

DAFTAR PUSTAKA

Fukao, Y., Obayashi, M., Inoue, H., dan Nenbai, M. (1992):Subducting slabs stagnant in the mantle transition zone,

Journal of Geophysical Research, 97, 48094822.

Hasegawa, A., Umino, N., dan Takagi, A. (1978): Double- planed

deep seismic zone and upper-mantle structure in the

Northeastern Japan Arc, Journal of Geophysical Research ,

54, 281-296

Kennett, B. L. N., Engdahl, E. R., dan Buland, R. (1995):

Constraints on seismic velocities in the Earth from

traveltimes, Geophysics Journal International., 122, 108

124.

Koulakov, I., Bohm, M., Asch, G., Luhr, B.-G., Manzanares, A.,

Brotopuspito, K. S., Fauzi, Purbawinata, M. A., Puspito, N.T., Ratdomopurbo, A., Kopp, H., Rabbel, W, dan

Shevkunova, E. (2007): P- and S-velocity structure of the

crust and the upper mantle beneath central Java from local

tomography inversion, Journal of Geophysical Research,

112, B08310, doi:10.1029/2006JB004712.

Koulakov, I. (2009): Out-of-network events can be of greatimportance for improving results of local earthquake

tomography,Bull. Seism. Soc. Am., 99, 25562563.

Londono, J.M. (2002): A Seismic Model for the Volcanic Activity

of Nevado del Ruiz Volcano, Colombia, Ph.D Thesis, Kyoto

University.Pavlis, G.L. (1986): Appraising earthquake hypocenter location

errors: a complete practical approach for single-event

location.Bull Seism. Soc. Am, 1600-1717.

Puspito, N. T., Yamanaka, Y., Miyatake, T., Shimasaki, K., dan

Hirahara, K. (1993): Three-dimensional P-wave velocity

structure beneath the Indonesian region, Tectonophysics, 220,

175192.

Puspito, N.T and K. Shimazaki, K. (1995): Mantel structure and

seismo-tectonics of the Sunda and Banda arcs,

Tectonophysics, 251, 215-228.

Rohadi, S., Widiyantoro, S., Nugraha A. D., dan Masturyono

(2013): Tomographic Imaging of P- and S-wave VelocityStructure Beneath Central Java, Indonesia: Joint Inversion


26/30


27/30


28/30

28

Jurnal Ilmiah/ Prosiding dan Seminar Ilmiah selama mengikuti

program S3

1. Jurnal/Prosiding Ilmiah Internasional1. Rohadi, S., Widiyantoro, Nugraha A.D., dan Masturyono,

(2013) : Tomographic Imaging of P- and S-wave Velocity

Structure Beneath Central Java, Indonesia: Joint Inversion

of the MERAMEX and MCGA Earthquake Data, the

International Journal of Tomography and Simulations, IJTS,

Issue No. 3, Vol. 24.

2. Rohadi, S., Widiyantoro, Nugraha A. D., dan Masturyono,

(2013) : Tomographic Imaging of Central Java, Indonesia:Preliminary Result of Joint Inversion of the MERAMEX and

MCGA Earthquake Data, AIP Conference Proceedings 2013.

3. Nugraha, A. D., Sakti, A. P., Rohadi, S., dan Widiyantoro,S.: Geological Features Inferred from Local Seismic

Tomography in the Sunda Strait and West Java regions,

Indonesia, Poster Session, AGU Fall Meeting, 3-7 Desember

2012, San Francisco.

2. Jurnal/Prosiding Ilmiah Nasional1. Rohadi, S., Widiyantoro, Nugraha A.D., and Masturyono,

(2012) : Relokasi Hiposenter Menggunakan Inversi

Tomografi Double-Difference Simultan dan Data Dari

Katalog MERAMEX, JTM Vol.XIX ITB, 2012.

2. Rohadi, S., Widiyantoro, Nugraha A.D., and Masturyono,(2012) : Pencitraan Struktur 3-D Kecepatan Gelombang

Seismik Menggunakan Metode Tomografi Double-

Difference dan Data Gempa di Jawa Tengah, JTM Vol.XIX

ITB, 2012.

3. Rohadi, S., Widiyantoro, Nugraha A.D., and Masturyono,

(2012) : Pencitraan Struktur 3-D Kecepatan Gelombang

Seismik Menggunakan Metode Tomografi Double-

Difference dan Data Gempa di Jawa Tengah (Preliminary

Result), PROCEEDINGS PIT IAGI ke 41, Yogyakarta 2012.

4. Yadnya, P.K., Nugraha, A.D., Rohadi, S.: Pencitraan

Struktur 3-D Vp, Vs, Rasio Vp/Vs Menggunakan Tomografi

Double Difference di Wilayah Bali, J. Geofisika Vol. 13No.1/2012


29/30


30/30

30

UCAPAN TERIMA KASIH

Segala puji dan syukur penulis ucapkan kepada Allah SWT, atasrahmat dan karunia Nya, sehingga penulis dapat menyelesaikan

disertasi ini. Penulis mengucapkan terima kasih yang sebesar-

besarnya kepada berbagai pihak yang telah memberikan bantuan,

baik moril maupun materiil terutama kepada:

1. Prof. Sri Widiyantoro Ph.D.., Dr. Andri Dian Nugraha, Dr.

Masturyono, atas segala saran, sebagai ketua dan anggota

Tim Pembimbing atas bimbingan, bantuan, dan nasihatnya

selama penelitian berlangsung dan penulisan disertasi ini.

2. Tim Penguji Prof. Nanang T. Puspito, Prof. Dr. AwaliPriyono, Dr. Afnimar, Dr. Irwan Meilano. Terima kasih

kepada Ivonne M. Radjawane sebagai ketua program studi

Sains Kebumian serta tim KPPS (Prof. Widyo Nugroho

Sulasdi. Ph.D., Dr Dadang K. Miharja, dan Dr. Tri Wahyu

Hadi).

3. Dr. Andi Eka Sakya, Kepala BMKG dan Dr. Ir. Sri Woro B.

Harijono, M.Sc., mantan Kepala BMKG.

4. Dr. Prih Harjadi, Deputi Geofisika BMKG.

5. Dr Hendar Gunawan, Kapus Diklat BMKG.6. Dr. Suko Prayitno Adi selaku Direktur Akademi Meteorologi

dan Geofisika atas bantuannya.

7. Kepala Balai Besar MKG Wilayah II.

8. Bude dan Pakde Edi, Bude Ero, Winarno S.Si dan semuasaudara atas dukungannya.

9. Terimakasih juga kami sampaikan kepada rekan Iman Suardi,

David P. Sahara, Suaidi, Sugeng P., Rasmid, Artadi, Hendro

N., Indra G., Endarwin, Agus S dan Deni . Terimakasih juga

kami ucapkan kepada Pak Maman, Pak Ang, Pak Udin, TehEuis, Bu Sari, dan semua staf administrasi serta semua

teman-teman yang tidak dapat kami sebutkan satu per satu.

Penulis juga mengucapkan terima kasih kepada

GeoForschungsZentrum, dan BMKG untuk dapat menggunakan

data gempa bumi. Penulis juga berterima kasih kepada H. Zhang

untuk kode tomoDD yang digunakan dalam penelitian ini. The

Generic Mapping Tools (GMT) (Wessel dan Smith, 1991 dan 2003.

Ringkasan_Disertasi_Supriyanto_Rohadi.pdf

Documents

Transcript of Ringkasan_Disertasi_Supriyanto_Rohadi.pdf