Laporan kerja praktek MEQ

Laporan AkhirKerjaPraktek|Program Studi Geofisika,DepartemenFisika,FMIPA - UI 1
BAB I
PENDAHULUAN
1.1 Pendahuluan
Indonesia terletak pada daerah perbatasan antara tiga lempeng
besar, yaitu lempeng Eurasia, lempeng Pasifik, dan lempeng Australia
yang menghasilkan tumbukan. Tumbukan antar lempeng EuroAsia-
Australia yang disebut sebagai subduksi dengan lempeng Asia yang
memiliki masa yang lebih berat sedangkan lempeng Australia memiliki
masa yang lebih ringan. Hasil dari zona subduksi tersebut menyebabkan
Indonesia memiliki zona subduksi yang aktif membentang dari barat ke
timur Indonesia. Aktifitas yang terjadi di zona subduksi menyebabkan
terjadinya rekahan (fracture) di dalam lapisan bumi.
Aktifitas panas bumi dapat mengalir keluar dari lapisan bumi
melalui rekahan untuk digunakan sebagai sumber energi panas bumi. Pada
permukaan bumi aktiftas rekahan tersebut dapat ditunjukan dengan adanya
fumarole dan gunung api. Oleh sebab itu, kondisi geologi yang seperti ini
telah memberikan gambaran yang cukup baik untuk potensi cadangan
energy panas bumi di Indonesia. Pengunaan energi panas bumi tersebut
dapat dijadikan sebagai energi alternative yang akan terus dikembangkan
lagi sebagai salah satu cara untuk meminimalkan konsumsi energy fosil.
Manisfestasi panas bumi yang berjumlah tidak kurang 244 lokasi
yang tersebar di pulau Sumatra, Jawa, Bali, Kalimantan, Kepulauan Nusa
Tenggara, Maluku, Pulau Sulawasi, Halmahera, dan Irian Jaya
menunjukan betapa besarnya kekayaan energi panas bumi yang tersimpan
di dalamnya. Hal ini menyebabkan Indoneisa mempunyai sumber panas
bumi yang melimpah dimana sekitar 40% panas bumi di dunia berada di
Indonesia dan jika dimanfaatkan dapat menyuplai energi listrik sebesar
27.500 MW (Herman, 2006).
Secara umum, sistem panas bumi diawali dengan proses
pemanasan air pada reservoir kemudian diubah menjadi uap bertekanan
tinggi untuk menggerakan generator listrik kemudian didistribusikan ke
masyarakat. Ektraksi uap panas yang secara terus menerus dari reservoir
menyebabkan terjadi delitasi massa batuan di dalam bumi. Proses delitasi
massa ini dapat dikurangin dengan cara pengisian air kembali (recharge)
melalui proses alami berupa air hujan (natural recharge) ataupun proses
buatan melalui injeksi air.
Dalam menentukan letak panas bumi, dilakukan metode geofisika
dan juga geologi. Salah satu metode yang digunakan untuk menentukan

patahan (fracture) adalah Micro-Earthquake (MEQ), selain itu metode
MEQ dapat digunakan sebagai pemantauan daerah sumber panas bumi.
1.2 Tujuan
 Menentukan Hiposenter pada lapangan panas bumi
 Menganalisis Hasil perhitungan daerah hypocenter
 Mempelajari karakteristik gempa mikro dan gempa regional
 Mengetahui jumlah gempa mikro pada kurun waktu dua bulan
 Melakukan pengolahan data mikro seismik
 Mendapatkan pengalaman bekerja di perusahaan sebagai bentuk
terapan ilmu yang dipelajari saat kuliah.
1.3 Alat Kerja
Software SMARTOffline
Software SMARTAssociation
Software SMARTQuake
Software SeisPlus
Software Surfer 12
Stasiun gempa mikro
1.4 Waktu dan Tempat Pengolahan Data
Pengolahan data ini dilakukan selama satu bulan dari tanggal 1 September
2016 hingga 30 September 2016 di Fungsi Geoscience Region Jawa & KTI
PT Pertamina Geothermal Energy, Skyline Building lt 11, Jakarta Pusat.
1.5 Ruang Lingkup
Analisis dilakukan pada daerah panas bumi “Bravo” dengan hasil
pengolahan data gempa mikro pada tahun 2016. Data yang digunakan
merupakan data primer yang terdiri dari koordinat tiap stasiun pengukuran dan
rekaman gempa mikro. Jumlah stasiun pengukuran yang dilakukan sebanyak
tujuh Stasiun dengan menggunakan metode pengolahan Single Event
Determination (SED).

Gambar 1.1 Peta Kontur daerah Penelitian Lapangan Geothermal Bravo
1.6 Metode Penelitian
Metode penelitian dilakukan untuk mengathui cara pengolahan data gempa
mikro dan untuk mempelajari karakteristik dari gempa mikro. Secara umum,
metode penelitian dibedakan menjadi dua bagian:
a. Metode penelitian Literatur
metode Penelitian ini dilakukan dengan mempelajari ilmu mengenai
gempa mikro yang berseumber dari akademik maupun bersumber dari
praktisi perusahaan. Pemahaman yang didapatkan digunkan untuk menjadi
konsep – konsep dasar mengenai gelombang sesmik, metode penentuan
lokasi hipocenter dan langkah –langkah pengolahan data.
b. Metode Pengolahan data gempa mikro
Pengolahan data gempa mikro dipelajari dari modul yang didapatkan dari
Pertamina Geothermal Energy yang dilakukan secara bertahap dengan dasar
teori dari metode literatur yang didapatkan. Langkah pertama yang dilakukan
pengumpulan data rekaman, dilanjutkan dengan konversi data sehingga
software bisa menampilkan hasil rekaman, kemudian dilakukan
penggabungan data rekaman setiap station untuk mendapatkan rakaman
gelombang (waveworm). Kemudian dilakukan pemisahan setiap terdapat

waveform gempa dengan menggunakan SmartQuake. Hasil yang didapatkan
sudah pemisahan tiap terjadi gempa untuk kemudian dilakukan pemisahan
secara manual antara gempa mikro dan gempa regional. Hasil waveform yang
diduga merupakan gempa mikro kemudian dilakukan penentuan lokasi
hipocenter dengan menggunakan software Seisplus menggunakan metode
single event determination yang pada dasarnya merupakan iterasi numerik
GAD (Geiger Adaptive Damping). Setiap koordinat hasil SED kemudian
dilakukan pemetaan menggunakan Surfer 12.

BAB II
TEORI DASAR
2.1 Sistem Geothermal
Sistem geothermal merupakan keadaan dari suatu daerah yang mendukung
perambatan panas dari sumber panas (heat source) menuju manifestasi di
permukaan. Suatu sistem geothermal terdapat zona reservoir dengan bagian atas
terdapat clay cap. Clay cap sebagai penghambat panas bumi ke permukaan
memiliki karakteristik yang baik sebagai penutup reservoir dengan permeabilitas
yang rendah sehingga panas dari reservoir dapat terperangkap didalam reservoir.
Pada sistem geothermal terdapat zona recharge dapat berupa danau atau hutan
hujan yang dapat menjaga massa di dalam reservoir tetap stabil saat panas
dialirkan menuju permukaan.
Gambar 2.1 Sistem Panas Bumi (Dr. Yunus Daud, 2012)
Sumber Geothermal pada dasarnya berupa batuan panas (pluton) yang
kemudian memanaskan air dan disimpan pada reservoir untuk kemudian
dilakukan pengeboran sehingga dimanfaatkan sebagai penggerak generator dan
menghasilkan listrik. Untuk menjaga keadaan sumber panas bumi dilakukan
monitoring keadaan geologi bawah permukaan bumi. Aktifitas geologi berupa

patahan dan fracture merubah distribusi massa yang menyebabkan terjadi gempa
bumi.
Secara umum sistem geothermal dapat dibedakan menjadi dua tipe, yang
pertama tipe Vulkanik dan yang kedua tipe Hydrothermal (non-vulkanik). Sistem
geothermal vulkanik memiliki kandungan magmatik yang lebih banyak berupa
H2S, HF, HCl dan SO2. Kandungan pada sistem geothermal ini bersifat lebih asam
dengan ditunjukan adanya Sulfur mounds di permukaan hasil dari kondisi
magmatic fluid yang dominan. Sistem geothermal hydrothermal memiliki ciri
khas berupa kondisi meteroid fluid yang dominan . Potensi panas bumi di
Indonesia didominasi oleh sistem geothermal volkanik, hanya pada daerah
Sulawesi tengah, Papua Utara dan Kalimantan Utara yang merupakan sistem
gothermal non volkanik.
Ernest membagi parameter sistem geothermal menjadi dua bagian yaitu:
 Parameter yang besifat stastis
Parameter bersifat statis yang terdiri dari porositas, permeablitas,
temperature, tekanan, densitas, konduktivitas dan kondisi
kandungan pori
 Parameter yang bersifat dinamis
Parameter bersifat dimanis yang terdiri dari pergerakan fluida,
perubahan fasa, perubahan tekanan , ekpansi panas dan perubahan
tekanan ekpansi panas dan perubahan hidrothermal atau sifat –
sofat fisika dan kimia yang mempengaruhi sifat-sifat stastis
(Geoservice, 1985)
Majer (Geoservice, 1985) menyatakan bahwa reservoir geothermal adalah
suatu tempat didalam bumi yang mempunyai porositas dan kandungan magma
maupun fluida (air), dengan volume tertentu yang berfungsi sebagai tempat keluar
dan masuknya fluida yang ada.
Keadaan geologi lapangan geothermal merupakan keadaan yang sangat
komplek dengan aktifitas vulkanik yang masih memberikan sumber panas. Energi
dari aktfitas panas pada lapangan geothermal menghasilkan gerakan - gerakan
tektonik berupa gempa. Gempa yang terjadi pada lapangan geothermal dapat
menjadi indikator adanya facture atau zona lemah di bawah lapangan gothermal.
Gerakan tektonik akibat aktifitas panas bumi yang dapat menghasilkan gempa
bumi mikro maupun regional pada lapangan goethermal. Selain itu gempa mikro
dapat disebabkan oleh aliran fluida di bawah permukaan bumi. Zona lemah atau
fracture dapat dijadikan sebagai tempat keluarnya panas bumi dari reservoir.
Pada umunya untuk menjadikan suatu daerah menjadi prospek geothermal
diperlukan beberapa keadaan antara lain

a. Adanya sumber panas bumi (pluton magma) yaitu larutan cair pijar
dengan suhu sekitar 10000C.
b. Adanya batuan penudung (claycap) yang menahan hilangnya panas
yang berasal dari sumber panas,
c. Adanya batuan yang mempunyai porositas tinggi sehingga dapat
terbentuk uap karena arus konveksi.
d. Adanya struktur yang memungkinkan uap dapat mencapai permukaa
yaitu berupa rekahan atau patahan.
e. Curah hujan yang cukup untuk terbentuknya uap (± 3000-400
mm/tahun) (Sulasno 1990)
Daerah manifestasi goethermal yang telah dikembangkan pada umumnya terletak
pada daerah:
a. Sepanjang jajaran gunung api yang paralel dengan daerah seismik
aktif.
Merupakan jalur gunung api Sirkum Pasifik dan jalur Sirkum
Mediteran. Jalur Mediteran yaitu mebentang dari pantai barat
sumatera, pantai selatan Jawa, Nusa Tenggara sampai Maluku.
Sedangkan jalur sirkum Pasifik yaitu membentang dari Filipina ke
Sulawesi, Maluku dan Irian Jaya.
b. Di atas daerah penunjaman (subduction zone).
Dalam teroti lempeng, daerah reservoir panas bumi dikaitkan dengan
daerah subduksi lempeng samudera sekitar beberapa ratus km ke arah
darat dari trench yaitu batas dimana kulit bumi di daerah tersebut
mengalami rekahan akibat arus konveksi.
c. Sepanjang rekahan lempeng
Daerah rekahan akibat tensional stress yang umumnya terjadi di daerah
volkanik merupakan daerah fracture dan memiliki kaitan dengan
kemungkinan porositas yang tinggi pada daerah tersebut. Adanya
fluida yang mengisi rekahan batuan ini dapat merubah kecepatan
penjalaran gelombang seismik ketika melewati daerah tersebut
(Karyatama Jaya Abadi, 1986)
2.2 Gelombang Seismik
Gelombang seismik terjadi dikarenakan getaran bumi yang dapat
bersumber dari buatan (active seismic) dan bersumber dari alam (passive seismic).
Karakteristik merambatnya gelombang seismik diperangruhi oleh keadaan bawah
permukaan bumi sebagai media penghantar gelombang. Gelombang seismik
merupakan gelombang elastik yang terjadi karena adanya pelepasan energi dari
sumber gempa yang dipancarkan ke segala arah, gelombang siesmik dapat

diklasifikasikan menjadi dua, yairut gelombang badan (body wave) dan
gelombang permukaan (surface wave).
2.2.1 Gelombang Badan (Body Wave)
Body wave merambat melalui medium interior dari bumi, body wave akan
sampai lebih dahulu dibandingkan dengan surface wave. Karakteristik dari body
wave memiliki frekuensi yang lebih tinggi dibandignkan dengan surface wave.
Gambar 2.2 Perambatan Gelombang P pada Medium
(http://www.geo.mtu.edu/UPSeis/waves.html, IMAGE ©2000-2006 LAWRENCE BRAILE)
Gelombang Primer (Gelombang P) memiliki kecepatan yang lebih cepat
dibandingkan dengan gelombang sekunder. Hal ini menyebabkan gelombang
primer merambat mendahului gelombang sekunder pada surface wave.
Gelombang primer disebut sebagai gelombang kompresi yang menjalar dengan
arah perambatan gelombang longitudinal. Gelombang ini berhubungan dengan
gerak partikelnya yang memampat dan merenggang berganti – ganti diakibatkan

partikel yang berdekatan saling mendekat dan menjauh berturu-turu selama
setengah lingkaran. Gerak partikel pada gelombang primer selam penjalaran pulsa
kompresi dapat digambarkan pada gambar 2.2 diatas.
Gambar 2.3 perambatan gelombang S pada medium
(http://www.geo.mtu.edu/UPSeis/waves.html, IMAGE ©2000-2006 LAWRENCE BRAILE,
1976)
Gelombang sekunder (Gelombang S) disebut ebagai gelombang geser
dengan arah perambatan gelombang transversal. Ketika gelombang sekunder ini
menjalar pada zat padat elastis, gerak partikel gelombang ini selalu tegak lurus
dengan arah penjalanan gelombang. Hal ini dapat digambarkan pada gambar 2.2
Kecepatan gelombang dapat digambarkan dengan persamaan gelombang klasik
tiga dimensi sebagai berikut
𝜕2
𝑞
𝜕𝑥2 +
𝜕2
𝑞
𝜕𝑦2 +
𝜕2
𝑞
𝜕𝑧2 =
1
𝑉2
𝜕2
𝑞
𝜕𝑡2 (2.1)

Pada gelombang primer, persamaan gelombang dapat ditulis sebagai
𝜕2
𝑞
𝜕𝑥2 +
𝜕2
𝑞
𝜕𝑦2 +
𝜕2
𝑞
𝜕𝑧2 =
𝜌
𝜆+2𝜇
𝜕2
𝑞
𝜕𝑡2 (2.2)
Dimana 𝑞 adalah dilatasi kubikal Kecepatan gelombang primer adalah Vp
𝑉𝑝 = √
𝜆+2𝜇
𝜌
(2.3)
Sementara, untuk gelombang sekunder memeiliki persamaan gelombang
𝜕2
𝛼
𝜕 𝑥2 +
𝜕2
𝛼
𝜕𝑦2 +
𝜕2
𝛼
𝜕 𝑧2 =
𝜌
𝜆
𝜕2
𝑞
𝜕𝑡2 (2.4)
Dimana 𝛼 adalah regangan geser. Dengan begitu, kecepatan gelombang sekunder
adalah Vs
𝑉𝑠 = √
𝜇
𝜌
(2.5)
Untuk menghubungkan kecepatan gelombang primer dan gelombang sekunder
dapat dilakukan dengan menggunakan konstanta elastisitas (𝐸), 𝛼 dan 𝑞 sebagai
persamaan berikut:
𝑉𝑝 = √
𝐸
𝜌
1−𝑞
(1−2𝛼)(1+𝛼)
(2.6)
dan untuk kecepatan gelombang sekunder dapat dinyatakan sebagai,
𝑉𝑠 = √
𝐸
𝜌
1
2(1+𝛼)
(2.7)
2.2.2 Gelombang Permukaan
Pada hasil seismometer gelombang permukaan dapat dibedakan karena
memiliki frekuensi yang lebih kecil dibandingkan body wave. Gelombang
permukaan yang menjalar sepanjang bawah permukaan bumi dapat dibedakan
menjadi:

Gambar 2.4 Arah rambat Gelombang Love pada medium
Gelombang love teramati apabila terdapat lapisan kecepatan rendah yang
menutupi lapisan kecepatan yang lebih tinggi dibawahnya, Gelombang ini
menjalar karena refleksi berulang yang terjadi antara batas atas dan dasar dari
permukaan lapisan kecepatan rendah. Gerak partikel pada gelombang love selalu
horizontal.

Gambar 3.1 Arah rambat gelombang Reyleigh pada medium
Gelombang Rayleigh hnya menjalar sepajang permukaan bebas dari materi zat
padat. Gerak partikelnya selalu dalam bidang datar vertikal yang berbentuk ellips
dan berlawanan arah dengan arah penjalaran gelombang.
Pada keadaan sistem geothermal memiliki hubungan dengan aktifitas seismik
atau gempa. Aktifitas gempa yang terjadi didaerah vulkanik biasanya terdiri dari
tiga kemungkinan yaitu:
a. Gempa swarm tektonik akibat tekanan ke atas langsung dari bawah baik
oleh arus konveksi maupun oleh aktifitas magma.
b. Gempa volkanik akibat instrusi magma
c. Mikrotremor akibat aliran magma (Karyatama Jaya Abadi, 1986)
Gelombang tubuh dapat dianggap sebagai gelombang bebas karena
gelombangi dapat menjalar bebas menembus bagian dalam bumi. Gelombang
permukaan dapat dianggap sebagai gelombang terbatas karena gelombang ini
hanya menjalar terbatas pada permukaan bumi saja atau hanya pada beberapa

lapisan saja. Pada penyelidikan seismik yang dipergunakan adalah gelombang
tubuh karena gelombang ini dapat menjalar bebas dibawah permukaan bumi.
Gambar 2.5 Karakteristik Gelombang Seismik
Waveform atau rekaman seismik berisikan data magnitudo tiap detik (time
series) mengandung informasi gelombang.
2.3 Gempa Mikro
Gempa bumi adala suatu rangkaian gelombang getraran atau kejutan
(shock wave) yang berasal dari suatu tempat dalam mantel atau kerak bumi. Reid
(Bullen, 1985; Bolt, 1988) megemukan teori elestis rebound yang dapat
menjelaskan bagaimana umunya gempa bumi terjadi. Gempa bumi terjadi pada
darah yang mengalami deformasi massa. Energi dari pelepasan tersebut tersimpan
dalam bentuk elastis strain, dan akan terakumulas samapi daya dukung batuan
mencapai limit dan mengalami retakan atau terjadi patahan.
Seperti yang sudah dijelaskan pada bagian sistem geothermal diatas,
gempa mikro terjadi pada daerah zona lemah atau fracture. Gempa mikro (local
Event) secara umum dapat dibedakan dengan gempa regional (Regional Event)
dengan meninjau durasi dan magnitudo gempa tersebut. Gempa mikro menurut
Hagiwara, adalah gempa bumi yang mempunyai magnitudo diantara 1 ≤ M ≤ 3.0
SR. Pada keadaan nyata, besarnya magnitudo gempa mikro tidak harus terpaku

pada klasififikasi yang dibuat oleh Hagiwara, gempa-gempa yang mempunyai
magnitudo diantara 0 ≤ M ≤ 4 SR masih dikategorikan sebagai gempa mikro.
Pada daerah geothermal yang dibahas pada penelitian ini merupakan
gempa mikro diklasifiikasikan gempa yang memiliki magnitudo 1 ≤ M ≤3 SR
dengan perbedaan waktu datang gelombang (arrival time) gelombang primer dan
sekunder kurang dari 3 detik (Ts-Tp≤3 detik). Selain itu gempa primer memiliki
durasi yang singkat yaitu kurang dari 10 detik (T≤10 detik). Sementara gempa
regional memiliki magnitudo lebih dari tiga skala rikter (M > 3), durasi gempa
yang lebih lama (T > 10 detik) dan selisih waktu datang gelombang primer dan
sekunder lebih dari tiga detik (Ts-Tp > 3 detik). Klasifikasi ini yang digunakan
dalam menentukan suatu rekaman seismik (waveform) dikatakan gelombang
primer atau sekunder.
Aktifitas gempa mikro yang cukup tinggi pada daerah volkanik baik yang
masih aktif maupun yang sudah lama berhenti, erat huungannya dengan sistem
stress dan strength yang bekerja di ddaerah volkanik. Aktifitas gempa mikro ini
memberikan petunjuk bahwa daerah tersebut merupakan daerah retakan yang
mempunyai porositas tinggi, retakan ini kemungkinan disebabkan oleh desakan
magma dan deformasi akibat proses tektonik di masa lampau. Oleh karena itu
aktifitas gempa mikro pada daerah volaknik dapat menjadi petunjuk naho gerakan
magma yang merupakan sumber potensi adanya panas bumi di daerah tersebut.
2.4 Menentukan Lokasi Gempa
Menentukan lokasi gempa dapat dilakukan dengan menggunakan informasi dari
gelombang mikro seismik dan koordinat setiap stasiun pengukuran (x,y,z).
Hipocenter merupakan titik terjadi gempa yang memiliki parameter (x,y,z)
2.4.1 Menetukan Lokasi Gempa dengan Grafis
Dengan asumsi bahwa gempa terjadi di permukaan bumi pada waktu t0
maka terdapt tiga parameter gempa yang tidak diketahui, yaitu t0, x dan y. Untuk
determinasi ketiga parameter tersebut, maka diperlukan informasi waktu tiba
gelombang (arrival time), setidaknya pada tiga seismometer. Jmlah informasi
waktu tiba gelombang yang lebih banyak akan memberikan hasil determinasi
fokus gempa yang lebih baik. Untuk model bumi yang homogen dimana
kecepatan gelombang P adalah α dan kecepatan gelombang S adalah β, serta jarak
fokus gempa ke seismometer adalah 𝑟, maka waktu tempuh gelobang P dan S
secara berurutan adalah
𝑟
𝛼
dan
𝑟
𝛽
. Waktu tiba gelombang P dan S pada seismometer
ke-i secara berurutan adalah 𝑡0 +
𝑟𝑖
𝛼
dan 𝑡0 +
𝑟𝑖
𝛽
. Selisih waktu tiba antara
gelombang P dan S (t1,s-p) didefinisakan sebagai berikut:

𝑡𝑖,𝑠−𝑝 =
𝑟𝑖
𝛽
−
𝑟𝑖
𝛼
(2.8)
Jika nilai α dan β diketahui maka parameter yang tidak diketahui adalah 𝑟.
Dengan menggunakan persamaan diatas maka jarak 𝑟 dapat ditentukan.
Metode grafis dapat diaplikasikan dengan cukup mudah untuk menentukan
lokasi gempa. Prinsip dasar dari metode grafis ini adalah dengan menggambarkan
lingkaran dengan radius 𝑟 pada masing – masing lokasi seismometer. Perpotongan
ketiga lingkaran dengan 𝑟 tersebut merupakan lokasi dari fokus gempa yang
terjadi (Gambar 2.6)
Gambar 2.6 Metode grafik untuk determinasi lokasi gempa
(http://www.oakton.edu/user/4/billtong/eas100lab/lab10quake.htm)
Kemudian terdapat satu parameter lain yang tidak diketahui yaitu
kedalaman titik gempa z. Kedalaman tersebut dapat dilakukan pendekatan
matematika dengan memperhitungkan menggunakan teorema phytagoras.
2.3.1 Teori Single Event Determination
Metode ini dikembangkan oleh Geiger (1910) yang merupakan numerikal
iterasi dengan optimasi Gauss-Newton.. Single Event Determination (SED)
merupakan suatu metode pengolahan data micro seismik yang digunakan untuk
menentukan hipocenter dari gempa. Hipocenter merupakan lokasi fisik
berdasarkan koordinat lintang, bujur dan kedalamann tempat terjadinya gempa.
Metode SED melakukan ietrasi minimum dengan teori Geiger Adaptive Damping
(GAD).

Berdasarkan propagasi gelombang dibedakan menjadi dua jenis yaitu
gelombang P dan gelombang S. Gelombang P memiliki waktu tempuh yang lebih
singkat dibandingkan dengan gelombang S sehingga memiliki residual waktu
kedatangan kedua gelombang (time arrival residual), sementara lokasi gempa
pada X0, Y0 dan Z0 pada waktu asal terjadinya gempa t0. Kemudian data tersebut
dibentuk dalam matriks untuk dilakukan proses perhitungan pada komputer.
Jika permukaan bumi diasumsikan memiliki satu lapisan dan terjadi gempa bumi
pada kedalaman (z) maka dapat digambarkan rambatan gelombang seismik
terhadap setiap stastiun perekam aktifitas seismik seperti pada gambar dibawah
ini.
Gambar 2.7 Rambatan gelombang seismik pada satu lapisan bumi
tn atau tj merupakan waktu prediksi (travel time prediction) dari sumber gempa
hingga terekam di stasiun. Sementara TTn merupakan travel time waktu merambat
gelombang dari sumber gempa hingga terekam.
𝑡 =
∆𝑥
𝑣
+
∆𝑦
𝑣
+
∆𝑧
𝑣
+ 𝑡 𝑛 (2.9)
𝑡 =
𝑥 𝑠−𝑥0
𝑣
+
𝑦𝑠 −𝑦0
𝑣
+
𝑧 𝑠−𝑧0
𝑣
+ 𝑡 𝑛 (2.10)
Foward modelling dilakukan dengan menimalisasi nilai travel time
residual antara arrival time yang teramati dengan arrival time yang diprediksi atau
hasil pemodelan. Residual anomali dapat ditulis sebagai
𝑟𝑗 = 𝑡𝑗 − 𝑡 𝑝𝑟𝑒𝑑.𝑗 (2.11)
Nilai dari arrival prediksi kemudian digambarkan dengan persamaan berikut
𝑇𝑇2 =
𝑙2
𝑣
+ 𝑡2𝑇𝑇1 =
𝑙1
𝑣
+ 𝑡1
Station 1 Station 2
Surface
SeismicSource
𝑙2
𝑣
𝑙1
𝑣

𝑡 𝑝𝑟𝑒𝑑.𝑗 = 𝑇 − 𝑇𝑇(𝑥 𝑗, 𝑦𝑗, 0, 𝑋, 𝑌, 𝑍) (2.12)
TT merupakan travek time prediksi dari sumber gempa hingga terekam di stasiun
pengamatan,
Perkiraan arril time prediksi memenuhi persamaan
𝑇 + ∆𝑇 + 𝑇𝑇(𝑥 𝑗, 𝑦𝑗, 0, 𝑋, 𝑌, 𝑍) +
𝜕𝑇𝑇𝑗
𝜕𝑋
∆𝑋 +
𝜕 𝑇𝑇𝑗
𝜕𝑌
∆𝑌 +
𝜕 𝑇𝑇𝑗
𝜕𝑍
∆𝑍 (2.13)
Sehingg dapat diambil persamaan residual
𝑟𝑒𝑠𝑗 = ∆𝑇 +
𝜕𝑇𝑇𝑗
𝜕𝑋
∆𝑋 +
𝜕𝑇𝑇𝑗
𝜕𝑌
∆𝑌 +
𝜕𝑇𝑇𝑗
𝜕𝑍
∆𝑍 (2.14)
Terlihat bahwa perubahan dari koordinat awal menunjukan hubungan yang liner.
Salah satu cara yang digunakan dengan iterasi yang membuat persamaan diatas
mendekati nilai
𝑅 = ∑ 𝑟𝑒𝑠𝑗
2
(2.15)
Kondisi untuk memaksa nilai ini diata menjadi minimum adalah
𝜕𝑅
𝜕∆𝑇
= 0 ;
𝜕𝑅
𝜕∆𝑋
= 0 ;
𝜕𝑅
𝜕∆𝑌
= 0 ;
𝜕𝑅
𝜕∆𝑍
= 0 (2.16)
Kemudian kondisi matematis diats dapat di tulis dalam bentuk matriks sebagai
berikut
[
∑ 𝑗 𝑇𝑇𝑥 𝑇𝑇𝑥 ∑ 𝑗 𝑇𝑇𝑦 𝑇𝑇𝑥 ∑ 𝑗 𝑇𝑇𝑧 𝑇𝑇𝑥 ∑ 𝑗 𝑇𝑇𝑥
∑ 𝑗 𝑇𝑇𝑥 𝑇𝑇𝑥 ∑ 𝑗 𝑇𝑇𝑦 𝑇𝑇𝑦 ∑ 𝑗 𝑇𝑇𝑧 𝑇𝑇𝑦 ∑ 𝑗 𝑇𝑇𝑦
∑ 𝑗 𝑇𝑇𝑥 𝑇𝑇𝑧 ∑ 𝑗 𝑇𝑇𝑦 𝑇𝑇𝑧 ∑ 𝑗 𝑇𝑇𝑧 𝑇𝑇𝑧 ∑ 𝑗 𝑇𝑇𝑧
∑ 𝑗 𝑇𝑇𝑥 ∑ 𝑗 𝑇𝑇𝑦 ∑ 𝑗 𝑇𝑇𝑧 𝑁]
[
∆𝑋
∆𝑌
∆𝑍
] =
[
∑ 𝑗 𝑟𝑒𝑠𝑗 𝑇𝑇𝑥
∑ 𝑗 𝑟𝑒𝑠𝑗 𝑇𝑇𝑦
∑ 𝑗 𝑟𝑒𝑠𝑗 𝑇𝑇𝑧
∑ 𝑗 𝑟𝑒𝑠𝑗 ]
(2.17)
Dengan notasi 𝑇𝑇𝑥 =
𝜕 𝑇𝑇𝑗
𝜕𝑥
, serta nilai
𝜕 𝑇𝑇𝑗
𝜕𝑇
= 1. Sehingga diperoleh perubahan
koordinat prediksi sumber gempa yang tidak lain adalah solusi persamaan linier
tersebut. Dengan asumsi bawah matriks dapat dituliskan
[ 𝐴] .[∆𝑚] = [𝑟𝑒𝑠𝑗] (2.18)
[∆𝑚] = [ 𝐴]−1
[𝑟𝑒𝑠𝑗] (2.19)
Dimana matriks [∆𝑚] berupa matriks kernal (jacobian) yang merupakan matriks
model yang diinginkan dan [𝑟𝑒𝑠𝑗] merupakan matriks resdual berisikan paremter
residual waktu tiba yang diperoleh dari data. Sehingga didapatkan perkiraan
koordinat ke j+1 diberikan oleh persamaan:

𝑥𝑗+1 = 𝑥𝑗 + ∆𝑥 (2.30)
𝑦𝑗+1 = 𝑦𝑗 + ∆𝑦 (2.31)
𝑧𝑗+1 = 𝑧𝑗 + ∆𝑧 (2.32)
Prose inversi jacobian dilakukan untuk mendapatkan matriks yang
representasi dari nilai yang diinginkan. Proses inversi ini dilakukan dengan iterasi
yang terus menerus untuk mendapatkan nilai konvergen sehingga nilai residual
waktu tobs dan tcal mendekati 0
Worchart SED
Gambar 2.7 Flowchart Pengolahan data SED
Geiger (1912) mempekenalkan teknik iterasi least-square untuk determinasi
hipocenter gempa teknik ini cukup sederhana dan relatif mudah untuk
diaplikasikan. Pada prinsipnya metode ini merupakan prosedur iterasi dengan
optimasi least square dimana kuadrat residual menimum dari waktu tempuh
gelombang seismik di setiap seismometer yang digunakan. Parameter yang perlu
diketahui sebagai berikut:
 Waktu tiba gelombang seismik
 Jumlah dan lokasi siemometer
 Waktu tempuh kalkulasi berdasarkan model kecepatan
 Waktu terjadinya gempa (origin time)

Untuk melakukan perhitungan matematis Geiger Adaptive Damping (GAD)
memerlukan velocity model sebagai hasil kalkulasi antara hipocenter dengan
sumber gempa dan kemudian dijadikan sebagai nilai kalkulasi residual SED.
Velocity model merupakan suatu model paramter yang menggambarkan pengaruh
kecepatan gelombang terhadap keadaan bawah permukaan bumi. Velocity model
dipengaruhi oleh 2D atau 3D velocity variation, Variasi
𝑉𝑝
𝑉𝑠
dan anistropi velocity.
Ketiga faktor tersebut menjadi penting untuk mendapatkan velocity model yang
sesuai dengan keadan bawah permukaan bumi. Adanya velocity model dapat
dilakukan dengan pengukuran petrofisika berupa pengambilan contoh batuan yang
kemudian diukur nilai porositas batuan tersebut, atau dapat dilakukan dengan
metode sonic log dan dapat dilakukan dengan data Preliminary Reference Earth
Model (PREM) yang dilakukan dari remote sensing.

BAB III
PENGOLAHAN DATA
3.1 Alur Pengolahan Data
Hasil data gempa mikro berupa rekaman seismik (waveform) sepanjang
durasi perekaman berlangsung. Data pendukung berupa velocity model dan lokasi
stasiun dimasukan ke dalam pengolahan data.
Gambar 3.1 Diagram alur pengolahan data MEQ
3.2 Konversi Format Raw data
Hasil rekaman dari seismometer berupa raw data dengan format .cd11
yang berisikan time series rekaman data gempa. Konversi data ditujukan untuk
menampilkan hasil raw data pada software yang akan digunakan untuk
melakukan picking. Data mentah hasil rekaman memiliki identititas sebagai
berikut:
YYYYMMDD_HHMMSS_C_ST.cd11

Gambar 3.2 Raw data di stasiun MEQ1 selama satu bulan Juli 2016
Mengonversikan data ke format yang diinginkan (.suds) menggunakan
software SMARTOFFLINE.
Gambar 3.3 Software SMARToffline
Pada tampilan (screenshot) diatas, data recorder dengan tipe SMART-24R
yang berupa format .cd11 akan dikonversi kedalam bentuk format SUDS (.suds)

Gambar 3.4 Proses Konversi Data
Dalam proses mengkoversi raw data membutuhkan waktu cukup lama untuk
semua data rekaman seismik.
3.3 Asosiasi Data Stasiun
Asosasi data dilakukan untuk menggabungkan rekaman seismik berupa
waveform setiap stasiun perekaman menjadi satu data. Pada tahap asosiasi
Gambar 3.5 Pengaturan SMARTAssociate
Proses asosiasi dilakukan pada data selama satu bulan mulai dari tanggal
satu bulan Juni tahun 2016 pukul 00:00 hingga tanggal 6 bulan Juni 2016 pukul
23:59, pada proses ini membutuhkan waktu yang lebih banyak dibandingkan
dengan proses konversi ada. Pada proses perlu dilakukan pengaturan pada kolom
time window, minimum number of station dan juga output file length. Time
window dapat diartikan waktu yang dibutuhkan untuk software dapat membaca
waveform, semakin lama wime windows maka akan semakin banyak

membutuhkan memori komputer. Sementara, minimum number of station
berfungsi sebagai parameter pembatas jumlah minimal dari stasiun pengukuran
yang dapat digabungkan. Ketiga parameter ini berfungsi sebagai pembatas kriteria
penggabungan waveform setiap stasiun. File yang diindikasikan tidak dapat
digabungkan karena tidak memenuhi paramter tersebut akan dipindahkan ke
dalam folder unassoc. Selain tidak memenuhi ketiga parameter ini, ketidak
berhasilan penggabungan dapat dikarenakan lokasi GPS yang tidak berhubungan
terhadap satelit. Dalam kasus ini seismometer harus dipastikan merekam data
pada satu titik GPS yang sama selama durasi yang diinginkan.
Pada folder unassoc terdapat dua jenis file extention, yaitu _NET.suds dan
_ST.suds. Pada file _NET.suds artinya sudah dapat digabungkan akan tetapi
jumlah stasiun lebih sedikit dibandingkan dengan jumlah stasiun minimal yang
telah ditentukan, sedangkan file _ST.suds berarti tidak ada stasiun dengan nama
file tersebut.
3.4 Deteksi Gempa (Event Detection)
Gambar 3.6 Deteksi gempa dengan SMARTQuake
Deteksi gempa menggunakan software SMARTQuake yang telah
dilakukan pengaturan sehingga deteksi gempa dapat dilakukan secara otomatis.
Pada tahap deteksi gempa secara otomatis akan menghasilkan data waveform yang
sudah terdeteksi adanya gempa, namun perlu dilakukan deteksi secara manual
setelah mendapatkan hasil deteksi secara otomatis untuk memastikan bahwa pada
waktu tersebut terjadi gempa dan meklasifikasikan jenis gempa tersebut.
Pengaturan yang dilakukan seperti pada dialog box berikut:

Gambar 3.7 Pengaturan SMARTQuake untuk mendeteksi gempa
Pengaturan dilakukan dengan memasukan data koordinat stasiun, velocity
model dan informasi lain yang berguna untuk mendeteksi event.
Gambar 3.9 Pengaturan umum (general setting) software SMARTQuake
Pengaturan umum memberikan informasi direktori dari file hasil asosiasi,
jenis data, network name dan Time Length. Pada kolom Time length memberikan
informasi waktu waveform yang harus sama dengan jumlah waktu yang diatur
pada SMARTAssociated. Hasil deteksi gempa event akan disimpan pada direktori
C:archivesudlocal.

Gambar 3.10 Pengaturan lokasi stasiun pada software SMARTQuake
Gambar 3.11 Pengaturan velocity model pada software SMARTQuake

Gambar 3.12 Detention and Event Setting di SMARTQuake
Parameter yang dimasukan kedalam pengaturan detection and event akan
menjadi dasar software SMARTQuake menentukan suatu waveform gempa atau
bukan dan mendefinisikan event gempa dari seluruh stasiun pengukuran data
seismik yang sudah digabungkan.
Pada bagian pengaturan juga dilakukan pengaturan velocity model yang
digunakan untuk menhasilkan hasil perhitungan kalkulasi antara hipocenter
dengan pusat gempa

Gambar 3.13 Velocity model dari data Sonic Log
Velocity model yang digunakan pada pengolahan data ini didapatkan
dengan menggunakan data sonic log yang sudah ada. Ratio Vp/Vs pada
pengolahan ini digunakan dengan nilai ratio 1.79.
Gambar 3.14 Proses Deteksi event menggunakan SMARTQuake

Gambar 3.15 Respon event event local pada seluruh seismometer
3.5 Proses Picking Arrival Time
Gambar 3.16 Proses Picking Arrival Time Gelombang S dan Gelombang P
Pada proses ini dikukan dengan menggunakan software Siesplus. Gelombang P
yang memiliki kecepatan lebih cepat dibandingkan gelombang S akan dapat
terlihat pada channel V, sementara gelombang S akan dapat terlihat pada channel
N atau channel E. Hal ini terjadi karena gelombang V memiliki gerakan kompresi
(longitudinal) sementara gelombang S memiliki arah rambat tegak lurus
(transversal). Hal yang perlu diperhatikan dalam melakukan picking adalah
 Menentukan jenis gelombang

 Menentukan wave weight
 Menentukan naik atau turun
 Menentukan amplitudo
 Menentukan akhir gelombang
Selain menentukan jenis gelombang dan waktu tiba gelombang, diperlukan
juga menentukan derajat kepastian (wave weight) dan gelombang naik (U) atau
gelombang turun (D). Wave weight merupakan derajat kepastian jenis gelombang
tersebut yang memiliki orde 0 hingga 4, orde 4 untuk bobot paling rendah
semntara orde 0 memiliki bobot paling tinggi. Jenis gelombang naik atau turun
dilihat pada saat titik awal mulai gelombang tersebut mengalami kenaikan atau
penurunan amplitudo. Menentukan amplitudo gelombang diatas dilakukan dengan
mengklik maksimum amplitudo dan minimum ampitudo dalam satu gelombang.
Sementara, coda (F) menggambarkan akhir dari gelombang tersebut.
Pada proses menentukan gelombang (picking) ini merupakan proses akhir
yang menghasilkan koordina lokasi dan kedalaman hipocenter sehingga perlu
dilakukan dengan teliti. Untuk melihat lebih jelas event dapat dilakukan
pemotongan (trimming) waveform. Proses menentukan jenis gelombang dan waku
tiba gelombang menggunakan teori yang sudah dipelajari dalam mengidentifikasi
karakter suatu gelombang. Semua hasil picking akan di simpan dengan format
.pha (phase).
Setelah proses manual picking untuk semua stasiun dan channels selesai,
hiposenter dapat ditentukan dengan memilih tombol Locate As Local. Semua hasil
lokasi episenter dan hiposenter akan di save dengan ekstension .evl. pada dasarnya
proses ini merupakan proses Single Event Determination (SED) dengan numerik
iterasi numerik Geiger Adaptive with Damping (GAD) seperti yang sudah
dijelaskan pada bab sebelumnya.

BAB IV
HASIL DAN PEMBAHASAN
4.1 Klasifikasi Gelombang Seismik
Secara umum sebuah waveform gempa mikro terdapat surface wave dan
body wave. Dalam penelitian ini memandang body wave sebagai suatu yang perlu
dipertimbangkan untuk mendapatkan waktu tiba gelombang seismik. Seperti yang
dijelaskan pada bagian pendahuluan bahwa body wave terdapat gelombang P dan
gelombang S. Maka dalam analisis ini memperlihatkan bentuk gelombang P dan
gelombang S pada waveform gempa mikro.
Gambar 4.1 Karakteristik Gelombang P Dan Gelombang S Pada Rekaman
Gempa Mikro
Dalam konfigurasi pengukuran gempa mikro terdapat tiga buah channel
untuk mendeteksi gerakan gempa yaitu channel vertikal (V channel), channel arah
melintang (N Channel) dan membujur (E Channel). Gelombang P merupakan
gelombang yang datang lebih cepat bergerak secara longitudinal terlihat lebih
jelas pada channel V. Gerakan gelombang P merenggang dan mengompaksi
secara periodik sehingga terekam pada channel arah vertical. Gelombang S dapat
terlihat jelas pada channel E atau channel N. Dari gambar 4.1 terlihat bahwa
gelombang S memiliki amplitudo yang lebih besar dibandingkan dengan
gelombang P. Arah rambat gelombang S tegak lurus terhadap medium perambatan
seperti terlihat pada channel melintang atau membujur.

4.1.1 Gempa mikro (local event)
Selisih waktu tiba (arrival time) menjadi penting dalam mentukan lokasi
awal gempa (seismic source) sesuai dengan penjelasan di Bab sebelumnya.
Gempa mikro memiliki amplitudo yang lebih kecil (1 ≤ 𝑀 ≤ 3 𝑆𝑅). Terlihat
pada waveform gelombang mikro lebih singkat memiliki gambaran runcing dan
sesaat 𝑇 ≤ 10 𝑠𝑒𝑘𝑜𝑛. Hal ini dikarenakan gelombang mikro terjadi secara tiba –
tiba, tidak begitu lama dan frekuensi yang lebih tinggi degan kedalaman
hipocenter yang dangkal. Pada gempa mikro selisih waktu tiba lebih singkat
(𝑇𝑠 − 𝑇𝑝 ≤ 3 𝑠𝑒𝑘𝑜𝑛).
4.1.2 Gempa Regional (Regional event)
Gempa regional memiliki amplitudo yang lebih besar (𝑀 ≥ 3 𝑆𝑅).
Dengan bentuk gelombang yang seismic yang lebih panjang dikarenakan durasi
gempa yang lebih lama (𝑇 > 10 𝑠𝑒𝑘𝑜𝑛). Selisih waktu tiba gelombang P dan
gelombang S lebih besar dari 3 sekon (𝑇𝑠 − 𝑇𝑝 > 3 𝑠𝑒𝑘𝑜𝑛). Gempa regional
dapat berupa gempa yang diakibatkan oleh gerakan tektonik dalam skala besar.
Gambar 4.2 Jumlah gempa yang terdeteksi pada bulan Juni dan Juli 2016
Pada Gambar 4.2 terlihat bahwa gempa regional lebih seringterjadi
dibandingkan dengan gempa mikro. Pada bulan Juni terdapat 2 gempa mikro dan
23 gempa regional, sementara pada bulan Juli terdapat 29 gempa regional dan 8
gempa mikro. Pada proses klasifikasi terjadinya gempa regional dilakukan proses
automatis dengan sebelumnya menentukan parameter – parameter yang dimaksud
0
10
20
30
40
Jun-16 Jul-16
8
2
29
23
Numberofevent
Date
EventSeismic
Local event Regional Event

sebagai gempa regional. Pada gempa mikro dimasukan parameter waktu terjadi
gempa kurang dari 10 sekon dan magnitude gempa yang kurang dari 3 SR, seperti
yang dijelaskan pada Bab pengolahan data.
4.2 Lokasi Hasil Determinasi Gempa Mikro
Hipocenter merupakan titik pusat terjadi gempa bumi. Hipocenter
memiliki komponen (𝑋0, 𝑌0, 𝑍0 𝑑𝑎𝑛 𝑇0) sebagai parameter yang menyatakan
hipocenter. Pada titik ini terjadi pelepasan energi dari batuan atau lapisan bumi
menandai tempat terjadi gempa bumi. Sementara epicenter ( 𝑋0, 𝑌0, 𝑑𝑎𝑛 𝑇0)
merupakan proyeksi ke bidang permukaan bumi dari titik hipocenter.
Gambar 4.2 Laporan hasil determinasi hipocenter dengan menggunakan iterasi
Geiger with Adaptive Damping (GAD)
Proses iterasi yang dilakukan pada metode ini terlihat pada bagian atas
kolom IT, proses iterasi yang diharapkan menjadi konvergen sehingga dapat
dikatakan baik. Pada gambar 4.2 merupakan contoh dari hasil report pengolahan
data menggunakan numerical Geiger with Adaptive Damping (GAD). Pada
gambar tersebut terdapat lokasi latitude, longitude, waktu awal (origin time), dan
kedalam terjadinya gempa yang ditentukan oleh waktu tiba gelombang P dan
gelombang S di setiap stasiun siesmik. Untuk mendapatkan determinasi lokasi
tersebut diperlukan paling sedikit stasiun tiga stasiun perekaman seismik. Hal ini
dijelaskan pada prinsip dasar determinasi lokasi gempa dengan diagram grafis.
Setiap lokasi seismometer memiliki koordinat dan memberikan informasi
amplitudo (MAG) gempa terjadi. Waktu tiba gelombang ditulis dalam kolom

ARRIVAL TIME dan ditentukan jenis gelombang primer atau sekunder. Seperti
penjelasan pada bagian Single Event Determination (SED) diatas, dalam
menentukan residual observasi dan kalkulasi harus diusahakan mendekati nilai
terkecil untuk mendapatkan nilai residual minimum. Hal ini dapat dilihat pada
report diatas nilai O-C (𝑇𝑜𝑏𝑠 − 𝑇𝑐𝑎𝑙) diusahakan dibawah nilai 0.1.
Penentuan lokasi pusat gempa yang dilakukan dengan metode SED
memerlukan 3 data yaitu arrival time (waktu tiba gelombang), velocity model
(Gambar 3.13) dan lokasi stasiun seismometer. Selanjutnya menjalankan software
Siesplus dengan iterasi Geiger Adaptive Damping (GAD), sehingga didapat posisi
pusat gempa seperti gambar 4.2. Dari salah satu contoh gambar hasil penentuan
lokasi pusat gempa (Gambar 4.2) didapatkan koordinat pusat gempa
(𝑋0, 𝑌0, 𝑍0 𝑑𝑎𝑛 𝑇0) pada posisi (Lat:1.26392N; :Long:124.89270E; Depth: 3.22
km dan 2016/06/06 2:50:20.674). Dengan residual observasi dan kalkulasi yang
kecil tersebut menunjukkan tingkat pergeseran atau ketepatan lokasi pusat gempa
yang tidak terlalu jauh meleset dari yang sudah dihasilkan oleh perhitungan
dengan metode SED. Pada hasil ini juga terlihat bahwa lokasi hipocenter masih
dalam jaringan stasiun pengukuran sehingga dapat dikatakan baik. Namun
terdapat juga hasil deterimasi lokasi hipocenter yang diluar dari jaringan stasiun.
Hal ini menandakan perlu dilakukan peninjauan ulang dalam klasifikasi
gelombang.

Gambar 4.3 Hasil determinasi epicenter metode SED pada daerah lapangan
geothermal “Bravo” setelah dilakukan pemodelan kontur dengan
Surfer12
Proses hasil yang diinginkan dalam pengolahan data MEQ dengan metode
ini diharapkan memetakan zona lemah yang memiliki potensi terdapat aliran
fluida atau panas bumi. Hasil determinasi epicenter daerah lapangan geothermal
“Bravo”, disajikan sebagai gambar 4.3. Pada daerah ini terdapat hipocenter diduga
Norting

terdapat zona lemah berupa fracture, hal ini memerlukan data pendukung dari
metode geofisika, geologi dan geokimia.
Heard (Geosrvices 1985) menyatakan bahwa aktifitas hidrothermal akan
mengakibatkan melemahnya batuan sehinga menjadi rapuh dan mudah pecah.
Spencer (Geoservices 1985) menyatakan bahwa temperatur yang cukup tinggi
pada batuan berpori yang mengandung air akan mengakitbkan fase air menajdi
uap. Masuknya air tanah atau air hujan akan mempengaruhi uap air sehingga
dapat berubah fase menjadi air panas. Perubahan temperature yang cepat akan
diikuti perubahan bentuk sesaat sehingga terjadinya gempa karena pelepasan
energi. Hal ini berarti zona lemah yaitu daerah yang diduga menjadi reservoir
geothermal adalah daerah yang memiliki konsentrasi episenter yang cukup tinggi.
Eberhart – philip dan Oppeheimer (1984) menyatakn bahwa zona produksi
uap dalam daerah panas bumi ditunjukan oleh konsentrasi hipocenter yang lebih
cepat dibandingkan petunjuka adanya reservoir geothermal. Daerah fracture ini
berhubungan erat dengan adanya sesar atau patahan setempat. Sesar ini dapat
bertindak sebagai jalur penyuplai fluida atau air bagi kelangsungan reservoir
geothermal.
Untuk mengetahui lokasi hipocenter secara vertical maka dilakukan proses slicing
untuk mendapatkan section pada lintasan tersebut.
Gambar 4.4 Hasil penampang (section) lintasan AA’ secara diagonal bidang
pengukuran untuk mendapatkan gambaran secara menyeluruh
microeartquake.

Pada lintasan section AA’ dilakukan pemotongan secara diagonal untuk
mendapatkan keseluruhan gempa mikro yang terjadi dengan limit distance secara
horizontal sebesar 8000 meter. Pada hasil section terlihat bahwa gempa mikro
yang terjadi sebanyak 10 event dengan kedalaman bervariasi antara 0 hingga 11.5
km yang merupakan zona lemah dan kemungkinan terdapat fracture atau sesar.
Gambar 4.5 Hasil penampang (section) lintasan BB’ secara membujur di tempat
dominan terjadi micro earthquake.

Gambar 4.6 Hasil penampang (section) lintasan CC’ secara melintang di tempat
dominan terjadi micro earthquake.
Pada hasil determinasi dilakukan pemodelan kontur secara vertical dan
horizontal untuk mengetahui posisi gempa sebenarnya. Pemilihan lintasan BB’
(Gambar 4.5) merupakan lintasan yang terdapat banyak titik gempa secara
membujur. Hal ini dapat mengidentifikasikan zona lemah pada arah membujur.
Pada lintasan ini dekat dengan stasiun MEQ 7, MEQ 3 dan MEQ 8. Sementara
pada gambar 4.6 merupakan section pada tempat dominan terjadi gempa pada
arah melintang.
Akurasi dari hasil pengolahan data menggunakan metode SED
dipengaruhi oleh beberapa faktof seperti:
 Kualitas data/waveform
 Velocity model yang digunakan
 Banyaknya Station seismometer
 Proses picking arrival time P-wave dan S-wave (manual)

BAB V
KESIMPULAN DAN SARAN
3.1 Kesimpulan
Perbedaan antara gelombang mikro dengan regional didasarkan selisih waktu
datang gelombang P dan S 𝑡𝑠 − 𝑡 𝑝 ≤ 3 𝑠𝑒𝑘𝑜𝑛.
Pengolahan data dilakukan dengan menggunakan metode Single Event
Determination dimulai dari menginput Raw data kemudian melakukan proses
klasifikasi waktu tiba (tp dan ts) untuk dilakukan proses iterasi numerik Geiger
Adaptive Damping (GAD).
Dari hasil pengolahan data (data Juni-Juli 2016 dari PT. Pertamina Geothermal
Energy), diketahui bahwa terdapat 10 event local dan 52 event regional
Hasil determinasi lokasi hipocenter tersebar disekitar lokasi seismometer seperti
pada Gambar 4.3
3.2 Saran
Interpretasi yang lebih baik akan dapat dilakukan dengan menggunakan data
pendukung tambahan berupa data metode geofisika lainnya, data geologi dan
geokimia untuk mencari koorelasi antara hasil determinasi zona lemah berupa
hipocenter.
Hasil determinasi lokasi (x.y,z,t) dari metode SED dapat dilakukan pengolahan
lebih lanjut data dilakukan dengan menggunakan metode Double Difference dan
Join Double Difference untuk mendapatkan titik gempa yang sebenarnya.
Pemodelan velocity model yang digunakan sangat berpengaruh dengan terhadap
hasil determinasi akhir, sehingga diperlukan velocity model yang menggambarkan
keadaan geologi bawah permukaan.
Hasil data rekaman seismik pada penelitian ini terdapat beberapa stasiun data
pengukuran yang mengandung noise tinggi, hal ini dapat disebabkan kondisi alat
yang kurang baik atau terdapat noise disekitar pengukuran.

REFERENSI
Budi Sarjono, Imam. Penggunaan Gempa Mikro dalam Kaitannya dengan Daerah
Prospek Geothermal di Indonesia. Universitas Indonesia. Depok: 1991
Caffagni, Enrifo. Regional Seismicity: A Potential Pitfall for Identification of
Long-Period Lon-duration events. Library Society of Exploration
Geophysic: 2015
Daud, Yunus. Kuliah Ekplorasi Geothermal. Fakultas Matematika dan Ilmu
Pengetahuan Alam. Universitas Indonesi. Depok: 2016
Gomberg, J. S., K. M. Shedlock, and S. W. Roecker, The effect of S-wave arrival
times on the accuracy of hypocenter estimation: Bulletin of the
Seismological Society of America, ( 1990). 1605–1628.
Tata Kerja Individu: Pengolahan Data Gempa Mikro. PT Pertamina Gothermal
Energy. Jakarta:2015
Karya Tama Jaya Abadi, PT. 1987. Laporan penelitian Gempa bumi mikro daerah
Gunung Wayang Windu Jawa Barat, Laporan Penelitian oleh Pertamina
Divisi Geothermal.
Lee, W.H.K and S.W Steawrd 1981. Principles And Applications Of
Microearthquake Networks. Yale University. Academic Press: 1981

LAMPIRAN

MEQ 1
MEQ 2

MEQ 3
MEQ 4

MEQ 5
MEQ 7

MEQ 8

Laporan kerja praktek MEQ

Laporan kerja praktek MEQ

Laporan kerja praktek MEQ

Recomendados

Mais conteúdo relacionado

Mais procurados

Mais procurados(20)

Similar a Laporan kerja praktek MEQ

Similar a Laporan kerja praktek MEQ(20)

Laporan kerja praktek MEQ