LAPORAN COOP PENELITIAN /KERJA PRAKTEK PT. PERTAMINA GEOTHERMAL ENERGY AREA KAMOJANG BAB I PENDAHULUAN

Transkripsi

1 BAB I PENDAHULUAN 1.1 Latar Belakang Jurusan Fisika merupakan salah satu jurusan di Fakultas Matematika dan Ilmu Pengetahuan Alam ITS yang berupaya mengembangkan sumber daya manusia serta Ilmu Pengetahuan dan Teknologi (IPTEK) dengan mendidik mahasiswa menjadi manusia Indonesia yang bermutu dan inovatif baik secara intelegen maupun skill yang menerapkan ilmu yang diajarkan pada perkuliahan untuk menjawab permasalahan yang ada di Indonesia. Matakuliah yang diberikan dalam perkuliahan di Jurusan Fisika bertujuan untuk membekali mahasiswa dalam menjawab permasalahan tersebut ketika lulus nanti. Salah satu mata kuliah tersebut ialah Coop Penelitian/kerja Praktek yang bertujuan untuk memberikan wawasan dan gambaran nyata di lapangan kepada mahasiswa serta pembelajaran/pengalaman penerapan ilmu yang telah diperoleh selama perkuliahan. Diharapkan kerja praktek ini dapat meningkatkan wawasan, keahlian dan keterampilan mahasiswa untuk menjawab permasalahan yang ada. Krisis energi merupakan permasalahn yang dialami hampir semua negara di dunia termasuk Indonesia. Cadangan energi di indonesia terutama energi fosil (minyak bumi dan batubara) semakin hari semakin menyusut. Hal ini juga diperparah dengan pemborosan dalam penggunaan energi fosil. Penduduk yang semakin meningkat juga menyebabkan ketersediaan energi fosil semakin berkurang karena konsumsi energi per kapita akan meningkat. Penggunaan bahan bakar fosil secara berlebihan dan tanpa kendali dapat mengakibatkan pemanasan global yang disebabkan semakin banyaknya kandungan CO2 di udara. Untuk mengurangi emisi gas CO2 bisa dengan cara membatasi penggunaan energi fosil. Salah satu solusi untuk mengatasi kelangkaan energi fosil dan pemanasan global adalah penggunaan energi terbarukan yang ramah lingkungan sebagai sumber energi alternatif. Penggunaan energi terbarukan ini tentunya juga harus memperhatikan lingkungan, ketersediaan sumber daya serta teknologi untuk mengkonversi. Oleh karena itu dibuatlah undang-undang Nomor 27 Tahun 2003, mengenai sumber energi geothermal. Sumber energi geothermal adalah sumber energi panas bumi yang cenderung tidak akan habis, karena proses pembentukannya yang terus menerus selama kondisi lingkungannya (geologi dan hidrologi) terjaga. Energi geothermal atau energi panas bumi ini tidak dapat diekspor, jadi manfaat untuk mencukupi JURUSAN FISIKA FMIPA - ITS 1

2 kebutuhan energi domestik akan semakin maksimal, dengan demikian energi panas bumi akan menjadi energi alternatif andalan dan vital karena dapat mengurangi ketergantungan Indonesia terhadap sumber energi fosil yang kian menipis. Dan Indonesia sendiri merupakan negara yang memiliki potensi Geothermal terbesar di dunia dengan cadangan sekitar 40% dari cadangan energi panas bumi dunia. Di sisi lain sesuai dengan Peraturan Presiden RI Nomor 5 Tahun 2006 tentang Kebijakan Energi Nasional (KEN) bahwa pemanfaatan panas bumi ditargetkan menjadi energi primer yang optimal dengan pemanfaatan lebih dari 17 % pada tahun Badan Geologi Kementrian ESDM pada Desember 2012 menyatakan bahwa energi potensi dari geotermal dengan 299 total lokasi di seluruh Indonesia adalah sebesar Mwe. Jumlah ini terbagi dalam Mwe sumber daya, Mwe. Dimana cadangan itu terbagi menjadi Mwe masih terduga, 823 Mwe masih mungkin, dan Mwe yang terbukti. Dari total potensi yang telah terbukti baru Mwe yang termanfaatkan. Tabel 1.1 Informasi Potensi Panas Bumi di Indonesia Dengan demikian energi panas bumi tersebut perlu untuk dipelajari lebih lanjut untuk menjawab permasalahan tersebut, bukan hanya secara teori, tetapi juga penerapan dan JURUSAN FISIKA FMIPA - ITS 2

3 pengembangannya di industri. Oleh karena itu dalam Coop Penelitian/Kerja Praktek ini diambil tema monitoring panas bumi dengan micro earthquake untuk studi lanjut mengenai pengembangan panas bumi serta penerapan seismologi pada panas bumi. Kerja praktek ini dilakukan di, karena perusahaan tersebut merupakan salah satu perusahaan di Indonesia yang bergerak di bidang pemanfaatan energi panas bumi. Selain itu, PT.PERTAMINA GEOTHERMAL ENERGY juga sedang aktif melakukan penelitian dan pengemabangan metode microearthquake (MEQ) untuk memonitor produksi panas bumi. 1.2 Tujuan Kerja Praktek Tujuan yang ingin dicapai pada kerja praktek ini adalah sebagai berikut Tujuan Umum Tujuan khusus dilakukanya kerja praktek ini adalah sebagai berikut : 1. Untuk mendapatkan pengalaman dalam suatu lingkungan kerja dan mendapat peluang untuk berlatih menangani permasalahannya. 2. Mendapatkan pengalaman dalam bersosialisasi dengan lingkungan kerja. 3. Mengetahui penggunaan ilmu Fisika (Fisika Bumi) dalam dunia kerja. 4. Membuat masukan positif dalam rangka continuous process improvement secara langsung maupun tidak langsung dari pelaksanaan KP. 5. Memenuhi beban satuan kredit semester (SKS) yang mendukung penelitian Tugas Akhir Tujuan Khusus Tujuan khusus dilakukannya kerja praktek ini ialah untuk mempelajari Microearthquake (MEQ) untuk monitoring panas bumi dan sistem panas bumi yang terdapat di PT. PERTAMINA GEOTHERMAL ENERGY secara spesifik serta aplikasi MEQ diantaranya: relokasi hiposenter gempa, Passive Seismic Tomography, dan Moment Tensor microearthquake. JURUSAN FISIKA FMIPA - ITS 3

4 1.3 Manfaat Kerja Praktek LAPORAN COOP PENELITIAN /KERJA PRAKTEK Kegiatan kerja praktek ini dapat memberi manfaat sebagai berikut: 1. Sebagai sarana pengenalan dan pembelajaran tentang kenyataan yang ada dalam dunia industri, sehingga nantinya diharapkan mampu menerapkan ilmu yang telah di dapat dalam bidang industri. 2. Kerja praktek yang dilakukan dapat memberikan pengalaman dan pengetahuan tentang realita dunia kerja serta mampu mengaplikasikan ilmu Fisika (Fisika Bumi) secara nyata. 3. Mampu menghasilkan lulusan yang profesional dalam bidang yang dikuasai dan dapat membina kerja sama yang baik antara lingkungan akademis dengan dunia kerja serta instansi yang bersangkutan. 4. Mahengetahui cara monitoring kondisi reservoir geothermal dengan microearthquake (MEQ) beserta pengolahan datanya, dan mengetahui sistem panas bumi di daerah penelitian, serta mengetahui pemanfaatan geothermal sebagai pembangkit listrik. 1.4 Ruang Lingkup Masalah Ruang lingkup permasalahan yang dibahas pada kerja praktek ini adalah energi panas bumi sebagai energi terbarukan dan pemanfaatannya, industri panas bumi di PGE area Kamojang, Geologi setting area Kamojang, sistem panas bumi area Kamojang, dan monitoring Panas Bumi dengan micro earthquake (MEQ) dan beberapa aplikasinya khususnya menentukan lokasi hiposenter MEQ. 1.5 Sistematika Penulisan Laporan ini secara keseluruhan terdiri dari lima bab dan lampiran. Secara garis besar masing-masing bab akan membahas hal-hal sebagai berikut : BAB I : PENDAHULUAN Bab ini menjelaskan tetntang latar belakang, tujuan, ruang lingkup masalah serta sistematika penulisan BAB II : GAMBARAN UMUM PERUSAHAAN Bab ini menjelaskan profil PT.PERTAMINA GEOTHERMAL ENERGY AREA JURUSAN FISIKA FMIPA - ITS 4

5 KAMOJANG serta sejarah singkat perusahaan tersebut. BAB III : PELAKSANAAN KERJA PRAKTEK LAPORAN COOP PENELITIAN /KERJA PRAKTEK Bab ini berisi time line kegiatan yang dilakukan selama kerja praktek beserta beberapa dokumentasinya. BAB IV : HASILPELAKSANAAN KERJA PRAKTEK Pada bab ini dijelaskan hasil kerja praktek yaitu teori-teori yang didapat dalam studi literatur, presentasi dan pembimbingan serta hasil pengolahan data MEQ untuk menentukan lokasi gempa mikro. BAB V : PENUTUP Bab ini berisi kesimpulan dan saran dari kerja praktek yang telah dilakukan. JURUSAN FISIKA FMIPA - ITS 5

6 BAB II GAMBARAN UMUM (PGE) 2.1 Pertamina Geothermal Energy (PGE) Pertamina Geothermal Energy (PGE), anak perusahaan PT Pertamina (Persero), berdiri sejak tahun 2006 telah diamanatkan oleh pemerintah untuk mengembangkan 14 Wilayah Kerja Pengusahaan Geothermal di Indonesia. Perusahaan yang menyediakan energy tanpa polusi ini, 90% sahamnya dimiliki oleh PT Pertamina (Persero) dan 10% dimiliiki oleh PT Pertamina Dana Ventura. Era baru bagi energi geothermal diawali dengan peresmian Lapangan Geothermal kamojang pada tanggal 29 Januari 1983 dan diikuti dengan beroperasinya Pembangkit Listrik Tenaga Panasbumi (PLTP) Unit-1 (30MW) pada tanggal 7 Pebruari 1983, dan lima tahun kemudian 2 unit beroperasi dengan kapasitas masing-masing 55 MW. Di pulau Sumatera untuk pertama kali beroperasi Monoblok 2 MW di daerah Sibayak-Brastagi sebagai Power Plant pertama dan pada Agustus 2001 PLTP pertama 20 MW beroperasi di daerah Lahendong. Seiring dengan perjalanan waktu Pemerintah melalui Keppres No. 76/2000 mencabut Keppres terdahulu dan memberlakukan UU No. 27/2003 tentang geothermal, dimana PT Pertamina tidak lagi memiliki hak monopoli dalam pengusahaan energi geothermal tetapi sama dengan pelaku bisnis geothermal lainnya di Indonesia. Dalam mengimplementasikan undang-undang tersebut Pertamina telah mengembalikan 16 Wilayah Kerja Pengusahaan (WKP) Geothermal kepada Pemerintah dari 31 WKP yang diberikan untuk dikelola. Pada tanggal 23 Nopember 2001 pemerintah memberlakukan UU MIGAS No. 22/2001 tentang pengelolaan industri migas di Indonesia. UU ini memjbawa perubahan yang sangat besar bagi sektor migas, termasuk Pertamina. Pasca berlakunya UU tersebut Pertamina memiliki kedudukan yang sama dengan pelaku bisnis migas lainnya. Pada tanggal 17 September 2003 PERTAMINA berubah bentuk menjadi PT Pertamina (Persero) dan melalui Peraturan Pemerintah (PP) No. 31/2003 diamanatkan untuk mengalihkan usaha geothermal yang selama ini dikelola oleh PT Pertamina ntuk dialihkan kepada Anak Perusahaan paling lambat dua tahun setelah perseroan terbentuk. Untuk itu PT Pertamina membentuk PT Pertamina Geothermal Energy (PT PGE) sebagai anak perusahaan yang akan mengelola JURUSAN FISIKA FMIPA - ITS 6

7 kegiatan usaha dibidang geothermal. Berikut adalah perkembangan PGE mulai tahun 1974 sampai dengan tahun Kegiatan eksplorasi dan eksploitasi geothermal di Indonesia telah diinisiasi oleh PT Pertamina (Persero) Pengoperasian PLTP Unit I Kamojang yang menghasilkan listrik sebesar 30 MW Peresmian lapangan geothermal Kamojang pada tangggal 29 Januari PT Pertamina Geothermal Energy (PGE) berdiri sebagai anak perusahaan PT Pertamina (Persero) dengan PT Pertamina Dana Ventura. PGE didirikan berdasarkan Akta Pendirian No. 10 tanggal 12 Desember 2006 dan telah mendapatkan pengesahan dari Menteri Hukum & Hak Asasi Manusia Republik Indonesia dengan Surat Keputusan nomor W HT TH.2007 tertanggal 3 Januari PT Pertamina Geothermal Energy (PGE) area Ulubelu siap beroperasi secara komersial dengan total kapasitas sebesar 2x55 MW. Area tersebut diresmikan oleh Presiden RI pada 6 Desember Gambar 2.1 Pertamina Geothermal Energy (PGE) JURUSAN FISIKA FMIPA - ITS 7

8 2.2 Deskripsi Bisnis LAPORAN COOP PENELITIAN /KERJA PRAKTEK PGE menghasilkan uap dan energi listrik untuk masyarakat Indonesia yang diambil dari sumber panas bumi di bawah permukaan. Kegiatan tersebut dilakukan melalui beberapa tahapan, di antaranya : Preliminary Survey Kegiatan yang meliputi pengumpulan, analisis dan penyajian data yang berhubungan dengan informasi kondisi geologi, geofisika, dan geokimia untuk memperkirakan letak dan adanya sumber daya Panas Bumi serta Wilayah Kerja. Eksplorasi Rangkaian kegiatan yang meliputi penyelidikan geologi, geofisika, geokimia, pengeboran uji, dan pengeboran sumur eksplorasi yang bertujuan untuk memperoleh dan menambah informasi kondisi geologi bawah permukaan guna menemukan dan mendapatkan perkiraan potensi Panas Bumi. Pemegang IUP wajib menyampaikan rencana Eksplorasi dan kepada Menteri, Gubernur, dan Bupati/Walikota sesuai dengan kewenangan masing-masing, yang mencakup rencana kegiatan dan rencana anggaran. Studi Kelayakan Tahapan kegiatan untuk menentukan kelayakan usaha pertambangan Panas Bumi, termasuk penyelidikan atau studi jumlah cadangan yang dapat dieksploitasi. Eksploitasi Rangkaian kegiatan pada suatu wilayah kerja tertentu yang meliputi pengeboran sumur pengembangan dan sumur reinjeksi, pembangunan fasilitas lapangan dan operasi produksi sumber daya Panas Bumi. Pemegang IUP wajib menyampaikan rencana jangka panjang Eksploitasi kepada Menteri, Gubernur, dan Bupati/Walikota sesuai dengan kewenangan masing-masing yang mencakup rencana kegiatan dan rencana anggaran serta besarnya cadangan. JURUSAN FISIKA FMIPA - ITS 8

9 Produksi Uap dan Arus Listrik Produksi uap dan listrik kepada konsumen untuk kemakmuran Indonesia, mengurangi dampak pemanasan global, menghemat subsidi bbm terutama untuk sektor pembangkitan. 2.3 Visi dan Misi Perusahaan VISI : World Class Geothermal Energy Enterprise. MISI : Melakukan Usaha Pengembangan Energy Geothermal secara optimal yang berwawasan lingkungan dan memberi nilai tambah bagi stakeholder. 2.4 Wilayah Kerja Perusahaan PT Pertamina Geothermal Energy mengelola 14 wilayah kerja pengusahaan, sembilan diantaranya dioperasikan sendiri oleh PT Pertamina Geothermal Energy, lima wilayah kerja pengusahaan lainnya dikelola melalui Kontrak Operasi Bersama (KOB). Gambar 2.2 Wilayah Kerja PGE di Indonesia JURUSAN FISIKA FMIPA - ITS 9

10 2.5 Area Panas Bumi Kamojang LAPORAN COOP PENELITIAN /KERJA PRAKTEK Area panasbumi Kamojang merupakan salah satu daerah kerja PERTAMINA Unit EP III yang berlokasi di daerah Jawa Barat.Terletak kurang lebih 40 Km sebelah tenggara kota Bandung dengan ketinggian sekitar 1500m dpl, daerah potensial panas bumi kamojang meliputi luas kurang lebih 21 km persegi.kamojang yang juga di sebut kaldera Kamojang merupakan wilayah vulkanis yang berada dalam gugusan gunung Guntur dan Masigit. Ekspolarasi Pertama, Daerah yang sekarang ini dikenal dengan nama Kamojang,pada waktu dulu sebenarnya bernama Kampung Pangkalan,secara administratif masuk ke wilayah Kabupaten Bandung yang berbatasan langsung dengan Kabupaten Garut. Penelitian vulkanologi di daerah priangan yang sudah di lakukan pada waktu itu adalah terhadap gunung Tangkuban Perahu dan Papandayan. Baru pada sekitar tahun , Pemerintahan Hindia Belanada melakukan penyelidikan di daerah kamojang yang bertujuan untuk mengetahui keberadaan sumber energi panas bumi yang terkandung di daerah ini.pada masa ini telah di lakukan eksplorasi dengan pengeboran lima sumur (pengeboran dangkal) dengan kedalaman antara 66 sampai dengan 128 meter. Salah satu sumber eksplorasi hasil peninggalan pengeboran Pemerintah Hindia Belanda yang sampai saat ini masih menyemburkan uap kering adalah Sumur Kamojang 3 (KMJ-3),yang memiliki kedalaman 60 meter,suhu 1400 C dan tekanan sebesar 2,5Kg/cm 2. Pada tahun 1971 Pemerintah RI bekerjasama dengan Pemerintah New Zealand mengadakan proyek kerjasama penelitian studi kelayakan potensi panasbumi di Indonesia. Kerjasama tersebut tertuang dalam Colombo Plan Technical Aid program yang di lakukan oleh New Zealand Geothermal Project dan Geological survey of Indonesia (GSI). Sala satu daerah penelitiannya adalah Kawasan Panas Bumi kamojang.penyelidikan dan penelitian lanjutan dan kemudian dilakukan atas kerjasama PERTAMINA,dan GSI yang meliputi aspek geologi,geofisika,geokimia,pengeboran dangkal,studi dampak lingkungan serta kajian social ekonomi. Hasil penelitian yang di lakukan antara tahun 1972 sampai tahun 1975 memberikan petunjuk positif bahwa daerah Kamojang merupakan daerah Panasbumi yang potensial serta mempunyai resesvoir jenis Vapour Dominated (dominasi uap). Untuk langkah lebih lanjut pemanfaatan panasbumi sebagai sala satu alternatif di bidang energi,pada tanggal 27 November 1978 telah dipasang Pembangkit Listrik Mini (Monoblock) yang pengoprasian pertamanya di remikan oleh Mentri Pertambangan dan energi pada waktu itu,prof.dr subroto. JURUSAN FISIKA FMIPA - ITS 10

11 Hal ini memberikan harapan yang positif,sehingga memantapkan rencana pengembangan Kamojang sebagai daerah sumber panasbumi. Pengeboran sumur eksplorasi selanjutnya diarahkan kepada upaya untuk memenuhi kebutuhan uap total lebih kurang ton per jam untuk kebutuhan pasokan PLTP unit II dan unit III yang masing-masing berkapasitas 55 Mwe.Persiapan tersebut diselesaikan pada tahun 1987.Pengoperasian PLTP unit II dan unit III diresmikan pada tanggal 2 Febuari Dengan demikian kapasitas terpasang PLTP Kamojang seluruh unit menjadi sebesar 140 Mwe yang di salurkan untuk mencukupi kebutuhan listrik di daerah Garut dan Bandung selatan dihubungkan pula dengan jaringan kabel tegangan tinggi transmisi Jawa (Interkoneksi Jawa). Pada kurun waktu 1989 sampai 1996 di lakukan persiapan pemanfaatan uap panasbumi untuk peningkatan kapasitas menjadi 200 Mwe melalui rencana pembanguna PLTP unit IV 60 Mwe. Pengeboran yang di lakukan menghasilakan 13 buah sumur,dengan keberhasilan 9 sumur yang dapat di produksikan,sedangkan sisanya merupakan dry hole atau sumur yang kurang ekonomis untuk di produksikan. Bersamaan dengan penyiapan sumursumur untuk pasok uap ke PLTP unit IV 60 Mwe tersebut,pada tahun 1994 telah di tandatangani kontrak jual beli uap antara PERTAMINA dengan PT.Latoka Trimas Bina Energy dan PT.PLN. Terjadinya krisis ekonomi yang berkepanjangan menyebabkan pembangunan PLTP unit IV mengalami hambatan sehingga terhenti pelaksanaanya.baru pada tahun 2001 dilanjutkan kembali dengan perkiraan akan diselesaiakan pada tahun Struktur Organisasi Perusahaan Setiap wilayah kerja atau area geothermal PGE dipimpin oleh seorang pemimpin area yang membawahi sekertaris dan beberapa fungsi/divisi yang secara garis besar dikelompokkan menjadi empat bagian yaitu : Fungsi Engineering Fungsi ini bertugas dalam pengembangan panas bumi dan penyediaan sumur produksi uap. Fungsi ini dibagi menjadi beberapa bagian yaitu : a) Reservoir b) Perencanaan dan evaluasi c) Geoscience d) Teknik Produksi JURUSAN FISIKA FMIPA - ITS 11

12 Fungsi Operasi Fungsi ini bertugas dalam menjalankan operasioanal sumur produksi, perawatan dan pemeliharaan peralatan sumur produksi secara berkala untuk kelancaran penyalutan uap ke Pembangkit Listrik Tenaga Panas Bumi (PLTP). Fungsi ini dibagi menjadi beberapa bagian yaitu : a) Operasi produksi dan well testing b) Fasilitas produksi dan pemeliharaan c) Laboratorium Fungsi Keuangan Fungsi ini bertugas untuk memberikan pelayanan kepada fungsi engineering dan operasi. Fungsi ini dibagi menjadi beberapa bagian yaitu : a) Anggaran b) Pembendaharaan Fungsi Pelayanan Fungsi ini bertugas untuk memberikan pelayanan kepada masyarakat. Fungsi ini dibagi menjadi beberapa bagian yaitu : a) Sumber Daya Manusia (SDM) b) Hukum c) Pelayanan Masyarakat d) Pengadaan Fungsi Engineering Kepala fungsi engineering ini membawahi beberapa bagian yang memiliki tugas antara lain sebagai berikut. a) Reservoir. Bagian ini memiliki tugas : - Penataan dan pengelolaan aset Core Cutting Storage - Melakukan persiapan pengeboran dan pengembangan sumur panas bumi - Memantau kinerja dan output sumur-sumur produksi dan reinjeksi JURUSAN FISIKA FMIPA - ITS 12

13 - Memantau temperatur dan tekanan dan sumur-sumur guna mengetahui karakteristik sumur saturated atau superhated. b) Perencanaan dan evaluasi. Bagian ini bertugas : - Memonitor realisasi anggaran biaya operasi dan investasi - Menyusun laporan rutin kerja mingguan dan bulanan - Membuat forecast pemakaian uap, pembangkit listrik dan revenue - Bersama tim melaksanakan pelanggan pengadaan barang c) Geoscience (Geologist, Geophysicsist & Geochemist). Bagian ini bertugas : - Melakukan pengembangan potensi sumur-sumur panas bumi di daerah produksi - Mengevaluasicsecara geologi, geokimia dan geofisika daerah produksi panas bumi. d) Teknik Produksi. Bagian ini bertugas : - Mengawasi penyaluran uap ke PLTP - Mengawasi pengoperasian sumur produksi dan sumur reinjeksi Fungsi Operasi Kepala fungsi operasi ini membawahi beberapa bagian yang memiliki tugas antara lain sebagai berikut. a.) Operasi produksi dan Well testing. Bagian ini bertanggung jawab atas pengoperasian sumur sumur produksi dan sumur-sumur injeksi. b.) Fasilitas Produksi. Bagian ini bertanggung jawab atas pengadaan barang dan bertugas dalam pemeliharaan fasilitas produksi. c.) Laboratorium. Bagian ini bertanggung jawab mengawasi komposisi kimia pada uap panas bumi Fungsi Keuangan Kepala fungsi keuangan ini membawahi beberapa bagian yang memiliki tugas antara lain sebagai berikut. a.) Kontroler Anggaran. Bagian ini bertugas menganggarkan biaya dan investasi perusahaan JURUSAN FISIKA FMIPA - ITS 13

14 b.) Perbendaharaan. Bagian ini bertugas menghitung keuangan dan mengatur masalah perpajakan perusahaan Fungsi Pelayanan Umum Kepala fungsi pelayanan umum ini membawahi beberapa bagian yang memiliki tugas antara lain sebagai berikut. a.) Sumber Daya Manusia. Bagian ini bertugas untuk memberdayakan sumber daya manusia yang merupakan aset terpenting dalam perusahaan. b.) Hukum. Bagian ini bertugas dalam perizinan tanah dan menangani masalah perpajakan. c.) Pelayanan Masyarakat. Bagian ini bertugas melayani masyarakat sekitar pengoperasian kegiatn perusahaan dengan memberdayakan masyarakat. d.) Pengadaan. Bagian ini bertugas mengadakan barang dan jasa bagi perusahaan dan masyarakat sekitar. Gambar 2.3 Organigram PGE Area Kamojang JURUSAN FISIKA FMIPA - ITS 14

15 BAB III PELAKSANAAN KERJA PRAKTEK 3.1 Waktu dan Tempat Pelaksanaan Kerja Praktek (KP) Waktu dan tempat pelaksanaan KP adalah sebagai berikut. Waktu : 23 Juni - 22 Juli 2014 Tempat : (PGE) AREA KAMOJANG Alamat : Jl.Raya Kamojang No.10, Desa Laksana, Kecamatan Ibun, Kabupaten Bandung, Jawa Barat Divisi : Engineering (Geosains) 3.2 Timeline Kegiatan Kerja Praktek Tabel 3.1 Timeline kegiatan kerja praktek No Hari, Tanggal Jam Masuk Jam Keluar Kegiatan 1. Senin, 23 Juni WIB WIB - Administrasi -Penyampaian profil singkat PGE Area Kamojang dan briefing safety HSE/K3 -Penempatan KP 2. Selasa, 24 Juni WIB WIB - Mengecek kondisi alat MEQ di salah satu stasiun di area panas bumi -Studi literatur 3. Rabu, 25 Juni WIB WIB Studi Literatur 4. Kamis, 26 juni WIB WIB -Studi literatur -Pemasangan alat MEQ Pertamina UTC bersama tim dari Pertamina dan Teknik Geofisika ITB 5. Jumat, 27 Juni WIB WIB Studi Literatur JURUSAN FISIKA FMIPA - ITS 15

16 6. Senin, 30 Juni WIB WIB -Presntasi I : Konsep dasar panas bumi dan Micro earthquake (MEQ) -Diskusi -Studi Literatur 7. Selasa, 1 Juli WIB WIB -Studi dan diskusi mengenai metode penentuan hiposenter MEQ : SED, JHD, DD -Diskusi mengenai prinsip dan teknik picking gelombang P dan gelombang S 8. Rabu, 2 Juli WIB WIB Latihan picking gelombang P dan gelombang S pada beberapa event gempa 9. Kamis, 3 Juli WIB WIB Picking gelombang P dan gelombang S pada event gempa dari tanggal 1 Mei s.d 10 Mei Jumat, 4 Juli WIB WIB Picking gelombang P dan gelombang S pada event gempa dari tanggal 1 Mei s.d 10 Mei Senin, 7 Juli WIB WIB -Studi dan diskusi mengenai pengolahan data MEQ -Studi dan diskusi mengenai software Geiger Adaptive Damping (GAD) -Latihan penggunaan software GAD 12. Selasa, 8 Juli WIB WIB Diskusi dan latihan penggunaan software GAD 13. Rabu, 9 Juli WIB WIB Libur Pemilu Presiden JURUSAN FISIKA FMIPA - ITS 16

17 14. Kamis, 10 Juli WIB WIB Ploting Episenter pada Google Earth 15. Jumat, 11 Juli WIB WIB Tidak Masuk Kantor (sakit) 16. Senin, 14 Juli WIB WIB Tidak Masuk Kantor (sakit) 17. Selasa, 15 Juli WIB WIB Tidak Masuk Kantor (sakit) 18. Rabu, 16 Juli WIB WIB Tidak Masuk Kantor (sakit) 19. Kamis, 17 Juli WIB WIB -QHSSE Meeting : Meeting seluruh elemen perusahaan PGE area Kamojang -Koreksi hasil hiposenter 20. Jumat, 18 Juli WIB WIB Koreksi hasil hiposenter 21. Senin, 21 Juli WIB WIB Koreksi hasil hiposenter 22. Selasa, 22 Juli WIB WIB -Presentasi II : Pengolahan data MEQ dan hasil akhir Hiposenter -Presentasi III (akhir) : Kegiatan dan hal-hal yang didapatkan selama KP JURUSAN FISIKA FMIPA - ITS 17

18 3.3 Dokumentasi Kegiatan Kerja Praktek LAPORAN COOP PENELITIAN /KERJA PRAKTEK Gambar 3.1 Mengecek Peralatan MEQ di salah satu stasiun Gambar 3.2 Alat MEQ : Digitizer (seismograf digital) dan aki JURUSAN FISIKA FMIPA - ITS 18

19 Gambar 3.3 Pemasangan alat MEQ Pertamina UTC bersama tim dari ITB Gambar 3.4 Foto bersama Tim dari Pertamina dan ITB JURUSAN FISIKA FMIPA - ITS 19

20 Gambar 3.5 Salah satu sumur produksi panas bumi Gambar 3.6 Salah satu pipa transmisi uap dari sumur produksi ke PLTP JURUSAN FISIKA FMIPA - ITS 20

21 Gambar 3.7 Salah satu unit PLTP di Area Kamojang Gambar 3.8 QHSSE meeting (penyuluhan) bersama seluruh karyawan PGE Kamojang JURUSAN FISIKA FMIPA - ITS 21

22 BAB IV HASIL PELAKSANAAN KERJA PRAKTEK 4.1 Hasil Pembelajaran Mengenai Konsep Panas Bumi Pada subbab ini dipaparkan hasil pembelajaran yang didapatkan selama pelaksanaan kerja praktek. Hasil pembelajaran ini diperoleh dari studi literatur, presentasi dan pembimbingan dari pembimbing kerja praktek di PT.PERTAMINA GEOTHERMAL ENERGY Pengertian Panas Bumi Panas bumi atau Geothermal berasal dari dua kata yaitu geo dan thermos. Geo yang berarti bumi dan thermos yang berarti panas, sehingga Geothermal berarti panas yang beorasal dari dalam bumi. Panas berasal dari radiasi matahari yang diserap oleh permukaan bumi, peluruhan radioaktif di dalam bumi yang terjadi terus menerus sehingga menimbulkan panas, dan panas yang berasal dari aktifitas tektonik. Energi panas bumi adalah energi yang ditimbulkan oleh panas yang berasal dari dalam bumi. Energi panas yang kita kenal sebagai energi geothermal bersumber dari panas akibat peristiwa tektonik lempeng. Menurut Leibniz (1978) mendefisikan energi panas bumi adalah energi panas alami dari dalam bumi yang terjebak cukup dekat dengan permukaan yang dapat diekstraksi/dimanfaatkan secara ekonomis. Panas yang dimanfaatkan sebagai energi berasal dari aktivitas tektonik. Energi panas tersebut terkandung di dalam air panas, uap air, dan batuan bersama mineral ikutan dan gas yang berada dalam satu sistem yang tak terpisahkan. Sehingga secara garis besar energi panas bumi didefinisikan sebagai sumber energi panas yang terkandung di dalam air panas, uap air, dan batuan bersama mineral ikutan dan gas lainnya yang secara genetik semuanya tidak dapat dipisahkan dalam suatu sistem Panas Bumi dan untuk pemanfaatannya diperlukan proses penambangan (eksplorasi, eksploitasi dan pemrosesan). Pembentukan panas bumi ini tak dapat dipisahkan dari tektonik lempeng dan gunung api/aktivitas vulkanik karena sangat berkaitan satu dengan yang lainnya. JURUSAN FISIKA FMIPA - ITS 22

23 4.1.2 Tektonik Lempeng dan Vulkanisme LAPORAN COOP PENELITIAN /KERJA PRAKTEK Panas yang berasal dari dalam bumi berasal dari aktifitas tektonik. Aktifitas tektonik berasal dari gaya endogen. Gaya endogen adalah gaya yang berasal dari dalam bumi yang sifatnya membangun. Gaya endogen timbul dari gaya yang timbul dari inti bumi yang kedalamannya 6371 Km dari permukaan bumi (jari-jari bumi). Gaya endogen tersebut berasal dari arus konveksi. Bumi terdiri dari beberapa lapisan penyusun, jadi bumi dapat dianalogikan seperti bawang yang berlapis-lapis. Bumi memiliki empat lapisan utama yaitu inti dalam, inti luar, mantel/selubung dan kerak bumi/crust. Dalam teori tektonik lempeng (plate tectonic), lithosphere yang biasanya disebut lempeng. Lithosphere adalah lapisan bumi paling luar yang dibagi menjadi 2 macam yaitu, lempeng benua dan lempeng samudera. Lempeng benua adalah dasar dari daratan yang kita pijak, sedangkan empeng samudera adalah dasar dari samudera yang ada di seluruh dunia. Pergerakan lempeng tersebut disebabkan oleh adanya arus konveksi dari inti bumi. Akibatknya lempeng tektonik akan bergerak saling bertumbukan atau saling menjauh. Di dalam bumi terdapat arus konveksi yang memindahkan panas melalui zat cair atau gas. Fenomena ini seperti, air yang dekat dengan api akan naik, saat dingin di permukaan air kembali turun. Para ilmuwan menduga arus konveksi dalam selubung itulah yang membuat lempeng-lempeng bergerak. Karena suhu selubung amat panas, bagian-bagian di selubung bisa mengalir seperti cairan yang tipis. Lempeng benua memiliki ketebalan km, sedangkan lempeng samudera memiliki ketebalan 70 km. Akibat adanya gaya endogen yang mengakibatkan lempeng benua dan lempeng samudera bergerak. Pergerakan keduanya terjadi saling bertumbukan atau saling menjauh. Pertumbukan antara dua lempeng dinamakan zona konvergen, lempeng yang bergerak saling mejauh dinamakan zona divergen. Sedangkan lempeng yang bergerak sejajar namun berlawanan arah dinamakan transform. Akibat dari pergerakan lempeng tersebut terjadi tumbukan antar lempeng, anatra lempeng benua dan lempeng samudera. Lempeng samudera yang rapat massanya lebih besar ketika bertumbukkan dengan lempeng benua di zona tumbukan (subduksi) akan menyusup ke bawah. Gerakan lempeng itu akan mengalami perlambatan akibat gesekan dari selubung bumi. Perlambatan gerak itu menyebabkan penumpukkan energi di zona subduksi dan zona patahan. Akibatnya di zona-zona itu terjadi tekanan, tarikan, dan geseran. Pada saat batas elastisitas lempeng terlampaui, maka terjadilah patahan batuan yang diikuti oleh lepasnya energi secara tiba-tiba. Proses ini menimbukan getaran partikel ke segala arah yang disebut gelombang gempabumi. Panas yang naik terjadi JURUSAN FISIKA FMIPA - ITS 23

24 perpindahan panas dari inti bumi ke selimut bumi arus panas bergerak lambat dan stabil, ketika selimut bumi mendingin digantikan oleh salimut baru yang panas. Para ilmuan yakin bahwa selimut bumi tidak bereaksi pada peristiwa jangka pendek seperti hal nya gempa bumi. Akan tetapi bumi bereaksi pada peristiwa jangka panjang yang berlangsung selama puluhan juta tahun dan menggerakannya perlahan-lahan selimut bumi perlahan-lahan berubah ketika pergantian arus panasdan kemudian sebagian unsurnya menjadi magma yang membentuk tepi baru lempeng. (a) (b) Gambar 4.1 (a) Interior bumi yang terdiri dari inti dalam yang berwujud padat, inti luar yang berwujud cair, mantel (selubung/mesosfer) terdiri dari mantel dalam yang berwujud semisolid dan mantel luar yang terdiri dari lapisan astenosfer yang kental dan bersuhu sangat tinggi. (b) pergerakan lempeng tektonik akibat arus konveksi dari dalam bumi JURUSAN FISIKA FMIPA - ITS 24

25 Gambar 4.2 Pergerakan lempeng tektonik: konvergen, divergen dan transform. Salah satu akibat dari pertemuan dari lepeng tektonik adalah terbentunya gunung api. Pada saat kedua lepeng saling bertumbukan terjadi pergesekan antara kedua lempeng. Akibatnya timbul panas yang mampu meleburkan batuan menjadi cair atau disebut magma. Batuan yang mencair akan memberikan tekanan ke atas permukaan, karena memiliki tekanan tinggi. Akibat tekanan ini maka timbulah gunung api. Gunung api memiliki peran yang sangat penting dalam panas bumi yaitu sebagai sumber panas yang nantinya terbentuk dalam satu sistem panas bumi. Tidak semua gunung api dapat dijadikan sumber panas, gunung api yang sudah tidak aktif lagi adalah syarat utama untuk dijadikan sebagai sumber energi geotermal. Gunung api tua memiliki energi yang lebih rendah daripada gunung api aktif. Dari segi kebencanaan gunung api aktif lebih berbahaya karena sewaktu-waktu akan mengalami erupsi atau letusan. JURUSAN FISIKA FMIPA - ITS 25

26 (a) Tidak cocok (Gunung Merapi, Yogyakarta) (b) Cocok (Gunung Ijen, Jawa Timur) Gambar 4.3 Gunung api yang dapat dijadikan sumber panas bumi dan yang tidak Manifestasi Panas Bumi Manisfestasi panas bumi adalah kenampakkan di permukaan sebagai akibat dari keberadaan panas bumi. Suatu daerah dikatakan memiliki potensi panas bumi apabila memiliki kenampakkan-kenampakkan di permukaan sebagai berikut : Erupsi Hidrotermal (Hot Pools) Berupa larutan hasil diferensiasi magma di mana tidak ada magma yang terlibat Umumnya berbentuk lingkaran berdiameter 1 hingga beberapa ratus meter. Keluaran panas dapat terbentuk di sekitarnya. Gambar 4.4 Erupsi Hidrotermal (Hot Pools) di Kawah Kamojang, Jawa Barat JURUSAN FISIKA FMIPA - ITS 26

27 Mata Air Panas (Hot Spring) Mata air hangat: bersuhu < 50 C, ph umumnya asam lemah. Mata air panas: bersuhu > 50 C, ph umumnya netral, dapat membentuk teras sinter. Spouting spring terbentuk bila kondisi artesian terjadi (sumber mata airnya dalam). Mata air ini diassosiasikan sebagai direct discharge fluida dari reservoir kepermukaan bumi. Umumnya mengandung ion klorida yang tinggi sehingga sering kali disebut air klorida. Disekitar mata air panas ini sering dijumpai endapan silika sinter dan mineralmineral sulfida seperti galena, pyrit dll. Gambar 4.5 Mata air panas di Kawah Kamojang, Jawa Barat Fumarol Fumarol adalah lubang di sekitar daerah yang mengeluarkan uap panas beserta gas-gas yang berasal dari dalam bumi seperti H 2 S, sulfur dioksida, asam hidrollorik, dan CO 2. Fumarol yang mengeluarkan gas-gas oksida belerang tersebut disebut solfatara. Solfatara mudah dikenali karena udara sekitarnya berbau busuk seperti kentut, sebagai bau khas gas-gas oksida belerang. Dalam konsentrasi tinggi, gas emisi ini juga berbahaya bagi hewan dan manusia. Sedangkan lapangan fumarol adalah wilayah mata air panas dan semburan gas di mana magma/batuan beku yang panas di kedalaman yang dangkal. JURUSAN FISIKA FMIPA - ITS 27

28 Gambar 4.6 Fumarol di kawah Kamojang (kawah kereta api), Jawa Barat Tanah Beruap (Steaming Ground) Dimana uapnya berasal dari evaporasi air panas di dekat permukaan atau keluar dari bawah permukaan. Daerah ini memiliki anomali vegetasi dimana dapat dideteksi dengan pengukuran infra-red dari satelit. Gambar 4.7 Tanah beruap di kawah Kamojang dimanfaatkan sebagai spa alami, Jawa Barat JURUSAN FISIKA FMIPA - ITS 28

29 Tanah Hangat Adanya tanah hangat, dimana gradien temperatunya rentang 25 30oC/m. Panas dikeluarkan secara konduksi. Umumnya berada di sekitar keluaran panas yang lebih besar. Tidak ada anomali pada vegetasi. Tidak terdeteksi oleh pengukuran infra-red. Survei dilakukan dengan hand auger hingga kedalaman 1-2 m untuk mengetahui gradien temperatur. Tidak diperhitungkan dalam pengukuran hilang panas alamiah. Gambar 4.10 Tanah hangat di Waiotopu, NewZealand Kolam Lumpur (Mud Pools) Kolam lumpur adalah salah satu bentuk manifestasi panas bumi yang terbentuk o akibat oleh kondensasi uap air dan gas di dekat permukaan, suhunya < 100 C, panas yang hilang dari sistem ini sangat kecil. JURUSAN FISIKA FMIPA - ITS 29

30 Gambar 4.11 Kolam lumpur di Kawah Kamojang, Jawa Barat Geyser Geyser adalah sejenis mata air panas yang menyembur secara periodik mengeluarkan air panas dan uap air ke udara atau dapat disebut juga aliran air hangat yang menyembur ke permukaan tanah. Pembentukan geyser bergantung kepada keadaan hidrogeologi tertentu yang hanya terdapat di beberapa tempat di Bumi, dan karena itu geyser adalah fenomena yang jarang ditemui. Sekitar 1000 ada di seluruh dunia, sekitar setengahnya di Yellowstone National Park, Amerika Serikat. Aktivitas semburan geyser dapat berhenti karena pengendapan mineral di dalam geyser, gempa bumi, dan campur tangan manusia. Gambar 4.12 Geyser di Yellowstone, USA JURUSAN FISIKA FMIPA - ITS 30

31 Batuan Alterasi Selain manifestasi berupa air,uap dan gas yang keluar dari dalam bumi ada juga manifestasi panas bumi yang bisa di amati pada batuan yaitu alterasi. Alterasi merupakan perubahan komposisi mineralogi batuan ( dalam keadaan padat ) karena adanya pengaruh Suhu dan Tekanan yang tinggi dan tidak dalam kondisi isokimia menghasilkan mineral lempung, kuarsa, oksida atau sulfida logam. Proses alterasi merupakan peristiwa sekunder, berbeda dengan metamorfisme yang merupakan peristiwa primer. Alterasi terjadi pada intrusi batuan beku yang mengalami pemanasan dan pada struktur tertentu yang memungkinkan masuknya air meteorik (meteoric water ) untuk dapat mengubah komposisi mineralogi batuan. Gambar 4.13 Batuan alterasi Sistem Panas Bumi Energi panas bumi tersimpan dalam batuan di bawah permukaan bumi dan fluida yang terkandung di dalamnya. Sistem panas bumi terdiri dari elemen-elemen yang meyusun sistem tersebut. Elemen-elemen penting penyusun sistem geothermal terdiri dari tiga yaitu : Sumber panas (heat source), batuan reservoir yang permeabel (reservoir rock), dan adanya fluida yang membawa aliran panas (water recharge). Pada reservoir hidrotermal ada clay cap/cap rock yang terbentuk dari batuan beku yang berasosiasi dengan hidrotermal (alterasi). Sumber JURUSAN FISIKA FMIPA - ITS 31

32 panas berasal dari panas yang dihasilkan dari intrusi batuan beku, sementara fluida terakumulasi di reservoir berasal dari air tanah dan air hujan. BAB V PENUTUP Gambar 4.14 Sistem panas bumi a. Klasifikasi sistem panas bumi menurut temperatur fluida Klasifikasi sistem panas bumi menurut Hochstein (1990), berdasarkan pada besarnya temperatur, dibedakan menjadi tiga, yaitu : Sistem bertemperatur rendah, yaitu sistem yang reservoirnya mengandung fluida dengan temperatur lebih rendah dari 125 C. Sistem bertemperatur sedang, yaitu sistem yang reservoirnya mengandung fluida bertemperatur antara 125 C sampai dengan 225 C. Sistem yang bertemperatur tinggi, yaitu sistem yang reservoirnya mengandung fluida bertemperatur di atas 225 C. b. Klasifikasi sistem panas bumi menurut sumber panas Berdasarkan sumber panasnya, Ronald Di Pippo (2005), membedakan sistem panas bumi menjadi empat, anatara lain : Sistem Geopressured Lokasi reservoir ini cukup dalam yaitu sekitar m. Reservoir ini memiliki kadar garam tinggi, tetapi memiliki temperatur yang rendah. Sistem ini berasosiasi dengan sistem reservoir gas dan minyak yang dalam. Reservoir ini JURUSAN FISIKA FMIPA - ITS 32

33 berisi air panas yang mengandung banyak sekali gas metana sehingga berada pada lingkungan yang gradien tekanannya lebih besar dari gradien hidrostatik. Percobaan dalam skala laboratorium sudah dilakukan yaitu dengan memproduksikan fluida tersebut ke permukaan. Kemudian gas metana dipisahkan dari air panasnya. Gas metana dibakar untuk memanaskan air sehingga meningkatkan harga entalpi air. Gambar 4.15 Sistem Geopressured Sistem Hot Dry Rock Reservoir ini memiliki kedalaman yang snagat dalam sehingga permeabilitasnya menjadi lebih kecil. Sumber panas yang tinggi dalam batuan impermeabel berasal dari intrusi magma atau gradien geotermalnya. Tidak terdapat fluida pada batuan yang impermeabel. Pemanfaatannya dilakukan dengan cara membor reservoir ini dengan membuat artificial reservoir (injeksi air dingin pada lapisan batuan panas yang impermeabel), kemudian dilakukan hydraulic fracturing (rekahan buatan) di mana air diinjeksikan dengan tekanan yang besar sehinggamengakibatkan rekahan di reservoir. JURUSAN FISIKA FMIPA - ITS 33

34 Gambar 4.16 Sistem Hot Dry Rock Reservoir Sistem Magma Eksploitasi pada reservoir ini sangat berbahay asehingga belum banyak yang mengkajinya. Caranya adalah dengan mencari reservoir yang berisi magma pada kedalaman yang relatif dangkal kemudian mengambil magma tersebut dari sebuah sumur unuk memanasi heat exchanger. Sistem Hidrotermal Pada reservoir ini, air berasal dari permukaan yang diperoleh dari air hujan (natural recharge). Air ini kemudian masuk karena adanya perekahan batuan melalui saluran pori-pori di antara butir-butir batuan. Air tersebut kemudian terakumulasi di dalam reservoir sampai penuh dan terpanaskan oleh batuan beku panas (pluton). Pada reservoir yang sudah berisi air, terjadilah arus konveksi sehingga memanaskan semua air di dalam reservoir tersebut. JURUSAN FISIKA FMIPA - ITS 34

35 Gambar 4.17 Sistem Hidrotermal c. Klasifikasi Sistem Hidrotermal Menurut Dominasi Fluida Sistem hidrotermal berdasarkan jenis fluida yang mendominasi reservoir menurut Nenny (2005) dibedakan menjadi dua yaitu: Sistem dominasi uap merupakan sistem yang sangat jarang dijumpai dimana reservoir geotermalnya mempunyai kandungan fasa uap yang lebih dominan dibandingkan dengan fasa airnya. Rekahan umumnya terisi oleh uap dan pori pori batuan masih menyimpan air. Reservoir air panasnya umumnya terletak jauh di kedalaman di bawah reservoir dominasi uapnya. Sistem dominasi uap terjadi pada reservoir yang memiliki porositas dan permeabilitas yang rendah sehingga sangat sedikit air yang dapat terakumulasi di reservoir akibatnya reservoir tesrebut didominasi oleh uap. Area panas bumi kamojang termasuk dalam reservoir sistem dominasi uap. JURUSAN FISIKA FMIPA - ITS 35

36 Sistem dominasi air merupakan sistem geotermal yang umum terdapat didunia dimana reservoirnya mempunyai kandungan air yang sangat dominan walaupun boiling sering terjadi pada bagian atas reservoir membentuk lapisan penudung uap yang mempunyai temperatur dan tekanan tinggi. Berdasarkan klasifikasi sistem tersebut, sistem Geotermal di Indonesia umumnya merupakan sistem hidrotermal yang mempunyai temperatur tinggi (>225 C), hanya merupakan sistem hidrotermal dominasi uap. Gambar 4.18 Sistem hidrotermal menurut dominasi fluidanya : (a) dominasi uap (b) dominasi air Geologi Area Panas Bumi Kamojang Apabila diurutkan dari tua ke muda, secara garis besar geologi daerah Kamojang disusun oleh formasi Rakutatk, formasi Gandapura, dan formasi Pangkalan. Formasi Rakutak terdiri atas batuan andesit basaltik, seangkan formasi Gandapura menempati daerah sebelah timur Kamojang terdiri atas batuan andesit piroksen yang umumnya mengalami alterasi akibat proses hidrotermal. Adapun formasi pangkalan menempati bagian barat Kamojang, JURUSAN FISIKA FMIPA - ITS 36

37 yang terdiri atas batuan piroklastik. Gunung gandapura merupakan bagian jalur gunung api akibat dari pengembunan deretan gunung Papandayan-gunung Sanggar- pasir Jawa ke arah Utara dan Timurlaut. Deretan pegunungan ini membentuk dinding kaldera pangkalan sebelah barat. Gunung Gandapura dan lava yang berumur lebih tua dari kompleks gunung Guntur yang berkomposisi andesit piroksen merupakan lava yang paling umun dijumpai di daerah ini. Kompleks ini sebagian runtuh pada sisi sebelah utara dan tenggara. Sekitar 1 Km sebelah bart puncak gunung Gandapura dijumpai satu sesar ke arah utara-selatan, dengan blok barat relatif turun terhadap terhadap blok timur. Adapun didaerah area panas bumi Kamojang dilalui oleh dua sistem sesar utama, yakni sistem sesar normal ke arah baratlaut-tenggara dan sistem sesar normal lainnya ke arah selatan-utara. Sesar-sesar ini mendominasi struktur kompleks Guntur-Gandapur. Satu struktur yang penting adalah sesar kendang, yang berkembang dari puncak Kendang hingga ujung selatan pasir Jawa sejauh 15 km. Dinding terjal utama menghadimurlaut pasir Jawa tidak jelas, kemungkianan besar karena telah tertutup oleh aliran-aliran lava dari gunung Gandapura. Berdasarkan penelitian startigrafi yang dilakukan oleh Divisi Geothermal Pertambangan Pusat, daerah Kamojang disusun oleh sembilan satuan batuan. Adapun ringkasan mengenai distribusi lateral dan vertikal (dari tua ke muda) adalah sebagai berikut : Endapan hasil erupsi gunung Meungpeuk dijumpai pada daerah yang sanagt kecil di sebelah timur batuan hasil erupsi gunung Kiamis. Bahan hasil erupsi gunung Masigit terdapat di sebelah timur batuan hasil erupsi gunung Guntur. Batuan hasil erupsi gunung Kiamis tersebar di sebelah selatan batuan hasil erupsi gunung Cibatupis. Batuan hasil erupsi gunung Kancing menempati daerah yang relatif kecil di bagian timur batuan hasil erupsi gunung Gandapura. Batuan hasil erupsi gunung Guntur tersebar di sebagian besar daerah sebelah selatan batuan hasil erupsi gunung Gandapura Batuan hasil erupsi gunung Cibatupis dijumpai di sebelah baratdaya danau Pangkalan yang membentang hampir sejajar dengan distribusi lateral gunung Pangkalan. Batuan hasil erupsi gunung Pangkalan tersebar cukup luas menmpati sebelah barat danau pangkalan. JURUSAN FISIKA FMIPA - ITS 37

38 Batuan hasil erupsi gunung Gandapura menempati sebagian besar area panas buni Kamojang. Endapan kuarter atas merupakan satuan vulkanik termuda, yang terutama tersebar di sekitar danau Pangkalan, sedikit di sebelah barat danau Pangkalan. 4.2 Hasil Pembelajaran Konsep Microearthquake (MEQ) Pada sub-bab ini dijelaskan mengenai konsep dasar microearthquake, metode penetuan lokasi gempa bumi, dan penentuan pusat gempa menggunakan software GAD Pengertian Microeartquake Gempabumi adalah peristiwa bergetarnya bumi akibat pelepasan energi di dalam bumi secara tiba-tiba yang ditandai dengan patahnya lapisan batuan pada kerak bumi. Akumulasi energi penyebab terjadinya gempabumi dihasilkan dari pergerakan lempeng-lempeng tektonik. Energi yang dihasilkan dipancarkan kesegala arah berupa gelombang gempabumi sehingga efeknya dapat dirasakan sampai ke permukaan bumi. Gempa bumi dibagi menjadi gempa lokal, gempa regional, teleseismic, volcano earthquake, tremor (low frequency event). Namun yang dibahas di dalam penelitian ini hanyalah gempa mikro, di mana gempa ini terjadi pada magnitudo di bawah 3.Gempa mikro secara umu disebabkan oleh : 1. Zona lemah yang terbuka atau bergeser dari air yang diinjeksikan dan meningkatnya tekanan dalam batuan, sehingga menghasilkan intensitas gempa yang semakin tinggi dengan bertambahnya tekanan dan volume injeksi. 2. Adanya kontak antara air dingin dengan batuan beku panas (heat source). Hal ini terjadi ketika batuan reservoir terkena air injeksi secara langsung. 3. Berkurangnya tekanan pori yang mengakibatkan menutupnya pori batuan reservoir karena hilangnya fluida pengisi pori batuan (akibat produksi fluida). Energi gempa merambat di dalam medium bumi dalam bentuk gelombang seismik. Gelombang seismik adalah perambatan gelombang elastik oleh adanya gempa bumi yang merambatkan energi melalui pergerakan partikel penyusun material bumi. Metode monitoring aktivitas gempa mikro ini dikenal sebagai metode seismik pasif atau microseismic atau microearthquake. Gempa mikro memiliki peran penting dalam sistem JURUSAN FISIKA FMIPA - ITS 38

39 hidrotermal. Pengamatan gempa mikro pada eksplorasi geotermal adalah untuk meneliti retakan berpotensi (sesar aktif) yang mempunyai permeabilitas dan porositas tinggi, melokalisasi perkiraan daerah prospek geotermal dan kalau memungkinkan dapat membantu menentukan posisi bor (Reynolds, 1997). Dalam proses produksi, dari pola kejadian gempa mikro yang dipantau dan juga reinjeksi air, akan dapat ditarik kesimpulan mengenai karakteristik pengisian recharge retakan-retakan besar yang sangat mempengaruhi pengisian reservoir secara keseluruhan. Karakteristik pengisian kembali reservoir ini penting diketahui untuk melakukan pemeliharaan agar tidak terjadi ketimpangan air dalam reservoir yang pada gilirannya nanti akan mengakibatkan penurunan produksi Teori Penjalaran Gelombang Seismik Mekanisme gempa bumi dikontrol oleh pola penjalaran gelombang seismik di dalam bumi. Pola mekanisme ini tergantung pada medium penjalaran atau keadaan struktur kulit bumi serta distribusi gaya atau stress yang terjadi. Gelombang gempa bumi merupakan gelombang elastik yang terjadi karena adanya pelepasan energi dari sumber gempa yang dipancarkan ke segala arah, gelombang gempa bumi dapat diklasifikasikan menjadi dua kelompok yaitu gelombang badan (body wave) dan gelombang permukaan (surface wave). 1. Gelombang Badan (Body Wave) adalah gelombang yang merambat melalui lapisan dalam bumi. Gelombang ini terdiri dari 2 macam gelombang yaitu: a. Gelombang Longitudinal, yaitu gelombang dimana gerakan partikelnya menjalar searah dengan arah penjalaran gelombang. Gelombang Longitudinal ini dikenal dengan nama gelombang Primer (P), karena gelombang ini tiba lebih dahulu pada permukaan bumi. b. Gelombang Transversal, yaitu gelombang dimana gerakan partikelnya menjalar dengan arah tegak lurus terhadap arah penjalaran gelombang. Gelombang transversal ini dikenal dengan nama gelombang S (Sekunder), karena gelombang ini tiba pada permukaan bumi setelah gelombang Primer. JURUSAN FISIKA FMIPA - ITS 39

40 2. Gelombang Permukaan (Surface Wave) yaitu gelombang yang menjalar sepanjang permukaan atau pada suatu lapisan dalam bumi, gelombang ini terdiri dari: a. Gelombang Lovedan Gelombang Rayleighyaitu gelombang yang menjalar melalui permukaan yang bebas dari bumi. b. Gelombang Stonely, seperti Gelombang Rayleightetapi menjalarnya melalui batas dua lapisan di dalam bumi. c. Gelombang Channel, yang menjalar melalui lapisan yang berkecepatan rendah di dalam bumi. Untuk mengamati penjalaran gelombang ditunjukkan dari data seismik yang secara alami merupakan sinyal nonstasioner yang mempunyai berbagai macam frekuensi dan dalam bentuk waktu. (a) (b) JURUSAN FISIKA FMIPA - ITS 40

41 (c) (d) Gambar 4.19 (a)perambatan gelombang-p (b)perambatan gelombang-s (c)perambatan gelombang love (d)perambatan gelombang Rayleigh Magnitudo Gempa Magnitudo gempa adalah besaran yang menyatakan besarnya energi seismik yang dipancarkan oleh sumber gempa. Besaran ini akan berharga sma, meskipun dihitung dari tempat yang berbeda.. Umumnya magnitudo diukur berdasarkan amplitudo dan periode fase gelombang tertentu. Rumus untuk menentukan magnitudo gempa yang umum dipakai pada saat ini adalah: M = log (a/t) +f (Δ,h) + C S + C R...(4.1) dengan, M : magnitudo, a : amplitudo gerakan tanah (dalam mikron), T : periode gelombang, JURUSAN FISIKA FMIPA - ITS 41

42 Δ : jarak pusat gempa atau episenter, h : kedalaman gempa, C S : koreksi stasiun oleh struktur lokal (= 0 untuk kondisi tertentu) C R : koreksi regional yang berbeda untuk setiap daerah gempa. LAPORAN COOP PENELITIAN /KERJA PRAKTEK Ada beberapa jenis magnitude gempa diantaranya sebagai berikut. Magnitude Lokal (M L ) Magnitude lokal (M L ) pertama kali diperkenalkan oleh Richter di awal tahun 1930-an dengan menggunakan data kejadian gempabumi di daerahcalifornia yang direkam oleh Seismograf Woods-Anderson. Menurutnya dengan mengetahui jarak episenter ke seismograf dan mengukur amplitude maksimum dari sinyal yang tercatat di seismograf maka dapat dilakukan pendekatan untuk mengetahui besarnya gempabumi yang terjadi. (USGS, 2002) Magnitude lokal dapat dihitung dengan menggunakan persamaan empiris sebagai berikut : M L = log A log A 0...(4.2) Saat ini penggunaan M L sangat jarang karena pemakaian seismograf Woods-Anderson yang tidak umum. Nilai amplitudo yang digunakan untuk menghitung magnitudo lokal adalah amplitudo maximum gerakan tanah (dalam mikron) yang tercatat oleh seismograph torsi (torsion seismograph) Wood-Anderson, yang mempunyai periode natural = 0,8 sekon, magnifikasi (perbesaran) = 2800, dan faktor redaman = 0,8. Selain itu penggunaan kejadian gempabumi yang terbatas pada wilayah California dalam menurunkan persamaan empiris membuat jenis magnitude ini paling tepat digunakan untuk daerah tersebut saja. Karena itu dikembangkan jenis magnitude yang lebih tepat untuk penggunaan yang lebih luas dan umum. ML mempunyai standard epicenter 100 km. Jadi untuk mengatasi gempa yang mempunyai episenter kurang dari atau lebih dari 100 km digunakan sistem nomograph untuk menormalisasi amplitudo bumi dekat atau jauh dari 100 km berdasarkan atenuasi energi seismik di kalifornia. Selain itu ML akan mengalami saturasi pada gempa dengan kekuatan 6,5 skala richter ke atas. JURUSAN FISIKA FMIPA - ITS 42

43 Magnitude Bodi (Mb) LAPORAN COOP PENELITIAN /KERJA PRAKTEK Terbatasnya penggunaan magnitude lokal untuk jarak tertentu membuat dikembangkannya tipe magnitude yang bisa digunakan secara luas. Salah satunya adalah mb atau magnitude bodi (Body-Wave Magnitude). Magnitude ini didefinisikan berdasarkan catatan amplitude dari gelombang P yang menjalar melalui bagian dalam bumi (Lay. T and Wallace.T.C. 1995). Secara umum Mb) dirumuskan dengan persamaan : Mb = log(a/t) + Q (h,d)...(4.2) dengan, a = amplitude getaran (mm), T = periode getaran (detik) Q ( h,d ) = koreksi jarak D dan kedalaman h yang didapatkan dari pendekatan empiris. Selain terdapat mb adalagi yang disebut mb, mb digunakan untuk periode panjang sedangkan mb untuk peride pendek. Magnitude Permukaan (M S ) Selain Magnitude bodi dikembangkan pula Ms, Magnitude permukaan (Surface-wave Magnitude). Magnitude tipe ini didapatkan sebagai hasil pengukuran terhadap gelombang permukaan (surface waves). Untuk jarak D > 600 km seismogram periode panjang (longperiod seismogram) dari gempabumi dangkal didominasi oleh gelombang permukaan. Gelombang ini biasanya mempunyai periode sekitar 20 detik. Magnitudo ini juga akan mengalami saturasi pada gempa yang mempunyai kekuatan di atas 8 skala richter. Amplitude gelombang permukaan sangat tergantung pada jarak D dan kedalaman sumber gempa h. Gempabumi dalam tidak menghasilkan gelombang permukaan, karena itu persamaan Ms tidak memerlukan koreksi kedalaman. Magnitude permukaan mempunyai bentuk rumus sebagai berikut Ms = log a + a log D + b...(4.3) deengan, a = amplitude maksimum dari pergeseran tanah horisontal pada periode 20 detik, D = Jarak (km), (a dan b adalah koefisien dan konstanta yang didapatkan dengan pendekatan empiris. Persamaan ini digunakan hanya untuk gempa dengan kedalaman sekitar 60 km). Hubungan antara Ms dan Mb dapat dinyatakan dalam persamaan : JURUSAN FISIKA FMIPA - ITS 43

44 atau Mb = Ms...(4.4) Ms = 1.59 Mb (4.5) Magnitude Momen (Mw) Kekuatan gempabumi sangat berkaitan dengan energi yang dilepaskan oleh sumbernya. Pelepasan energi ini berbentuk gelombang yang menjalar ke permukaan dan bagian dalam bumi. Dalam penjalarannya energi ini mengalami pelemahan karena absorbsi dari batuan yang dilaluinya, sehingga energi yang sampai ke stasiun pencatat kurang dapat menggambarkan energi gempabumi di hiposenter. Berdasarkan Teori Elastik Rebound diperkenalkan istilah momen seismik (seismic moment). Momen seismik dapat diestimasi dari dimensi pergeseran bidang sesar atau dari analisis karakteristik gelombang gempabumi yang direkam di stasiun pencatat khususnya dengan seismograf periode bebas (broadband seismograph). Mo = µ D A...(4.6) Secara empiris hubungan antara momen seismik dan magnitude permukaan dapat dirumuskan sebagai berikut: log Mo = 1.5 Ms (4.7) Ms = magnitude permukaan (Skala Richter). Kanamori (1997) dan Lay. T and Wallace. T. C, (1995) memperkenalkan Magnitude momen (moment magnitude) yaitu suatu tipe magnitude yang berkaitan dengan momen seismik namun tidak bergantung dari besarnya magnitude permukaan : Mw = ( log Mo / 1.5 ) (4.8) Dengan, Mw = magnitude momen,, Mo = momen seismik. Meskipun dapat menyatakan jumlah energi yang dilepaskan di sumber gempabumi dengan lebih akurat, namun pengukuran magnitude momen lebih komplek dibandingkan pengukuran magnitude ML, Ms dan mb. Karena itu penggunaannya juga lebih sedikit dibandingkan penggunaan ketiga magnitude lainnya (Lay. T and Wallace. T. C, 1995). JURUSAN FISIKA FMIPA - ITS 44

45 Magnitude Durasi (MD) Menurut Lee dan Stewart, (1981) sejak tahun 1972, studi mengenai kekuatan gempabumi dikembangkan pada penggunaan durasi sinyal gempabumi untuk menghitung magnitude bagi kejadian gempa yste, diantaranya oleh Hori (1973), Real dan Teng (1973), Herrman (1975), Bakum dan Lindh (1977), Gricom dan Arabasz (1979), Johnson (1979) dan Suteau dan Whitcomb (1979). Maka diperkenalkan Magnitude Durasi (Duration Magnitude) yang merupakan fungsi dari total durasi sinyal ystem. (Massinon, B, 1986). Magnitudo Durasi (MD) untuk suatu stasiun pengamat persamaannya adalah : MD = a 1 + a2 log t + a 3 D + a 4 h...(4.9) dengan, M D = Magnitude durasi t = durasi sinyal (detik), D = jarak episenter (km), h = kedalaman hiposenter (km) a 1,a 2,a 3, dan a 4 adalah konstante empiris. Magnitude durasi sangat berguna dalam kasus sinyal yang sangat besar amplitudenya (offscale) yang mengaburkan jangkauan dinamis ystem pencatat sehingga memungkinkan terjadinya kesalahan pembacaan apabila dilakukan estimasi menggunakan ML (Massinon. B, 1986) Istilah-istilah dalam Gempa Bumi Seperti ilmu atau bidang lainnya, di dalam gempa bumi ada beberapa istilah yang digunakan yaitu sebagai berikut. 1. Seismologi : ilmu yang mempelajari tentang gempa bumi 2. Seismograf : alat pencatat gempa 3. Seismogram : hasil catatan seismograph berupa grafik 4. Hiposentrum : pusat gempa di dalam bumi 5. Episentrum : pusat gempa di atas permukaan bumi tepat diatas hiposentrum JURUSAN FISIKA FMIPA - ITS 45

46 6. Homoseista : garis khayal pada permukaan bumi yang mencatat gelombang primer pada waktu yang sama 7. Pleistoseista: garis khayal pada permukaan bumi yang membatasi daerah dengan kerusakan terbesar akibat gempa 8. Isoseista : garis pada peta yang menghubungkan daerah dengan kerusakan yang sama akibat gempa 9. Makroseisme :gempa yang sangat kecil dan hanya dapat direkam oleh alat pencacat gempa 10. Mikroseisme : gempa yang sangat besar dan dapat dirasakan tanpa menggunakan alat perekam Metode Penentuan Lokasi Hiposenter dan Episenter Gempa Menentukan lokasi gempa merupakan hal yang snagat penting dalam mengidentifikasi gempa, sehingga hal ini juga menjadi hal yang sangat penting dalam kajian seismologi. Dalam ilmu seismologi ada tiga metode yang dapat digunakan untuk menentukan lokasi gempa, diantaranya : Single Event Determination (SED), Joint Hypocenter Determination (JHD), dan Double Difference (DD). a. Single Event Determination (SED) Geiger (1910) memperkenalkan prosedur penentuan lokasi hiposenter gempa berdasarkan kuadrat terkecil. Metode Geiger adalah sebuah proses iterasi menggunakan optimasi Gauss-Newton untuk menentukan lokasi gempa bumi atau peristiwa seismik. Awalnya metode ini dikembangkan untuk mendapatkan waktu asal untuk penentuan hiposenter, yaitu waktu mulai dari terjadinya gempa. Lokasi gempa didefinisikan dengan lokasi hiposenter gempa (x 0, y 0, z 0 ) dan waktu asal t 0. Hiposenter adalah lokasi fisik dari sumber gempa, biasanya diberikan dalam longitude (x 0 ), latitude (y 0 ), dan kedalaman di bawah permukaan (z 0 [km]). Saat hiposenter dan waktu asal ditentukan oleh waktu kedatangan fase seismik dimulai oleh gempa pertama, lokasi akan dihitung sesuai dengan titik di mana gempa dimulai. Dimulai dari t adalah waktu tiba pertama (first arrival time) gelombang seismik di setiap stasiun pengamatan (seismometer) ke-i (x i, y i, z i ) dari hiposenter JURUSAN FISIKA FMIPA - ITS 46

47 (x0, y 0, z0), t cal LAPORAN COOP PENELITIAN /KERJA PRAKTEK adalah waktu tempuh kalkulasi berdasarkan model kecepatan 1D bawah permukaan dan t0 adalah waktu asal (origin time). Secara matematis dirumuskan sebagai berikut : dengan, r e = t t 0 t cal...(4.10) r t t 0 t cal : residual atau error : waktu tiba gelombang (arrival time) : waktu asal (origin time) : waktu tempuh gelombang (travel time calculated) t - t 0 : t obs e : indeks stasiun pengamatan Apabila suatu gempa terjadi pada posisi x 0, y 0, z 0 pada waktu t 0 di stasiun e dengan posisi x e, y e, z e akan tercatat waktu tiba gelombang gempa tersebut pada waktu t i, maka waktu tempuh gelombang seismik dapat diketahui (x 0, y 0, z 0, t 0 ). Dari persamaan (4.10) diketahui apabila waktu tiba gelombang pada stasiun pengamat sama dengan jumlah dari waktu t empuh dan waktu asal, maka akan menghasilkan residual (error) yang bernilai nol, dapat diperkirakan bahwa posisi dan waktu asal gempa tersebut benar. Fungsi matematis kuadrat terkecil (minimum) dari residual atau error adalah: F(x) = Σ M 2 e=1 (r e)...(4.11) Dengan M adalah jumlah stasiun dan x adalah parameter hiposenter yang ingin diket ahui (x 0, y 0, z 0, t 0 ). Kenyataan bahwa struktur bawah permukaan yang kompleks mengakibatkan sulitnya menentukan model kecepatan yang sama dengan keadaan sebenarnya dan karena adanya faktor kesalahan pembacaan waktu tiba, maka persamaan 2.12 adalah persa maan nonlinear. Penyederhanaan dilakukan untuk menyelesaikan persamaan diatas dengan mengasumsikan model kecepatan sudah mendekati keadaan sebenarnya dan pembacaan waktu tiba sudah tepat sehingga selisih waktu tempuh adalah fungsi linear sederhana dari JURUSAN FISIKA FMIPA - ITS 47

48 selisih parameter hiposenter dugaan dan sebenarnya.linearisasi persamaan 4.11 ditulis dalam bentuk: dengan, t T e : waktu asal : waktu tempuh gelombang : indeks stasiun pengamatan x 0, y 0, z 0 : lokasi hiposenter dugaan r : residual atau error r e =...(4.12) Bila persamaan (4.12) disusun untuk semua sistem pengamat yang merekam gempa maka akan terbentuk sebuah matriks persamaan residual waktu tempuh. Matriks tersebut dapat dituliskan dalam persamaan : JΔm = Δd...(4.13) dengan J adalah matriks kernel, atau biasa dikenal dengan sebutan matriks Jacobian, berisi partial derivative residual waktu tempuh tiap stasiun terhadap parameter hiposenter (x 0, y 0, z 0, t 0 ), berukuran n x 4, dengan nadalah jumlah stasiun pengamat dan 4 adalah representasi jumlah parameter hiposenter yang dicari. Matriks Δm adalah model yang ingin diketahui, berisi posisi hiposenter (x,y,z) dan waktu terjadi gempa (t 0 ) berukuran 4 x 1. Dan Δd adalah parameter yang diperoleh dari pengamatan (data), berupa residual waktu tiba gelombang gempa di stasiun pengamat (t obs )dengan ukuran n x 1 (Havskov, J., dan Ottemöller, L., 2010). Model yang ingin diketahui dapat diperoleh dengan mengubah matriks tersebut menjadi matriks inversi melalui perkalian inversi matriks jacobian (J -1 ) sehingga penyelesaian inversi matriks diatas diberikan oleh persamaan : [J] T [J]Δm = [J] T Δd...(4.14) [J T J] -1 J T Δm = [J T J] -1 J T Δd...(4.15) Dengan elemen penyusun matriks adalah sebagai berikut : Δm = [J T J] -1 J T Δd...(4.16) JURUSAN FISIKA FMIPA - ITS 48

49 ...(4.17)...(4.18)...(4.19) dengan, x 0, y 0, z 0 x 0 + dx = x...(4.20) y 0 + dy = y...(4.21) z 0 + dz = z...(4.21) t 0 + dt = t...(4.21) : lokasi hiposenter dugaan dx, dy, dz, dt : selisih hiposenter dugaan dengan hasil kalkulasi x, y, z : lokasi hiposenter setelah dikoreksi t 0 t : waktu asal (dugaan) : waktu asal setelah dikoreksi Persamaan di atas mengkalkulasi waktu tempuh gelombang dan waktu asal dengan menghitung jarak antara lokasi stasiun dengan perkiraan lokasi hiposenter yang dikombinasikan dengan model kecepatan yang telah ditentukan sebelumnya. Setelah itu dihitung selisih waktu tempuh hasil kalkulasi tcal dengan waktu tempuh hasil observasi tobs (diperoleh dari waktu tiba gelombang t p /t s atau waktu tempuh t p -t 0 ), sehingga akan didapatkan nilai residual yang sebanding dengan perbedaan jarak dan waktu (dx, dy, dz, dt) kejadian gempa tersebut. Perbaikan posisi hiposenter akan tersu dilakukan dengan melakukan iterasi hingga residual waktu tempuh observasi dan kalkulasi mendekati nol. JURUSAN FISIKA FMIPA - ITS 49

50 Gambar 4.20 Diagram alir metode SED. m n pada awal proses awal dapat diperbaiki dengan menjumlahkan m untuk menghasilkan m n+1. m merupakan solusi saat hasil forward modeling r 0. b. Joint Hypocenter Determination (JHD) Penentuan relokasi hiposenter dengan metode JHD dianggap dapat memperbaiki kesalahan model kecepatan 1D yang digunakan pada metode SED. Karena metode JHD ini akan menginversi waktu tempuh kelompok hiposenter untuk mendapatkan lokasi hiposenter baru yang lebih akurat dengan seperangkat koreksi stasiun sebagai koreksi terhadap kesalahan model kecepatan 1D yang digunakan. Hal ini sesuai pernyataan Pujol (2000: 163) bahwa metode JHD ini mampu memberikan perbaikan terhadap kesalahan akibat variasi kecepatan lateral yang tidak bisa diselesaikan dengan penggunaan model kecepatan 1-D. Dasar pemikiran dari metode ini ialah secara serentak menetukan lokasi event beserta koreksi statsiun sehingga meningkatkan akurasi lokasi gempa. Dengan memperhitungkan koreksi stasiun, maka residual waktu tempuh yang diperoleh pada stasiun ke-i adalah : JURUSAN FISIKA FMIPA - ITS 50

51 dengan, r e = t i obs (t cal + SC)...(4.22) r e : residual atau error : indeks stasiun pengamatan t obs : waktu tempuh gelombang pada stasiun pengamatan (travel time observation) t cal : waktu tempuh gelombang (travel time calculated) SC : koreksi stasiun Dengan asumsi yang serupa dengan metode SED, persamaan (4.22) dapat dilinearisasi dan sisusun menjadi persamaan matriks sebagai berikut : r = Adx + ds...(4.23) dengan, r : residual waktu tempuh tiap stasiun A : matriks partial derivative residual waktu tempuh terhadap parameter hiposenter Δx : vektor perubahan posisi terhadap hiposenter dugaan ds : koreksi stasiun Dengan model kecepatan yang sama, metode JHD berhasil meminimalisir error akibat kesalahan model kecepatan dan memberikan posisi hiposenter yang lebih baik dari metode SED (Pujol, 1988), berikut adalah diagram alir dari metode JHD. JURUSAN FISIKA FMIPA - ITS 51

52 Gambar 4.21 Diagram alir metode JHD c. Double Difference (DD) Metode double difference merupakan pengembangan dari metode SED dan JHD dengan menggunakan perbedaan waktu tempuh pasangan gempa, yang dalam penelitian ini berasal dari katalog data. Gambar 4.22 Ilustrasi relokasi peristiwa gempa dengan metode DD (Waldhauser, 2000) JURUSAN FISIKA FMIPA - ITS 52

53 Dalam rangka meminimalkan dampak dari anomali kecepatan yang belum diketahui secara pasti, peristiwa dengan raypath (jalur rambat) yang sama diterima oleh stasiun pengamatan terkait (gambar 4.21). Dalam hal ini, 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 dua 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 satu stasiun yang sama dapat 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 ( d) didefinisikan sebagai berikut: dengan, i dan j : indeks dua hiposenter yang jaraknya dekat k : indeks stasiun pengamatan...(4.24) Jarak hiposenter i dan j terhadap stasiun pengamatan dideskripsikan pada persamaan (4.24). Hiposenter i dan j merupakan hiposenter yang akan direlokasi bersamasama untuk memperbaiki jarak antar kedua hiposenter tersebut. Pada persamaan (4.24) mirip dengan persamaan (4.10) tetapi pada persamaan (4.24) menggunakan dua hiposenter dalam menentukan waktu tempuh gelombang yang berasal dari hiposenter j menuju stasiun k. Dengan menggunakan asumsi yang sama dengan persamaan (4.10) maka persamaan (4.24) dapat ditulis sebagai berikut: Persamaan (4.25) ditulis lengkap menjadi:...(4.25) dengan, i dan j : indeks dua hiposenter yang jaraknya dekat k : indeks stasiun pengamatan...(4.26) JURUSAN FISIKA FMIPA - ITS 53

54 t r : waktu tempuh gelombang : residual error LAPORAN COOP PENELITIAN /KERJA PRAKTEK Serupa dengan proses penentuan lokasi hiposenter (SED), persamaan (4.17) perlu diubah ke dalam bentuk matriks agar semua pasangan hiposenter pada semua stasiun yang dugunakan dapat dihitung. Wd = WGm...(4.27) Di mana G merupakan matriks Jacobi yang berdimensi M x 4N (M, jumlah data observasi double-difference; N, jumlah gempa), d merupakan matriks data pada persamaan (4.26) berdimensi M x 1, m adalah matriks perturbasi model ( m) berdimensi 4N x1 sebagai vektor relokasi dala m parameter hiposenter dan W adalah matriks diagonal yang berfungsi sebagai pembobotan berdasarkan kualitas picking. Perbaikan posisi hiposenter akan terus dilakukan dengan melakukan iterasi hingga residual waktu tempuh observasi dan kalkulasi mendekati nol. Dalam penelitian ini metode double difference menggunakan program hypodd (Waldhauser, 2001). Gambar 4.23 Diagram alir metode Double difference JURUSAN FISIKA FMIPA - ITS 54

55 Metode clustering dalam DD merupakan salah satu teknik analisis dalam data dimana clustering melakukan pengelompokan dari data yang besar dikelompokkan ke dalam data yang lebih kecil berdasarkan kesamaan karakteristik data. Dengan kesamaan karakteristik pada sebuah kelompok ini dapat diambil suatu informasi yang mempunyai arti dan berguna. Metode double difference memungkinkan penggunaan kombinasi fase picking biasa dari katalog gempa (disebut sebagai katalog data) atau perbedaan waktu tempuh dari korelasi fase gelombang P atau gelombang S (korelasi silang/ cross correlation). Analisis katalog gempa dan bentuk gelombang seismik di berbagai belahan dunia menunjukkan bahwa di setiap daerah ada kelompok peristiwa yang memiliki bentuk gelombang hampir sama. Peristiwa ini disebut multiplet, karena kemiripan yang kuat dari bentuk gelombang yang sangat dekat satu sama lain. Bentuk gelombang yang menunjukkan kesamaan yang kuat ditandai dengan koefisien korelasi silang tinggi (Moriya, 2002). Namun dalam penelitian ini penentuan clustering tidak berdasarkan korelasi silang, melainkan pengelompokan hiposenter berdasarkan jarak atau yang sering disebut distance clustering. Gambar 4.24 Ilustrasi clustering Sebuah pengelompokan dengan menghitung jarak pada objek tetangga terdekat (nearest neighbor). Dalam penelitian ini diterapkan analisis clustering dengan data gempa lokal daerah Lamda. Analisis ini terdiri dari dua langkah: 1) menemukan pasangan hiposenter gempa dan mengklasifikasikannya ke dalam kelompok berdasarkan jarak minimun pasangan gempa dibandingkan dengan jarak stasiun terhadap sumber; 2) relokasi relatif tiap event gempa untuk master event nya. Master event adalah suatu kejadian gempa yang akan dijadikan acuan saat proses inversi DD. Untuk menjadikan suatu hiposenter menjadi master event, dapat dilihat berdasarkan tingkat kepercayaan saat picking (pembobotan) dan JURUSAN FISIKA FMIPA - ITS 55

56 hiposenter tersebut memiliki nilai error yang sangat kecil serta bentuk waveform yang bagus. 4.3 Penentuan Hiposenter dan Episenter MEQ di Area Kamojang Pada kerja praktek yang telah dilakukan penulis melakukan penentuan hiposenter MEQ di area panas bumi Kamojang dari event yang terekam dari tanggal 1 Mei 2014 samapai dengan 10 Mei Teknik Picking Gelombang P dan Gelombang S Pada kerja praktek ini digunakan software SeisGram2K60 untuk melakukan picking gelombang P dan S secara manual. Proses picking sendiri merupakan proses penentuan arival time dari gelombang P dan gelombang S. Gelombang P merupakan gelombang gelomabng yang tiba pertama di stasiun, dengan kata lain gelombang P adalah lonjakan pertama setelah ground roll (noise). Sedangkan gelombang S merupakan gelombang yang tiba di stasiun setlah gelombang P, di mana amplitudo gelombang S lebih besar dari amplitudo gelombang yang datang sebelumnya. Dari penentuan tp dan ts maka dapat dilakukan penentuan hiposenter dan episenter gempa. Proses picking dengan software SeisGram2K60 menggunakan prinsip bahwa gelombang P dipicking pada komponen vertikal v seismogram dengan ciri gelombang yang tiba pertama yang ditandai dengan pelonjakan amplitudo secara tiba-tiba setelah ground roll (noise). Sedangkan gelombang S dipicking dari komponen n atau e seismogram, dengan prinsip bahwa gelombang S adalah gelombang yang pertama datang setelah ground roll (noise) yang dicirikan dengan pelonjakan amplitudo secara tibatiba. Prinsip lainnya dengan mengacu bahwa gelombang S selalu ada dibelakang gelombang P, karena Vp > Vs. Gempa yang terekam di stasiun dapat berupa gempa lokal (meq) dan atau gempa regional. Berikut adalah perbedaan antara gempa lokal dengan gempa regional. a. Gempa Lokal Bentuk getaran gempa pendek Getaran tiba-tiba dan tidak begitu lama (karena jaraknya dekat, getaran gelombang akan sampai di stasiun dalam waktu relatif cepat) JURUSAN FISIKA FMIPA - ITS 56

57 Magnitudo kecil ( 3 skala Ritcher) Kedalaman hiposenter dangkal ( 3 Km) LAPORAN COOP PENELITIAN /KERJA PRAKTEK Selisih arival time (waktu tiba) gelombang primer (P-wave) dan gelombang sekunder (s-wave) sedikit, durasi pendek ( 3 sekon) b. Gempa Regional Bentuk getaran gempa panjang Getaran tiba-tiba dan lama (karena jaraknya jauh, getaran gelombang akan sampai di stasiun dalam waktu relatif lambat) Magnitudo relatif besar (> 3 skala ritcher) Karena gempa jauh sebagian besar ditimbulkan oleh aktivitas tektonik dalam bumi, maka kedalaman hiposenter relatif lebih dalam (>4 km) Selisih arrival time (waktu tiba) gelombang P dan gelombang S lama, durasi panjang ( 3 sekon) Gambar 4.25 Contoh picking gelombang P dan S pada gempa lokal/meq (t s -t p = s) JURUSAN FISIKA FMIPA - ITS 57

58 Gambar 4.26 Contoh picking gelombang P dan S pada gempa regional (ts-tp = s) Penentuan Hiposenter dan Episenter dengan Geiger Adaptive Damping (GAD) Pada kerja praktek ini dilakukan penentuan hiposenter MEQ dengan mengunakan software Geiger Adaptive Damping (GAD). Software ini menggunakan metode SED dalam menentukan hiposenter dan episenter gempa. Untuk menentukan hiposenter MEQ dengan software GAD ini diperlukan input data yaitu koordinat stasiun, model kecepatan 1-D waktu tiba gelombang P dan S berdasarkan hasil picking menggunakan SeisGram2K60. Setelah input tersebut telah dilakukan, maka langkah selanjutnya menjalankan sofware tersebut. Setalah dijalankan maka akan keluar hasil penentuan hiposenter secara otomatis. Berikut adalah proses penginputan data hingga diperoleh hasil penentuan hiposenter. a. Data Stasiun Input stasiun dilakukan dengan menuliskan koordinat stasiun (x,y, dan z) yang kemudian disimpan dengan nama stasiun.dat. JURUSAN FISIKA FMIPA - ITS 58

59 Gambar 4.27 stasiun.dat Keterangan : Baris 1 : Jumlah stasiun Baris 2 kolom ke-1 : Kode stasiun (3 huruf) Baris 2 kolom ke-2,3 dan 4 : koordinat x,y dan z Catatan : Tanda positif (+) menunjukkan arah timur pada koordinat x, arah Utara pada koordinat y dan arah ke bawah pada koordinat z. Tanda negatif (-) menunjukkan arah barat pada koordinat x, arah selatan pada koordinat y dan arah ke atas pada koordinat z. b. Data Model kecepatan 1-D Data ini berisi nila Vp dan Vs pada setiap lapisan beserta tebal lapisan. Data ini dismpan dengan nama velocity.dat. Gambar 4.28 velocity.dat JURUSAN FISIKA FMIPA - ITS 59

60 Keterangan : Baris 1 : Jumlah lapisan LAPORAN COOP PENELITIAN /KERJA PRAKTEK Baris 2 : Koordinat z diskontinuitas. Dalam hal jumlah lapisan = 1, baris ini akan dilewati oleh program, tetapi baris blank harus ada. Baris 3 : Nilai kecepatan gelombang P ditulis dalam format f8.3 untuk setiap lapisan. Baris 4 : Nilai kecepatan gelombang S ditulis dalam format f8.3 untuk setiap lapisan. c. Data waktu tiba Data ini berisi waktu tiba gelombang P dan S berdasarkan hasil picking dan simpan dengan nama arrival.dat. Data kejadian gempa untuk setiap satu stasiun dituklis dalam satu baris dan setiap kejadian gempa dipisahkan oleh baris kosong. Akhir data dinyatakan dengan tulisan Gambar 4.29 arrival.dat Keterangan : Kolom 1-10 : YYMMDDHHmm (Y: tahun ; M: bulan ; D: hari; H: jam ; m: menit) Kolom 11 : Kosong atau, (tanda koma) Kolom : Kode stasiun (3 huruf) Kolom 15 : Kosong atau, (tanda koma) Kolom : Waktu tiba gelombang P. Jika data tidak ada maka ketik JURUSAN FISIKA FMIPA - ITS 60

61 Kolom 22 : Kosong atau, (tanda koma) Kolom 23 : Polarisasi gelombang P, jika Up tanda + dan jika down maka diberi tanda - Kolom 24 : Kosong atau, (tanda koma) Kolom 25 : Jika waktu tiba gelombang P jelas, maka diberi tanda I dan jika tidak jelas, maka diberi tanda E Kolom 26 : Kosong atau, (tanda koma) Kolom : Waktu tiba gelombang S. Jika data tidak ada maka ketik Kolom 33 : Kosong atau, (tanda koma) Kolom 34 : Jika waktu tiba gelombang S jelas, maka diberi tanda I dan jika tidak jelas, maka diberi tanda E. d. Data Hasil Perhitungan Data ini merupakan output dari GAD yang berisi hasil penentuan hiposenter yaitu x,y, dan z serta origin time. Output ini tersimpan dalam satu folder yang sama dengan stasiun.dat, velocity.dat, dan arrival.dat. Output ini tersimpan dengan results.dat. Data Hiposenter : Sumbu X = pusat gempa berjarak km ke arah barat titik acuan. Sumbu Y = pusat gempa berjarak km ke arah selatan titik acuan. Sumbu Z = pusat gempa berada pada kedalaman km di bawah episenter. Catatan : Timur, utara, Bawah permukaan = + (positif). Barat, selatan, atas permukaan = - (negatif). JURUSAN FISIKA FMIPA - ITS 61

62 Gambar 4.30 Results.dat Hasil Penentuan lokasi Hiposenter dan Episenter Hiposenter gempa lokal dapat diperoleh dengan melakukan langkah-langkah sebagai berikut. Pertama dilakukan picking gelombang P dan S pada setiap event yang terekam oleh seismograf. Kemudian dilakukan penentuan hiposenter dengan menggunakan software GAD seperti yang telah dijelaskan sebelumnya. Setelah diperoleh hiposenter, selanjutnya dilakukan pemetaan dengan menggunkan google earth. Suatu getaran yang terekam oleh seismograf dapat dikategorikan sebagai gempa apabila getaran tersebut tersebut terekam lebih dari tiga statasiun. Di PGE Kamojang sendiri terdapat 11 stasiun yang meng- cover seluruh area Kamojang untuk merekam gempa lokal. Namun pada kerja praktek ini digunakan 8 stasiun saja untuk mengamati gempa lokal. Pada pengamatan yang dilakukan mulai tanggal 1 Mei s.d 10 Mei 2014, diperoleh sebanyak 10 gempa lokal yang terekam hampir di semua stasiun yang digunakan. Berikut adalah informasi mengenai event yang terekam beserta hasil pemetaan hiposenter dengan google earth. JURUSAN FISIKA FMIPA - ITS 62

63 Tabel 4.1 Hasil Penentuan Hiposenter Gempa Lokal LAPORAN COOP PENELITIAN /KERJA PRAKTEK No. Event Tanggal Jam X (m) Y(m) Z(m) 1. HIPO 1 3 Mei :57 2. HIPO 2 4 Mei :06 3. HIPO 3 4 Mei :18 4. HIPO 4 5 Mei :49 5. HIPO 5 6 Mei :00 6. HIPO 6 6 Mei :48 7. HIPO 7 7 Mei :18 8. HIPO 8 7 Mei :33 9. HIPO 9 10 Mei : HIPO Mei : Gambar 4.31 Hasil Pemetaan Episenter dengan Google Earth JURUSAN FISIKA FMIPA - ITS 63

64 Sebelum menetukan hiposenter terlebih dahulu ditentukan titik acuan, pada pengamatan ini titik acuan berada di PLTP (Pembangkit Listrik Tenaga Panas Bumi) Kamojang yang berada di titik X = m easting dan Y = m notrhing dengan elevasi 1507 m di atas permukaan laut. Setelah menetukan titik acuan, maka waktu tiba gelombang P dan S yang diperoleh dari hasil picking dengan seisgram dijadikan input GAD beserta model kecepatan 1-D dan koordinat stasiun. Setelah itu diperoleh hasil hiposenter seperti tabel 4.1, kemudian hasil pemetaan seperti pada gambar Hiposenter tersebut berada hingga kedalaman 4002 m di bawah titik referensi, tanda minus pada tabel menunjukkan berada di bawah di bawah titik referensi sedangkan tanda plus menunjukkan berada di atas stasiun dengan kata lain memiliki elevasi lebih tinggi. Gempa lokal yang terekam merupakan energi seismik yang dilepaskan oleh batuan ketika mengalami deformasi saat injeksi air permukaan yang menekan batuan. Hiposenter tersebut merupakan fokus terjadinya deformasi batuan akibat tekanan air injeksi. Sehingga kumpulan dari hiposenter-hiposenter tersebut dapat dipetakan membentuk kemenurusan, sehingga pola kemenerusan hiposenter tersebut dapat didentifikasi sebagai pola aliran fluida injeksi. Oleh karena itu, salah satu manfaat microearthquake monitoring pada produksi panas bumi ialah memantau aliran fluida injeksi untuk dapat meningkatkan produksi uap. Pada pengamatan ini, diperoleh hiposenter yang berada di area panas bumi Kamojang. Namun hiposenter tersebut tidak dapat diidentifikasi sebagai aliran fluida injeksi karena tidak membentuk kemenerusan. Untuk dapat mendapatkan pola kemenerusan dari hiposenter seharusnya perlu didapat hiposenter sebanyak mungkin. Dengan kata lain perekaman gempa lokal harus dilakukan dalam rentang waktu yang cukup panjang sehingga diperoleh banyak event. Data yang dipakai pada pengamatan ini data pengamatan 10 hari, sangat kurang untuk pemantauan gempa lokal. Hiposenter yang diperoleh pada pengamatan ini memang masih harus dikoreksi lagi, karena memiliki tingkat ketidakpastian yang cukup tinggi. Hal tersebut dikarenakan metode yang digunakan dalam penentuan hiposenter ini ialah metode SED yang sangat bergantung pada model kecepatan 1-D. Oleh karena itu perlu dilakukan relokasi lagi dengan menggunakan metode JHD dan DD, sehingga diperoleh hiposenter yang sangat mendekati keadaan sebenarnya. JURUSAN FISIKA FMIPA - ITS 64

65 4.4 Aplikasi lain MEQ dalam Bidang Panas Bumi LAPORAN COOP PENELITIAN /KERJA PRAKTEK Selain menentukan zona-zona rekahan dengan penentuan hiposenter dan episenter, terdapat juga aplikasi lain dari MEQ dalam bidang panas bumi di antaranya ialah tomografi seismik Vp dan Vp/VS dan penentuan focal mechanism gempa Tomografi Seismik Vp dan Vp/Vs Tomografi seismik adalah metode untuk merekonstruksi struktur bawah permukaan bumi menggunakan data bentuk gelombang (waveform) atau data waktu tempuh (travel time) dari gelombang seismik. Metode ini dipergunakan untuk memperoleh profil sebaran detil dari sifat-sifat fisik batuan seperti kecepatan dan poisson s ratio. Tomografi dibagi ke dalam dua jenis pemodelan,yaitu: 1. Pemodelan ke depan (forward modelling) 2. Pemodelan ke belakang/inversi (inverse modelling) Pemodelan ke depan dilakukan dengan cara menentukan parameter model terlebih dahulu, lalu diperiksa apakah model tersebut menghasilkan data yang sesuai dengan data pengamatan. Sedang pemodelan ke belakang sering dikatakan sebagai kebalikan dari pemodelan ke depan karena dalam pemodelan inversi parameter diperoleh secara langsung dari data. Kedua jenis pemodelan tersebut dapat dipecahkan dengan beberapa metode yang beragam. Pemodelan ke depan dalam tomografi dapat dilakukan dengan beberapa metode, di antaranya : - Metode elemen hingga (finite element) - Metode beda hingga (finite difference) - Metode jejak sinar (ray tracing) Sedangkan pemodelan inversi dalam tomografi dapat dilakukan dengan beberapa pendekatan, di antaranya : - Filter proyeksi balik (filter back projection) - ART ( Algebraic Reconstruction Technique) - SIRT ( Simultaneous Iterative Reconstraction Technique) - SART (Simultaneous Algebraic Reconstruction Technique) JURUSAN FISIKA FMIPA - ITS 65

66 Gambar 4.32 Hamburan gelombang seismik di medium tidak homogen Tomografi seismik berguna dalam membuat pencitraan bawah permukaan dimana kondisi medium bawah permukaan tidak homogen. Medium yang tidak homogen dapat dibagi menjadi dua jenis. Jenis pertama adalah medium yang memiliki ukuran jauh lebih kecil daripada panjang gelombang seismik dan memiliki kontras cepat rambat yang sangat besar. Sedangkan jenis kedua adalah medium yang memiliki ukuran jauh lebih besar dari panjang gelombang dan hanya memiliki kontras cepat rambat yang kecil. Penjalaran gelombang akustik 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 juga dengan gelombang total. JURUSAN FISIKA FMIPA - ITS 66

67 Gambar 4.33 Contoh tomografi. atas : nilai Vp warna menunjukkan besar nya nilai Vp. Bawah : nilai Vp/Vs ditunjukkan dengan warna. Dengan demikian dapat ditentukan zona yang dilalui fluida panas bumi atau zona reservoir Parameter yang digunakan dalam tomogarafi ini ialah Vp, Vs dan Vp/Vs yang digunakan untuk mengestimasi poison s ratio (ν). Parameter ini sangat bergantung pada medium yang dilalui oleh gelombang seismik. Gelombang P dapat merambat pada semua medium, semakin tinggi densitas medium maka nilai Vp semakin besar begitupun sebaliknya. Gelombang S hanya dapat merambat pada medium padat sedangkan pada fluida tidak atau nilai Vs mendekati nol. Sama halnya dengan gelombang P, kecepatan gelombang S (Vs) semakin besar bila medium yang dilaluinya memiliki densitas yang besar. Rasio Vp/Vs menujukkan keberadaan fluida dalam zona porus, nilai Vp/Vs yang tinggi menunjukkan bahwa suatu zona merupakan zona yang memiliki kandungan fluida sedangkan Vp/Vs yang JURUSAN FISIKA FMIPA - ITS 67

68 rendah menunjukkan suatu zona merupakan zona yang tidak porus atau keterdapatan fluida nya kecil. Dari parameter-parameter tersebut dapat dilakukan konstruksi bawah permukaan untuk menentukan zona yang merupakan reservoir panas bumi atau zona aliran fluida panas bumi seperti gambar Penentuan Focal Mechanism Mekanisme fokus atau lebih dikenal sebagai Focal Mechanism dari gempa bumi adalah penggambaran dari deformasi inelastis di kawasan sumber yang menghasilkan gelombang seismik. Dalam banyak kasus, hal ini berhubungan dengan peristiwa patahan yang mengacu pada orientasi bidang sesar yang bergeser dan slip vektornya, hal ini dikenal juga sebagai solusi bidang patahan. Mekanisme fokus berasal dari solusi momen tensor gempa bumi, yang dapat diperkirakan dari analisis gelombang seismik teramati. Saat terjadi gempa bumi, terjadi pelepasan energi yang menyebar keseluruh bagian bumi. Mekanisme fokus dapat diturunkan dengan mengamati pola gerakan pertama/first motion gempa bumi. Yaitu, apakah gelombang P yang tiba tercatat pertama kali pada seismometer berupa puncak atau lembah. Dalam hal ini, energi yang tersebar oleh gempa akibat sesar membagi bumi menjadi empat bagian. Perbedaan first motion ini disebabkan karena posisi stasiun terhadap sumber gempa bumi. Gambar 4.34 Contoh pembuatan focal mechanism JURUSAN FISIKA FMIPA - ITS 68

69 Dalam pembuatan mekanisme fokus, Gelombang P yang tercatat dari berbagai stasiun di dunia dikumpulkan. Lalu gelombang P dibedakan berdasarkan pola first motion-nya. Dalam contoh ini, gelombang P yang tiba di stasiun sebagai puncak disimbolkan dengan bulatan hitam. Sedangkan gelombang P yang tiba pada stasiun sebagai lembah disimbolkan dengan bulatan putih. Sedangkan pada kasus bentuk gelombang tiba yang diragukan disimbolkan dengan (x). Masing-masing simbol first motion di-plot terhadap bidang dari pusat ke azimuth relatif stasiun terhadap fokus gempa bumi. Dalam hal ini sumber gempa ditandai sebagai (+), seperti gambar Kemudian dilakukan penentuan kuadran berdasarkan titik-titik yang sudah di-plot, lalu diberi warna. Metode ini digunakan sebelum gelombang dicatat dan dianalisis secara digital. Metode ini tetap digunakan pada gempa bumi sangat kecil untuk solusi momen tensor. Saat ini, Mekanisme Fokus banyak menggunakan analisis semi-otomatis dari bentuk gelombang yang tercatat. Solusi momen tensor biasanya ditampilkan secara grafis menggunakan diagram beachball. Pola energi radiasi selama gempa bumi dengan satu arah gerakan pada satu bidang patahan dapat dimodelkan sebagai pasangan ganda, yang digambarkan secara matematis sebagai kasus khusus dari sebuah tensor urutan kedua (sama dengan tegangan dan regangan) yang dikenal sebagai momen tensor. Gambar 4.35 Solusi momen tensor yang ditampilkan dalam bentuk beach ball Cara membaca beachball dengan melihat kuadran-kuadaran pada beach ball tersebut. jika lingkaran tersebut dibagi 4 kuadran, maka bagian paling atas adalah utara.kalaupun tidak JURUSAN FISIKA FMIPA - ITS 69

70 dibagi menjadi 4 kuadran, maka bagian atas adalah utara. Biasanya, Tensor selalu berwarna gelap. Jadi jika ada 4 kuadran dengan warna gelap terang selang seling maka itu adalah sesar geser. Jika Lingkaran tersebut dibagi menjadi tiga bagian, dan ditengah berwarna gelap, maka itu adalah sesar naik.begitu juga sebaliknya, jika ditengah warna terang, maka itu adalah sesar turun. Untuk sesar geser naik/turun, maka gambar pada diagram beachball-nya adalah kombinasi dari keduanya. Gambar 4.36 Cara pembacaan momen tensor Jika suatu energy didalam bumi dilepaskan, maka akan terjadi radiasi kesegala arah, akan berupa suatu bola, ini dipercaya bahwa gempa bumi disebabkan oleh suatu sesar. Sehingga energy yang dirambatkan menghasilkan pola gelombang seismic yang dapat berlawanan pada bagian sisi sesar yang berlawanan pula. Jika terjadi suatu sesar mendatar dextral (geser kiri), JURUSAN FISIKA FMIPA - ITS 70