## PEMODELAN MEKANISME SUMBER GEMPA BUMI RANSIKI 2012
BERKEKUATAN MW 6,7
1 Yopi Ruben Serhalawan, 2 Dimas Salomo J. Sianipar 2
1 Stasiun Geofisika Sorong, Badan Meteorologi Klimatologi dan Geofisika (BMKG), Sorong, Papua Barat, Indonesia
2 Sekolah Tinggi Meteorologi Klimatologi dan Geofisika, Badan Meteorologi Klimatologi dan Geofisika (BMKG), Tangerang Selatan, Banten, Indonesia
e-mail: yopiruben@gmail.com, dimas.salomo@bmkg.go.id

## Abstrak
Salah  satu  gempa  bumi  merusak  yang  terjadi  di  Indonesia  pada  tahun  2012  adalah gempa bumi Ransiki, Papua Barat 21 April 2012, Mw 6,7. Yang menarik dari gempa bumi ini  adalah  lokasi  gempa  bumi  yang  berdekatan  dengan  dua  sesar,  yaitu  sesar  Ransiki dan  sesar  Yapen.  Tujuan  penelitian  ini  adalah  membuat  pemodelan  dan  menganalisis mekanisme  sumber  gempa  bumi  untuk  mengetahui  sesar  penyebab  gempa  bumi Ransiki. Mekanisme sumber  gempa bumi dimodelkan dari proses inversi tensor momen menggunakan  program Isola .  Untuk  menentukan “bidang  sesar  sebenarnya” (true  fault plane) digunakan  program HC-plot .  Hasil  inversi  tensor  momen  menunjukan  bahwa gempa  bumi  Ransiki  merupakan  gempa  bumi  mekanisme  sesar  geser  dengan  bidang nodal 1; strike 355 0 , dip 68 0 , rake -165° dan bidang nodal 2; strike 259°, dip 76°, rake - 23°.  Pengolahan  dengan  program  HC-plot  menghasilkan “bidang  sesar  sebenarnya” yaitu bidang nodal 2 dengan strike 259°, dip 76°, rake -23°. Hasil ini menunjukan bahwa gempa  bumi  Ransiki  21  April  2012 Mw 6,7,  disebabkan  oleh  sesar  Yapen  dengan mekanisme  sesar  geser  mengiri  berarah  barat-timur,  tidak  disebabkan  oleh  sesar Ransiki.
Kata kunci: mekanisme sumber, inversi, isola, HC-plot

## Abstract
One of destructive earthquake that occurred in Indonesia region in year 2012, is Ransiki, April 21 th , 2012 earthquake, with Mw 6,7. The interesting thing of this event is its location which is very close with two geological faults, i.e. Ransiki Fault and Yapen Fault. The aim of  this  study  is  to  determine  the  source  mechanism  of  this  Mw  6.7  earthquake  and  to analyze  its  implication  as  a  generation  source  of  a  destructive  earthquake.  Earthquake source  mechanism  is  determined  by  moment  tensor  inversion  method  using  Isola program.  To  determine  the  true  fault  plane,  HC-plot  program  is  used.  Moment  tensor inversion results show that the source mechanism of the earthquake is a strike-slip fault with  nodal  plane  1;  strike  355°,  dip  68°,  rake  -165°  and  nodal  plane  2;  strike  259°,  dip 76°,  rake  -23°.  Using  HC-plot  method,  the  true  fault  plane  is  nodal  plane  2  with  strike 259°,  dip  76°,  rake  -23°.  These  results  indicate  Ransiki,  April  21th,  2012  earthquake caused by Yapen fault which is a sinistral strike-slip fault trending west-east, not caused by Ransiki Fault.
Keywords : source mechanism, inversion, isola, HC-plot

## PENDAHULUAN
Wilayah Papua merupakan salah satu wilayah  di  Indonesia  yang  memiliki  tingkat kompleksitas  tektonik  yang  tinggi.  Tingkat kompleksitas  tersebut  disebabkan  oleh pertemuan  beberapa  lempeng  tektonik besar  diantaranya  lempeng  Indo-Australia,
lempeng  Pasifik  dan  lempeng  laut  Filipina (Baldwin,  Fitzgerald,  &  Webb,  2012; Pubellier  &  Ego,  2002).  Hal  ini  berimplikasi pada  munculnya  sesar-sesar  lokal  yang tersebar  di  wilayah  Papua  seperti  yang ditampilkan pada Gambar 1.
Gambar 1. Tatanan tektonik wilayah Papua. MTFB = Mamberamo Thrust and Fold Belt ; WO = Weyland Overthrust ; WT = Waipona Through ; TAFZ = Tarera-Aiduna Fault Zone ; RFZ = Ransiki Fault Zone ; LFB = Lengguru Fault Belt ; SFZ = Sorong Fault Zone ; YFZ = Yapen Fault Zone ; MO = Misool-Onin High (Darman & Sidi, 2000).
Pertemuan  lempeng  tektonik  dan aktivitas  sesar-sesar  lokal  ini  berpotensi menjadi  sumber    pembangkit  gempa  bumi di  wilayah  Papua.  Beberapa  gempa  bumi besar yang signifikan dan merusak tercatat pernah terjadi di wilayah Papua dalam satu dekade terakhir di antaranya gempa 16 Juni 2010  M  7,0,  dan  gempa  3  Januari  2009 berkekuatan  M  7,6  menjadi  bukti  terkait pentingnya  pemahaman  kejadian  gempa bumi  di  wilayah  Papua  dan  usaha mitigasinya. Gempa bumi dapat menyebabkan  dampak  negatif  yang  cukup signifikan  yaitu  kerugian  ekonomi  karena kerusakan  bangunan  dan  berhentinya aktivitas manusia dan dapat mengakibatkan korban jiwa.
Pada  tanggal  21  April  2012,  terjadi kembali  gempa  bumi  kuat  di  dekat  wilayah Ransiki, Provinsi Papua Barat. Berdasarkan data  katalog  BMKG  (Badan  Meteorologi Klimatologi  dan  Geofisika),  gempa  bumi  ini terjadi  pada  pukul  08:05:33  WIB  dengan kekuatan  gempa  bumi  6,6 Mw(mB) pada koordinat  1,64 ° LS,  134,39 ° BT  pada
kedalaman  12,0  Km.  Skala  intensitas  pada peta  tingkat  guncangan  gempa  bumi (shakemap) (lihat  Gambar  2)  menunjukan bahwa  gempa  bumi  ini  dirasakan  di beberapa  wilayah  seperti  di  Ransiki  (V-VI MMI  atau Modified  Mercally  Intensity ), Manokwari (IV-V  MMI), Bintuni (III-IV  MMI), Biak  (III  MMI),  (Sorong  II-III  MMI),  Fak-fak (II-III  MMI),  Nabire  (II  MMI),  Kaimana  (II MMI).
Berdasarkan  laporan  dari  tim  survey BMKG,  gempa  bumi  menyebabkan  1 korban  luka  berat,  1  korban  luka  sedang dan  1  korban  luka  ringan.  Sebanyak  tujuh bangunan  mengalami  kerusakan  berat,  20 bangunan  mengalami  kerusakan  sedang dan  16  bangunan  mengalami  kerusakan ringan. Selain itu sebagian besar masyarakat Ransiki mengalami luka trauma dalam  skala  ringan.  Karena  dampak  yang ditimbulkannya,  gempa  bumi  ini  bisa digolongkan “gempa bumi merusak ” walaupun  dari  segi  kekuatan  tergolong bukan gempa bumi besar.
Gambar 2. Peta tingkat guncangan gempa bumi Ransiki 21 April 2012, Mw 6,7. Tanda bintang menunjukan lokasi episenter gempa bumi Ransiki.
Hal  yang  menarik  dari  kejadian gempa  bumi  Ransiki  ini  yaitu  lokasi  gempa bumi yang terletak di dekat dua sesar lokal (local  fault) yaitu  sesar  Ransiki  dan  sesar Yapen.  Hal  ini  menimbulkan  pertanyaan tentang  aktivitas  sesar  yang  mana  yang sebenarnya  menyebabkan  gempa  bumi tersebut.  Penelitian  ini  bertujuan  untuk membuat  pemodelan  dan  menganalisis mekanisme  sumber    gempa  bumi  Ransiki, menentukan  “bidang  sesar  sebenarnya” dan  mengasosiasikannya  dengan  tektonik wilayah  sekitar  untuk  mengetahui  sesar penyebab  gempa  bumi  Ransiki,  21  April 2012, Mw 6,7.
Pemodelan mekanisme sumber gempa  bumi  dapat  dilakukan  dengan metode  analisis  tensor  momen.  Salah  satu pendekatan  mekanisme  sumber  gempa bumi  dengan  analisis  tensor  momen dilakukan  dengan  program Isola (Isolated
Asperities) (E. N. Sokos & Zahradnik, 2008; E. Sokos & Zahradník, 2013).
Kode fortran program  Isola  untuk mencari asperitis terisolasi (isolated asperities) dari  data  gelombang  seismik lokal  dan  regional  telah  dikembangkan sejak tahun 2003 (E. N. Sokos & Zahradnik, 2008).  Pendekatan  yang  digunakan  dalam program Isola berdasarkan pada representasi  sumber  banyak  titik  dan dekonvolusi  iteratif,  mirip  dengan  yang digunakan  pada  metode  Kikuchi-Kanamori (Kikuchi & Kanamori, 1991) tetapi keseluruhan  gelombang  digunakan  dan fungsi green dihitung  dengan  metode bilangan  gelombang  diskrit  dari  Bouchon dan  Coutant  (Bouchon,  1981;  Coutant, 1989).
Tensor momen dari sub-events didapatkan  dengan  minimalisasi least- square dari  kecocokan  antara  sinyal
observasi  dan  sintetik,  sementara  posisi dan  waktu  dari sub-events dioptimalkan melalui grid-search.
Penggunaan  program Isola untuk mendapatkan parameter mekanisme sumber  gempa  bumi  telah  dilakukan sebelumnya  oleh  banyak  peneliti  gempa bumi  di  Indonesia  (Kasmolan,  Santosa, Lees,  &  Utama,  2010;  Rasmid,  2014; Santosa,  2012)  dan banyak  peneliti  gempa bumi di luar Indonesia (Carvalho, Barros, & Zahradník, 2016; Choi & Noh, 2010; Dias & Assumpcao, 2013; Kumar, Gupta, & Kumar, 2015;  Mohamed  &  Omar,  2014;  E.  N. Sokos  &  Zahradnik,  2008;  Srijayanthi, Kumar, Prasanna, & Rao, 2017).

## METODE
Dalam pemodelan mekanisme sumber  gempa  bumi,  dilakukan  proses inversi  tensor  momen  menggunakan  data sinyal  seismik,  koordinat  stasiun  pencatat gempa  bumi,  data polezero ,  data  model kecepatan  dan  data  parameter  gempa bumi.  Data  stasiun  pencatat  gempa  bumi yang  termasuk  sinyal  observasi,  koordinat stasiun  pencatat  gempa  bumi  dan  data polezero yang  digunakan  dalam  penelitian ini berasal dari jaringan stasiun BMKG-GFZ (GeoForschungsZentrum) .  Sinyal  seismik yang  digunakan  dalam  penelitian  ini diunduh dari  layanan  sistem  informasi  data seismik GFZ secara daring.
Metode yang digunakan dalam penelitian  ini  yaitu  metode  inversi  tensor momen  dengan  prinsip  iterasi  dekonvolusi dan  diimplementasikan  dalam  program Isola (Isolated  Asperities) (E.  N.  Sokos  & Zahradnik,  2008).  Program  ini  dijalankan dengan  bantuan  perangkat  lunak Matlab dengan paket Isola-GUI. Isola-GUI merupakan graphical  user  interface yang dikembangkan  pada Matlab dengan  tujuan untuk mengkombinasikan kecepatan pemrosesan dari kode fortran Isola dengan lingkungan Matlab yang user-friendly. Fitur- fitur  utama  dari Isola-GUI sangat  efisien dalam  penanganan  data,  kontrol  iteratif proses  inversi  dan  banyak  pilihan  dalam fasilitas plotting untuk  melihat  hasil-hasil pemodelan.
Data sinyal observasi yang digunakan dalam penelitian ini yaitu dalam format SAC (Seismic  Analysis  Code) (Goldstein  &
Snoke,  2005).  Data  sinyal  observasi  yang diterima pada stasiun pencatat gempa bumi merupakan  konvolusi  dari  sinyal  seismik sumber  gempa  bumi,  medium  penjalaran dan  respon  instrumen  (Stein  &  Wysession, 2009).
Data polezero digunakan untuk menghilangkan  respon  instrumen,  agar sinyal  yang  diterima  merupakan  sinyal sebenarnya  dari  sumber  gempa  bumi. Perhitungan  fungsi green dalam  program Isola dihitung  berdasarkan metode discrete wavenumber (Bouchon, 1981). Perhitungan fungsi green digunakan  untuk  membuat sinyal  sintetik  berdasarkan  model  bumi yang  dijadikan  masukan.  Inversi  tensor momen  dilakukan  dengan  membandingkan data displacement antara  sinyal  observasi dan  sinyal  sintentik.  Hasil  yang  didapatkan akan semakin akurat apabila sinyal observasi dan sinyal sintetik saling tumpang tindih  (E.  N.  Sokos  &  Zahradnik,  2008). Pentingnya  kecocokan  sinyal  sintetik  dan sinyal  observasi  ini  membuat  perlunya dilakukan  metode try  and  error untuk mendapatkan  kondisi  inversi  yang  paling ideal dan paling optimal.
Hasil mekanisme sumber gempa bumi yang  didapatkan  dari  proses  inversi  tensor momen  masih  mengandung  ambiguitas. Ambiguitas tersebut disebabkan oleh adanya dua bidang nodal dalam pemodelan sumber  gempa  bumi  berupa  parameter strike,  dip dan rake dari  kedua  bidang nodal. Ambiguitas dalam hal ini maksudnya adalah  peneliti  harus  menentukan  “bidang sesar  sebenarnya” (true  fault  plane) dari kedua bidang  nodal  tersebut.  Bidang  sesar yang  didapatkan  melalui  pemodelan  ini menunjukkan  bidang  yang  menjadi  sumber penyebab gempa bumi.
Melalui pemodelan mekanisme sumber  gempa  bumi  ini,  didapatkan  juga nilai Mw ( moment  magnitude ),  nilai  tensor momen, azimuth , plunge ,  komponen  DC ( Double Couple ), komponen CLVD ( Compensated Linear Vector Dipole ), lokasi centroid ,  waktu centroid dan  nilai  variansi reduksi. Moment magnitude (Mw) merupakan jenis magnitudo yang diestimasi paling  menggambarkan  energi  yang  dirilis oleh gempa bumi pada saat slip koseismik . Hal  yang  perlu  diperhatikan  dari  hasil pemodelan  adalah  nilai  variansi  reduksi yang  merupakan  ukuran  kecocokan  sinyal
observasi  dan  sinyal  sintetik.  Variansi reduksi  ini  nilainya  antara  nol  sampai dengan  satu.  Semakin  besar  nilai  variansi reduksi, maka hasil  pemodelan mekanisme sumber yang diperoleh semakin akurat.
Parameter  mekanisme  sumber  yang dihasilkan  masih  mengandung  ambiguitas karena  terdapat  dua  bidang  nodal  yang belum  diketahui  bidang  nodal  yang  mana merupakan  “bidang  sesar  sebenarnya”. Untuk menentukan
“bidang sesar sebenarnya”,  digunakan  metode geometry hypocenter
centroid yang diimplementasikan  dalam  program HC-plot (Zahradnik, Gallovic, Sokos, Serpetsidaki, & Tselentis,  2008).  Yang  menjadi  masukan dalam program HC-plot yaitu lokasi hiposenter  gempa  bumi,  lokasi centroid , dan  parameter strike dan dip dari  kedua bidang nodal.
Hiposenter diartikan sebagai titik awal keluarnya energi gempa bumi, dan centroid diartikan  sebagai  titik  tengah  perpotongan antara  bidang  nodal  1  dan  bidang  nodal  2. Bidang  nodal  yang  jaraknya  paling  dekat
dengan  lokasi  hiposenter  diestimasikan sebagai “bidang sesar sebenarnya” (Zahradnik  et  al.,  2008).  Metode  ini  telah diuji  untuk  gempa  bumi  Parkfield,  gempa bumi  Andreanof,  gempa  bumi  Athens  dan gempa  bumi  Leonidio  dan  hasil  “bidang sesar sebenarnya” yang didapatkan sesuai dengan  yang  terjadi  di  kenyataannya (Zahradnik et al., 2008).

## HASIL DAN PEMBAHASAN
Data sinyal observasi yang digunakan  dalam  penelitian  ini  berasal  dari 11 stasiun lokal maupun regional di wilayah Papua  dan  Maluku.  Dari  proses trial  and error dalam  proses  inversi,  empat  stasiun dengan nilai variansi reduksi tertinggi dipilih sebagai  stasiun  yang  digunakan  untuk mendapatkan  hasil  mekanisme  sumber gempa bumi. Empat stasiun tersebut antara lain, FAKI (Fak-Fak, Papua Barat,
Indonesia),  BNDI  (Bandaneira,  P.  Banda,
Maluku, Indonesia), GENI (Genyem, Jayapura, Papua, Indonesia), TNTI
(Ternate, Maluku Utara) (lihat Gambar 3).
Gambar 3. Stasiun seismik BMKG yang digunakan ditandai dengan warna segitiga biru. Bintang merah merupakan episenter gempa bumi. Legenda lainnya tertera pada peta.
Model  kecepatan  yang  digunakan adalah  sebagaimana  digambarkan  pada Gambar 4. Model kecepatan ini menggambarkan  model  inisal  kecepatan gelombang  seismik  (gelombang  P  dan gelombang  S)  secara  global.  Hasil  relokasi hiposenter  gempa  bumi  Ransiki  21  April 2012 dari Salomo dkk. (Salomo, Daryono, & Subakti,  2015)  digunakan  sebagai input parameter lokasi hiposenter dalam program Isola . Panjang sinyal yang digunakan dalam
proses  inversi  yaitu  409,6  detik  sesuai dengan panjang waktu default yang disediakan  pada  program Isola. Waktu  ini telah  mencakup  keseluruhan  sinyal  gempa bumi  Ransiki  pada  stasiun-stasiun  seismik regional  dalam  proses  inversi.  Sinyal sepanjang  409,6  detik  ini  yang  akan dikomparasi  antara  sinyal  observasi  (dari empat  stasiun  BMKG-GFZ)  dengan  sinyal sintetiknya  yang  dibuat  dengan fungsi green.
Gambar 4. Model kecepatan gelombang seismik yang digunakan dalam penelitian ini (Sokos dan Zahradnik, 2008). Warna biru merupakan model kecepatan gelombang P dan warna merah merupakan model kecepatan gelombang S.
Filter yang  digunakan  untuk  konversi data velocity ke  data displacement dalam proses inversi yaitu 0,02-0,035 Hz. Filter ini digunakan  sesuai  dengan  Bormann  dkk. (Bormann  et  al.,  2002)  yang  menyatakan bahwa filter frekuensi  rendah  untuk  data displacement berguna  untuk  memenuhi pendekatan  sumber  titik.  Tipe  inversi  yang digunakan  dalam  pemodelan  ini  yaitu deviatoric MT (deviatoric moment tensor).
Gambar  5  menunjukan  pencocokan data displacement antara  sinyal  observasi
dan  sinyal  sintetik  dalam  seismogram  tiga komponen.  Sinyal  warna  hitam  merupakan sinyal  observasi  sedangkan  sinyal  warna merah  merupakan  sinyal  sintetik.  Nilai dengan warna biru merupakan nilai variansi reduksi  (0-1).  Gambar  yang  disajikan merupakan  hasil  final  (kondisi  optimal) pemodelan  mekanisme  sumber  dalam penelitian  ini  setelah  dilakukan  metode try and  error. Hasil  ini  didapatkan  langsung melalui GUI  program  Isola yang  dijalankan dengan program Matlab.
Gambar 5. Pencocokan sinyal displacement observasi terhadap sinyal sintetik dalam seismogram tiga komponen. Sinyal observasi ditandai dengan warna hitam, sinyal sintetik ditandai dengan warna merah. Nilai warna biru menandakan nilai variansi reduksi (0-1).
Berdasarkan  nilai  variansi  reduksi, pencocokan  data  yang  ditunjukan  pada Gambar  6  secara  umum  sudah  terlihat cukup relevan, hanya ada dua stasiun pada komponen Z (vertikal) yang masih mempunyai nilai variansi minus. Ini merupakan nilai terbaik yang dihasilkan dari proses trial  and  error .  Variansi  rata-rata untuk  keempat  stasiun  yang  digunakan yaitu  0,70  (70  %).  Berdasarkan  nilai variansi, maka hasil yang didapatkan dalam penelitian ini cukup relevan apabila dihubungkan dengan keadaan nyatanya (E. N. Sokos & Zahradnik, 2008).
Gambar 6 menunjukkan hasil mekanisme  sumber  gempa  bumi  yang didapatkan  dari  proses  inversi  tensor momen. Berdasarkan parameter mekanisme  sumber,  gempa  bumi  Ransiki 21 April 2012, Mw 6,7 termasuk mekanisme sesar  geser  mendatar (strike-slip  fault) dengan bidang nodal 1; strike 355 ° , dip 68 ° , rake -165 ° dan bidang nodal 2; strike 259 ° , dip 76 ° , rake -23 ° .
Gempa  bumi  ini  mempunyai  lokasi centroid dengan  lintang  1,4708 ° LS,  bujur 134,4354 ° BT dan kedalaman 50,5488 Km. Parameter  sumber  gempa  bumi  yang dihasilkan  masih  mengandung  ambiguitas karena  terdapat  dua  bidang  nodal  yang mana  salah  satu  dari  kedua  bidang  nodal
tersebut merupakan “bidang sesar sebenarnya ” (true  fault  plane) dan  yang lainnya  adalah “bidang  bantu” (auxiliary plane) . Sebagai perbandingan, katalog Global Centroid Moment Tensor (GCMT) (Ekström, Nettles,  &  Dziewoński,  2012)  merilis mekanisme sumber gempa bumi Ransiki ini yaitu bidang nodal pertama dengan strike=82, dip=84, slip=2, dan bidang nodal kedua dengan strike=352, dip=88, slip=174. Katalog GCMT ini dibuat dengan menggunakan data-data seismik dari stasiun-stasiun yang jaraknya jauh (teleseismik), bukan data lokal/regional.
Parameter  sumber  gempa  bumi  dan lokasi centroid (lintang,  bujur,  kedalaman) yang didapatkan dari proses inversi digunakan sebagai input pada program HC- plot , sedangkan parameter lokasi hiposenter  menggunakan  hasil  relokasi hiposenter  gempa  bumi  Ransiki  21  April 2012  dari  Salomo  (Salomo  et  al.,  2015) dengan  lintang  1,4771 ° LS,  bujur  134,425 ° BT  dan  kedalaman  54,43  Km  (Gambar 7.a).
Menurut  (Zahradnik  et  al.,  2008), bidang  nodal  yang  jaraknya  paling  dekat dengan  lokasi  hiposenter  diestimasikan sebagai “bidang sesar sebenarnya”.
Gambar 6. Hasil pemodelan mekanisme sumber gempa bumi Ransiki 21 April 2012, Mw 6,7 yang terdiri dari parameter mekanisme sumber ( strike, dip, rake ) dari kedua bidang nodal, nilai tensor momen, lokasi centroid , waktu centroid , magnitudo momen (Mw), komponen DC, komponen CLVD, azimuth , plunge dan nilai variansi reduksi.
(a)
(b)
Gambar 7. (a) Input dalam program HC-plot berupa lokasi hiposenter (lintang, bujur, kedalaman) gempa bumi, lokasi centroid (lintang, bujur, kedalaman), strike dan dip dari kedua bidang nodal. (b) Hasil “bidang sesar sebenarnya”. Warna hijau merupakan bidang nodal 1 dan warna merah merupakan bidang nodal 2. Tanda bintang merupakan hiposenter gempa bumi utama.
Warna  hijau  menandakan  bidang nodal  1,  warna  merah menandakan  bidang nodal  2,  dan  tanda  bintang  merupakan lokasi hiposenter gempa bumi. Dapat dilihat pada  Gambar  7.b,  bidang  nodal  yang jaraknya  paling  dekat  dengan  lokasi hiposenter  yaitu  bidang  nodal  2  (warna merah)  dengan  jarak  1,31  Km,  sedangkan jarak  lokasi  hiposenter  ke  bidang  nodal  1 (warna  hijau)  yaitu    2,78  Km.  Jarak  lokasi hiposenter ke lokasi centroid yaitu 4,11 Km. Jadi  berdasarkan  metode geometry hypocenter centroid yang di implementasikan dalam program HC-plot , di simpulkan bahwa “bidang sesar sebenarnya ” (true  fault  plane) dari  kedua bidang nodal adalah bidang nodal 2  (warna merah)  dengan strike 259 ° , dip 76 ° , rake - 23 ° berarah barat-timur. Selanjutnya bidang sesar sebenarnya yang didapatkan, diasosiasikan  dengan  kondisi  tektonik sekitar,  yang  mana  terdapat  dua  bidang sesar yaitu sesar Ransiki dan sesar Yapen (Gambar 1). Sesar Ransiki berarah baratlaut-tenggara  sedangkan  sesar  Yapen berarah barat-timur (Darman & Sidi, 2000).
Berdasarkan  hasil  pengolahan  yang didapatkan dengan program HC-plot , dapat dinyatakan  bahwa  penyebab  gempa  bumi Ransiki yaitu sesar Yapen dengan mekanisme  sesar  geser  mengiri  sesuai dengan  bidang  nodal  2  yang  merupakan “bidang sesar sebenarnya”. Hasil ini sesuai dengan  penelitian  sebelumnya  (Salomo  et al., 2015) yang menemukan bahwa penyebab dari gempa bumi Ransiki 21 April 2012,  Mw  6,7  adalah  sesar  Yapen berdasarkan  distribusi  relokasi  hiposenter gempa bumi susulan (aftershocks
distribution) dengan metode MJHD (Modified Joint Hypocenter Determination) .

## SIMPULAN
Penelitian ini telah berhasil menentukan  mekanisme  sumber  penyebab gempa  bumi  Ransiki  21  April  2012. Penyebab  gempa  bumi  tersebut  adalah bidang  penyesaran  dengan  bidang  nodal  1 dengan strike 355 ° , dip 68 ° , rake -165 ° dan bidang  nodal  2; strike 259 ° ,  dip  76 ° , rake - 23 ° .  Dari  hasil  analisis  mekanisme  sumber gempa bumi, diketahui bahwa bidang nodal 2  merupakan “bidang  sesar  sebenarnya” (true fault plane) dan menunjukkan
eksistensi  aktivitas  sesar  Yapen,  bukan sesar  Ransiki.  Dengan  demikian  dapat disimpulkan  bahwa  penyebab  gempa  bumi Ransiki  21  April  2012  Mw  6,7  yaitu  sesar Yapen  dengan  mekanisme  sesar  geser mengiri dengan arah barat-timur.

## SARAN
Pemodelan mekanisme sumber gempa  bumi  merupakan  langkah  nyata yang  penting  dalam  penilaian  bahaya gempa  bumi.  Penulis  merekomendasikan agar  setiap  gempa  bumi  dengan  kekuatan M > 5,0 dapat dibuat pemodelan mekanisme  sumber  gempa  buminya  dan kemudian  dikompilasi.  Tahap  selanjutnya dalam  peningkatan  pemahaman  gempa bumi di wilayah tersebut yaitu dibuat proses sumber  gempa  bumi  yang  lebih  rinci  baik dengan metode seismologi, geodetik maupun  menggunakan  data  penginderaan jauh.

## UCAPAN TERIMAKASIH
Penulis  mengucapkan  terima  kasih kepada  Badan  Meteorologi  Klimatologi  dan Geofisika  (BMKG)  atas  data  seismik  yang dapat digunakan dalam penelitian ini.

## DAFTAR PUSTAKA
Baldwin, S. L., Fitzgerald, P. G., & Webb, L. E.  (2012).  Tectonics  of  the  New Guinea region. Annual Review of Earth and Planetary Sciences , 40 , 495 –520. Bormann,  P.,  Baumbach,  M.,  Bock,  G., Grosser, H., Choy, G. L., & Boatwright, J. (2002). Seismic sources and source parameters. IASPEI  New  Manual  of Seismological Observatory Practice , 1 , 1 –94.
Bouchon,  M.  (1981).  A  simple  method  to calculate  Green’s  functions  for  elastic layered media. Bulletin of the Seismological  Society  of  America , 71 (4), 959 –971.
Carvalho,  J.,  Barros,  L.  V.,  &  Zahradník,  J.
(2016). Focal mechanisms and moment magnitudes of micro- earthquakes  in  central  Brazil  by waveform inversion with quality assessment  and  inference  of  the  local stress field. Journal of South American Earth Sciences , 71 , 333 –343.
Choi,  H.,  &  Noh,  M.  (2010).  Source
parameters of the May 2, 2009 Andong earthquake in South Korea.
Geosciences Journal , 14 (3), 269 –276.
Coutant,  O.  (1989).  Numerical  study  of  the diffraction  of  elastic  waves  by  fluid- filled  cracks. Journal  of  Geophysical Research: Solid Earth , 94 (B12), 17805 –17818.
Darman, H., & Sidi, F. H. (2000). An outline of the geology of Indonesia.
Indonesian  Association  of  Geologists, Jakarta , 192 .
Dias,  F.,  &  Assumpcao,  M.  (2013).  Stress Field  in  Brazil  with  Focal  Mechanism: Regional  and  Local  Patterns.  In AGU Spring Meeting Abstracts (Vol. 1, p. 5).
Ekström,  G.,  Nettles,  M.,  &  Dziewoński,  A. M.  (2012).  The  global  CMT  project 2004 –2010:  Centroid-moment  tensors for 13,017 earthquakes. Physics of the Earth  and  Planetary  Interiors , 200 ,  1 –
9.
Goldstein,  P.,  &  Snoke,  A.  (2005).  SAC
availability  for  the  IRIS  community. Incorporated Institutions for
Seismology  Data  Management  Center Electronic Newsletter , 7 (1).
Kasmolan,  M.,  Santosa,  B.,  Lees,  J.,  & Utama,  W.  (2010).  Earthquake  source parameters at the sumatran fault zone: Identification  of  the  activated  fault plane. Open  Geosciences , 2 (4),  455 – 474.
Kikuchi,  M.,  &  Kanamori,  H.  (1991). Inversion  of  complex  body  waves —III.
Bulletin of the Seismological Society of America , 81 (6), 2335 –2350.
Kumar,  R.,  Gupta,  S.  C.,  &  Kumar,  A.
(2015). Determination
and identification of focal mechanism solutions  for  Himalayan  earthquakes from  waveform  inversion  employing ISOLA  software. Natural  Hazards , 76 (2), 1163 –1181.
Mohamed,  G.-E.  A.,  &  Omar,  K.  (2014).
Source parameters and moment tensor  of  the  ML  4.6  earthquake  of November 19, 2011, southwest Sharm El-Sheikh,  Egypt. NRIAG  Journal  of Astronomy  and  Geophysics , 3 (1),  27 – 36. Pubellier, M., & Ego, F. (2002). Anatomy of an escape tectonic zone: Western Irian Jaya (Indonesia). Tectonics , 21 (4).
Rasmid, R. (2014). Aktivitas Sesar Lembang di Utara Cckungan Bandung. Jurnal  Meteorologi  Dan  Geofisika , 15 (2).
Salomo, D., Daryono, & Subakti, H. (2015).
Relocation  of  the  2010-2013  near  the north  coast  of  Papua  earthquake sequence using Modified Joint Hypocenter Determination (MJHD) method. In AIP Conference
Proceedings (Vol. 1658, p. 30023). AIP Publishing.
Santosa,  B.  J.  (2012).  Source  Parameters Estimations  of  February  23  rd  and  24 th, 2009 Nias Earthquakes Using Local Seismogram  Analysis. Geosciences , 2 (5), 140 –150.
Sokos, E. N., & Zahradnik, J. (2008). ISOLA a  Fortran  code  and  a  Matlab  GUI  to perform multiple-point source inversion of seismic data. Computers & Geosciences , 34 (8), 967 –977. Sokos,  E.,  &  Zahradník,  J.  (2013).
Evaluating centroid-moment-tensor uncertainty  in  the  new  version  of ISOLA software.
Seismological Research Letters , 84 (4), 656 –665.
Srijayanthi, G., Kumar, M. R., Prasanna, S.,
& Rao, N. P. (2017). Source Characteristics of the 2012 Earthquake Swarm  Activity  in  the  Andaman Spreading  Ridge. J.  Ind.  Geophys. Union (January 2017) , 21 (1), 25 –33. Stein,  S.,  &  Wysession,  M.  (2009). An introduction
to seismology, earthquakes, and earth structure . John Wiley & Sons.
Zahradnik,  J.,  Gallovic,  F.,  Sokos,  E.,
Serpetsidaki,  A.,  &  Tselentis,  A. (2008).  Quick  fault-plane  identification by  a  geometrical  method:  Application to  the  Mw  6.2  Leonidio  earthquake,  6 January  2008,  Greece. Seismological Research Letters , 79 (5), 653 –662.