26

BAB III

TEORI DASAR

3.1 Neotektonik

Neotektonik dapat diterjemahkan sebagai tektonik pada masa sekarang. Istilah

neotektonik menurut Stewart dan Hancock (1994) adalah cabang dari tektonik

yang berkaitan dengan pergerakan bumi (earth movement) dimana terjadi di

zaman lampau dan berkesinambungan hingga zaman sekarang. Menurut Morner

(1990 opcit Suh, et al., 2001) neotektonik merupakan cabang dari ilmu geologi

yang mempelajari pergerakan bumi yang terjadi pada masa lalu dan menerus

hingga sekarang. Menurut Dennis (1882 opcit Yeats, et al., 1997) neotektonik

adalah studi tentang proses tektonik yang aktif sekarang, dalam waktu geologi

selama terbukti aktif hingga saat ini dan menghasilkan struktur geologi.

Wallace (1996 opcit Yeats, et al., 1997) mengganti istilah neotektonik dengan

tektonik aktif, yaitu studi pergerakan tektonik yang diharapkan terjadi pada waktu

yang akan datang dan berkaitan dengan kehidupan manusia.

Tektonik aktif disebut juga geomorfologi tektonik (Keller dan Pinter, 1996) yang

mempelajari dinamika bumi meliputi proses terjadinya, bagaimana proses

tektonik membentuk bentang alam dan memberikan dampak terhadap kehidupan

manusia. Geomorfologi tektonik dapat didefinisikan 2 cara (Keller dan Pinter,

1996), yaitu :

1. Mempelajari bentuk lahan (landform) yang dihasilkan oleh proses tektonik

yang menyangkut ukuran, asal dan fungsi pada proses tektonik.

2. Mengaplikasikan prinsip geomorfik untuk menyelesaikan permasalahan

tektonik atau dapat dikatakan menggunakan geomorfologi sebagai alat untuk

mengevalusi sejarah, besaran dan kecepatan proses tektonik.

27

Geomorfologi tektonik mengungkapkan sebuah pandangan roman topografi yang

dapat dipakai sebagai indikator dari corak, kekuatan, dan rata-rata atau

pergerakan tektonik (tectonic movement). Neotektonik dicerminkan oleh

morfotektonik, yaitu geomorfologi/bentang alam yang menjadi karakter tektonik

zaman sekarang. Kajian geomorfologi tektonik dibedakan menjadi dua bagian

(Stewart dan Hancock, 1994), yaitu:

a) Primer (Primary tectonic landforms)

Kajian ini menjelaskan bentuk roman muka bumi sebagai akibat aktivitas

tektonik, contohnya adalah gawir sesar (fault scarps). Karakter dari gawir

sesar berubah-ubah sesuai dengan kuantitas dan model patahan serta

tergantung dari sifat litologi.

b) Sekunder (Secondary tectonic landforms)

Bagian ini merupakan fenomena geomorfologi sebagai akibat aktivitas

tektonik. Keanekaragaman dari bentang alam memberikan makna adanya

aktivitas tektonik. Beberapa bentang alam menjadi batas struktur aktif,

contohnya adalah pola aliran sungai (drainage pattern), endapan fluvial dan

laut (fluvial marine scarps), dan kipas aluvial (alluvial fans).

Studi neotektonik lebih difokuskan untuk menguraikan sejarah sekuen kejadian

tektonik pada zona sesar. Setiap kali pergeseran sesar akan memicu erosi dan

pengendapan yang membentuk lapisan. Dengan aplikasi metoda penanggalan

(dating), sejarah pergeseran sesar akan dapat ditentukan, hal ini juga berguna

untuk memprediksi kejadian gempabumi pada masa yang akan datang, hal inilah

yang dinamakan paleoseismologi (Keller dan Pinter, 1996).

3.2 Sesar Aktif

Sesar adalah retakan atau sistem retakan sepanjang batuan yang telah mengalami

pergerakan (Keller dan Pinter, 1996). Sekumpulan sesar yang saling berhubungan

disebut zona sesar. Segmentasi sesar dapat dikenal dari perubahan morfologi

28

zona sesar, geometri seismik/kegempaan dan aktivitas kegempaan masa lalu

(Keller dan Pinter, 1996).

Menurut Keller dan Pinter (1996) sesar aktif adalah sesar yang pernah bergerak

pada kurun waktu 10.000 tahun yang lalu. Sesar berpotensi aktif (potential

active) adalah sesar yang pernah bergerak pada kurun waktu 2 juta tahun yang

lalu. Sedangkan sesar tidak aktif (inactive fault) adalah sesar yang belum/tidak

pernah bergerak dalam kurun waktu 2 juta tahun yang lalu. Tabel dibawah ini

menampilkan batasan definisi sesar aktif, sesar berpotensi aktif dan sesar tidak

aktif.

Tabel 3.1. Klasifikasi tingkatan aktivitas suatu sesar (California State Mining

and Geology Board Classification, 1973, opcit Keller dan Pinter, 1996).

Umur Geologi

Masa Zaman Kala

Kuarter

Tersier

Pra-Kenozoik

Holosen

Pleistosen

Pra-Pleistosen

tahunyang lalu

Aktivitassesar

Aktif

Potensi aktif

Tidak aktif

Umur Bumi

200

10,000

1,650,000

65,000,000

4,500,000,000

Keno

zoik

Sesar aktif adalah sesar yang bergerak pada Jaman Kuarter dan berpotensi untuk

bergerak kembali pada masa yang akan datang. Sesar tersebut memotong

permukaan morfologi berumur Kuarter, memotong batuan Kuarter, sesar pada

daerah gunungapi yang bergerak pada periode pendek (selama masa letusan

gunungapi) dan sesar normal yang dapat diamati pada pegunungan tinggi seperti

Pegunungan Alp di Jepang akibat gaya gravitasi (Huzita et al., 1992).

29

Menurut komisi pengaturan Nuklir US (USA Nuclear Regulatory Commision

opcit Keller dan Pinter, 1996) sesar aktif adalah suatu sesar yang minimal pernah

bergerak dalam kurun waktu 50.000 tahun yang lalu atau pernah bergerak lebih

dari sekali selama kurun waktu 500.000 tahun yang lalu.

Menurut Yeats et al. (1997) banyak masalah sehubungan dengan definisi sesar

aktif yang berbeda dari beberapa lembaga di US. Perbedaan tersebut menyangkut

batasan waktu. Beberapa batasan waktu dari lembaga-lembaga tersebut

menyangkut definisi sesar aktif adalah: pernah bergerak 10.000 tahun yang lalu,

pernah bergerak 35.000 tahun yang lalu, pernah bergerak 150.000 tahun yang lalu

atau pernah bergerak 2 kali selama kurun waktu 500.000 tahun yang lalu.

Menurut kelompok riset sesar aktif Jepang (The research group for active fault of

Japan, 1997), sesar aktif adalah sesar yang pernah bergerak dalam kurun waktu

10.000 tahun yang lalu.

3.3 Morfotektonik

Morfotektonik mempelajari tentang segala hal menyangkut hubungan antara

struktur geologi dengan bentuk lahan atau lebih spesifik lagi hubungan antara

struktur neotektonik dan bentuk lahan (Stewart dan Hancock, 1994).

Morfotektonik akan dipengaruhi oleh kondisi morfologi dan proses tektonik yang

terjadi pada masa lalu, karena morfologi memiliki dimensi ruang dan tektonik

mempunyai dimensi waktu. Bentuk lahan tektonik akan mengekspresikan

bentukan topografi yang dapat dijadikan indikator telah terjadinya pergerakan

tektonik atau tektonik aktif.

Bentuk topografi yang telah mengalami perpindahan/ pergerakan dapat terlihat

dan teramati melalui foto udara yang memberikan kenampakan morfotektonik

berupa pola aliran sungai, perpindahan perbukitan, pembelokan sungai,

kelurusan, gawir sesar, kenampakan teras sungai. Sedangkan bentuk topografi

30

yang mengalami pergerakan pada umur yang lebih tua akan sulit diamati oleh

foto udara karena telah tertutup oleh sedimentasi dan tererosi.

Gambar 3.1. Bentuk morfologi kaitannya dengan sesar (McCalpin, 1996).

4.4 Morfometri

Menurut Keller dan Pinter (1996), morfometri didefinisikan sebagai pengukuran

kuantitatif bentuk bentang alam. Secara ringkas suatu bentang alam dapat

diidentifikasi melalui karakteristik ukuran, dan lereng. Pengukuran kuantitatif

mengikuti kaidah geomorfologi sebagai obyek perbandingan bentuk lahan dan

perhitungan parameter secara langsung indikasi geomorfik yang sangat berguna

untuk identifikasi karakteristik suatu wilayah dan tingkatan aktivitas tektonik.

31

Beberapa indikasi geomorfik telah dikembangkan sebagai alat kajian dasar

penting untuk mengidentifikasi deformasi tektonik yang baru pada suatu daerah.

Indikasi geomorfik merupakan bagian yang sangat penting pada studi tektonik

karena dapat digunakan untuk mengevaluasi secara cepat pada suatu daerah yang

luas dan data yang diperlukan mudah diperoleh dari peta topografi maupun foto

udara. Beberapa indikasi geomorfik penting yang digunakan untuk studi tektonik

aktif (Keller dan Pinter, 1996) adalah:

1. Kurva hipsometrik (hypsometric curve).

2. Perbandingan lebar dasar lembah dan tinggi lembah (ratio of valley floor

width to valley height).

3. Indeks gradien panjang sungai (stream length – gradient index).

4. Asimetri cekungan pengaliran (drainage basin asymmetry).

Hasil perhitungan indikasi geomorfik tersebut dapat dikombinasikan dengan

informasi lainnya seperti kecepatan pengangkatan (uplift) sehingga akan

menghasilkan tingkatan aktifitas tektonik yang dapat digunakan sebagai dasar

prakiraan tingkatan relatif aktivitas tektonik pada suatu daerah. Selanjutnya

beberapa indikasi geomorfik tersebut dapat juga digunakan untuk

mengelompokan tingkatan aktivitas tektonik menjadi tektonik sangat aktif, aktif

sedang atau tidak aktif. Dasar dari klasifikasi tektonik aktif dapat digunakan

untuk mendeliniasi studi detil identifikasi struktur aktif pada suatu daerah.

3.4.1 Kurva Hipsometrik (Hypsometric Curve)

Kurva hipsometrik menggambarkan distribusi elevasi melintang suatu daerah dari

sebuah drainage basin atau sub drainage basin (daerah aliran sungai/DAS) pada

suatu daerah. Kurva ini dibuat dengan pengeplotan perbandingan ketinggian dan

luas DAS atau subDAS suatu daerah dari peta topografi. Adapun metoda

pembuatan kurva hipsometrik dengan mencari perbandingan antara beda tinggi

untuk sumbu y dan perbandingan luas drainage basin untuk sumbu x (Gambar

3.2 )

32

Gambar 3.2. Metode pembuatan kurva hipsometrik (Strahler, 1952 opcit Keller

dan Pinter, 1996).

Nilai y tidak berkaitan secara langsung dengan elevasi/ketinggian tetapi

merupakan perbandingan jarak setiap interval kontur terhadap nilai kontur yang

tertinggi pada DAS. Begitu pula dengan nilai x yang tidak berkaitan langsung

dengan jarak. Nilai x menunjukkan nilai perbandingan luas setiap interval kontur

dengan luas keseluruhan DAS. Nilai x dan y sangat dipengaruhi oleh tingkat erosi

dan pengangkatan.

Dari hasil kurva hipsometrik dapat diinterpretasikan bentuk lahan berdasarkan

polanya. Masing-masing pola kurva hipsometrik dapat mencerminkan bentuk

lahan stadium muda, menengah dan tua (Gambar 3.3). Bentuk lahan stadium

muda mencerminkan pengangkatan tektonik berupa torehan dalam dan bentuk

relief kasar. Sedangkan bentuk lahan pada stadium menengah mencerminkan

keseimbangan proses geomorfik antara pengangkatan dan erosi. Bentuk lahan

stadium tua mencerminkan topografi relief halus dan proses erosi sangat dominan

dibandingkan tektonik.

33

Gambar 3.3. Kurva hipsometrik yang mencerminkan topografi, (a) stadium tua, (b) stadium menengah/remaja dan (c) stadium muda untuk analisis tektonik aktif (Strahler, 1952 opcit Keller dan Pinter, 1996).

3.4.2 Perbandingan lebar dasar lembah dan tinggi lembah (ratio of valley

floor width to valley height)

Perbandingan lebar dan tinggi lembah (Vf

V

) diekspresikan dengan persamaan:

f = 2 Vfw / ( Eld – Esc ) + ( Erd – Esc

V

)

fw adalah lebar dasar lembah, Eld dan Erd adalah elevasi bagian kiri dan kanan

lembah, Esc adalah elevasi dasar lembah. Gambar 3.4. menjelaskan metode

perhitungan Vf.

Nilai Vf tinggi berasosiasi dengan kecepatan pengangkatan rendah, sehingga

sungai akan memotong secara luas pada dasar lembah dan bentuk lembah akan

semakin melebar. Sedangkan nilai Vf

rendah akan merefleksikan lembah dalam

dan mencerminkan penambahan aktivitas sungai, hal ini berasosiasi dengan

kecepatan pengangkatan.

a b c

34

Gambar 3.4. Metode perhitungan perbandingan lebar dan tinggi lembah (Keller dan Pinter, 1996).

Metode ini juga telah diterapkan untuk menganalisis tektonik aktif di zona Sesar

Garlock daerah California bersama dengan perhitungan mountain front sinuosity.

Nilai Vf berkisar antara 0,05 – 47. Nilai Vf

rendah dijumpai pada lembah bagian

utara zona Sesar Garlock yang diasumsikan bahwa aktivitas tektoniknya lebih

kuat/aktif dibanding daerah lainnya (Keller dan Pinter, 1996).

3.4.3 Indeks Gradien Panjang Sungai (stream length – gradient index)

Indeks gradien panjang sungai (SL) dihitung dari peta topografi berdasarkan

persamaan:

SL = (Δ H/ ΔL) x L dimana: ΔH : beda elevasi dari titik yang akan dihitung

ΔL : panjang sungai hingga titik yang akan dihitung

L : total panjang sungai hingga ke arah hulu dengan titik yang akan

dihitung

35

Adapun metode perhitungannya tercantum pada gambar di bawah ini.

Gambar 3.5. Metode perhitungan gradien indeks panjang sungai (Keller dan Pinter, 1996).

Indeks SL sangat sensitif oleh perubahan kemiringan sungai (channel slope).

Tingkatan sensitivitas ini dapat digunakan untuk mengevaluasi hubungan antara

tektonik aktif, resistensi batuan dan topografi. Metode ini telah diaplikasikan

untuk analisis tektonik aktif di Sungai Potomac negara bagian Washington D.C,

hasilnya tercantum pada gambar 3.6 (Keller dan Pinter, 1996).

Indeks SL dapat digunakan untuk identifikasi tektonik aktif saat sekarang, dengan

hasil indeks SL tinggi. Suatu daerah yang memiliki nilai indeks SL rendah bisa

juga merupakan tektonik aktif sekarang, contohnya sepanjang lembah linier

akibat pergerakan sesar mendatar dan nilai indeks SL akan rendah karena

sepanjang lembah telah hancur akibat pergerakan sesar mendatar tersebut dan

aliran sungai akan melalui lembah dengan lereng rendah. Sehingga nilai indeks

SL harus selalu dikorelasikan dengan kondisi geologi lainnya, seperti struktur dan

litologi. Indeks SL telah diaplikasikan untuk analisis tektonik aktif sekarang di

36

Pegunungan San Gabriel bagian selatan California dan daerah Mendocino bagian

utara California. Indeks SL dapat digunakan untuk membedakan jenis

pengangkatan (uplift) tektonik rendah, menengah dan tinggi (Keller dan Pinter,

1996).

Gambar 3.6. Grafik di atas merupakan ilustrasi penampang secara memanjang

pada bagian atas Sungai Potamac. Indeks SL relatif kecil di lembah dan punggungan, di lembah Appalachian pada batuan shale, batulanau, batupasir dan batuan karbonat. Indeks SL secara tiba-tiba bertambah saat memotong batuan keras/resisten di punggungan Biru, kemudian menurun lagi pada batuan lunak di Basin Trias dan Piedmont. Indeks SL secara tiba-tiba bertambah lagi pada batuan resisten di Great Fall bagian bawah. Studi ini membuktikan bahwa terdapat korelasi yang baik antara batuan resisten dan indeks SL (Keller dan Pinter, 1996).

3.4.4 Asimetri Cekungan Pengaliran (drainage basin asymmetry)

Geometri jejaring sungai dapat dijelaskan secara kualitatif maupun kuantitatif.

Daerah aliran sungai (DAS) dapat memberikan informasi deformasi tektonik aktif

dengan membedakan pola dan geometri. Faktor asimetri (AF) merupakan salah

37

satu analisis kuantitatif DAS untuk mendeteksi kemiringan tektonik (tectonic

tilting) baik pada skala DAS kecil maupun luas. Harga faktor asimetri diperoleh

dari peta topografi dan metoda perhitungannya tercantum pada Gambar 3.7

Gambar 3.7. Metoda perhitungan faktor asimetri (Keller dan Pinter, 1996).

Apabila nilai AF yang diperoleh dari perhitungan menunjukkan nilai 50, maka

daerah tersebut memiliki kemiringan (tiliting) yang kecil. Apabila nilai AF lebih

besar atau kurang dari 50, maka terjadi kemiringan (tilting) akibat tektonik.

Metode ini sangat baik diterapkan pada DAS yang mendasarinya pada batuan

yang sama. Metode ini cukup baik untuk aplikasi tektonik karena tidak

terpengaruh oleh faktor litologi (seperti perlapisan batuan sedimen) maupun

iklim lokal (seperti perbedaan vegetasi karena beda lereng). Metode ini telah

diterapkan untuk analisis tektonik aktif di pantai Pasifik Costa Rica, daerah

Nicoya Peninsula dan analisis arah kemiringan Holosen di teluk Mississippi

(Keller dan Pinter, 1996).

3.5 Stratigrafi Sebagai Bukti Gempa Purba

Deformasi dan stratigrafi sedimen yang belum terkonsolidasi pada zona sesar

akan memberikan bukti yang sangat baik untuk menentukan aktivitas sesar.

659.42.3100

100

2

2

=

=

=

kmkm

AAAF

t

r

AF>50 implies tilt down to the left basin (looking downstream)

38

Tempat yang terbaik untuk mencari bukti ini adalah:

Endapan yang terjadi pada zona sesar sepanjang waktu yang bersamaan

dengan aktivitas sesar.

Jejak sesar yang ditemukan pada wilayah yang luas. Fenomena ini sangat

jarang dapat diamati di permukaan, biasanya untuk menentukan

perangkap sedimen dapat dilihat dari geomorfologi zona sesar. Perangkap

sedimen ini akan terus terakumulasi bersamaan dengan aktivitas sesar.

Lingkungan Sagpond

Lingkungan pengendapan yang paling baik untuk menyimpan data aktivitas sesar

masa lampau adalah lingkungan dengan energi yang rendah dimana endapan

akan terakumulasi dalam lapisan-lapisan yang tipis dipisahkan dengan profil

pelapukan, tanah organik atau batubara muda (Sieh, 1978 opcit McCalpin, 1996).

Lingkungan pengendapan seperti dijelaskan di atas dikenal sebagai sagpond.

Menurut Bates and Jacson (1987), sagpond adalah suatu daerah yang relatif kecil

yang berisi air membentuk depresi atau sag, terbentuk akibat sesar aktif atau

pergerakan sesar sekarang yang terkurung oleh aliran sungai.

Di California, lingkungan seperti ini adalah suatu sagpond yang diisi oleh

endapan dari tebing, alur dan aliran kecil. Perselingan antara pengendapan yang

basah dan udara terbuka menghasilkan sekuen stratigrafi pasir, lanau dan

lempung dengan ketebalan beberapa sentimeter sampai puluhan meter yang

disisipi oleh tanah atau batubara muda yang tipis. Pengisian batubara muda dan

tanah akan maksimum bila sagpond tidak sepenuhnya mengering pada saat

musim kering normal (Sieh, 1978 opcit McCalpin, 1996).

Paritan (trenching) merupakan salah satu metoda untuk penyelidikan sekuen dari

endapan sagpond pada rawa sangat basah yang diairi (Rockwell et al., 1986 dan

Weldon II et al., 1996). Alternatif torehan aliran untuk mengairi sagpond bisa

39

alami atau buatan (Sieh, 1978 opcit McCalpin, 1996). Jadi studi penelitian

paleoseismik harus mencari sagpond yang diisi air dan mendapatkan

pengendapan butiran halus atau pengendapan distal fluvial dari daerah aliran

(cathment) kecil pada musim basah yang tetap.

Tidak semua sagpond memenuhi kriteria di atas. Depresi tektonik yang

mengakibatkan alur lebar dan dalam, dapat mengakibatkan penggerusan channel

dan erosi lateral akan membuat aliran yang sangat baik di antara pengendapan

yang sedikit untuk membentuk batubara muda atau tanah organik.

Dari stratigrafi sagpond diharapkan akan diperoleh bukti rekaman pergerakan

sesar. Banyaknya lapisan paleosol pada endapan sagpond akan menjadi bukti

rata-rata pergerakan (slip-rate) dari suatu sesar aktif yang telah terjadi di masa

yang lalu. Dengan menggunakan metoda 14

C (carbon dating) maka umur setiap

sekuen yang dibatasi oleh paleosol pada lingkungan pengendapan sagpond

dapat ditentukan. Data umur ini akan merefleksikan rata-rata pergerakan (slip-

rate) suatu sesar aktif (Gambar 3.8).

Gambar 3.8. Hubungan aktifitas sesar normal dengan pembentukan paleosol pada daerah yang dekat dengan bidang sesar (fault scarp) (McCalpin, 1996).