136282231 bentang alam denudasional oka

92
bentang alam denudasional BENTANG ALAM DENUDASIONAL VII. 1. PENDAHULUAN Denudasi adalah kumpulan proses yang mana, jika dilanjutkan cukup jauh, akan mengurangi semua ketidaksamaan permukaan bumi menjadi tingkat dasar seragam. Dalam hal ini, proses yang utama adalah degradasi, pelapukan, dan pelepasan material, pelapukan material permukaan bumi yang disebabkan oleh berbagai proses erosi dan gerakan tanah. Kebalikan dari degradasi adalah agradasi, yaitu berbagai proses eksogenik yang menyebabkab bertambahnya elevasi permukaan bumi karena proses pengendapan material hasil proses degradasi. Proses yang mendorong terjadinya degradasi dibagi menjadi 2 kelompok, yaitu : 1. Pelapukan, produk dari regolith dan saprolite ( bahan rombakan dan tanah) 2. Transport, yaitu proses perpindahan bahan rombakan terlarut dan tidak terlarut karena erosi dan gerakan tanah. VII.2. PELAPUKAN Pelapukan merupakan proses perubahan keadaan fisik dan kimia suatu batuan pada atau dekat dengan permukaan bumi [tidak termasuk erosi dan pengangkutan hasil perubahan itu]. Ketika batuan tersingkap, mereka akan menjadi subjek dari semua hasil proses pemisahan / dekomposisi batuan insitu [lihat tabel 7.1] Pemisahan batuan umumnya disebabkan karena pengaruh kimia, fisika, organisme, ataupun kombinasi dari ketiganya. Tipe proses pelapukan pada kenyataan dan tingkat aktivitasnya dipengauhi oleh :

Upload: mukhammad-nurdiansyah

Post on 01-Oct-2015

39 views

Category:

Documents


3 download

DESCRIPTION

denudasional

TRANSCRIPT

bentang alam denudasionalBENTANG ALAM DENUDASIONAL

VII. 1. PENDAHULUANDenudasi adalah kumpulan proses yang mana, jika dilanjutkan cukup jauh, akan mengurangi semua ketidaksamaan permukaan bumi menjadi tingkat dasar seragam. Dalam hal ini, proses yang utama adalah degradasi, pelapukan, dan pelepasan material, pelapukan material permukaan bumi yang disebabkan oleh berbagai proses erosi dan gerakan tanah. Kebalikan dari degradasi adalah agradasi, yaitu berbagai proses eksogenik yang menyebabkab bertambahnya elevasi permukaan bumi karena proses pengendapan material hasil proses degradasi.Proses yang mendorong terjadinya degradasi dibagi menjadi 2 kelompok, yaitu :1. Pelapukan, produk dari regolith dan saprolite ( bahan rombakan dan tanah)2. Transport, yaitu proses perpindahan bahan rombakan terlarut dan tidak terlarut karena erosi dan gerakan tanah.

VII.2. PELAPUKANPelapukan merupakan proses perubahan keadaan fisik dan kimia suatu batuan pada atau dekat dengan permukaan bumi [tidak termasuk erosi dan pengangkutan hasil perubahan itu]. Ketika batuan tersingkap, mereka akan menjadi subjek dari semua hasil proses pemisahan / dekomposisi batuan insitu [lihat tabel 7.1]Pemisahan batuan umumnya disebabkan karena pengaruh kimia, fisika, organisme, ataupun kombinasi dari ketiganya.Tipe proses pelapukan pada kenyataan dan tingkat aktivitasnya dipengauhi oleh :a. Sort / pemilahanb. Iklimc. Topografi / morfologid. Proses geomorfologie. Vegetasi dan tata guna lahanPada tabel 7.2. menunjukkan beberapa hubungan antara berbagai jenis batuan, resistensi, dan bentuk lahannya.

Pada iklim lembab dan hangat, yang dominan adalah pelapukan kimia. Pada kondisi iklim kering pada musim baik kemarau maupun penghujan, akan didominasi pelapukan fisika yang merata. Sedangkan pada zona iklim dimana temperatur dan kelembaban dapat mendukung kehidupan organisme, pelapukan biologilah yang mendominasi.

VII.3. EROSI AIR PERMUKAANErosi adalah suatu kelompok proses terlepasnya material permukaan bumi hasil pelapukan yang dipengaruhi tenaga air, angin, dan es. Ini juga termasuk perpindahan partikel dengan pemisahan karena pengaruh turunnya hujan dan terbawa sepanjang aliran sebagaiman suatu arus melalui darat. Ketika arus menjadi seragam secara relatif dan tipis [sempit], partikel dipindahkan dari permukaan tanpa adanya konsentrasi erosiErosi dapat dibedakan menjadi dua macam, yaitu : Erosi normal, terjadi secara alamiah dengan laju penghancuran dan pengangkutan tanahnya sangat lambat sehingga memungkinkan kesetimbangan antara proses penghancuran dan pengangkutan dengan proses pembentukan tanah. Erosi dipercepat, terjadi akibat pengaruh manusia sehingga laju erosi jauh lebih besar daripada pembentukan tanah.Berdasarkan bentukannya, erosi dapat dibedakan menjadi 5 macam, antara lain : Erosi percik, merupakan tahap pertama dari hujan yang menyebabkan erosi. Erosi ini disebabkan oleh tenaga kinetis jatuhnya butir hujan ke permukaan tanah. Erosi ini dapat menghancurkan porositas tanah karena pori pori tanah menjadi lebih kecil atau terjadi penyumbatan pori pori, sehingga daya infiltrasinya berkurang maka terjadilah pelumpuran yang mengakibatkan penurunan daya infiltrasi lebih drastis lagi. Dengan demikian akan memperbesar exsess aliran permukaan atau yang dapat mengakibatkan terjadinya penggenangan pada topografi datar atau terjadi aliran permukaan pada topografi miring. Selanjutnya hal ini mengakibatkan terjadinya erosi lembar. Erosi lembar, adalah pengangkutan lapisan tanah yang merata tebalnya dari suatu permukaan bidang tanah. Kekuatan jatuh butir hujan dan aliran di permukaan merupakan penyebab utama erosi ini. Dari segi energi, pengaruh butir hujan lebih besar karena kecepatan jatuhnya sekitar 6 sampai 10 m/detik. Kehilangan lapisan atas yang subur tersebut secara seragam, sehingga tidak kentara dan meliputi areal yang luas. Proses erosi ini sangat berbahayakarena disadari adanya setelah erosinya berjalan lanjut. Erosi alur, terjadi pada tanah yang tidak rata, maka air akan terkonsentrasi dan mengalir pada tempat tempat yang rendah sehingga pemindahan tanah lebih banyak terjadi pada tempat tempat tersebut. Erosi ini biasa pada tanah tanah yang biasa ditanami tanaman yang ditanam berbaris menurut lereng. Apabila erosi alur tidak segera ditanggulangi maka akan terjadi erosi parit. Erosi parit, prosesnya sama dengan erosi alur, tetapi saluran saluran yang terbentuk sudah dalam. Erosi parit yang terbentuk berukuran lebar sekitar 40 cm dan kedalaman 25 cm, sedangkan yang lanjut dapat mencapai kedalaman > 30 cm. Erosi ini dapat berbentuk V atau U, tergantung dari kepekaan substratanya. Bentuk V lebih umum terjadi, tetapi pada daerah yang substratanya mudah lepas akan membentuk huruf U.Faktor faktor yang mempengaruhi erosi antara lain : IklimDi daerah tropika basah, faktor iklim yang mempengaruhi erosi adalah hujan, terutama besarnya curah hujan, intensitas dan distribusi hujan, kecepatan jatuh butir hujan, besar butiran hujan. Besarnya curah hujan adalah volume air yang jatuh pada suatu areal [dinyatakan dalam m3/luas]. Intensitas hujan adalah besarnya yang jatuh pada suatu waktu tertentu [dinyatakan dalam mm/jam atau cm/jam]. ReliefDua unsur yang berpengaruh adalah kemiringan lereng dan panjang lereng. Kemiringan lereng akan memperbesar jumlah aliran permukaan sehingga memperbesar kekuatan angkut air. Selain itu, jumlah butir butir tanah yang terpercik ke bawah oleh tumbukan butir hujan semakin banyak. Panjang lereng dihitung dari titik pangkal aliran permukaan sampai suatu titik dimana air masuk ke dalam saluran [sungai] atau dimana kemiringan berkurang sedemikian rupa sehingga kecepatan aliran air sangat berkurang. Air yang mengalir di permukaan tanah akan terkumpul di ujung lereng. Dengan demikian berarti makin banyak air yang mengalir dan semakin besar kecepatannya di bagian bawah lereng daripada di bagian atas. Akibatnya adalah tanah di bagian bawah lereng mengalami erosi lebih besar daripada bagian atas. Selain kedua hal tersebut, yang berpengaruh adalah konfigurasi lereng, misalnya berbentuk cembung akan banyak terjadi erosi lembar. Lereng yang cekung cenderung erosi berbentuk alur atau parit. Aspek lain yang berpengaruh misalnya keseragaman lereng. VegetasiVegetasi akan berpengaruh terhadap aliran permukaan dan erosi. Aspek pengaruh tersebut adalah :1. Intersepsi hujan oleh tajuk, sehingga mengurangi jumlah hujan di permukaan tanah.2. Mengurangi kecepatan aliran permukaan dan kekuatan perusak air.3. Pengaruj akar dan kegiatan biologi terhadap ketahanan struktur tanah dan infiltrasi.4. Pengaruh terhadap porositas tanah menjadi lebih besar.5. Peristiwa transpirasi yang dapat mengurangi kandungan air tanah sehingga yang datang kemudian dapat masuk ke dalam tanah lagi. TanahSifat tanah yang berpengaruh terhadap laju erosi adalah tekstur, struktur, bahan organik, kedalaman tanah, dan sifat sifat lapisan bawah. Tekstur dan struktur tanah tidak berdiri sendiri tetapi saling berhubungan. ManusiaDi sini dapat berpengaruh positif dan negatif. Yang negatif apabila menjadikan erosi lebih besar, contohnya penggundulan hutan, sistem huma, dan sebagainya. Tindakan yang positif misalnya penghutanan, pembuatan bangunan bangunan pencegah erosi, tindakan konservasi tanah, dsb.Tabel 7.3. Ringkasan Media dan Proses ErosiAgent involved Processes by which Loosened material is acquired Processes of transport of materialRunning water (streams, both surface and underground; sheet flow and water.) Hydraulic action Traction, saltation, suspension, solution, flotationGroundwater (not including underground streams) Leaching, corrosion SolutionWaves, currents, tides Hydraulic action Traction, saltation, suspension, solution, flotationWind Abrasion, deflation Traction, saltation, suspensionGlaciers Scouring, plucking, sapping Traction, suspensionGravity Mass-wasting(flowage landslide ,subsidence) Traction, suspension

Overland flow yang seragam tipis hanya terdapat pada suatu bentuk permukaan rata dan biasanya menjadi semakin sangat tipis pada suatu permikaan yang dalam sehingga efek terjadinya longsor adalah kecil, sebab hanya material halus yang dapat diangkut dengan cara ini. Kekuatan yang diperlukan untuk mengikis bahan rombakan menjadi lebih besar dibandingkan kekuatan yang yang diperlukan untuk mengangkutnya.Hampir semua permukaan alami terlalu tidak seimbang untuk menghasilkan arus seragam, dan sebagai gantinya, kebanyakan air dikonsentrasikan pada diskontinuitas tekanan yang kecil pada permukaan itu. Variasi pada ketebalan arus menghasilkan variasi di mana bahan rombakan terbawa, sehingga menjadikan erosi permukaan memiliki konsentrasi tinggi, Jika arus cukup besar, mereka akan mengikis sejumlah saluran kecil, dan jika saluran ini dangkal, mereka cenderung untuk berpindah posisi dari waktu ke waktu.

VII.4. GERAKAN TANAHGerakan tanah adalah perpindahan massa tanah atau batuan pada arah tegak, datar, atau miring dari kedudukannya semula, yang terjadi bila ada gangguan kesetimbangan pada saat itu.Ada empat jenis utama gerakan massa :1. Falls [runtuhan]Ada 3 macam, yaitu : Runtuhan batuanSuatu massa batuan yang jatuh ke bawah karena terlepas dari batuan induknya. Terjadi pada tebing tebing yang terjal. Gerakannya ekstrim cepat. Runtuhan tanahSeperti pada runtuhan batuan, hanya saja yang jatuh ke bawah berupa massa tanah. Gerakannya sangat cepat. Runtuhan bahan rombakanSeperti pada runtuhan batuan, hanya saja yang jatuh ke bawah berupa massa bahan tombakan. Gerakannya sangat cepat.

2. Slides [longsoran]Ada 4 macam, yaitu : Nendatan [slump]Gerakan yang terputus putus atau tersendat sendat dari massa tanah atau batuan ke arah bawah dalam jarak yang relatif pendek, melalui bidang lengkung dengan kecepatan ekstrim lambat sampai agak cepat. Pada umumnya, sesuai dengan prosesnya yang terputus putus, sehingga mempunyai lebih dari satu bidang longsor yang kurang lebih sejajr atau searah satu sama lain. Blok glideGerakan turun ke bawah dari massa tanah atau batuan yang berupa blok dengan kecepatan lambat sampai agak cepat. Blok yang turun dapat disebabkan atau dibatasi oleh kekar, sesar. Longsoran batuanGerakan massa batuan ke arah bawah yang biasanya melalui bidang perlapisan, rekahan rekahan, bidang sesar. Dalam hal ini kemiringan lereng searah dengan kemiringan perlapisan batuan. Lapisan batuan yang dapat bertindak sebagai bidang longsor adalah batuan yang berukuran sangat halus [lempung, tuf halus, napal, dsb]. Kecepatan gerakan amat lambat sampai cepat. Longsoran bahan rombakanGerakan massa tanah atau hasil pelapukan batuan melalui bidang longsor yang relatif turun secara meluncur atau menggelinding. Bidang longsor merupakan bidang batas antara tanah dengan batuan induknya.3. Flows [aliran]Ada 6 macam, yaitu : Aliran tanahGerakan dari massa tanah secara mengalir dengan kecepatan lambat sampai cepat. Material [massa] tanah yang sangat plastis biasanya dengan kecepatan lambat cepat dan lumpur dengan kecepatan sangat cepat sehingga ada yang disebut aliran tanah lambat dan aliran tanah cepat. Disini faktor kandungan air sangat penting. Aliran fragmen batuanGerakan secara mengalir dari massa batuan yang berupa fragmen fragmen dengan kecepatan ekstrim cepat dan kering. Macam aliran fragmen batuan, misalnya rockfall avalenche. Massa yang bergerak sangat luas baik berupa runtuhan batuan atau longsoran batuan dengan kecepatan ekstrim cepat. Sand runGerakan dari massa pasir secara mengalir dengan kecepatan cepat sampai sangat cepat dalam keadaan kering. Loess flow [dry]Aliran loess kering, massa yang mengalir berupa loes yang sangat kering. Biasanya disebabkan oleh gempa bumi. Kecepatan aliran ekstrim cepat. Debris avalancheGerakan bahan rombakan dalam keadaan agak basah dengan kecepatan sangat cepat sampai ekstrim cepat. Kalau keadaannya basah disebut debris flow [aliran bahan rombakan]. Sand flow dan Silt flowSeperti pada sand run, hanya di sini dalam keadaan basah. Jika material yang mengalir berupa pasir disebut aliran pasir, sedangkan kalau berupa lumpur disebut aliran batu lumpur. Kecepatan aliran cepat sampai sangat cepat.4. KompleksMerupakan gabungan dari berbagai macam gerakan tanah, biasanya satu macam gerakan tanah lalu diikuti oleh macam gerakan tanah yang lain.Gerakan tanah yang lain yaitu : CreepAliran massa tanah [batuan] yang ekstrim lambat, tidak dapat dilihat, hanya akibatnya akan tampak seperti tiang listrik, pohon bengkok. Contoh : rock creep, soil creep, talus creep. AmblesanGerakan ke arah bawah yang relatif tegak lurus, yang menyangkut material permukaan tanah atau batuan tanpa gerakan ke arah mendatardan tidak ada sisi yang bebas. Dapat disebabkan karena terlampau berat beban dan daya dukung tanah kecil. Juga bisa karena pemompaan air tanah jauh melampaui batas, sehingga pori pori yang tadinya terisi oleh air tanah akan mampat.

Dengan demikian penyebab terjadinya gerakan tanah adalah :1. Kemiringan tanah2. Jenis batuan / tanah3. Struktur geologi4. Curah hujan5. Penggunaan tanah dan pembebanan massa6. Getaran- Gempabumi- Lalulintas

VII.5. Beberapa bentuklahan degradasia. Footslopesb. Inselberg/ pemandangan bersifat sisac. Peneplain

VII.6. Beberapa Bentuklahan Agradasia. Kipasb. Lembah Infilled.

http://aryadhani.blogspot.com/2009/05/bentang-alam-denudasional.html

bentang alam strukturalBAB IVBENTANG ALAM STRUKTURAL

IV.I. PENDAHULUANBentang alam struktural adalah bentang alam yang pembentukannya dikontrol oleh struktur geologi daerah yang bersangkutan. Struktur geologi yang paling berpengaruh terhadap pembentukan morfologi adalah struktur geologi sekunder, yaitu struktur yang terbentuk setelah batuan itu ada.Struktur sekunder biasanya terbentuk oleh adanya proses endogen yang bekerja adalah proses tektonik. Proses ini mengakibatkan adanya pengangkatan, pengkekaran, patahan dan lipatan yang tercermin dalam bentuk topografi dan relief yang khas. Bentuk relief ini akan berubah akibat proses eksternal yang berlangsung kemudian. Macam-macam proses eksternal yang terjadi adalah pelapukan (dekomposisi dan disintergrasi), erosi (air, angin atau glasial) serta gerakan massa (longsoran, rayapan, aliran, rebahan atau jatuhan).Beberapa kenampakan pada peta topografi yang dapat digunakan dalam penafsiran bentang alam struktural adalah :a. Pola pengaliran. Variasi pola pengaliran biasanya dipengaruhi oleh variasi struktur geologi dan litologi pada daerah tersebut.b. Kelurusan-kelurusan (lineament) dari punggungan (ridge), puncak bukit, lembah, lereng dan lain-lain.c. Bentuk-bentuk bukit, lembah dll.d. Perubahan aliran sungai, misalnya secara tiba-tiba, kemungkinan dikontrol oleh struktur kekar, sesar atau lipatan.

IV.2. Macam-macam Bentang Alam StrukturalBentang alam struktural dapat dikelompokkan berdasarkan struktur yang mengontrolnya. Srijono (1984, dikutip Widagdo, 1984), menggambarkan klasifikasi bentang alam struktural berdasarkan struktur geologi pengontrolnya menjadi 3 kelompok utama, yaitu dataran, pegunungan lipatan dan pegunungan patahan. Pada dasarnya struktur geologi yang ada tersebut dapat ditafsirkan keberadaannya melalui pola ataupun sifat dari garis kontur pada peta topografi.

IV.2.1. Bentang alam dengan struktur mendatar (Lapisan Horisontal)

Menurut letaknya (elevasinya)dataran dapat dibagi menjadi dua, yaitu :1. Dataran rendah, adalah dataran yang memiliki elevasi antara 0-500 kaki dari muka air laut.2. Dataran tinggi(plateau/high plain ), adalah dataran yang menempati elevasi lebih dari 500 kaki diatas muka air laut.Kenampakan-kenampakan bentang alam pada kedua dataran tersebut hampir sama, hanya dibedakan pada reliefnya saja. Pada daerah berstadia muda terlihat datar dan dalam peta tampak pola kontur yang sangat jarang. Pada daerah yang berstadia tua, sering dijumpai dataran yang luas dan bukit-bukit sisa(monadnock), yang sering dijumpai mesa dan butte. Perbedaan mesa dengan butte adalah mesa mempunyai diameter(d) lebih besar dibandingkan dengan ketinggiannya(h). Sedangkan butte sebaliknya.(lihat gambar IV.1)Pola penyaluran yang berkembang pada daerah yang berstruktur mendatar adalah dendritik. Hal ini dikontrol oleh adanya keseragaman resistensi batuan yang ada di permukaan.

Gambar IV.1. Kenampakan mesa dan butteIV.2.2. Bentang Alam dengan Struktur Miring

Hampir semua lapisan diendapkan dalam posisi yang mendatar. Sedimen yang mempunyai kemiringan asal diendapkan pada dasar pengendapan yang sudah miring, seperti pada lereng gunung api dan disekitar terumbu karang. Kemiringan lapisan sedimen yang demikian disebut kemiringan asal dengan sudut maksimum 350(Tjia, 1987).Kebanyakan sedimen yang memperlihatkan kemiringan, disebabkan karena adanya proses geologi yang bekerja pada suatu daerah tersebut. Morfologi yang dihasilkan oleh proses tersebut akan memperlihatkan pola yang memanjang searah dengan jurus perlapisan batuan. Berdasarkan besarnya sudut kemiringan dari kedua lerengnya, terutama yang searah dengan kemiringan lapisan batuannya, bentang alam ini dapat dibagi menjadi 2, yaitu : Cuesta. Pada cuesta sudut kemiringan antara kedua sisi lerengnya tidak simetri dengan sudut lereng yang searah perlapisan batuan. Sudut kelerengan kurang dari 450 (Thornbury, 1969, p.133), sedangkan Stokes & Varnes, 1955 : p.71 sudut kelerengannya kurang dari 200. Cuesta memiliki kelerengan fore slope yang lebih curam sedangkan back slopenya relatif landai pada arah sebaliknya sehingga terlihat tidak simetri. Hogback. Pada hogback, sudut antara kedua sisinya relatif sama, dengan sudut lereng yang searah perlapisan batuan sekitar 450(Thornbury, 1969, p.133). sedangkan Stokes & Varnes, 1955 : p.71 sudut kelerengannya lebih dari 200. Hogback memiliki kelerengan fore slope dan back slope yang hampir sama sehingga terlihat simetri (lihat gambar IV.2).IV.2.3. Bentang alam dengan Stuktur LipatanLipatan terjadi karena adanya lapisan kulit bumi yang mengalami gaya kompresi (gaya tekan). Pada suatu lipatan yang sederhana, bagian punggungan disebut dengan antiklin, sedangkan bagian lembah disebut sinklin.Unsur-unsur yang terdapat pada struktur ini dapat diketahui dengan menafsirkan kedudukan lapisan batuannya. Kedudukan lapisan batuan(dalam hal ini arah kemiringan lapisan batuan) pada peta topografi, akan berlawanan arah dengan bagian garis kontur.

Gambar II.2. Kenampakan beberapa bentang alam strukturalyang rapat (fore slope/antidip slope), dimana garis kontur yang rapat tersebut menunjukkan adanya gawir-gawir yang terjal dan memotong lapisan batuan. Arah kemiringan lapisan batuannya searah dengan kemiringan landai dari topografinya (biasanya diperlihatkan dengan punggungan yang landai/back slope/dipslope).

IV.2.4.Struktur antiklin dan sinklinPada prinsipnya penafsiran pada kedua struktur ini berdasarkan atas kenampakan fore slope/antidip slope dan back slope/dipslope yang terdapat secara berpasangan. Bila antidip slope saling berhadapan (infacing scarp), maka terbentuk lembah antiklin, sedangkan apabila yang saling berhadapan adalah back slope/dipslope, disebut lembah sinklin. Pola pengaliran yang dijumpai pada lembah antiklin biasanya adalah pola trellis (lihat gambar IV.3.).

Gambar IV.3. Sketsa dan contoh pola garis kontur pada pegunungan lipatan (a) lembah antiklin, b).lembah sinklin.

IV.2.5. Struktur antiklin dan sinklin menunjamStruktur ini merupakan kelanjutan atau perkembangan dari pegunungan lipatan satu arah (cuesta dan hogback) dan dua arah (sinklin dan antiklin). Bila tiga fore slope saling berhadapan maka disebut sebagai lembah antiklin menunjam. Sedangkan bila tiga back slope saling berhadapan maka disebut sebagai lembah sinklin menunjam (lihat gambar II.4.).

Gambar II.4. Sketsa dan contoh pola garis kontur pada struktur (a) sinklin dan (b) antiklin menunjam.

IV.2.6. Struktur lipatan tertutup KubahBentang alam ini mempunyai ciri-ciri kenampakan sebagai berikut :1. Kedudukan lapisan miring ke arah luar (fore slope ke arah dalam).2. Mempunyai pola kontur tertutup3. Pola penyaluran radier dan berupa bukit cembung pada stadia muda4. Pada stadia dewasa berbentuk lembah kubah dengan pola penyaluran annular. CekunganBentang alam ini mempunyai kenampakan sebagai berikut :1. Kedudukan lapisan miring ke dalam (back slope ke arah dalam)2. Mempunyai pola kontur tertutup3. Pada stadia muda pola penyalurannya annular.

Gambar IV.4. Sketsa dan contoh pola kontur pada struktur lipatan tertutup (a). kubah/dome(b). cekungan/basin.

II.2.7. Bentang Alam dengan Struktur PatahanPatahan (sesar) terjadi akibat adanya gaya yang bekerja pada kulit bumi, sehingga mengakibatkan adanya pergeseran letak kedudukan lapisan batuan. Berdasarakan arah gerak relatifnya, sesar dibagi menjadi 5, yaitu:- Sesar normal/ sesar turun (normal fault)- Sesar naik( reverse fault)- Sesar geser mendatar (strike-slip fault)- Sesar diagonal (diagonal fault/ oblique-slip fault)- Sesar rotasi (splintery fault/hinge fault)Secara umum bentang alam yang dikontrol oleh struktur patahan sulit untuk menentukan jenis patahannya secara langsung. Untuk itu, dalam hal ini hanya akan diberikan ciri umum dari kenampakan morfologi bentang alam struktural patahan, yaitu :a. Beda tinggi yang menyolok pada daerah yang sempit.b. Mempunyai resistensi terhadap erosi yang sangat berbeda pada posisi/elevasi yang hampir sama.c. Adanya kenampakan dataran/depresi yang sempit memanjang.d. Dijumpai sistem gawir yang lurus(pola kontur yang lurus dan rapat).e. Adanya batas yang curam antara perbukitan/ pegunungan dengan dataran yang rendah.f. Adanya kelurusan sungai melalui zona patahan, dan membelok tiba-tiba dan menyimpang dari arah umum.g. Sering dijumpai(kelurusan) mata air pada bagian yang naik/terangkath. Pola penyaluran yang umum dijumpai berupa rectangular, trellis, concorted serta modifikasi ketiganya.i. Adanya penjajaran triangular facet pada gawir yang lurus.

Gambar II.5. Kenampakan triangular facets yang mengindikasikan adanya sesar.Gambar II.5. Kenampakan sungai yang mengalami pembelokan tiba-tiba.

http://aryadhani.blogspot.com/2009/05/bentang-alam-struktural.html

bentang alam glasialBENTANG ALAM GLASIAL

Gletser merupakan massa es yang mampu bertahan lama dan mapu bergerak karena pengaruh gravitasi. Gletser terbentuk karena salju yang mengalami kompaksi dan rekristalisasi. Gletser dapat berkembang di suatu tempat setelah melewati beberapa periode tahun dimana es terakumulasi dan tidak melebur atau hilang.Ada dua tipe bentang alam glasial :1. Alpine Glaciation terbentuk pada daerah pegunungan.2. Continental Glaciation bila suatu wilayah yang luas tertutup gletser.Gletser terbentuk di daerah kutub yang tingkat peleburannya pada musim panas sangat kecil. Gletser terbentuk oleh akumulasi es dengan faktor-faktor pendukung sebagai berikut :1. Tingginya tingkat presipitasi2. Suhu lingkungan yang sangat rendah3. Pada musim dingin es terakumulasi dalam jumlah besar4. Pada musim panas tingkat peleburannya rendahBenua Antartika menyimpan lebih dari 85 % cadangan es dunia, 10 % berada di Greenland dan 5 % sisanya tersebar di tempat lain di seluruh dunia. Dari fakta ini dapat disimpulkan bahwa Antartika menyimpan cadangan air dunia dalam jumlah besar, sehingga bila es di Antartika meleleh maka muka air laut akan meningkat 60 meter (200 feet) yang dapat mngakibatkan banjir dan daratan tenggelam.Tipe-tipe gletser :1. Valley GlacierMerupakan gletser pada suatu lembah dan dapat mengalir dari tempat yang tinggi ke tempat yang rendah. Pada valley glacier juga terdapat ankak-anak sungai. Valley Glacier terdapat pada alpine glaciation.

2. Ice SheetMerupakan massa es yang tidak mengalir pada valley glacier tetapi menutup dataran yang luas biasanya > 50.000 kilometer persegi. Ice sheet terdapat pada continental glaciation yaitu pada Greenland dan Antartika3. Ice capMerupakan ice sheet yang lebih kecil, terdapat pada daerah pegunungan seperti valley glacier contohnya di Laut Arktik, Canada, Rusia dan Siberia. Ice sheet dan ice cap mengalir ke bawah dan keluar dari pusat (titik tertinggi).

4. Ice bergIce shet yang bergerak kebawah karena pengaruh gravitasi dan akhirnya hilang / terbuang dalam jumlah besar, bila mengenai tubuh air maka balok-balok es tersebut akan pecah dan mengapung bebas di permukaan air, hal ini disebut ice berg.

PROSES PEMBENTUKAN GLATSERSnowfall terbentuk dari bubuk salju yang warnanya terang, dengan udara yang terjebak diantara keenam sisinya (snowflakes). Snowflake akan mengendap pada suatu tempat dan mengalami kompaksi karena berat jenisnya dan udara keluar. Sisi-sisi snowflakes yang jumlahnya enam akan hancur dan berkonsolidasi menjadi salju yang berbentuk granular (granular snow) lalu mengalami sementasi membentuk es geltser (glacier ice). Transisi dari bentuk salju menjadi gletser dinamakn firn.

GLACIAL BUDGET :1. Positive budget bila dalam periode waktu tertentu, jumlah gletser > es yang meleleh/hilang.2. Negative budget bila terjadi penurunan volume gletser (menyusut).Gletser dengan positive budget yang tertekan keluar dan ke bawah pada tepinya disebut advancing budget, sedangkan gletser dengan negative budget yang makin kecil volumenya dan tepinya meleleh disebut receding budget. Bila jumlah es yang yang bertambah sama dengan volume penyusutan es maka nilai advancing budget seimbang dengan receding budget, hal ini disebut balance budget.Bagian atas glacier disebut zone of accumulation tertutup oleh es abadi.Bagian bawah glacier disebut zone of wastage es hilang (mencair atau terevaporasi).

Batas antara kedua zona disebut firn limit yang pergerakannya tergantung apakah es terakumulasi atau terbuang. Bila firn limit bergerak ke bawah dari tahun ke tahun, maka disebut positive budget, bila firn limit bergerak ke atas, disebut negative budget. Bila firn limit berada di tempat yang tetap, dinamakan balanced budget.Terminus merupakan tepi bawah gletser yang bergerak makin jauh ke bawah lembah ketika valley glacier mengalami positive budget. Bila mengalami negative budget (gletser menyusut) maka terminus bergerak ke bagian atas lembah.Bila Ice sheet mangalami positive budget, maka terjadipenambahan volume dan terminus mengalami kemajuan dan bila meluas sampai ke laut maka volume atau jumlah ice berg di laut bebas meningkat. Penambahan dan pengurangan ice berg merupakan indikator perubahan musim. Meningkatnya jumlah dan volume ice berg menandakan suhu makin dingin dan presipitasi makin tinggi.BENTANG ALAM KARENA PROSES EROSI Bentang Alam Karena proses erosi yang berasosiasi dengan Alpine Glaciation.Glacier valley berbentuk U karena proses glasial berbentuk V karena erosi sungaiLembah terbentuk karena sungai mengalami pelurusan oleh aliran air akibat hantaman massa es yang tidak fleksibel. Bentang alam akibat erosi yang terbentuk pada alpine glaciation antara lain :1. Truncated Spurs merupakan bagian bawah tepi lembah yang terpotong triangular faced karena erosi glasial. Makin tebal gletser makin besar erosi pada bagian bawah lantai lembah. Makin besar erosi maka mengakibatkan pendalaman lembah dan anak sungainya sedikit.

2. Hanging valleyKetika gletser tidak terlihat lagi, anak sungai yang tersisa menyisakan hanging valley yang tinggi diatas lembah utama. Meskipun proses glasial membentuk lembah menjadi lurus dan memperhalus dinding lembah, es meyebabkan permukaan batuan dibawahnya terpotong menjadi beberapa bagian, tergantung resistensinya terhadap erosi glasial.

3. Rock basin lakeAir meresap pada celah batuan, membeku dan memecah batuan sehingga lapisan batuan kehilangan bagiannya, digantikan es dan ketika melelh kembali terbentuk rock basin lake.

4. CirquesMerupakan sisi bagian dalam yang dilingkari glacier valley, berisi gletser dari glacier valley yang tumpah ke bawah. Terbenruk karena proses glasial, pelapukan dan erosi dinding lembah.

5. BergschrundMerupakan batuan yang telah pecah, berguling-guling dan jatuh ke valley glacier lalu jatuh ke crevasse.

6. HornMerupakan puncak yang tajam karena cirques yang terpotong / ada bagian yang hilang karena erosi ke arah hulu pada beberapa sisinya.7. AretesMerupakan sisi dinding lembah yang mengalami pemotongan dan pendalaman sehingga bagian tepinya menjadi tajam, karena proses frost wedging.8. CrevassesMerupakan celah yang lebar (terbuka). Bila celah tertutup (sempit) disebut closed crevasses.

Bentang Alam Karena proses erosi yang berasosiasi dengan Continental GlaciationBatuan dibawah ice sheet tereosi seperti batuan di bawah valley glacier menghasilkan grooves dan striation.

BENTANG ALAM KARENA PROSES PENGENDAPAN GLETSER1. TillMerupakan batuan yang hancur dari dinding lembah yang terendapkan mengisi valley glacier, berasal dari ice sheet membawa fragmen batuan yang terkikis (fragmennya lancip) karena bertabrakan dan saling bergesek dengan batuan lain. Berukuran clay-boulder, unsorted.2. ErraticMerupakan es berukuran boulder yang tertransport oleh es yang berasal dari lapisan batuan yang jauh letaknya.3. MorainesMerupakan till yang terbawa jauh glacier dan tertinggal / mengendap setelah glacier menyusut. Material-material lepas yang jatuh dari lereng yang terjal sepanjang valley glacierterakumulasi pada sepanjang sisi es.Lateral Moraines Moraines yang tertimbun sepanjang sisi gletserMedial Moraines Gabungan anak-anak sungai yang dekat Lateral Moraines membawa gletser turun sepanjang sisi till, dari atas tampak seperti multilane highway (lintasan-lintasan pada daerah tinggi).End Moraines Tepi till yang tertimbun sepanjang sisi es, merupakan terminus yang tersisa yang tetap selama beberapa tahun, mudah dilihat. Valley glacier membentuk end moraines yang berbentuk seperti bulan sabit.Bentuk-bentuk End Moraines : Terminal Moraines End Moraines yang terbentuk karena terminus bergerak maju jauh dari es. Recessional Moraines End Moraines yang terbentuk karena terminus tidak mengalami perubahan (tetap).Ground Moraines Till yang tipis, seperti lapisan-lapisan karena batuan yang terseret aleh gletser lalu mengendap.

4. DrumlinMerupakan ground moraines yang terbentuk kembali seperti alur-alur sungai lembah till, bentuknya seperti sendok terbalik. Porosnya sejajar dengan arah gerakan es. Dihasilkan oleh ice sheet yang tertransport jauh dan terbentuk kembali menjadi endapan till setelah melalui lereng yang dangkal.http://aryadhani.blogspot.com/2009/05/bentang-alam-glasial.html

bentang alam eolianBENTANG ALAM EOLIAN

VI.1. PendahuluanBentang alam eolian merupakan bentang alam yang dibentuk karena aktivitas angin. Bentang alam ini banyak dijumpai pada daerah gurun pasir. Gurun pasir sendiri lebih diakibatkan adanya pengaruh iklim. Gurun pasir diartikan sebagai daerah yang mempunyai curah hujan rata-rata kurang dari 26 cm/tahun. Gurun pasir tropik terletak pada daerah antara 350 LU sampai 350 LS, yaitu pada daerah yang mempunyai tekanan udara tinggi dengan udara sangat panas dan kering. Gurun pasir lintang rendah terdapat di tengah-tengah benua yang terletak jauh dari laut atau terlindung oleh gunung-gunung dari tiupan angin laut yang lembab sehingga udar yang melewati gunung dan sampai pada daerah tersebut adalah udara yang kering.

VI.2. Proses-Poses Oleh AnginAngin meskipun bukan sebagai agen geomorfik yang sangat penting (topografi yang dibentuk oleh angin tidak banyak dijumpai), namun tetap tidak dapat diabaikan. Proses-proses yang disebabkan oleh angin meliputi erosi, transportasi dan deposisi.

1. Erosi oleh anginErosi oleh angin dibedakan menjadi dua macam, yaitu deflasi dan abrasi/korasi. Deflasi adalah proses lepasnya tanah dan partikel-partikel kecil dari batuan yang diangkut dan dibawa oleh angin. Sedangkan abrasi merupakan proses penggerusan batuan dan permukaan lain oleh partikel-partikel yang terbawa oleh aliran angin.

2. Transportasi oleh anginCara transportasi oleh angin pada dasarnya sama dengan transportasi oleh air yaitu secara melayang (suspension) dan menggeser di permukaan (traction). Secara umum partikel halus (debu) dibawa secara melayang dan yang berukuran pasir dibawa secara menggeser di permukaan (traction). Pengangkutan secara traction ini meliputi meloncat (saltation) dan menggelinding (rolling).

3. Pengendapan oleh anginJika kekuatan angin yang membawa material berkurang atau jika turun hujan, maka material-material (pasir dan debu) tersebut akan diendapkan.

VI.3. Macam-Macam Bentang Alam EolianDilihat dari proses pembentukannya, bentang alam eolian dapat dikelompokkan menjadi 2, yaitu bentang alam akibat proses erosi oleh angin dan bentang alam akibat prose pengendapan oleh angin.

A. Bentang alam Eolian Akibat Proses ErosiProses erosi oleh angin dibedakan menjadi 2, yaitu deflasi dan abrasi. Bentang alam yang disebabkan oleh proses erosi ini juga dibedakan menjadi 2 yaitu bentang alam hasil proses deflasi dan bentang alam hasil proses abrasi.

A. 1. Bentang Alam Hasil Proses DeflasiBentang alam hasil proses deflasi dibedakan menjadi 3 macam:1. Cekungan Deflasi (Deflation basin)Cekungan deflasi merupakan cekungan yang diakibatkan oleh angin pada daerah yang lunak dan tidak terkonsolidasi atau material-material yang tersemen jelek. Cekungan tersebut akibat material yang ada dipindahkan oleh angin ke tempat lain. Contoh cekungan ini terdapat di Gurun Gobi yang terbentuk karena batuan telah diurai oleh adanya pelapukan. Cekungan ini mempunyai ukuran antara 300 m sampai lebih dari 45 km panjangnya dan dari 15m sampai 150 m dalamnya.

Gambar VI.1. Cekungan Deflasi

2. Lag GravelDeflasi terhadap debu dan pasir yang ditinggalkan merupakan material yang kasar (gravel, bongkah dan fragmen yang besar), disebut lagstone. Akumulasi seperti itu dalam waktu yang lama bisa menjadi banyak dan menjadi lag gravel atau bahkan sebagai desert pavement, dimana sisa-sisa fragmennya berhubungan satu sama lain saling berdekatan.

Gambar VI.2. Desert Pavement. Angin memindahkan material halus meninggalkan material kasar (gravel, bongkah & berangkal) membentuk lag deposit.

3. Desert varnishBeberapa lagstone yang tipis, megkilat, berwarna hitam atau coklat dan permukaannya tertutup oleh oksida besi dikenal desert varnish.

Gambar. VI.3. Gneiss berasal dari Pegunungan Minto dengan komposisi mineral-mineral lempung ditambah mangan hitam yang teroksidasi.Gambar VI.4 Desert varnish di Australia.

A.2. Bentang Alam Hasil Prose AbrasiBentang alam hasil proses abrasi atau korasi antara lain:1. VentifactBeberapa sisa batuan berukuran bongkah berangkal yang dihasilkan oleh abrasi angin yang mengandung pasir akan membentuk einkanter (single edge) atau dreikanter (three edge). Einkanter terbentuk dari perpotongan antara pebble yang mempunyai kedudukan tetap dengan arah angin yang tetap/konstan. Dreikanter terbentuk dari perpotongan antara pebble yang posisinya overturned akibat pengrusakan pada bagian bawah dengan arah angin yang tetap atau dapat juga disebabkan oleh arah angin yang berganti-ganti terhadap pebble yang mempunyai kedudukan tetap, sehingga membentuk bidang permukaan yang banyak.Gambar VI. 5. Macam macam Ventifact.

2. PolishPolish ini terbentuk pada batuan yang mempunyai ukuran butir halus, digosok oleh angin yang mengandung pasir (sand blast) atau yang mengandung silt (silt blast)yang mempunyai kekuatan lemah, sehingga hasilnya akan lebih mengkilat, misalnya pada kwarsit akibat erosi secara abrasi akan lebih mengkilat.Gambar VI.6. Gambaran batuan yang berbutir halus yang salah satu bagian sisinya telah dihaluskan oleh angin.

3. GroovesAngin yang mengadung pasir dapat juga menggosok dan menyapu permukaan batuan membentuk suatu alur yang dikenal sebagai grooves. Pada daerah kering, alur yang demikian itu sangat jelas. Alur-alur tersebut memperlihatkan kenampakan yang sejajar dengan sisi sangat jelas.Gambar VI. 7. Granodiorit berukuran berangkal yang mempunyai lungang angin. Angin dari arah seko

4. Sculpturing (Penghiasan)Batu jamur (mushroom rock) yaitu batu yang tererosi oleh angin yang mengandung pasir sehingga bentuknya menyerupai jamur (mushroom).

Gambar. VI.8. Mushroom rock.5. YardangPada batuan yang halus, abrasi oleh angin secara efektif memotong sepanjang alur rekahan membentuk bentukan sisa yang berdiri memanjang yang disebut yardang. Kehadiran rekahan-rekahan mempunyai pengaruh penting pada orientasi beberapa yardang. Material yang halus tertransport sedangkan lapisan yang resisten membentuk perlapisan dengan material lain yang kurang kompak.

Gambar. VI.9 Proses terbentuknya Yardang.Gambar VI.10. Yardang di Texas.

B. Bentang Alam Hasil Pengendapan AnginJika kekuatan angin yang membawa material berkurang atau jika turun hujan, maka material-material yang terbawa oleh angin akan diendapkan. Bentang alam hasil proses pengendapan oleh angin ini dibedakan menjadi 2 yaitu: dune dan LoessB.1. DuneDune adalah suatu timbunan pasir yang dapat bergerak atau berpindah, bentuknya tidak dipengaruhi oleh bentuk permukaan ataupun rintangan. Berdasarkan ukurannya, hasil proses pengendapan material pasir, yaitu ripples, dunes dan megadunes Ripples lebar berukuran 5 cm - 2m dan tinggi 0,1 5 cm Dunes lebar 3 600 m dan tinggi 0,1 15 m Megadunes lebar 300 3 km dan tinggi 20 400 m

Gambar VI.11. (a) Ripples, (b) Dunes dan (c) MegadunesTipe-tipe dune ini menurut Hace (1941, dalam Thornbury, 1964) digolongkan menjadi 3, yaitu:a. Transversal DuneTransversal dune merupakan punggungan-punggungan pasir yang berbentuk memanjang tegak lurus dengan arah angin yang dominan. Bentuk ini tidak dipengaruhi oleh tumbuh-tumbuhan.Gambar VI.12. Transversal Dune di Namibia.

b. Parabolic DuneParabolic dune merupakan dune yang berbentuk sekop/sendok atau berbentuk parabola. Bentuk ini dipengaruhi oleh adanya tumbuh-tumbuhan.

Gambar VI.13. Sketsa Parabolic Dunes.c. Longitudinal DuneLongitudinal dune merupakan punggungan-pungungan pasir yang terbentuk memanjang sejajar dengan arah angin yang dominan. Material pasir diangkut secara cepat oleh angin yang relatif tetap

Gambar. VI.14. Sketsa Longitudinal Dune.Gambar. VI.15 Longitudinal Dune di Mesir.

Klasifikasi menurut Emmons (1960) bentuk-bentuk dune dapat bermacam-macam, tergantung pada banyaknya pertambahan pasir, pengendapan di tanah, tumbuh-tumbuhan yang menghalangi dan juga arah angin yang tetap. Berdasrkan hal-hal tersebut, maka tipe-tipe dune digolongkan menjadi :1. Lee dune (Sand Drift)Lee dune/sand drift adalah dune yang berkembang memanjang, merupakan punggungan pasir yang sempit, berada di belakang batuan atau tumbuh-tumbuhan. Dune ini mempunyai kedudukan tetap, tetapi dengan adanya penambahan jumlah pasir yang banyak maka dapat juga menjadi jenis dune yang bergerak dari ujung sand drft.Gambar VI.16. Sand Drift di Navajo Reservation.

2. Longitudinal duneLongitudinal dune mempunyai arah memanjang searah dengan arah angin yang efektif dan dominan. Terbentuk karena angin tertahan oleh rumput atau pohon-pohon kecil. Kadang-kadang berbentuk seperti lereng dari suatu lembah.

3. BarchanBarchan terbentuk pada daerah yang terbuka, tak dibatasi oleh topografi/tumbuh-tumbuhan dimana arah angin selalu tetap dan penambahan pasir terbatas dan berada di atas batuan dasar yang padat. Barchan ini berbentuk koma dengan lereng yang landai pada bagian luar, serta mempunyai puncak dan sayap.

Gambar VI.17. Barchan.4. SeifSeif adalah longitudinal dune yang berbentuk barchan dengan salah satu lengannya jauh lebih panjang akibat kecepatan angin yang lebih kuat pada lengan yang panjang. Misalnya di Arabian Sword, seif berasosiasi dengan barchan dan berkebalikan antara barchan menjadi seif. Perubahan yang lain misalnya dari seif menjadi lee dune.

Gambar VI.18 Seif Dune di Saudi Arabia.5. Transversal duneTransversal dune terbentuk pada daerah dengan penambahan pasir yang banyak dan kering, angin bertiup secara tetap misalnya pada sepanjang pantai. Pasir yang banyak itu akan menjadi suatu timbunan pasir yang berupa punggungan atau deretan punggungan yang melintang terhadap arah angin.6. Complex duneComplex dune terbentuk pada daerah dengan air berubah-ubah, pasir dan vegetasi agak banyak. Barchan, seif dan transversal dune yang berada setempat-tempat akan berkembang sehingga menjadi penuh dan akan terjadi saling overlap sehingga akan kehilangan bentuk-bentuk aslinya dan akan mempunyai lereng yang bermacan-macam. Keadaan ini disebut sebagai complex dune. Menurut Emmons (1960, dalam Thornbury, 1969), dune ini biasanya mempunyai ketinggian antara 6 20 m, tetapi beberapa dune dapat mencapai ketinggian beberapa puluh meter. Sedangkan kecepatan bergerak atau berpindahnya berbeda-beda tergantung pada kondisi daerahnya. Biasanya tidak lebih dari beberapa meter per tahun, tetapi ada juga yang sampai 30 m per tahun.

Gambar VI.19. Complex Dune.B.2. LoessDaerah yang luas tertutup material-material halus dan lepas disebut Loess. Beberapa endapan loess yang dijumpai di Cina barat mempunyai ketebalan sampai beberapa ratus meter. Sedangkan di tempat lain kebanyakan endapan loess tesebut hanya mencapai beberapa meter saja. Beberapa endapan loess menutupi daerah yang sangat subur. Penyelidikan secara mikroskopis memperlihatkan bahwa loess berkomposisi partikel-partikel angular dengan diameter kurang dari 0,5 mm terdiri dari kuarsa, feldspar, hornblende dan mika. Kebanyakan butiran-butiran tersebut dalam keadaan segar atau baru terkena pelapukan sedikit. Kenampakan itu menunjukkan bahwa loess tersebut merupakan hasil endapan dari debu dan lanau yang diangkut dan diendapkan oleh angin.

Gambar. VI.20. Macam macam Loess.

http://aryadhani.blogspot.com/2009/05/bentang-alam-eolian.html

bentang alam karstBENTANG ALAM KARS

V.1. PendahuluanKarst adalah istilah dalam bahasa Jerman yang diambil dari istilah Slovenian kuno yang berarti topografi hasil pelarutan (solution topography) (Blomm,1979). Menurut Jenning (1971, dalam Blomm 197), topografi karst didefinisikan sebagai lahan dengan relief dan pola penyaluran yang aneh, berkembang pada batuan yang mudah larut (memiliki derajat kelarutan yang tinggi) pada air alam dan dijumpai pada semua tempat pada lahan tersebut. Flint dan Skinner (1977) mendefinisikan topography karst sebagai daerah yang berbatuan yang mudah larut dengan surupan (sink) dan gua yang berkombinasi membentukk topografi yang aneh (peculiar topography) dan dicirikan oleh adanya lembah kecil, penyaluran tidak teratur, aliran sungai secara tiba-tiba masuk kedalam tanah meninggalkan lembah kering dan muncul sebagai mata air yang besar.Berdasarkan kedua definisi diatas maka dapat ditetapkan suatu pengertian tentang topografi karst yaitu : Suatu topografi yang terbentuk pada daerah dengan litologi berupa batuan yang mudah larut, menunjukkan relief yang khas, penyaluran yang tidak teratur, aliran sungainya secara tiba-tiba masuk kedalam tanah dan meninggalkan lembah kering untuk kemudian keluar ditempat lain sebagai mata air yang besar.Dari sebaran batugamping yang ada, Indonesia merupakan wilayah yang potensial sebagai kawasan kars. Dari kondisi geologinya Indonesia kaya akan batugamping. Tetapi tidak semua batugamping yang ada diwilayah Indonesia dapat berkembang menjadi bentang alam kars. Beberapa wilayah di Indonesia yang dapat ditemukan bentang alam kars, yaitu :- Pulau Sumatra, bentang alam dipulau Sumatra sangat kurang sangat berkembang, hanya sebagian tempat di Aceh, Sumatra Barat (Singkarak) dan Sumatra Selatan- Pulau Jawa, sebaran batugamping dipulalau Jawa umumnya berada dibagian selatan dan beberapa diantaranya berkembang menjadi kawasan kars yang penting serta terkenal di kalangan pemerhati kars. Kawasan bentang alam kars tersebut berada didaerah Gombong Selatan dan Gunung Sewu- Pulau Kalimantan, dari ekspedisi speleogi dari tim prancis yang dilakukan pada tahun 1980-an (ESFIK-1982, 1983) melaporkan bentang alam kars di wilayah pegunungan Mangkalit, Kalimantan TImur. Di Kalimantan Tengah dapat dijumpai bentang alam kars yang meliputi Gunung Haje dan Gunung Menunting di Muara Teweh. Di Klaimantan Selatan terdapat diwilayah Pegunungan Meratus yang penyebarannya terputus-putus.- Pulau Sulawesi, benrkembang bentang alam kars sangat baikterutama Sulawesi Selatan. Bentang alam kars Maros sangat terkenal dan telah diadakan penelitian serta didapat data sedikitnya 29 gua yang harus dilindungi.- Pulau Sumbawa, bentang ala mini terdapat didaerah Waingapu, Sumbawa Barat yang nilai ekonomisnya berupa sumber daya air dengan debit kurang lebih 1000 lt/dt (MENLH & Yayasan Jatidiri, 1998).- Pulau Irian Jaya, Pulau Irian merupakan pulau yang kaya akan sebaran batugamping yang berkembang menjadi bentang alam kars. Kawasan kars terdapat didaerah Wamena-Pegunungan Trikoradengan nilai ilmiah berupa dolina raksasa, gua terdalam, sungai bawah tanah terbesar serta didaerah Biak dan pulau Misool dengan nilai peninggalan arkeologi. Kawasan bentang alam kars di Irian Jaya merupakan satu-satunya formasi batuan yang paling baik mengandung air (MENLH & Yayasan Jatidiri, 1998)

V.2. Faktor-faktor yang Mempengaruhi Bentang Alam KarstV.2.1. Faktor FisikFaktor fisik yang mempengaruhi pembentukan topografi karst meliputi ketebalan batugamping, porositas dan permeabilitas batugamping serta intensitas struktur (kekar) yang mengenai batuan tersebut.1. Ketebalan BatugampingMenurut Von Engeln, batuan mudah larut (dalam hal ini batugamping) yang baik untuk perkembangan topografi karst harus tebal. Batugamping tersebut da[at masif atau terdiri dari beberapa lapisan yang membentuk satu unit batuan yang tebal, sehingga mampu menampilkan topografi karst sebelum batuan tersebut habis terlarutkan dan tererosi. Ritter (1978) mengemukakan bahwa batugamping yang berlapis (meskipun membentuk satu unit yang tebal), tidak sebaik batugamping yang massif dan tebal dalam pembentukan topografi karst ini. Hal ini dikarenakan material sukar larut dan lempung yang terkonsentrasi pada bidang perlapisan akan mengurangi kebebasan sirkulasi air untuk menmbus seluruh lapisan. Sebaliknya pada batugamping yang massif, sirkulasi air akan berjalan lancer sehingga mempermudah terjadinya proses karstifikasi.2. Porositas dan PermeabilitasKedua hal ini berpengaruh terhadap sirkulasi air dalam batuan. Menurut Ritter (1978), porositas primer ditentukan oleh tekstur batuan dan berkurang oleh proses sementasi, rekristaslisasi dan penggantian mineral (missal dolomitisasi) sehingga porositas primer tidak begitu berpengaruh terhadap proses karstifikasi. Sebaliknya dengan porositas sekunder yang biasanya terbentuk oleh adanya retakan atau pelarutan dalam batuan. Porositas (baik primer maupun sekunder) biasanya mempengaruhi permeabilitas yaitu kemampuan batuan batuan untuk melalukan air. Disamping itu permeabilitas juga dipengaruhi oleh adanya kekar yang saling berhubungan dalam batuan. Semakin besar permeabilitas suatu batuan maka sirkulasi air akan berjalan semakin lancer sehingga proses karstifikasi akan semakin intensif.3. Intesitas Struktur Terhadap BatuanIntersitas struktur terutama kekar sangat berpengaruh terhadap proses karstifikasi. Disamping kekar dapat mempertinggi permeabilitas batuan, zona kekar merupakan zona yang lemah yang mudah mengalami pelarutan dan erosi sehingga dengan adanya kekar dalam batuan proses pelarutan dan erosi berjalan intensif. Ritter (1978) mengemukakan bahwa kekar biasanya terbentuk dengan pola tertentu dan berpasangan (kekar gerus), tiap pasang membentuk sudut antara 70 sampai 90 dan mereka saling berhubungan. Hal inilah yang menyebabkan kekar dapat mempertinggi porositas dan permeabilitas sekaligus sebagai zona lemah yang menyebabakan proses pelarutan dan erosi berjalan lebih intensif. Apabila intensitas pengkekaran sangat tinggi maka batuan menjadi mudah hancur atau tidak memiliki kekauatan yang cukup. Disamping itu permeabilitas mejadi sangat tingi sehingga waktu sentuh batuan dan air sangat cepat. Hal ini menghambat proses kartifikasi (Ritter, 1978). Adanya control struktur dalam pembentukan topografi karst ini diberikan contoh pada pembentukan gua (gambar V.1.)Gambar V.1. Sketsa gua yang dikontrol oleh kekar

V.2.2. Faktor KimiawiFaktor kimiawi yang berpengaruh dalam proses karstifikasi adalah kondisi kimia batuan dan kondisi kimia media pelarut.1. Kondisi Kimia BatuanKondisi kimia batuan yang dimaksud adalah komposisi dan sifat kimia (kelarutannya).Secara umum berdasarkan komposisinya batugamping dapat dikelompokkan menjadi beberapa kelompok, tetapi sesuai dengan namanya, batugamping sedikitnya mengnadung 50% mineral karbonat ynag umumnya berupa kalsit (CaCO3). Dua jenis mineral karbonat yang umum ada pada batugamping adalah kalsit dan dolomite (Sweeting, 1973 dalam Ritter, 1978). Menurut Leigton dan Pendextel (1962 dalam Ritter, 1978), bila batuan mengandung mineral dolomite lebih dari 50% maka batuannya disebut dolomite dan bila batuannya mengandung mineral kalsit lebih dari 50% maka batuannya disebut batugamping. Batugamping inilah yang mempunyai kecenderungan untuk membentuk topografi karst.Corbel (1957 dalam Ritter, 1978) menyebutkan bahwa untuk membentuk topografi karst diperlukan sedikitnya 60% kalsit dalam batuan. Untuk perkembangan topografi karst yang baik diperlukan kurang lebih 90% kalsit dlam batuan tersebut, tetapi bila kandungan mineral kalsit lebih dari 95% (batugamping murni, misal kalk) maka batuan tersebut tidak memiliki kekuatan yang cukup untuk pembentukan topografi kars. Topografi kars yang dapat terbentuk pada kalk hanya lembah kering, lubang pelarutan (solution pits) dari lubang-lubang yang dangkal (swallows holes) atau bentuk minor yang terdapat dipermukaan lainnya (Twidale, 1976). Selanjutnya dikemukakan pula bahwa dolomit mempunyai pelarutan dan kekuatan (strength) yang lebih kecil dibanding kalsit (batugamping), sehingga perkembangan topografi kars pada dolomit lebih jelek dibandingkan dengan perkembagan kars pada batugamping. Topografi kars yang dapat berkembang pada dolomit adalah surupan kecil, depresi yang dangkal dan beberapa depresi dengan lantai dasar dan dinding yang terjal.

2. Kondisi Kimia Media PelarutMedia pelarut dalam proses karstifikasi adalah air alam (natural water) (Jehning, 1971 Vide Bloom, 1979). Kondisi kimiawi media pelarut ini sangat berpangaruh pada proses karstifikasi.Flint dan Skinner (1979) mengemukakan bahwa kalsit sangat sulit lartu dalam air murni, akan tetapi ia akan larut dalam air yang mengandung asam. Dialam, air hujan akan mengikat karbondioksida (CO2) dari udara dan dari tanah disekitarnya membentuk air /larutan yang bersifat asam yaitu asam karbonat (H2CO3). Larutan inilah yang akan melarutkan batugamping. Dengan demikian bahwa sifat kimiawi media pelarut sangat dipengaruhi oleh banyaknya karbondioksida yang diikatnya.Disamping membentuk larutan asam, karbondioksida didalam air akan meningkatkan tekanan parsial CO2 dalam larutan tersebut. Tekanan parsial CO2 yang tinggi dalam larutan akan mempertinggi kemampuan larutan untuk melarutkan kalsit.bloom (1979) menyebutkan bahwa tekanan parsial CO2 pada air yang mengandung udara (aerated aqueous) hanya 30 pa dan CaCO3 yang dapat dilarutkannya kurang lebih hanya 63 mg/lt, tetapi pada kondisi tidak ada udara (anaerobic) tekanan parsial CO2 meningkat sampai 30 Kpa dan CaCO3 yang dapat dilarutkannya mencapai 700 mg/lt.3. Faktor BiologisAktifitas biologis dapat mempengaruhi pembentukan topografi kars, baik secara langsung maupun tidak langsung. Menurut Bloom (1979) aktifitas biologis (dalam hal ini tumbuh-tumbuhan dan mikrobiologis) dapat menghasilkan humus yang akan menutupi batuan dasar. Humus ini menyebabkan batuan dasar tersebut menadi anaerobik, sehingga air permukaan yang masuk sampai kebatuan dasar (sampai zona anaerob) tekanan parsial CO2nya bertambah besar sampai 10 kali lipat dibanding dengan saat dia berada dipermukaan. Karena tekanan parsial CO2 naik, maka kemampuan air untuk melarutkan batuan menjadi lebih tinggi. Dengan demikian berarti dengan terbentuknya humus oleh aktifitas biologis, maka proses karstifikasi berjalan lebih internsif.Disamping meningkatkan tekanan parsial CO2 dalam larutan, pada saat pembentukan humus juga terjadi proses dekomposisi material organic yang menghasilkan karbondioksida (CO2). Karbondioksida ini disebut dengan biogenic CO2, yang merupakan bagian terbesar dari kandungan CO2 didalam tanah (Ritter, 1978). Dengan demikian berarti bahwa aktifitas biologis juga menambah suplay CO2 didalam tanah dan CO2 ini akan diikat oleh air tanah sehinga lebih reaktif.Aktifitas biologis kecuali meningkatkan tekanan parsial CO2 dan menambah kadar CO2 dalam tanah juga dapat berpengaruh secara langsung dalam pembentukan topografi kars. Folk, dkk (1973) Vide Ritter (1978) menyebutkan bahwa pembentukan phytokarst dipengeruhi oleh tetumbuhan (dalam hal ini algae) secara langsung. Algae yang hidup pada betugamping melekat dan menembus permukaan batugamping tersebut sedalam 0,1 0,2 mm. Algae ini juga menghasilkan larutan asam yang kemudian melarutkan batuan disekitar tempat tumbuhnya, akibat permukaan batugamping tersebut berlekuk-lekuk dengan lubang-lubang yang saling berhubungan dan bentuk tepinya tajam-tajam.4. Faktor Iklim dan LingkunganIklim dan lingkungan merupakan dua hal yang sering kali sulit untuk dipisahkan. Lingkungan dalam arti sempit adalah kondisi disekitar tempat yang dimaksud (dalam hal ini adalah lahan pembentukan topografi kars) dan lingkungan dalam arti luas meliputi seluruh aspek biotik dan abiotik yang ada didaerah yang dimaksud.Didalam membahas lingkungan dalam arti sempit, Von Engeln (1942) mengemukakan bahwa kondisi lingkungan yang mendukung pembentukan topografi kars adalah adanya lembah besar yang mengelilingi tempat yang tinggi, yang terdiri dari batuan mudah larut (batugamping) yang terkekarkan dengan intensif. Kondisi ini menyebabkan air tanah pada tempat yang tinggi dapat turun , menembus batugamping tersebut dan melarutkannya dengan bebas. Selanjutnya air tanah tersebut msuk kedalam lembah sebagai air permukaan.Disamping itu Ritter (1978) menyebutkan bahwa kondisi lingkungan disekitar batugamping harus lebih rendah, atau dengan kata lain batugamping tersebut haurs memiliki elevasi yang lebih tinggi dibanding lingkungan disekitarnya. Kondisi lingkungan seperti ini menyebabkan sirkulasi air dapat berjalan dengan baik sehingga proses karstifikasi dapat berjalan lebih intensif.Lingkungan dalam arti luas mencakup kondisi biotik (aktifitas biologis) dan kondisi abiotik (suhu, curah hujan, presipitasi dan penguapan) daerah yang dimaksud. Kondisi biotik dan abiotik disuatu daerah sangat ditentukan oleh iklim daerah tersebut (Bloom, 1979). Selanjutnya dikemukakan pula bahwa kondisi biotik dan abiotik tersebut sangat mempengaruhi proses eksogenik, yaitu baik pelapukan ataupun pelarutan batugamping. Dengan demikian berarti bahwa iklim sangat mempengaruhi proses eksogenik pada suatu daerah.Daerah yang beriklim tropis basah (lintang 0 13) curah hujan cukup tingggi, kombinasi suhu dan presipitasi ideal untuk berlangsungnya proses pelarutan sehingga proses karstifikasi berjalan sangat bagus (Riter, 1978). Selain itu sikulasi air tanah sangat baik, tumbuh-tumbuhan lebah dan aktifitas mikroba cukup tinggi sehingga sangat mendukung terjadinya proses karstifikasi. Air tanah didaerah ini sangat reaktif untuk pelarutan dan suhu udara cukup tinggi sehinga reaksi kimia untuk melarutkan batugamping berjalan lebih cepat. Menurut Bloom (1979), air tanah didaerah tropis mengandung asam organic dan komponen nitrat sehingga agrasifitasnya naik. Dengan kondisi daerah semacam ini maka topografi kras dapat berjalan dengan baik didaerah beriklim tropis basah. Topografi kars yang dapat terbentuk pada daerah tropis basah sangat bervariasi baik konstruksional maupun topografi sisa.

V.3. Proses Pembentukan Topografi KarsVon Engeln (1942) menyebutkan bahwa kondisi batuan yang menunjang terbentuknya topografi kars ada 4 , yaitu :- mudah larut dan berada dipermukaan atau dekat dengan permukaan- masif, tebal dan terkekarkan- berada pada daerah yang curah hujannya sedang sampai tinggi- dikelilingi oleh lembah sehingga air permukaan dapat melalui rekahan-rekahan yang ada pada batuan sambil melarutkannyaPembentukan topografi kars dimulai pada saat air permukaan memasuki rekahan yang diikuti oleh pelarutan batuan pada zona rekahan tersebut (Gambar V.2).

Gambar V.2. Diagram aliran air didalam batugamping melalui rekahan (a) dan gua (b).

Akibatnya adanya proses pelarutan tersebut, rekahan yang ada menjadi semakin lebar, akhirnya membentuk sungai bawah tanah atau gua.Davis (1930, dalam Bloom, 1979) mengemukakan teori pembentukan gua yang dikenal sebagai deep phreatic theory yang mengemukakan bahwa gua terbentuk ditempat yang jauh dibawah muka airtanah karena aliran air preatik dapat mencapai tempat yang sangat dalam.Apabila suatu saat ada suatu sebab yang menyebabkan gua tersebut beerada diatas muka airtanah, misalnya pengangkatan atau ada penurunan muka airtanah, maka didalam gua tersebut akan terdapat ruangan yang hanya berisi udara (atmosfer gua). Dengan demikian maka airtanah yang bergerak dari atas dan masuk kedalam gua tersebut akan menetes kedasar atau lantai gua. Pada saat airtanah yang membawa larutan kalsium bikarbonat menetes kedalam gua maka gas CO2 dari larutan tersebut berdifusi dan masuk kedalam atmosfer gua, akibatnya akan terendapkan mineral kalsit baik ditempat jatuhnya airtanah maupun pada tempat menetesnya airtanah tersebut (Sanders, 1981). Endapan kalsit tersebut membentuk Stalagtit dan Stalagmite atau dikenal dengan nama Speleothem.Dengan adanya gua dan sungai bawah tanah ini maka dapat terbentuk depresi tertutup yan gdisebut surupan. Surupan (dolines) terbentuk bila atap gua atau sungai bawah tanah runtuh , dan surupan yang terbentuk ini dikenal dengan nama collapse dolines atau subjacent kars collapse dolines. Selanjutanya Bloom (1979) mengemukakan bahwa surupan dapat terbentuk oleh proses pelarutan pada saat air permukaan memasuki rekahan pada batuan. Surupan jenis ini disebut solution dolines. Perkembangan surupan runtuhan (collapse dolines) dan surupan pelaurutan (solution dolines) digambarkan oleh Longwell dkk (1948) seperti gambar V.3.

Gambar V.3. Perkembangan collapse dolines akibat runtuhnya atap gua (Longwell, 1949).Pekembangan surupan runtuhan dimulai dengan adanya rongga bawah tanah (gua) pada batugamping. Kemudian gua tersebut mengalami pelebaran bersma-sama dengan berkembangnya Stalagmit dan Stalagtit. Fase selanjutnya adalah runtuhnya atap gua tersebut dan membentuk surupan yang bentuknya tidak teratur.Surupan pelarutan mulai berkembang saat terjadi pelebaran kekar vertical oleh pelarutan (Gambar V.4.a). Kemudian terjadi pelebaran kekar tersebut sehingga mambentuk celah yang lebih lebar. Tampak pada gambar V.4.b. dan V.4.c, bahwa pelarutan lebih efektif pada daerah yang dekat dengan permukaan. Fase selanjutnya lapisan penutup dipermukaan terbuka sehingga terbentuk surupan (gambar V.4.d).

Gambar V.4. Perkembangan surupan akibat adanya pelarutan pada batugamping yang terkekarkan (Longwell, 1948).

Selain yang tersebut diatas, sururpan juga dapat terbentuk oleh proses subsiden pada material sukar larut yang menutup batuan mudah larut . surupan jenis ini disebut subsidence dolines.Apabila surupan-surupan yang berdekatan berkembang sehingga saling berhubungan dan membentuk suatu depresi besar dengan lantai dasar yang bergelombang, maka depresi ini disebut Uvala.Jenning (1967, dalam Ritter, 1978) menyebutkan bahwa uvala dapat tersusun oelh 14 buah doline dengan ukuran yang bervariasi dan beraneka ragam. Selanjutnya disebutkan pula bahwa bila depresi yang besar tersebut memanjang searah jurus perlapisan atau sepanjang zona lemah structural, lantai dasarnya datar dan dindingnya curam maka disebut Polje.Proses pelarutan pada batuan karbonat (batugamping) meninggalkan morfologi sisa pelarutan. Perkembangan morfologi sisa ini menurut Jackues (1977, dalam Van Zuidam, 1979) dapat dibagi dalam empat fase. Keempat fase tersebut adalah (Gambar V.5).

Gambar V.5. Diagram yang menunjukkan perkembanagan morfologi sisa pelarutan (Jackues 1977, dalam Van Zuidam, 1979).

Fase I. Terjadi pelarutan pada batuan yang terkekarkan sehingga membentuk lembah yang ekmudian merupakan zona yang lebih cepat mengalami pelarutan (zona A) dibanding dengan zona B yang tidak mengalami pengkekaran (gambar V.5.1).Fase II. Karena zona A lebih cepat mengalami pelarutan maka pada zona ini segera terbentuk lembah yang dalam, sementara pada zona B masih berupa dataran tinggi dengan gejala pelarutan dibeberapa tempat (gambar V.5.2)Fase III. Pelarutan pada kedua zona tersebut terus berjalan sehingga pada fase ini mulai terbentuk kerucut-keucut kars pada zona B. pada kerucut kars ini tingkat pelarutan /tingkat erosi vertikalnya lebih kecil dibanding dengan lembah disekitarnya (Gambar V.5.3)Fase IV. Karena adanya erosi lateral dan korosi oleh aliran sungai maka zona A berada pada batas permukaan erosi dan pada zona B erosi vertikalnya telah berjalan lebih lanjut sehinga hanya tinggal beberapa morfologi sisa saja. Morfologi sisa ini sering disebut dengan Menara Kars. Apabila menara-menara kars terebut terisolasi satu dengan yang lainnya dan dikelilingi oleh dataran alluvial, maka morfologi ini disebut sebagai Mogote atau Pepino Hill (gambar 5.4)Morfologi sisa berkembang baik pada daerah yang beriklim tropis basah, karena proses erosi dan pelarutan sangat intensif pada daerah ini (Bloom, 1979).

V.4. Bentang Alam Hasil Proses KarstifikasiNama Kars menurut Thornbury (1964) dipakai pertama kali untuk menamakan sebuah daerah di Italia yaitu Carso. Daerah Carso merupakan dareah seluas kurang lebih 38.500 km2 dengan ketinggian mencapai 2.500 m yang litologinya berupa batugamping dimana gejala topografi kars berkembang baik didaerah ini. Daerah kars yang dimaksud tepatnya berada disebelah timur laut Laut Adriatic (Gambar V.5).Bentuk morfologi yang menyusun suatu bentang alam kars dapat dibedakan menjadi dua macam (Srijono, 1984, dalam Widagdo, 1984), yaitu bentuk-bentuk konstruksional dan bentuk-bentuk sisa pelarutan.

Gambar V.6. Daerah yang merupakan daerah topografi kars

V.4.1. Bentuk-bentuk KonstruksionalBentuk konstruksional adalah bentuk topogrfi yang dibentuk oleh proses pelarutan batugamping atau pengendapan material karbonat yang dibawa oleh air. Berdasarkan ukurannya, topografi konstruksional dapat dikelompokkan menjadi dua macam, yaitu bentuk-bentuk minor dan bentuk-bentuk mayor. Menurut Bloom (1979), yang dimaksud dengan bentang alam kars minor adalah bentang alam yang tak dapat diamati pada foto udara atau peta topografi, sedang bentang alam kars mayo adalah bentang alam yang dapat diamati baik didalam foto udara atau peta topografi.Bentuk-bentuk topografi kars minor adalah :a. LapiesMerupakan bentuk tak rata pada permukaan batugamping akibat adanya proses pelarutan, penggerusan atau karena proses lain. Lapies (bahasa Prancis) sering disebut Karren (bahasa Jerman) atau Clints (bahasa Inggris) (Thornbury, 1964). Ritter (1978) mengklasifikasikan Karren berdasar bentuknya menjadi dua kelompok, yaitu yang mempunyai bentuk lurus dan bentuk melingkar seperti bulan sabit (lihat tabel 5.1)Tabel 5.1. klasifikasi Karren (lapies) (Ritter, 1979)Bentuk Nama KeteranganLinier/kurva linier Solution Flutes Berupa lekukan halus, lurus, kedalaman 1-2 cm, lebar kira-kira 2 cm, seragam, panjang 10 cm beberapa meter, antar celah dibatasi oleh pematang yang tajam, terorientasi searah dengan slope.Solution Runnels Berupa aluran terbatas, dalamnya kira-kira 40 cm, lebar 40 50 cm, panjang lebih dari 2 cm, bila terjadi pada bidang kekar atau bidang perlapisan disebut grikesSolution Ripple(Gelombang Pelarutan) Berupa gelembur gelombang yangtegak lurus terhadap slope, tingginya 10 50 cm, terbentuk pada permukaan miring yang curamMelingkar (bulan sabit) Lubang pelarutan air hujan (rain pits) Berupa lubang kecil pada permukaan yang datar, diameternya 3 cm, dalamnya 2 cm, terbentuk oleh tetesan air hujanSolution Pans Berupa cekungan dengan lantai yang datar, diameternya 1 50 cm, lebar 3 cm 3 m, terbentuk pada batuan dasar yang tertutup vegetasiLereng Pelarutan (Solution Bevels) Berupa jejak (treads) dan lereng (scraps) yang datar dan licin, panjang treads 20 cm 1 m, tinggi scraps 3 5 cm, terbentuk oleh gerakanair diatas batuan dasar yang miring rendah

Berdasarkan letak pembentukannya (origin), lapies dapat dibedakan menjadi dua macam (Herak dan Stringfiels, 1972), yaitu lapies yang originnya tersingkap dipermukaan dan lapies yang originya tidak tersingkap dipermukaan / berada dibawah tanah dan lapies yang originnya tersingkap dipermukaan.

Gambar V.7. Kenampakan Karren/ Lapies pada batugamping

b. Kars SplitAdalah celah pelarutan yang terbentuk dipermukaan. Kars split sebenarnya merupakan perkembangan dari kars-runnel (solution runnel). Bila jumlah kars runnel banyak dan saling berpotongan maka akan membentuk kars split (Srijono, 1984 dalam Widagdo, 1984).c. Parit KarsAdalah alur pada permukaan yang memanjang membentuk parit. Srijono (1984), mengemukakan bahwa parit kars ini merupakan kars split yang memajang sehingga membentuk parit kars.d. Palung KarsAdalah alur pada permukaan batuan yang besar dan lebar, dibentuk oleh proses pelarutan. Kedalamannya dapat mencapai lebih dari 50 cm. biasanya terbentuk pada permukaan batuan yang datar atau miring rendah dan dikontrol oleh struktur yang memanjang.e. SpeleothemAdalah hiasan yang terdapat didalam gua yang dihasilkan oleh endapan berwarna putih, bentuknya seperti tetesan air, mengkilat dan menonjol. Hiasan ini merupakan endapan CaCO3 yang mengalami presipitasi pada saat air tanah yang membawanya masuk kedalam gua (Sanders, J.E., 1981). Macam-macam speleothems yang sering dijumpai adalah Stalagtit, yaitu hiasan yang menggantung dilangit-langit dan Stalagmit, yaitu hiasan yang berada didasar atau dilantai gua serta Tiang Masif (Massife Column), yaitu hiasan yang terbentuk bila stalagtit dan stalagmite bertemu. (lihat gambar V.8).

Gambar V.8. Stalaktit dan stalagmit yang hampir membentuk tiang masif (massive column) (Samodra, 1997).

f. FitokarsAdalah permukaan yang berlekuk-lekuk, dengan lubang-lubang yang saling berhubungan. Antara lubang satu dengan yang lainnya dibatasi oleh tepi-tepi yang tajam, sehingga memberikan bentuk seperti bunga karang pada menara (pinnacles) kars. Morfologi ini terbentuk karena adanya pengaruh aktifitas biologis, yaitu adanya algae yang yang tumbuh didalam batugamping. Algae menutup permukaan dan masuk kebawah permukaan sedalam 0,1 0,2 mm, tampaknya algae tersebut tumbuh didalam batugamping dan menghasilkan larutan asam yang dapat melarutkan batugampingnya sehingga membentuk lubang-lubang (Bloom, 1979), (lihat gambar V.9).

Gambar V.9. Bentuk Pinnacle Karst

Bentuk-bentuk topografi kars mayor adalah :a. SurupanYaitu depresi tertutup hasil pelarutan denagn diameter mulai dari beberapa meter sampai beberapa kilometer, kedalamannya mencapai ratusan meter dan bentuknya dapat bundar atau lonjong (oval), (Twidale, 1967). Surupan (dolines) ini di Amerika Serikat disebut sebagai sink atau sink-holey (Ritter, 1978).Jenning (1971) dan Bloom (1979), mengemukakan bahwa ada lima macam surupan yang dikenal yaitu surupan runtuhan (collapse dolines), surupan pelarutan (solution dolines), subsidence dolines, subjacent kars collapse dolines dan star-shape doline (Lihat gambar V.10).Gambar V.10. Lima macam surupan yang utama, dibedakan menurut pembentukannya (Bloom, 1979).

b. UvalaAdalah depresi tertutup yang besar, terdiri dari gabungan beberapa doline, lantai dasarnya tidak rata. Jenning (1967) dalam Ritter (1978), mengemukakan bahwa sebuah uvala terdiri dari 14 buah doline dengan ukuran dan bentuk yang bervariasi. Ukuran diameternya berkisar antara 5 1000 meter dan kedalamannya berkisar antara 1- 200 meter, dindingnya curam (Lihat gambar V.11)c. PoljeDepresi tertutup yang besar dengan lantai dasar dan dinding yang curam, bentuknya tidak teratur dan biasanya memanjang searah jurus perlapisan atau zona lemah structural. Pembentukannya dikontrol oleh litologi dan struktur dan mengalami pelebaran oleh proses korosi lateral pada saat ia terisi air (Riiter, 1979). Polje mempunyai ukuran yang sangat besar minimal dalam satuan kilometer persegi (Lihat gambar V.11).Gambar V.11. Memperlihatkan bentuk beberapa Uvala dan Polje

d. Jendela KarsAdalah lubang pada atap gua yang menghubungkan antara ruang dalam gua dengan udara diluar yang terbentuk karena atap gua tersebut runtuh, (Twidale, 1976). Disamping itu jendela kars dapat pula terbentuk pada atap sungai bawah tanah.e. Lembah Kars (Kars Valley)Adalah lembah atau alur yang besar yang terdapat pada lahan kars. Lembah ini terbentuk oleh aliran air permukaan yang mengerosi batuan yang dilaluinya. Secara umum, lembah kars dapat dibedakan menjadi beberapa macam dengan sifat pembaeda yang jelas (Ritter, 1978). Dalam hal ini disebutkan ada empat macam lembah kars, yaitu :- Allogenic Valley, yaitu lembah yang bagian hulunya berada pada batuan yang kedap air kemudian masuk kedalam daerah kars. Panjang pendeknya lembah allogenik ini tergantung pada besar kecilnya aliran yang membentuk, semakin besar alirannya maka semakin panjag lembah yang terbentuk.- Lembah Buta (Blind Valley), yaitu lembah atau sungai pada lahan kars yang secara tiba-tiba berakhir pada suatu tempat dan biasanya pada akhir lembah ini air permukaan tanah akan masuk kedalam tanah. Bila suatu saat aliran dapat melampaui lembah tersebut (misal, saat hujan lebat atau terjadi pencairan es), maka lembah ini disebut sebagai semiblind valley, lihat gambar V.12.

Gambar V.12. Sayatan memanjang sebuah lembah buta (Riiter, 1978).- Pocket Valley, yaitu lembah yang dimulai dari tempat keluarnya air yang masuk melalui surupan. Pada umumnya pocket valley berasosiasi dengan mata air yang besar yang keluar diatas batuan kedap air yang terletak dibawah lapisan batugamping yang tebal. Lembah in umumnya berbentuk huruf U dan memiliki tebing yang curam, ukurannya tergantung besar kecilnya debit mata air yang keluar. Sweeting (1973) dalam Ritter (1978) menyebutkan bahwa panjang lembah ini dapat mencapai 8 km, lebar 1 km dan dalamnya berkisar antara 300 - 400 meter.- Lembah Kering (Dry Valleys), yaitu lembah pada lahan kars yang mirip dengan lembah fluviatil, hanya saja (sesuai dengan namanya) lembah ini tidak berfungsi sebagai penyaluran air permukaan (kering), karena air hujan yang jatuh dan masuk kedalam lebah ini dengan segera akan meresap kedalam retakan batuan dasarnya.f. Gua (Cave), yaitu serambi tau ruangan bawah tanah yang dapat dicapai dari permukaan dan cukup besar bila dimasuki oleh manusia (Sanders, 1981). Gua seringkali teridir dari rangkaian ruangan sehingga kedalamannya dapat mencapai ratusan meter (Lihat gambar V.13).Gambar V.13. Mulut Gua Semuluh di Gunung Sewu yang bentuknya dipengaruhi oleh kekar (Samodra, 1996).

g. Terowongan dan Jembatan Alam, yaitu lorong bawah tanah yang terbentuk oleh pelarutan dan penggerusan air tanah atau oleh aliran bawah tanah (Von Engeln, 1942). Terowongan alam memiliki ukuran yang bervariasi artinya dapat berukuran besar atau kecil. Sebagai contoh, terowongan di Virginia dapat berukuran mencapai 275 meter, tingginya 23 meter dan lebarnya 40 meter.Suatu ketika atap terowongan alam tersebut runtuh, sehingga panjang terowongan tersebut semakin berkurang, akibatnya suatu saat morofologi yang terbentuk lebih tepat disebut dengan Jembatan Alam (Von Engeln, 1942).Selanjutnya dikemukakan pula bahwa jembatan alam juga dapat terbentuk oleh proses pelautan saja. Apabila jembatan alam tersebut terbentuk oleh proses pelarutan batuan oleh air tanah maka disebut sebagai Jembatan Kars (Kars Briges).

V. 4.2. Bentuk-bentuk Sisa PelarutanYang dimaksud dengan bentuk morfologi sisa pelarutan adalah morfologi yang terbentuk karena pelarutan dan erosi sudah berjalan sangatlanjut sehingga meninggalkan sisa yang khas untuk lahan kars. Morfologi sisa dapat berkembang baik terutama pada daerah yang beriklim tropis basah (Bloom, 1979). Macam-macam bentuk morfologi sisa yaitu :a. Kerucut Kars, yaitu bukit kars yang berbentuk kerucut, berlereng terjal dan dikelilingi oleh depresi yang biasanya disebut sebagai bintang (Ritter, 1978).Kerucut kars sering disebut sebagai kegelkars (bahasa Jerman). Pada kenyataannya kerucut kars sering kali lebih mirip setengah bola dibanding dengan bentuk kerucut (Lehman, 1963, dalam Bloom, 1979) (gambar V.14). Depresi tertutup yang mengelilingi bukit sisa biasanya terbentuk bintang dan tidak teratur sering disebut sebagai cockpits dan terbentuk oleh proses pelarutan sepanjang zona kekar atau patahan (Sweeting, 1958 dalam Ritter, 1978).

Gambar IV.14. Bukit-bukit batugamping berbentuk kerucut membulat penyusun kars Gunung Sewu (Samodra, 1996).

b. Menara Kars, adalah bukit sisa pelarutan dan erosi berbentuk menara dengan lereng yang terjal, tegak atau menggantung, terpisah satu dengan yng lain dan dikelilingi oleh dataran alluvial (Ritter, 1978). Menurut Jenning (1971) dalam Ritter (1978) menara kars dan kerucut kars dibedakan dalam hal keterjalan lereng dan adanya rawa / dataran alluvial yang mengelilinginya. Menara kars disebut juga pepino hill atau haystack atau turmkarst. Contoh menara kars yang baik adalah menara kars yang terdapat di Kweilin, Propinsi Kwangsi, China (Gambar V.15).

Gambar V.15. Menara Kars di Halong Bay, Vietnam.

c. Mogote, adalah bukit terjal yang merupakan sisa pelarutan dan erosi, umumnya dikelilingi oleh dataran alluvial yang hampir rata (flat). Bentuknya kadang-kadang tidak simetri antara sisi yang mengarah kearah datangnya angin dengan sisi sebaliknya (Ritter, 1978) (Gambar 18). Mogote dan menara kars dibedakan dari bentuk dan keterjalan lereng sisi-sisinya.

Gambar 16. Kenampakan morfologi Mofote

http://aryadhani.blogspot.com/2009/05/bentang-alam-karst.html

bentang alam fluvialBENTANG ALAM FLUVIAL

III.1. Proses FluviatilBentang alam fluvial merupakan satuan geomorfologi yang erat hubungannya dengan proses fluviatil. Sebelum lebih jauh membahas tentang bentang alam fluviatil lebih dahulu dibahas pengertian tentang proses fluviatil. Proses fluviatil adalah semua proses yang terjadi di alam, baik fisika maupun kimia yang mengakibatkan adanya perubahan bentuk permukaan bumi, yang disebabkan oleh aksi air permukaan. Di sini yang dominan adalah air yang mengalir secara terpadu/terkonsentrasi (sungai) dan air yang tidak terkonsentrasi (sheet water)Tetapi alur-alur ada di lereng bukit atau gunung dan terisi air bila terjadi hujan bukan termasuk bagian dari bentang alam fluviatil, karena alur-alur tersebut berisi air sesaat setelah terjadinya hujan (ephemeral stream).Sebagaimana dengan proses geomorfik yang lain, proses fluviatil akan menghasilkan suatu bentang alam yang khas sebagai tingkah laku air yang mengalir di permukaan. Bentang alam yang dibentuk dapat terjadi karena proses erosi maupun karena proses sedimentasi yang dilakukan oleh air permukaan.Sungai merupakan aliran air yang dibatasi suatu alur yang mengalir ke tempat / lembah yang lebih rendah karena pengaruh gravitasi. Sungai termasuk sungai besar, sungai kecil maupun anak sungai.

Macam-macam proses fluvialProses fluviatil dapat dikelompokkan menjadi tiga macam yaitu:1. Proses erosiMenurut Sukmana, 1979, proses erosi adalah suatu proses atau peristiwa hilangnya lapisan permukaan tanah yang disebabkan oleh pergerakan air atau angin. Sedangkan Arsyad, 1982, mendefinisikan proses erosi sebagai peristiwa pindahnya atau terangkutnya tanah atu bagian-bagian tanah dari suatu tempat ke tempat lain oleh media alami.Menurut Holy,1980, berdasarkan agen penyebabnya, agen penyebab erosi dapat dibagi menjadi empat macam, yaitu erosi oleh air, erosi oleh angin, erosi oleh gletser dan erosi oleh salju. Dalam bentang alam ini, agen penyebab erosi yang paling dominan adalah air. Sungai dapat mengerosi batuan sediment yang dilaluinya, memotong lembah, memperdalam dan memperlebar sungai dengan cara-cara :

1. Quarrying, yaitu pendongkelan batu yang dilaluinya.2. Abrasi, yaitu penggerusan terhadap batuan yang dilewatinya.3. Scouring, yaitu penggerusan dasar sungai akibat adanya ulakan sungai, misalnya pada daerah cut off slope.4. Korosi, yaitu terjadinya reaksi terhadap batuan yang dilaluinya.5. Hydraulic action, kemampuan air mengangkat dan memindahkan batuan atau material-material sediment dengan gerakan memutar sehingga batuan pecah dan kehilangan fragmen.6. Solution, solution dalam proses erosi berjalan lambat, tetapi efektif dalam pelapukan dan erosi

Berdasarkan arahnya, erosi dapat dibedakan menjadi:a. Erosi ke arah hulu (head ward erotion) adalah erosi yang terjadi pada ujung bagian hulu sungai.

b. Erosi vertikal, erosi yang arahnya tegak dan cenderung terjadi pada daerah bagian hulu pada sungai dan menyebabkan terjadinya pendalaman lembah sungai.

c. Erosi lateral, yaitu erosi yang arahnya mendatar dan dominan terjadi pada daerah tengah sungai yang menyebabkan bertambah lebar dan panjang sungai.

Erosi yang berlangsung terus hingga suatu saat akan mencapai batas dimana air sungai sudah tidak lagi mampu mengerosi lagi ( erotion base level). Erotion base level ini dapat dibagi menjadi ultimate base level yang base level-nya berupa laut dan temporary base level yang base level-nya lokal seperti danau, rawa, dll.Intensitas erosi pada suatu sungai berbanding lurus dengan kecepatan aliran sungai tersebut. Erosi akan lebih efektif bila media yang bersangkutan mengangkut bermacam-macam material. Erosi memiliki tujuan akhir meratakan sehingga mendekati ultimate base level.Sifat-sifat erosi :1. Intensitasnya sebanding dengan aliran sungai.2. Makin banyak bercampur dengan material lain maka erosi makin efektif.3. Selalu menuju ke ultimate base level.

2. Proses TransportasiProses transportasi adalah proses perpindahan/pengangkutan material yang diakibatkan oleh tenaga kinetis yang ada pada sungai sebagai efek dari gaya gravitasi. Sungai mengangkut material hasil erosinya dengan berbagai cara, yaitu:a. traksi, yaitu material yang diangkut akan terseret pada dasar sungai.b. Rolling, yaitu material akan terangkut dengan cara menggelinding di dasar sungai.c. Saltasi, yaitu material terangkut dengan cara menggelinding pada dasar sungaid. Suspensi, yaitu proses pengangkutan material secara mengambang dan bercampur dengan air sehingga menyebabkan air sungai menjadi keruh.e. Solution, yaitu pengangkutan material larut dalam air dan memben-tuk larutan kimia.Dalam membahas transportasi sungai dikenal terminologi stream capacity yaitu jumlah beban maksimum yang mampu diangkut oleh aliran sungai, dan stream competence yaitu ukuran maksimum beban yang mampu diangkut oleh aliran sungai.

3. Proses SedimentasiAdalah proses pengendapan material karena aliran sungai tidak mampu lagi mengangkut material yang di bawanya. Apabila tenaga angkut semakin berkurang, maka material yang berukuran besar dan lebih berat akan terendapkan terlebih dahulu, baru kemudian material yang lebih halus dan ringan.Bagian sungai yang paling efektif untuk proses pengendapan ini adalah bagian hilir atau pada bagian slip of slope pada kelokan sungai, karena biasanya pada bagian kelokan ini terjadi pengurangan energi yang cukup besar.Ukuran material yang diendapkan berbanding lurus dengan besarnya energi pengangkut, sehingga semakin ke arah hilir, energi semakin kecil, material yang diendapkan pun semakin halus.

III.2. Faktor-faktor yang Mempengaruhi Proses Erosi dan Sedimentasia. Kecepatan Aliran SungaiKecepatan aliran sungai maksimal pada tengah alur sungai, bila sungai membelok maka kecepatan maksimal ada paad daerah cut off slope (terjadi erosi) karena gaya sentrifugal. Pengendapan terjadi bila kecepatan sungai menurun atau bahkan hilang.b. Gradien / kemiringan lereng sungaiBila air mengalir dari sungai yang kemiringan lerengnya curam ke dataran yang lebih rendah maka kecepatan air berkurang dan tiba tiba hilang sehingga menyebabkan pengendapan pada dasar sungai. Bila kemudian ada lereng yang terjal lagi, kecepatan akan meningkat sehingga terjadi erosi yang menyebabkan pendalaman lembah.c. Bentuk alur sungaiAliran air akan menggerus bagian tepi dan dasar sungai. Semakin besar gesekan yang terjadi maka air akan mengalir lebih lambat. Sungai yang dalam, sempit dan permukaan dasarnya tidak kasar, aliran airnya deras. Sungai yang lebar, dangkal dan permukaan dasarnya tidak kasar, atau sempit, dalam tetapi permukaan dasarnya kasar, aliran airnya lambat.d. DischargeMerupakan volume air yang keluar dari suatu sungai. Proses erosi dan transportasi terjadi karena besarnya kecepatan aliran sungai dan discharge.

III.3. Pola Pengaliran (Drainage Pattern)Bentuk-bentuk tubuh air disebut sebagai pengaliran (drainage) meliputi danau, laut, sungai, rawa dan sejenisnya. Melalui erosi dan penimbunan (deposisi) yang dilakukan oleh air yang mengalir secara terus menerus, maka dapat menyebabkan perubahan dan perkembangan dari tubuh air tersebut.Satu sungai atau lebih beserta anak sungai dan cabangnya dapat membentuk suatu pola atau sistem tertentu yang dikenal sebagai pola pengaliran (drainage pattern). Pola ini dapat dibedakan menjadi beberapa macam variasi bergantung struktur batuan dan variasi lotologinya.

a. pola pengaliran rectangularAdalah pola pengaliran di mana anak-anak sungainya membentuk sudut tegak lurus dengan sungai utamanya. Pola ini biasanya terdapat pada daerah patahan yang bersistem teratur

b. pola pengaliran dendritikAdalah pola pengaliran berbentuk seperti pohon dan cabang-cabangnya yang berarah tidak beraturan. Pola ini berkembang pada daerah dengan batuan yang resistensinya seragam, lapisan sedimen mendatar, batuan beku massif, daerah lipatan, dan daerah metamorf yang kompleks

c. pola pengaliran sejajar/parallelAdalah pola pengaliran yang arah alirannya sejajar. Pola ini berkembang pada daerah yang lerengnya mempunyai kemiringan nyata, dan batuan-nya bertekstur halus.

d. pola pengaliran trellisadalah pola pengaliran yang berbentuk seperti daun dengan anak-anak sungai sejajar, sungai utamanya biasanya memanjang searah dengan jurus perlapisan batuan. Pola ini banyak dijumpai pada daerah patahan atau lipatan.

e. pola pengaliran radialAdalah pola pengaliran yang arah-arah pengalirannya menyebar ke segala arah dari uatu pusat. Umumnya berkembang pada daerah dengan struktur kubah stadia muda, pada kerucut gunungapi, dan pada bukit-bukit yang berbentuk kerucut.

f. pola pengaliran annularAdalah pola pengaliran di mana sungai atau anak sungainya mempunyai penyebaran yang melingkar, sering dijumpai pada daerah kubah berstadia dewasa.

g. pola pengaliran multi basinalDisebut juga sink hole, adalah pola pengaliran yang tidak sempurna, kadang tampak kadang hilangyang disebut sebagai sungai bawah tanah, pola ini bekembang pada daerah karst atau batugamping

h. pola pengaliran contortedadalah pola pengaliran yang arah alirannya berbalik dar arah semula, pola ini terdapat pada daerah patahan

III.4. Macam-macam Bentang Alam FluviatilBentang alam fluviatil dapat dibedakan menjadi beberapa macam berdasar proses pembentukannya, antara lain:1. sungai teranyam (braided stream)Sungai teranyam terbentuk pada bagian hilir sungai yang mempunyai kemiringan datar atau hampir datar. Pembentukannya dikarenakan oleh erosi yang berlebihan pada daerah hulu sungai sehingga terjadi pengendapan pada bagian alurnya dan membentuk gosong tengah (channel bar). Karena adanya gosong yang banyak dan berjajar (berderet), maka alirannya memberikan kesan teranyam

2. Bar deposit (endapan gosong)Adalah endapan sungai yang terdapat pada bagian tepi atau tengah alur sungai. Endapan pada tengah alur disebut sebagai gosong tengah (channel bar) sedang endapan pada tepi disebut sebagai gosong tepi (point bar)

Sungai KaligarangPhoto by : Fitriani I. P.

3. tanggul alam (natural levee)Adalah tanggul yang terbentuk secara alamiah, hasil pengendapan luapan banjir dan terdapat pada tepi sungai sebelah menyebelah. Material pembentuk tenggul alam berasal dari material hasil transportasi sungai saat banjir dan diendapkan di luar saluran sehingga membentuk tanggul-tanggul sepanjang aliran

4. kipas alluvial (alluvial fan)Adalah bentang alam alluvial yang terbentuk oleh onggokan material lepas, berbentuk seperti kipas, biasanya terdapat pada suatu dataran di depan gawir. Biasanya tersusun oleh perselingan pasir dan lempung unconsolidated sehingga merupakan lapisan penyimpan air yang cukup baik.

5. deltaAdalah bentang alam hasil sedimentasi sungai pada bagian hilir setelah masuk pada daerah base level. Selanjutnya akan dibahas sendiri pada bab bentang alam pantai dan delta

III.5. Genesa Pembentukan lembah SungaiSiklus lembah sungai dibagi menjadi tiga tingkatan (stadia) yaitu muda dewasa dan tua

A. stadia muda, dicirikan oleh:- biasanya di daerah hulu- sungai sangat aktif, erosi berlangsung cepat- erosi vertikal lebih kuat daripada erosi lateral- lembah sungai mempunyai profil berbentuk V- gradien sungai curam, terdapat jeram dan air terjun- anak sungai sedikit dan kecil- aliran sungai deras (energi pengangkutan besar)- bentuk sungai relatif lurusB. stadia dewasa, ditandai oleh:- kecepatan aliran mulai berkurang- gradien sungai sedang, tidak terdapat jeram dan air terjun- mulai terbentuk dataran banjir dan tanggul alam- erosi lateral (ke samping) lebih kuat dari erosi vertikal- mulai terbentuk meander sungai- pada tingkat ini sungai mencapai kedalaman paling besarC. stadia tua, ditandai oleh:- kecepatan aliran semakin berkurang- lebih banyak sedimentasi daripada erosi- berkembang di daerah hilir- banyak terbentuk sungai meander, danau tapal kuda dan tanggul alam- terjadi pelebaran lembah walaupun sangat lembat Meander Sungai

III.6. Bentang Alam Fluviatil dan Peta TopografiDalam peta topografi standar, sebagian dari bentang alam fluviatil tidak terekspresikan, terutama yang berukuran kecil misalnya gosong sungai dan tanggul alam, sebagian yang lain terekspresikan pada peta topografi misalnya kipas alluvial.Pada peta topografi alur sungai tampak jelas oleh pola konturnya yang khas sepanjang alur sungai tersebut, yaitu ditandai oleh garis kontur yang meruncing ke arah hulu.

III.7. AplikasiDaerah-daerah yang termasuk bentang alam fluviatil merupakan daerah yang sangat potensial bagi kebutuhan hidup manusia. Daerah sekitar aliran sungai merupakan daerah yang sangat potensial untuk penambangan material bahan bangunan seperti pasir dan batu kali, selain itu airnya sangat vital untuk digunakan sebagai air minum, irigasi dan sebagainya. Selain potensi sesumber, daerah aliran sungai juga dapat menjadi sumber potensi bencana sepeti banjir dan tanah longsor.Bagian-bagian sungai yang memungkinkan terjadinya proses sedimentasi adalah bagian sungai yang tingkat erosi lateralnya mulai berkurang dan intensitas pengendapannya bertambah karena berkurangnya energi transportasi, yaitu pada sungai dengan stadia dewasa-tuaDalam penambangan material sungai harus mempertimbangkan beberapa aspek antara lain:b. Dipilih lokasi yang mudah untuk pengangkutanc. Akumulasi bahan tambang yang relatif mudah diambild. Tidak merusak lingkungan sekitar (misalnya pondasi jembatan)

http://aryadhani.blogspot.com/2009/05/bentang-alam-fluvial.html

bentang alam vulkanikBENTANG ALAM VULKANIK

Bentang alam vulkanik adalah bentang alam yang proses pembentukannya dikontrol oleh proses vulkanisme, yaitu proses keluarnya magma dari dalam bumi. Bentang alam vulkanik selalu dihubungkan dengan gerak-gerak tektonik. Gunung-gunung api biasanya dijumpai di depan zona penunjaman (subduction zone) (Gambar II.1).

II.1 Proses VulkanismeDalam kaitannya dengan bentang alam, gunungapi mempunyai beberapa pengertian antara lain : Merupakan bentuk timbulan di permukaan bumi yang dibangun oleh timbunan material/rempah gunungapi. Merupakan tempat munculnya material vulkanik lepas sebagai hasil aktivitas magma di dalam bumi (vulkanisme).

Berdasarkan proses terjadinya ada tiga macam vulkanisme,yaitu :1. Vulkanisme Letusan, dikontrol oleh magma yang bersifat asam yang kaya akan gas, bersifat kental dan ledakan kuat. Vulkanisme ini biasanya menghasilkan material piroklastik dan membentuk gunungapi yang tinggi dan terjal.2. Vulkanisme Lelehan, dikontrol oleh magma yang bersifat basa, sedikit mengandung gas, magma encer dan ledakan lemah. Vulkanisme ini biasanya menghasilkan gunungapi yang rendah dan berbentuk perisai, misalnya Dieng, Hawai.3. Vulkanisme Campuran, dipengaruhi oleh magma intermediet yang agak kental. Vulkanisme ini menghasilkan gunungapi strato, misalnya Gunung Merapi dan Merbabu.

Gambar II.2. Macam-macam vulkanisme : (a) Lelehan, (b) Campuran dan (c) Letusan.

Jenis lava dalam hubungannya dengan erupsi yang bersifat lelehan dapat dibedakan menjadi dua yaitu, tipe AA dan tipe pa hoe hoe. Lava AA bersifat skoriaan dan runcing, sedang tipe pa hoe hoe bersifat halus.

Gambar II.3. Jenis lava AA

Gambar II.4. Jenis lava pa hoe hoe

Adanya vulkanisme dapat dicirikan oleh beberapa hal diantaranya adalah:1. Mayor : adanya gunungapi2. Minor : a. Xenolitb. Volcanic neckc. Gua lavad. Ekshalasi : fumarol, solfatar, mofet

Gambar II.5. Illustrasi volcanic neck, dike, sill, dll.

Gambar II.6. Illustrasi batholith, xenolith, laccolith,dll.

Faktor yang mempengaruhi bentuk gunungapi dan proses vulkanisme antara lain : sifat magma (komposisi, kekentalan) tekanan (berhubungan dengan jumlah kandungan gas) kedalaman dapur magma faktor eksternal (iklim, suhu)

II.2 Klasifikasi GununungapiBerdasarkan lokasi pusat kegiatan, R