BAB IPENDAHULUAN

1.1 Latar BelakangKarts merupakan bentang alam yang biasanya kita jumpai di Indonesia. Bentuk morfologi dari karst mempunyai bentuk masing-masing yang memiliki ciri dan genesis yang berbeda-beda. Untuk itu karst di klasifikasikan oleh beberapa peneliti terdahulu untuk mengelompokan bentuk dari pada karst tersebut.Di daerah Provinsi Selawesi Selatan terdapat morfologi karst yang terbesar ke dua di dunia. Hal tersebut perlu diketahui jenis-jenis morfologi karst yang ada. Untuk mengetahui bentuk morfologi karst diperlukan referansi untuk mengetahui klasifikasi morfologi karst.Pada makalah ini penyusun menjelaskan mengenai morfologi karst dan bagaiman pendekatan ilmiah untuk mengetahui jenis bentuk karst.

1.2 Rumusan MasalahAdapun rumusan masalah dalam penulisan ini adalah sebagai berikut:1. Menjelaskan defenisi Karst.2. Menjelaskan jenis-jenis Morfologi Karst.3. Menjelaskan proses-proses terbentuknya morfologi Karst.1.3 Tujuan Tujuan dalam pembuatan makalah ini adalah sebagai berikut:1. Mengetahui defenisi karst2. Dapat menjelaskan jenis-jenis morfologi karst3. Dapat menjelaskan proses terbentuknya karst

1.4 Metode PenulisanAdapun metode penulisan makalah ini adalah observasi

BAB IIPEMBAHASAN2.1 Pengertian DasarKarst merupakan istilah dalam bahasa Jerman yang diturunkan dari bahasa Slovenia (kras) yang berarti lahan gersang berbatu. Istilah ini di negara asalnya sebenarnya tidak berkaitan dengan batugamping dan proses pelarutan, namun saat ini istilah kras telah diadopsi untuk istilah bentuklahan hasil proses perlarutan. Ford dan Williams (1989) mendefinisikan karst sebagai medan dengan kondisi hidrologi yang khas sebagai akibat dari batuan yang mudah larut dan mempunyai porositas sekunder yang berkembang baik. Karst dicirikan oleh:1. Terdapatnya cekungan tertutup dan atau lembah kering dalam berbagai ukuran dan bentuk,2. Langkanya atau tidak terdapatnya drainase/ sungai permukaan, dan3. Terdapatnya goa dari sistem drainase bawah tanah.Karst tidak hanya terjadi di daerah berbatuan karbonat, tetapi terjadi juga di batuan lain yang mudah larut dan mempunyai porositas sekunder (kekar dan sesar intensif), seperti batuan gipsum dan batugaram. Namun demikian, karena batuan karbonat mempunyai sebaran yang paling luas, karst yang banyak dijumpai adalah karst yang berkembang di batuan karbonat. Oleh karenanya bahsan buku ini selanjutnya hanya akan menguraikan karst batuan karbonat.

2.2 Karstifikasi Karstifikasi atau proses permbentukan bentuk-lahan karst didominasi oleh proses pelarutan. Proses pelaturan batugamping diawali oleh larutnya CO2 di dalam air membentuk H2CO3. Larutan H2CO3 tidak stabil terurai menjadi H- dan HCO3 2 Ion H- inilah yang selanjutnya menguraikan CaCO3 menjadi Ca2+ dan HCO3 2- (Gambar 1). Secara ringkas proses pelarutan dirumuskan dengan reaksi sebagai berikut. CaCO3 + H2O + CO2 Ca2+ + 2 HCO3-

2.3 Faktor Karstifikasi Karstifikasi dipengaruhi oleh dua kelompok faktor, faktor pengontrol dan factor pendorong. Faktor pengontrol menentukan dapat tidaknya proses karstifikasi berlangsung, sendangkan faktor pendorong menentukan kecepatan dan kesempurnaan proses karstifikasi.

Gambar 1. Skema proses pelarutan batugamping (Trudgil, 1985)

Faktor Pengontrol1. Batuan mudah larut, kompak, tebal, dan mempunyai banyak rekahan2. Curah hujan yang cukup (>250 mm/tahun)3. Batuan terekspos di ketinggian yang memungkinkan perkembangan sirkulasi air/drainase secara vertikal.Faktor pendorong1. Temperatur2. Penutupan hutanBatuan yang mengandung CaCO3 tinggi akan mudah larut. Semakin tinggi kandungan CaCO3, semakin berkembang bentuklahan karst. Kekompakan batuan menentukan kestabilan morfologi karst setelah mengalami pelarutan. Apabila batuan lunak, maka setiap kenampakan karst yang terbentuk seperti karen dan bukit akan cepat hilang karena proses pelarutan itu sendiri maupun proses erosi dan gerak masa batuan, sehingga kenampakan karst tidak dapat berkembang baik. Ketebalan menentukan terbentuknya sikulasi air secara vertikal lebih. Tanpa adanya lapisan yang tebal, sirkulasi air secara vertikal yang merupakan syarat karstifikasi dapat berlangsung. Tanpa adanya sirkulasi vertikal, proses yang terjadi adalah aliran lateral seperti pada sungai-sungai permukaan dan cekungan-cekungan tertutup tidak dapat terbentuk. Rekahan batuan merupakan jalan masuknya air membentuk drainase vertikal dan berkembangnya sungai bawah tanah serta pelarutan yang terkonsentrasi.Curah hujan merupakan media pelarut utama dalam proses karstifikasi. Semakin besar curah hujan, semakin besar media pelarut, sehingga tingkat pelarutan yang terjadi di batuan karbonat juga semakin besar. Ketinggian batugamping terekspos di permukaan menentukan sirikulasi/drainase secara vertikal.Walupun batugamping mempunyai lapisan tebal tetapi hanya terekspos beberapa meter di atas muka laut, karstifikasi tidak akan terjadi. Drainase vertikal akan terjadi apabila julat/jarak antara permukaan batugamping dengan muka air tanah atau batuan dasar dari batugamping semakin besar. Semakin tinggi permukaan batugamping terekspose, semakin beser julat antara permuka-an batugamping dengan muka air tanah dan semakin baik sirkulasi air secara vertikal, serta semakin intensif proses karstifikasi.Temperatur mendorong proses karstifikasi terutma dalam kaitannya dengan aktivitas organisme. Daerah dengan temperatur hangat seperti di daerah tropis merupakan tempat yang ideal bagi perkembangan organisme yang selanjutnya menghasilkan CO2 dalam tanah yang melimpah. Temperatur juga menentukan evaporasi, semakin tinggi temperatur semakin besar evaporasi yang pada akhirnya akan menyebabkan rekristalisasi larutan karbonat di permukaan dan dekat permukaan tanah. Adanya rekristalisasi ini akan membuat pengerasan permukaan (case hardening) sehingga bentuklahan karst yang telah terbentuk dapat dipertahankan dari proses denudasi yang lain (erosi dan gerak masa batuan).Kecepatan reaksi sebenarnya lebih besar di daerah temperatur rendah, karena konsentrasi CO2 lebih besar pada temperatur rendah. Namun demikian tingkat pelarutan di daerah tropis lebih tinggi karena ketersediaan air hujan yang melimpah dan aktivitas organisme yang lebih besar.Penutupan hutan juga merupakan factor pendorong perkembangan karena hutan yang lebat akan mempunyai kandungan CO2 dalam tanah yang melimpah akibat dari hasil perombakan sisa-sisa organik (dahan, ranting, daun, bangkai binatang) oleh mikro organisme. Semakin besar konsentrasi CO2 dalam air semakin tinggi tingkat daya larut air terhadap batugamping. CO2 di atmosfer tidaklah bervariasi secara signifikan, sehingga variasi proses karstifikasi sangat ditentukan oleh CO2 dari aktivitas organisme. Hubungan antara konsentrasi CO2 dengan daya larut terhadap batu gamping ditunjukkan pada Gambar 2.

Gsmbar 2. Hubungan antara konsentrasi CO2 dengan daya larut terhadap batu gamping.Faktor-faktor karstifikasi pengaruhnya terhadap proses pelarutan ditunjukkan pada Gambar 3.

Gambar 3. Faktor-faktor karstifikasi pengaruhnya terhadap proses pelarutan (Trudgil, 1985).2.4 Klasifikasi KarstTopografi karst telah banyak ditemukan di berbagai tempat di belahan bumi dengan berbagai tipe. Peneliti karst telah mencoba menjelaskan variasi karst dan mengklasifikasi tipe-tipe karst. Klasifikasi karst secara umum dapat dikategorikan menjadi tiga kelompok, yaitu 1) klasifikasi yang didasarkan pada perkembangan (Cvijic), 2) klasifikasi yang didasarkan pada morfologi, dan 3) klasifikasi yang didasarkan pada iklim (Sawicki, Lehmann, Sweeting). Beberapa klasifikasi karst berikut ini adalah klasifikasi Cvijic, Gvozdeckij dan Sweeting.2.4.1 Klasifikasi Cvijic (1914)Cvijic membagi topografi karst menjadi tiga kelompok, yaitu holokarst, merokarst, dan karst transisi. Holokarst merupakan karst dengan perkembangan paling sempurna, baik dari sudut pandang bentuklahannya maupun hidrologi bawah permukaannya. Karst tipe ini dapat terjadi bila perkembangan karst secara horisontal dan vertikal tidak terbatas; batuan karbonat masif dan murni dengan kekar vertikal yang menerus dari permukaan hingga batuan dasarnya; serta tidak terdapat batuan impermeable yang berarti. Karst tipe holokarst yang dicontohkan oleh Cvijic adalah Karst Dinaric, Lycia, dan Jamaica. Di Indonesia, karst tipe ini jarang ditemukan, karena besarnya curah hujan menyebabkan sebagian besar karst terkontrol oleh proses fluvial. Merokarst merupakan karst dengan perkem- bangan tidak sempurna atau parsial dengan hanya mempunyai sebagian ciri bentuklahan karst. Merokarst berkembang di batugamping yang relatif tipis dan tidak murni, serta khususnya bila batugamping diselingi oleh lapisan batuan napalan. Perkembangan secara vertikal tidak sedalam perkembangan holokarst dengan evolusi relief yang cepat. Erosi lebih dominan dibandingkan pelarutan dan sungai permukaan berkembang. Merokarst pada umumnya tertutup oleh tanah, tidak ditemukan karen, dolin, goa, swallow hole berekembang hanya setempat- setempat. Sistem hidrologi tidak kompleks, alur sungai permukaan dan bawah permukaan dapat dengan mudah diidentifikasi. Drainase bawah tanah terhambat oleh lapisan impermeabel. Contoh dari karst ini adalah karst di Batugamping Carbonferous Britain, Irlandia, Galicia Polandia, Moravia karst Devonian, dan karst di Prancis utara. Contoh merokarst di Indonesia diantaranya adalah karst di sekitar Rengel Kabupaten Tuban. Karst Transisi berkembang di batuan karbonat relatif tebal yang memungkinkan perkembangan bentukan karst bawah tanah, akan tetapi batuan dasar yang impermeabel tidak sedalam di holokarst, sehingga evolusi karst lebih cepat; lembah fluvial lebih banyak dijumpai, dan polje hampir tidak ditemukan. Contoh dari karst transisi menurut Cvijic adalah Karst Causses Prancis, Jura, Plateux Balkan Timur, dan dan Dachstein. Contoh holokarst di Indonesia yang pernah dikunjungi penulis antara lain Karst Gunung Sewu (Gunungkidul, Wonogiri, dan Pacitan), Karst Karangbolong (Gombong), dan Karst Maros (Sulawesi Selatan).

2.4.2 Klasifikasi Gvozdeckij (1965)Gvozdeckij mengklasifikasi karst berdasarkan pengamatannya di Uni Soviet (sekarang Rusia). Menurutnya karst dibedakan menjadi bare karst, covered karst, soddy karst, buried karst, tropical karst, dan permafrost karst. Bare karst lebih kurang sama dengan karst Dinaric (holokarst) Covered karst merupakan karst yang terbentuk bila batuan karbonat tertutup oleh lapisan aluvium, material fluvio-glacial, atau batuan lain seperti batupasir. Soddy karst atau soil covered karst merupakan karst yang berkembang di batugamping yang tertutup oleh tanah atau terra rosa yang berasal dari sisa pelarutan batugamping. Buried karst merupakan karst yang telah tertutup oleh batuan lain, sehingga bukti-bukti karst hanya dapat dikenalai dari data bor. Tropical karst of cone karst merupakan karst yang terbentuk di daerah tropis. Permafrost karst merupakan karst yang terbentuk di daerah bersalju.

2.4.3 Klasifikasi Sweeting (1972)Karst menurut Sweeting diklasifikasikan menjadi true karst, fluviokarst, glaciokarst, tropical karst, arid an semiarid karst. Klasifikasi Sweeting terutama didasarkan pada iklim. True karst merupakan karst dengan perkembang- an sempurna (holokarst). Karst yang sebenarnya harus merupakan karst dolin yang disebabkan oleh pelarutan secara vertikal. Semua karst yang bukan tipe dolin karst dikatakan sebagai deviant. Contoh dari true karst menurut Sweeting adalah Karst Dinaric.Fluviokarst dibentuk oleh kombinasi antara proses fluvial dan proses pelarutan. Fluviokarst pada umumnya terjadi di daerah berbatuan gamping yang dilalui oleh sungai alogenik (sungai berhilir di daerah non-karst). Sebaran batugamping baik secara lateral maupun vertikal jauh lebih kecil daripada true karst. Perkembangan sirkulasi bawah tanah juga terbatas disebabkan oleh muka air tanah lokal. Mataair muncul dari lapisan impermeable di bawah batugamping maupun dekat muka air tanah lokal. Lembah sungai permukaan dan ngarai banyak ditemukan. Bentukan hasil dari proses masuknya sungai permukaan ke bawah tanah dan keluarnya sungai bawah kembali ke permukaan seperti lembah buta dan lembah saku merupakan fenomena umum yang banyak dijumpai. Goa-goa di fluviokarst terbentuk di perbatasan antara batugamping dan batuan impermeabel di bawahnya oleh sungai alogenik dan berasosiasi dengan perkembangan sungai di daerah karst. Permukaan batugamping di fluviokarst pada umumnya tertutup oleh tanah yang terbentuk oleh erosi dan sedimetasi proses fluvial. Singkapan batugamping (bare karst) ditemukan bila telah terjadi erosi yang pada umumnya disebabkan oleh penggundulan hutan.Glasiokarst merupakan karst yang terbentuk karena karstifikasi didominasi oleh proses glasiasi dan proses glasial di daerah yang berbatuan gamping. Nival karst merupakan karst yang terbentuk karena proses karstifikasi oleh hujan salju (snow) pada linkungan glasial dan periglasial. Glasiokarst terdapat di daerah berbatugamping yang mengalami glasiasi atau pernah mengalami glasiasi. Glasiokarst dicirikan oleh kenampakan-kenamapakan hasil penggogosan, erosi, dan sedimentasi glacier. Hasil erosi glacier pada umumnya membentuk limstone pavement. Erosi lebih intensif terjadi di sekitar kekar menhasilkan cekungan dengan lereng terjal memisahkan pavement satu dengan lainnya. Dolin-dolin terbentuk terutama disebabkan oleh hujan salju. Pencairan es menhasilkan ngarai, pothole, dan goa, Karakteristik lain dari glasiokarst adalah goa-gaoa yang terisi oleh oleh es dan salju. Contoh dari galsiokarst adalah karst di lereng atas pegunungan Alpen.Tropical karst berbeda dengan karst di iklim sedang dan kutub terutama disebabkan oleh presipitasi dan evaporasi yang besar. Presipitasi yang yang besar menghasilkan aliran permukaan sesaat yang lebih besar, sedangkan evaporasi menhasilkan rekristalisasi larutan karbonat membentuk lapisan keras di permukaan. Hal ini menyebabkan dolin membulat seperti di iklim sedang jarang ditemukan digantikan oleh dolin berbentuk bintang yang tidak beraturan. Dolin tipe ini sering disebut kockpit. Di antara dolin ditemukan bukit-bukit yang tidak teratur disebut dengan bukit kerucut.Karst tropis secara lebih rinci dibedakan menjadi dua kelompok, yaitu:1. kegelkarst (sinoid karst, cone karst, atau karst a piton)2. turmkarst (karst tower, pinacle karst, atau karst a tourelles)Kegelkarst dicirikan oleh kumpulan bukit-bukit berbentuk kerucut yang sambung menyambung. Sela antar bukit kerucut membentuk cekungan dengan bentuk seperti bintang yang dikenal dengan kockpit. Kockpit seringkali membentuk pola kelurusan sebagai akibat kontrol kekar atau sesar. Depresi atau kockpit yang terkontrol kekar atau sesar ini oleh Lemann disebut gerichteter karst (karst oriente). Contoh kegelkarst di Indonesia antara lain Karst Gunungsewu dan Karst Karangbolong. Kenampakan kegelkarst dari foto udara dan peta topografi ditunjukkan pada Gambar 4.Turmkarst/menara karst/pinacle karst merupa- kan tipe karst kedua yang sering dijumpai di daerah tropis. Tipe karst ini dicirikan oleh bukit- bukit dengan lereng terjal, biasanya ditemukan dalam kelompok yang dipisahkan satu sama lain dengan sungai atau dataran aluvial. Tower karst dibentuk berkembang apabila pelarutan lateral oleh muka air tanah yang sangat dangkal atau oleh sungai alogenik yang melewati singkapan batugamping. Beberapa ahli beranggapan bahwa turmkarst merupakan perkembangan lebih lanjut dari kegelkarst karena kondisi hidrologi tertentu. Distribusi dan sebaran bukit menara pada umumnya dikontrol oleh kekar atau sesar.

Gambar 4. Kenampakan kegelkarst Gunungsewu dari foto udara dan lapangan.Ukuran bukit menara sangat bervariasi dari pinacle kecil hingga blok dengan ukuran beberapa kilometer persegi. Permukaan tidak teratur disebabkan oleh depresi-depresi dan koridor dengan dedalaman hingga 150 meter. Kontak dari bukit menara dengan dataran aluvium merupakan tempat pemunculan mataair dan perkembangan gua. Telaga dan rawa juga sering ditemukan di kaki dari bukit-bukit menara. Rawa yang relatif bersifat asam selanjutnya akan mempercepat pelarutan secara lateral membentuk bukit-bukit yang semakin curam hingga tegak. Bila muka tanah turun, rawa akan teratus dan ditutupi oleh endapan koluvium dari rombakan bukit menara, sehingga bukit menara berubah menjadi tidak curam (gambar 5)Karst menara dapat dibedakan menjadi dua kelompok. Pertama, bukit menara merupakan bukit sisa batugamping yang terisolir di antara rataan batugamping yang telah tertutup oleh endapan aluvium. Kedua, bukit menara merupakan bukit sisa dari batugamping yang berada di dataran dengan batuan non karbonat. Karst menara di Indonesia diantaranya dapat diketemukan di tepian Karst Maros yang berbatasan dengan dataran aluvial (sisi barat).

Gambar 5. Kenampakan karst tower.1. Bukit karst menara terbentuk oleh erosi lateral, 2. Bukit karst kerucut, Sungai, 4. Dataran korosi Gua aktif, Gua fosil (Sweeting, 1972).

2.5 Morfologi Karst Yang Lain Selain klasifikasi di atas, literatur atau peneliti karst lain telah memberi nama tertentu untuk suatu kawasan karst. Penamaan yang digunakan hanya dimaksudkan untuk memberi nama tanpa bermasud mengklasifikasi secara sistematis. Beberapa tipe karst yang sering digunakan dan sering muncul di literatur karst antara lain labirynt karst dan polygonal karst.Labyrint karst merupakan karst yang dicirikan oleh koridor-koridor atau ngarai memanjang yang terkontrol oleh kekar atau sesar. Morfologi karst tersusun oleh blok-blok batugamping yang dipisahkan satu sama lain oleh ngarai/koridor karst. Karst tipe ini terbentuk karena pelarutan yang jauh lebih intensif di jalur sesar dan patahan. Sebaliknya di tempat lainnya pelarutan tidak intensif. Karst labirint di Indonesia dapat dijumpai di Papua dan di sebagian Gunungsewu (Gambar 6).

Gambar 6. Kenampakan karst labirint.Karst Poligonal merupakan penamaan yang didasarkan dari sudut pandang morfometri dolin. Karst tipe ini dapat berupa karst kerucut maupun karst menara. Karst dikatakan poligonal apabila ratio luas dolin dangan luas batuan karbonat mendekati satu atau satu. dengan kata lain semua batuan karbonat telah berubah menjadi kumpulan dolin-dolin dan dolin telah bersambung satu dengan lainnya (Gambar 7)Ad/A = 1Ad : Luas keseluruhan dolinA : Luas keseluruhan batuan karbonat

Gambar 7. Kenampakan karst polygonal

Karst Fosil merupakan karst yang terbentuk pada masa geologi lampau dan saat ini proses karstifikasinya sudah berhenti (Sweeting, 1972). Dalam hal ini karstifikasi tidak berlangsung hingga saat ini karena perubahan iklim yang tidak lagi mendukung proses karstifikasi. Karst fosil banyak diketukan di Baratlaut Yoksire-Ingris.Karst fosil dapat dibedakan menjadi dua tipe. Pertama, karst yang terbentuk di waktu geologi sebelumnya dan tidak tertutupi oleh batuan lain. Tipe ini disebut dengan bentuklahan tinggalan (relict landform). Kedua, karst terbentuk di periode geologi sebelumnya yang kemudian ditutupi oleh batuan nonkarbonat. Bentuklahan karst tersebut selanjutnya muncul ke permukaan karena batuan atapnya telah tersingkap oleh proses denudasi. Tipe ini disebut dengan bentuklahan tergali (exhumed lanform).2.6 DolineDolinee berasal dari bahasa Slavia dolina yang berarti lembah. Istilah ini pertama kali digunakan sebagai istilah dalam geomorfologi oleh geologiwan Austria. Untuk menghindari kerancuan dengan dolinea = lembah, literatur karst Slovenia pada beberapa dekade telah menggunakan istilah dolinee yang dalam bahasa aslinya vrtaca.Doline merupakan cekungan tertutup berbentuk bulat atau lonjong degan ukuran beberapa meter hingga lebih kurang satu kilometer (Ford dan Williams, 1992), sehingga Sweeting (1972) mengkategorikan doline dalam bentuklahan karst berskala sedang. Doline di literatur-literatur karst sering disebut dengan berbagai istilah, seperti sinkhole, sink, swallow holes, cenote, dan blue hole. Kemiringan lereng miring hingga vertikal dengan kedalaman beberapa meter hingga ratusan meter.Doline merupakan bentuklahan yang paling banyak dijumpai di kawasan karst. Bahkan di daerah beriklim sedang, karstifikasi selalu diawali dengan terbentuknya doline tunggal akibat dari proses pelarutan yang terkonsentrasi. Tempat konsentrasi pelarutan merupakan tempat konsentrasi kekar, tempat konsentrasi mineral yang paling mudah larut, perpotongan kekar, dan bidang perlapisan batuan miring. Doline-doline tungal akan berkembang lebih luas dan akhirnya dapat saling menyatu.Secara singkat dapat dikatakan bahwa karstifikasi (khususnya di daerah iklim sedang) merupakan proses pemben- tukan doline dan goa-goa bawah tanah, sedangkan bukit- bukit karst merupakan bentukan sisa/residual dari perkembangan doline.Setiap doline atau cekungan tertutup tersusun oleh tiga komponen (White, 1988).1. Pengatus, yaitu saluran dengan permeabilitas tinggi yang mengatuskan air dalam doline ke sistem drainase bawah tanah.2. Mintakat yang terubah oleh proses pelarutan di permukaan dan dekat permukaan batuan. 3. Tanah penutup, koluvium, endapan glasial, abu volkanik atau material lepas yang lain. Namun demikian di beberapa tempat, material permukaan absen.

Bentuk doline sangat bervariasi dari satu tempat ke tempat lain. Bentuk doline didaerah iklim sedang cenderung lebih teratur dengan bentuk membulat hingga lonjong. Di daerah iklim tropis, bentuk doline tidak sesempurna doline di daerah iklim sedang, dalam hal ini doline di daerah iklim tropis mempunyai bentuk yang tidak teratur. Salah satu bentuk planar doline yang banyak ditenukan di daerah tropis adalah adalah bentuk seperti bintang.Bentuk doline di daerah tropis yang menyerupai bintang disebut secara khusus dengan Cockpit. Istilah ini pertama digunakan untuk menyebut karst di Jamaika (Sweeting, 1972; White 1988). Cockpit berasal dari kata cock yang berarti ayam jantan dan pit yang berarti lubang, dengan kata lain di Jamaika cockpit merupakan lubang tempat menyabung ayam. Karena karst memiliki cekungan-cekungan seperti cockpit, maka karst di Jamaika disebut dengan cockpit land. Perbedaan doline di daerah iklim sedang dan tropis ditunjukkan pada Gambar 8.

Gambar 8. Perbedaan doline di daerah iklim sedang dan di daerah tropis (Williams, 1969).

Batas luar doline di daerah iklim sedang tergambar pada peta kontur berupa garis kontur tertutup, sedangkan batas luar doline di daerah tropis berupa batas topografi (topographic divide). Fenomena ini perlu mendapat perhatian bagi yang sedang membaca peta topografi di Indonesia. Peta topografi yang menggambarkan daerah karst sering memuat simbol doline seperti di daerah iklim sedang, tetapi sebenarnya simbol tersebut dimaksudkan untuk menggambarkan telaga/ danau doline atau dasar doline. Apabila seseorang bermaksud membatasi doline untuk studi morfometri doline harus tetap mendelineasi batas topografi sebagai batas luar doline.Secara planar doline dapat bebentuk bulat lonjong atau memanjang. Doline-doline memanjang terbentuk apabila perkembangan doline dikontrol oleh keberadaan kelurusan baik oleh sesar maupun kekar. Haryono (2000) menemukan bahwa doline memanjang lebih banyak ditemukan di kawasan karst Gunungsewu daripada bentuk doline yang yang membulat. Banyaknya doline memanjang di Karst Gunungsewu disebabkan oleh lereng regional yang miring ke arah selatan, keberadaan kekar dan sesar yang intensif, dan pengaruh dari proses fluvial. Kenamapakan doline memanjang dan cockpit di Karst Gunungsewu ditunjukkan pada Gambar 9.

Gambar 9.Kenampakan cockpit dan doline memanjang di Karst GunungsewuDoline, oleh Cvijic (1893) dikelompokkan menjadi tiga katergori yaitu doline mangkok, doline corong, dan doline sumur (Gambar 10) Doline mangkok dicirikan oleh perbandingan lebar dan kedalaman 10:1 dan kemiringan lereng doline berkisar antara 10-12. Dasar rata dan tertutup oleh tanah atau berawa. Doline corong mempunyai diameter dua atau tiga kali kedalamannya dan lereng doline berkisar antara 3040, dengan dasar sempit dapat tertutup tanah maupun berupa singakapan batuan. Doline sumuran dicirikan oleh diameternya yanglebih kecil dari kedalamannya, lereng vertical berupa singkapan batuan.

Gambar 1.10. Bentuk-bentuk doline, A) doline mangkok, B). doline corong, dan C) doline Sumuran

Berdasarkan bentuknya, doline juga dapat dibedakan menjadi doline simetri dan doline asimetri. Doline simetri berbentuk bulat atu elip dengan kemiringan lereng ke segala arah yang hampir sama, sedangkan doline asimetri merupakan doline yang sisi satu dan lainnya mempunyai kemiringan lereng berbeda. Doline tidak simetri terbentuk karena perkembangan doline terkontrol oleh aliran permukaan dan struktur (Bogli, 1980) atau karena lereng (Williams,1985). Doline asimetri pertama terbentuk apabila doline terbentuk karena aliran permukaan yang masuk ke ponor, sisi dimana aliran permukaan masuk akan membentuk lereng yang lebih landai karena pelarutan yang lebih intensif, sedangkan sisi lainnya akan mem[unyai lereng yang lebih terjal. Doline asimetri struktural terbentuk pada batuan karbonat yang miring, dalam hal ini lereng doline yang searah dengan dip batuan akan membentuk kemiringan yang lebih landai, sedankan lereng yang berlawanan dengan dip batuan membentuk kemiringan yang lebih terjal (Gambar 11)

Gambar 11. Kenampakan lateral dan vertikal (A) doline simetri, (B) doline asimetri yang terkontrol oleh aliran permukan, dan (C) doline asimetri yang terkontrol oleh perlapisan batuan (Bogli, 1980)

Genetik DolineFord dan Williams, 1992 lebih lanjut berdasarkan cara pembentukannya (genetik) mengklasifikasikan doline menjadi doline pelarutan, doline aluvial, doline amblesan, dan dolin runtuhan.Doline perlaturan terbentuk karena pelarutan yang terkonsentrasi akibat dari keberadaan kekar, pelebaran pori-pori batuan, atau perbedaan mineralogi batuan karbonat. Doline pelarutan terbentuk hampir disebagian besar awal proses karstifikasi.Doline aluvial pada dasarnya merupakan doline pelarutan, namun dalam kasus ini batugamping tertutup oleh endapan aluvial. Cekungan tertutup yang terbentuk di endapan aluvial disebabkan oleh terbawanya endapan aluvium yang berada di atas rekahan hasil pelarutan ke sistem drainase bawah tanah. Infiltrasi melalui endapan aluvium membawa material halus ke sistem kekar di bawahnya yang berhubungan dengan goa-goa dalam tanah, sehingga endapan di atasnya menjadi cekung.Doline amblasan terjadi apabila lapisan batugam- ping ambles secara perlahan-lahan karena di bawah lapisan batugamping terdapat rongga. Doline tipe ini dicirikan oleh terdapatnya rombakan batugamping dengan sortasi jelek di dasar doline dan lereng yang miring hingga terjal.Doline runtuhan terbentuk apabila goa atau saluran dekat permukaan runtuh karena tidak mampu menahan atapnya. Bogli (1980) menjelaskan bahwa doline runtuhan terjadi bila runtuhan terjadi seketika, sedangkan doline amblesan terjadi secara perlahan-lahan. Doline tipe ini dicirikan oleh lereng curam hingga vertikal. Tiga mekanisme yang membentuk doline runtuhan adalah a) pelarutan di atas goa, b) pelarutan atap goa dari bawah, dan c) penurunan muka air tanah di atap goa (Gambar 14).

Gambar 12. Macam-macam doline menurut genetiknya (Ford dan Williams, 1992)

2.7 Doline Majemuk (Uvala)Doline majemuk (compound doline) di literatur karst sering disebut dengan uvala. Uvala merupakan gabungan dari doline-doline yang terbentuk di karst pada stadium perkembangan karst agak lanjut. Menurut Sweeting ukuran uvala berkisar antara 500-1000 meter dengan kedalaman 100-200 meter dengan ukuran tidak teratur. Cockpit dari sudut pandang ini dapat dianggap sebagai uvala atau doline majemuk yang berbentuk bintang, karena cockpit merupakan beberapa yang tepi atau sisi-sinya saling berhubungan/bergabung. Gabungan dari tepi-tepi doline inilah yang secara planar (tampak atas) membentuk bentuk-bentuk lancip seperti bintang Mengacu pada pandangan Grund tentang perkembangan karst, terbentuknya uvala merupakan ciri dari stadium adolescent karst atau perkembangan tahap II.

Uvala juga dapat perkembang dari lembah permukaan. Uvala tipe ini merupakan perkembangan akhir dari lembah permukaan yang terdegradasi. Perkembangan diawali oleh hilangnya aliran permukaan ke bawah tanah di titi- titik tertentu. Di tempat masuknya aliran permukaan ini selanjutnya doline berkembang yang semakin lama semakin dalam dan lebar, sehingga bergambung satu dengan lainnya membentuk uvala. Perkembangan doline menjadi uvala ditunjukkan pada Gambar 1.16, sedangkan permbandingan ukuran antara dolin, uvala, dan kockpit ditunjukkan pada Gambar 14. Gambar 13. Perkembangan uvala dari doline dan lembah kering (White, 1988)

Gambar 14. Perbandingan ukuran dolin, uvala, dan cockpit (White, 1988)

2.8 PoljePolje merupakan istilah di Karst Dinaric yang berasal dari bahasa Slovenia yang berarti ladang yang dapat ditanami. Istilah polje di Negara asalnya tidak mempunyai kaitan dengan bentuklahan karst. Definisi formal pertama tentang polje dikemukaan oleh Cvijic tahun 1985 (dalam Gams, 1978) bahwa polje merupakan bentuklahan karst yang mempunyai elemen: cekungan yang lebar, dasar yang rata, drainase karstik, bentuk memanjang yang sejajar dengan struktur lokal, dasar polje mempunyai lapisan batuan Tersier. Publikasi selanjutnya oleh Cvijic (1990) mengungkapkan bahwa polje merupakan bentukan dari evolusi/perkembangan uvala.Saat ini istilah polje telah diadopsi dalam terminologi karst. Definisi polje telah banyak dikemukakan dalam literatur karst, namun satu sama lain masih membingungkan. Hal ini dapat dimengerti mengingat setiap literatur mengkaji daerah yang berbeda. Gams (1978) telah mecoba mengali lebih dalam pengertian polje dan klasifikasinya berdasarkan fenomena di daerah asalnya. Polje di Karst Dinarik mempunyai lebar 400 m hingga 5 km dengan panjang hingga mencapai 60 km, luas terkecil 3 km2 dan luas terbesar 474 km2. Dasar poje pada umumnya rata dan dikelilingi oleh perbukitan karst yang terjal. Morfologi Polje di Karst Dinarik ditunjukkan pada Gambar 15.

Gambar 15. Dua penampang melingtang Karst Dinarik yang menggambar morfologi polje (Mijatovic dalam White, 1988).Berdasarkan data dari 42 poje yang ada di Karst Dinarik-Yugoslvia, Gams menyimpulkan bahwa polje mempunyai karakteristik minimal sebagai berikut:1. dasar yang rata dapat merupa batuan dasar (dapat berteras) maupun tertutup sedimen lepas atau aluvium,2. cekungan tertutup yang dibatasi oleh perbukitan dengan lereng terjal pada dua sisi atau salah satu sisinya,3. mempunyai drainase karstik, dan4. jika ketiga syarat tersebut dipenuhi, dasar yang rata harus mempunyai lebar minimum 400 meter.Selanjutnya, Gams (1978) mengklasifikasi ke 42 polje di Karst Dinarik menjadi lima kategori, yaitu border polje, over-flow polje, peripheral polje, diedmont polje, piezometric level polje.

Ford dan Williams (1992) selanjutnya menyederhanakan klasifikasi polje menjadi tiga kelompok, yaitu border polje, structural polje, dan baselevel polje: (Gambar 16). Polje perbatasan terbentuk apabila sistem hidrologi didominasi oleh masukan air alogenik (dari luar sistem karst). Polje tipe ini berkembang apabila muka air tanah di batuan non karst terhampar hingga batuan karbonat. Polje struktural terbentuk karena dikontrol struktur, biasanya berasosiasi dengan graben dan atau sesar miring dengan batuan impermeabel di dalamnya. Polje baselevel terbentuk apabila regional muka air tanah memotong permukaan tanah. Polje tipe ini pada umumnya terbentuk di bagian bawah (outflow) dari kawasan karst.

Gambar 16. Tipe-tipe poje menurut Ford dan Williams, 1989.

2.9 Morfologi MikroMorfologi mikro daerah karst dalam literatur dan artikel karst diistilahkan dengan karren (bahasa Jerman) atau lapies (bahasa Prancis). Dimensi karren bervariasi dari 1 hingga 10 meter, sedangkan mikro karen mempunyai dimensi kurang dari 1 cm (Ford dan Williams, 1992). Karren dapat diklasifikasikan menjadi empat kelompok, yaitu bentuk membulat, bentuk memanjang yang terkontrol oleh kekar, bentuk linier yang terkontrol proses hidrolik, dan bentuk poligonal.a. Bentuk membulat Micropit : ukuran kurang dari 1 cm. Pits : bulat atau lonjong, bentuk tidak teratur, diameter > 1 cm. Pans : bulat atau lonjong dengan bentuk tidak teratur, dasar horisontal berupa batuan dasar atau endapan isian. Heelprints atau Trittkarren : dinding terjal di bagaian ujung, dasar datar, terbuka di bagian bawah, diameter 10 30 cm.

Shafts atau well : bagian dasar saling berhubungan membentuk protocave yangmengatus air ke mintakat epikarst.b. Bentuk linier : terkontrol kekar Microfissures : dasar kacip, panjang beberapa cm dengan kedalama kurang dari 1 cm. Splitkarren : kenamapakan pelarutan yang dikontrol oleh kekar, stylolite atau vein. Dasar lancip, panjang bervariasi darisentimeter hingga beberapa meter, kedalaman beberapa sentimeter. Kedua ujungnya dapat terbuka atau tertutup. Grikes atau Kluftkaren : hasil solusional yang dikontrol oleh kekar mayor atau sesar. Panjang 1 hingga 10 meter. Apabila di bawah tanah disebut cutter. Kumpulan kluftkarren dipisahkan satu dengan lainnya dengan clint.c. Bentuk linier : terkontrol oleh hidrodinamik Microrills : lebar lebih kurang 1 mm. Aliran air terkontrol oleh tenaga kapilar, gravitasi, atau angin.d. Saluran pelarutan secara gravitatif Rillenkarren : kumpulan saluran mulai dari igir, lebar 1 3 cm. Dipicu oleh air hujan. Bagian bawah menghilang. Solutionalrunnels : Saluran mengikuti hukum Horton. Berkembang mulai dari sebelah bawah erosi lembar. Pada singkapan batuan dicirikan oleh tepi yang curam (Rinnenkarren), bulat jika tertutup tanah (Rundkarren). Saluran meluas ke arah bawah. Lebar 330 cm, panjang 110 m. Pola aliran linier, dendritik, atau sentripetal. Decantation runnels : pelarutan terjadi di bagian atas pada satu titik, ke arah bawah saluran menyempit. Ukuran bervariasi hingga mencapai panjang lebih dari 100 m, seperti wall karren (wandkarren), Maanderkarren. Decantation flutings : pelarut berasal dari sumber diffuse pada lereng atas. Saluran padat, ke arah bawah kadang-kadang semakin berkurang. Fluted scallops atau solution ripples : flute seperti ripple dengan arah sesuai arahaliran. Banyak variasi dari scallop. Banyak ditemukan sebagai komponen dari cockling pattern di singkapan batuan berlereng curam.

e. Bentuk poligonal Karrenfield : istilah umum untuk hamparan karren yang tersingkap. Limestone pavement : tipe dari karrenfield yang didominasi oleh clints yang teratur(flachkarren) dan grikes (kluftkarren). Pinnacle karst : topografi yang runcing- runcing, kadang terbuka karena erosi tanah. Arete, pinacle, dan stone forest kadang mempunyai pinacle dengan tinggi 45 m dan spasi 50 m. Ruiniform karst : Grike yang lebar dengan clintyang sudah terdegradasi. Bentuk peralihan ke tors. Corridor karst (labyrinth karst, giant grike land) : skala besar dari grike dan clints dengan lebar beberapa meter dan panjang hingga 1 km. Coastal karren : karren di darah pantai atau lakustrin, termasuk intertidal dan subtidal notch, pits, pans, mikropits.

BAB IIIPENUTUPAN

3.1 KesimpulanFord dan Williams (1989) mendefinisikan karst sebagai medan dengan kondisi hidrologi yang khas sebagai akibat dari batuan yang mudah larut dan mempunyai porositas sekunder yang berkembang baik. Karstifikasi atau proses permbentukan bentuk-lahan karst didominasi oleh proses pelarutan. Karstifikasi dipengaruhi oleh dua kelompok faktor, faktor pengontrol dan factor pendorong. Faktor pengontrol menentukan dapat tidaknya proses karstifikasi berlangsung, sendangkan faktor pendorong menentukan kecepatan dan kesempurnaan proses karstifikasi. Morfologi karst makro di suatu wilayah dapat meliputi beberapa kombinasi dari bentukan negatif berupa dolin, uvala, polje, atau ponor; dan bentukan positif berupa kegel, mogote, atau pinacle (Sweeting, 1972; White, 1988; dan Ford dan williams, 1992).Morfologi mikro daerah karst dalam literatur dan artikel karst diistilahkan dengan karren (bahasa Jerman) atau lapies (bahasa Prancis). Dimensi karren bervariasi dari 1 hingga 10 meter, sedangkan mikro karen mempunyai demensi kurang dari 1 cm (Ford dan Williams, 1992). Karren dapat diklasifikasikan menjadi empat kelompok, yaitu bentuk membulat, bentuk memanjang yang terkontrol oleh kekar, bentuk linier yang terkontrol proses hidrolik, dan bentuk poligonal.

3.2 SaranHendaknya Mahasiswa lebih aktif dan kreatif dalam membuat makalah.

REFERENSI

Ford, D. and Williams, P. 1992. Karst Geomorphology and Hydrology, Chapman and Hall, London.Haryono Eko, Nugroho A. Tjahyo, Geomorfologi dan Hidrologi Karst, UGM, Yokyakarta.Sweeting, M.M., 1972, Karst Landforms, Macmillan, London.White,W.B., 1988. Geomorphology and Hydrology of Karst Terrain. Oxford University Press, New York.21