BAB IITINJAUAN TEORI2.1 Karst2.1.1 Pengertian KarstKarst 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) mendefini-sikan karst sebagai medan dengan kondisi hidrologi yang khas sebagai akibat dari batuan yang mudah larut dan mempunyai porositas sekunder yang berkembang baik.Kawasan Karst merupakan ekosistem yang terbentuk dalam kurun waktu ribuan tahun, tersusun atas batuan karbonat (batukapur/batugamping) yang mengalami proses pelarutan sedemikian rupa hingga membentuk kenampakan morfologi dan tatanan hidrologi yang unik dan khas. Hidrologi karst memang sangat unik dan pendekatannya tak bisa disamakan dengan hidrologi secara umum. Di permukaan boleh jadi sangat tandus, namun bila kita menelusuri alam bawahnya, terdapat gua dan sungai bawah tanah dengan air sangat melimpah ruah dan mampu untuk menunjang penciptaan energi lain.Topografi karst adalah bentukan rupa bumi yang unik dengan kenampakan atau fenomena khas akibat proses pelarutan dan pengendapan kembali CaCO3 diatas dan dibawah permukaan bumi. Selain itu, bentang alam seperti karst juga dapat terjadi dari proses pelapukan, hasil kerja hidrolik misalnya pengikisan, pergerakan tektonik, pencairan es dan evakuasi dari batuan beku (lava). Karena proses utama pembentukanya bukan pelarutan, maka bentang alam demikian disebut pseudokarst. Sementara itu karst yang terbentuk oleh pelarutan disebut truekarst.

2.1.2 Ciri-ciri daerah karstCiri-ciri daerah karst antara lain: Daerahnya berupa cekungan-cekungan. Terdapat bukit-bukit kecil. Sungai-sungai yang nampak dipermukaan hilang dan terputus ke dalam tanah. Adanya sungai-sungai di bawah permukaan tanah Adanya endapan sedimen lempung berwama merah hasil dari pelapukan batu gamping. Permukaan yang terbuka nampak kasar, berlubang-lubang dan runcing.2.1.3 Fungsi kawasan karstKawasan karst mempunyai beberapa fungsi nilai yang bersifat strategis, yaitu; Nilai ekonomi, berkaitan dengan usaha pertanian, kehutanan, pertambangan, pengelolaan air dan pariwisata, Nilai ilmiah, berkaitan dengan ilmu- ilmu kebumian, speleologi, biologi, arkeologi, dan palentologi, Nilai kemanusiaan, berkaitan dengan keindahan, rekreasi, pendidikan, unsur- unsur spiritual dan agama atau kepercayaan.2.1.4 Karakteristik Bentuk Lahan KarstBentuk lahan kawasan karst memiliki karakteristik berupa bentukan negative yang tertutup dengan berbagai ukuran dan susunan, pola drainase yang terputusputus, guagua dan aliran sungai bawah tanah. Bentukan alam permukaan kawasan karst sangat beragam dan tiap daerah memiliki ciri atau bentukan yang berbeda. Ada yang berbentuk seperti menara atau disebut Tower Karst, ada yang berbentuk Cawan Terbalik atau biasa disebut Conical Hill. Antara bukitbukit Karst Tower dan Conical bisa terlihat lembahlembah yang lebar atau sempit. Bukitbukit tersebut terkadang terpisah oleh suatu dataran yang luas akan tetapi terkadang juga ada yang saling berdempetan dengan bentuk yang simetris atau asimetris dengan tinggi yang relative hampir sama. Kawasan Karst yang belum dijamah oleh manusia (Agraris dan Pertambangan) biasanya masih tertutup Vegetasi yang lebat bahkan bisa tidak terlihat dari kejauhan bahwa daerah tersebut adalah daerah karst. Terkecuali Vegetasi tersebut telah dibabat oleh aktivitas manusia seperti, Pertanian, Pertambangan, Penebangan Liar. Vegetasi kawasan karst juga bisa habis akibat gerakan Gletser yang menerjang kawasan tersebut beberapa juta tahun yang lalu. Akibat dari aktivitas tersebut maka timbullah penggundulan dan pengikisan permukaan karst. Perkembangan bentuklahan karst sangat bervariasi dari satu tempat ke tempat lain. Variasi tersebut disebabkan oleh faktor-faktor yang mengontrol perkembangannya, seperti batuan, struktur geologi, vegetasi, dan iklim. Faktor-faktor tersebut secara bersama-sama menentukan intensitas dan kecepatan karstifikasi. Hasil dari proses karstifikasi tersebut adalah bentuklahan karst. Bentuk lahan karst makroMorfologi 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, Trudgil, 1985; White, 1988; dan Ford dan williams, 1996). Bentuk lahan karst 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 demensi kurang dari 1 cm (Ford dan Williams, 1996). Karren dapat diklasifikasikan menjadi empat kelompok, yaitu bentuk membulat, bentuk memanjang yang terkontrol oleh kekar, bentuk linier yang terkontrol proses hidrolik, dan bentuk poligonal.

2.2 Hidrologi KarstHidrologi karst tentunya mempunyai konsekwensi logis yang dapat terbagi menjadi dua topik pembicaraan utama yaitu hidrologi dan karst. Hidrologi , menurut Linsley adalah cabang dari ilmu geografi fisik yang berurusan dengan air dimuka bumi dengan sorotan khusus pada sifat, fenomena dan distribusi air di daratan.Hidrologi dikategorikan secara khusus mempelajari kejadian air di daratan/bumi, deskripsi pengaruh sifat daratan terhadap air, pengaruh fisik air terhadap daratan dan mempelajari hubungan air dengan kehidupan. Pada sisi yang lain, karst dikenal sebagai suatu kawasan yang unik dan dicirikan oleh topografi eksokarst seperti lembah karst, doline, uvala, polje, karren, kerucut karst dan berkembangnya sistem drainase bawah permukaan yang jauh lebih dominan dibandingkan dengan sistem aliran permukaannya (Adji dkk, 1999). Jika kita belajar hidrologi secara umum pasti tidak akan pernah lepas dari siklus hidrologi, yaitu peredaran air di bumi baik itu di atmosfer, di permukaan bumi dan di bawah permukaan bumi. Selama siklus tersebut, air dapat berubah wujudnya yaitu padat, cair maupun gas tergantung dari kondisi lingkungan siklus hidrologi.Secara definitif, air pada sungai bawah tanah di daerah karst boleh disebut sebagai airtanah merujuk definisi airtanah oleh Todd (1980) bahwa airtanah merupakan air yang mengisi celah atau pori-pori/rongga antar batuan dan bersifat dinamis. Sedangkan, air bawah tanah karst juga merupakan air yang mengisi batuan/percelahan yang banyak terdapat pada kawasan ini, walaupun karakteristiknya sangat berbeda dibandingkan dengan karakteristik airtanah pada kawasan lain. Jankowski (2001) mengatakan bahwa terdapat tiga komponen utama pada sistem hidrologi karst, yaitu : akuifer, sistem hidrologi permukaan, dan sistem hidrologi bawah permukaan. Di karst, cekungan bawah permukaan dapat diidentifikasi dengan mencari hubungan antara sungai yang tertelan (swallow holes) dan mata air.Jumlah air dalam siklus hidrologi selalu tetap dan hanya berubah distribusinya saja dari waktu ke waktu akibat adanya pengaruh dari faktor tertentu (Adji dan Suyono, 2004). Siklus hidrologi secara umum disajikan pada Gambar 2.1. Seperti disebutkan diatas, karena sifatnya, fokus dari hidrologi karst adalah bukan pada air permukaan tetapi pada air yang tersimpan di bawah tanah pada sistem-sistem drainase bawah permukaan karst. Untuk lebih jelasnya, Gambar 2.2 mengilustrasikan drainase bawah permukaan yang sangat dominan di daerah karst.

Gambar 2.1. Siklus Hidrologi

Gambar 2.2. Drainase bawah permukaan di daerak karst

Dari Gambar 2.2 terlihat bahwa karena sifat batuan karbonat yang mempunyai banyak rongga percelahan dan mudah larut dalam air, maka sistem drainase permukaan tidak berkembang dan lebih didominasi oleh system drainase bawah permukaan. Sebagai contoh adalah sistem pergoaan yang kadang-kadang berair dan dikenal sebagai sungai bawah tanah. Selanjutnya, dalam bahasan ini akan lebih banyak dideskripsikan hidrologi karst bawah permukaan yang selanjutnya akan kita sebut sebagai airtanah karst.2.2.1 Akuifer KarstAkuifer dapat diartikan sebagai suatu formasi geologi yang mampu menyimpan dan mengalirkan airtanah dalam jumlah yang cukup pada kondisi hidraulik gradien tertentuCukup artinya adalah mampu mensuplai suatu sumur ataupun mata air pada suatu periode tertentu. Jika formasi karst dapat menyimpan dan mengalirkannya sehingga sebuah sumur atau mataair mempunyai debit air yang cukup signifikan, maka sah-sah saja jika formasi karst tersebut disebut sebagai suatu akuifer. Selanjutnya, dua hal ekstrim pada akuifer karst adalah adanya sistem conduit dan diffuse yang hampir tidak terdapat pada akuifer jenis lain (White, 1988). Ada kalanya suatu formasi karst didominasi oleh sistem conduit dan ada kalanya pula tidak terdapat lorong-lorong conduit tetapi lebih berkembang sistem diffuse, sehingga hanya mempunyai pengaruh yang sangat kecil terhadap sirkulasi airtanah karst. Tetapi, pada umumnya suatu daerah karst yang berkembang baik mempunyai kombinasi dua element tersebut. Gambar 2.3 menunjukkan sistem conduit, diffuse, dan campuran pada formasi karst. Selain itu menurut Gillison (1996) terdapat satu lagi sistem drainase di daerah karst yaitu sistem rekahan (fissure).

2.2.2 Perbedaan Utama Akuifer Karst dan Akuifer Non-karstDalam geohidrolika akuifer, terdapat beberapa istilah sifat akuifer yaitu zonasi vertical airtanah, porositas batuan, konduktivitas hidraulik (K), transmissivitas (T), homogenitasheterogenitas, isotropi-anisotropi, dll. Sub bagian ini akan membahas perbedaan utama karakteristik dan sifat-sifat akuifer pada daerah non karst dan karst.

a. Zonasi vertikalPada akuifer non karst, zonasi vertical mempunyai pola sebagai berikut :- lapisan paling atas dibawah tanah adalah zona tak jenuh (aerasi)- lapisan ditengah adalah zona intermediate yang dibagi lagi menjadi zone vadose dan zone kapiler- lapisan di bawah muka airtanah (water table) dikenal sebagai zone jenuh airSifat dan kedudukan akuifer non-karst secara vertikal ini cenderung tetap dan hanya berfluktuasi menurut musim sepanjang tahun. Sementara itu, sifat agihan vertikal akuifer pada batuan karbonat cenderung berubah dari waktu ke waktu tergantung dari cepat lambatnya tingkat pelarutan dan lorong-lorong yang terbentuk.

b. PorositasPorositas () atau kesarangan batuan adalah rasio antara volume pori-pori batuan dengan total volume batuan, seperti yang dinotasikan pada rumus ini :

Besar kecilnya porositas tergantung dari jenis batuan dan matrik pada batuan itu sendiri. Berbicara mengenai besarnya porositas batuan karbonat pada daerah karst tidak semata-mata tergantung dari matriks batuan, tetapi lebih tergantung dari proses lanjutan setelah batuan itu terbentuk atau muncul di permukaan bumi.

Tabel 2.1 Besarnya porositas pada berbagai material batuan Material (%)

Sedimen tidak kompak

KerikilSandSiltLempung25-40

25-50

35-50

40-70

Batuan

Farctured BasaltGamping terkarstifikasiSandstoneGamping, dolomiteFractured crystalline rockDense crystalline rock5-50

5-50

5-30

0-20

0-10

0-5

c. Permeabilitas (K) dan Transmissivitas (T) akuiferPermeabilitas atau konduktivitas hidraulik (K) secara sederhana dapat diartikan sebagai kemampuan suatu batuan untuk meloloskan air/cairan. Nilai K tergantung dari media (batuan) dan independen terhadap jenis cairan. Sementara itu transmissivitas (T) adalah sejumlah air yang dapat mengalir melewati satu unit luas akuifer secara 100% horizontal. Nilai T ini merupakan suatu fungsi berbanding lurus dengan H konduktivitas hidraulik (K) dan tebal akuifer (b), sehingga :

Dimana: T= transmissivitas akuifer (m2/hari)K= permeabilitas akuifer (m/hari)b = tebal akuifer (m)Nilai K dan T tentu saja tergantung dari besar kecilnya porositas, sortasi batuan, tektur batuan, dll. Akibatnya, karena lorong-lorong solusional yang dihasilkan pada batuan gamping yang terkarstifikasi dengan baik mengakibatkan nilainya menjadi cukup signifikan pula disbanding jenis batuan lain, seperti yang ditampilkan pada Tabel 2.2.

2.2.3 Sistem Hidrologi Akuifer Karstsistem hidrologi di daerah karst didominasi oleh pola diffuse dan conduit. Selanjutnya Gambar 2.7 mengilustrasikan skema sistem aliran internal akuifer karst. Pada Gambar 2.7 bagian atas adalah permukaan tanah, dan diasumsikan memiliki tiga komponen daerah tangkapan air yaitu: dari formasi karst itu sendiri, daerah lain non-karst yang berdekatan (contoh: aliran allogenic), dan masukan dari bagian atas formasi karst (misal: sungai yang masuk/tertelan) atau masukan langsung secara vertikal. Sebagian hujan akan terevapotranspirasikan dan sisanya akan masuk ke akuifer karst sebagai limpasan allogenic, limpasan internal dan infiltrasi rekahan-rekahan kecil (diffuse infiltration). Hujan yang masuk harus menjenuhkan tanah dan zone rekahan/epikarst sebelum masuk ke zona vadose. Sungai yang tertelan dan masuk melalui ponor pada lembah/doline biasanya langsung membentuk lorong conduit dan dapat berkembang sebagai saluran terbuka atau pipa-pipa vadose. Selain itu, air yang dialirkan dari dari daerah tangkapan hujan atau dari aquifer yang bertengger diatas formasi karst (jika ada) biasanya akan langsung menuju zone vadose melalui lorong-lorong vertikal. Akhirnya, aliran tersebut dapat bergabung dengan lorong conduit dari masukan lain, dan ada pula yang menjadi mataair bila kondisi topografi memungkinkan. Ilustrasi perkembangan conduit disajikan pada Gambar 2.8.Imbuhan yang mempunyai sifat diffuse bergerak secara seragam kebawah melalui rekahan-rekahan yang tersedia (fissure). Jika sistem diffuse oleh fissure berkembang baik, maka dapat dipastikan bahwa proses infiltrasi pada zona epikarst berlangsung dengan baik. Pada karst yang berkembang baik, fissure sudah menjadi satu sistem dengan conduit (mixed-Gambar 2) dan memasok aliran airnya ke lorong-lorong conduit. Gambar 2.9 menunjukkan perbedaan tipe aliran antara sistem diffuse dan conduit.

Jika kita perhatikan lagi Gambar 2.3, pada mulanya aliran yang bersifat diffuse lebih dominan melalui fissure/rekahan kecil yang berjumlah banyak dan rapat (Gambar 2.3.a). Dengan terus berkembangnya proses solusional, jaringan conduit (lorong/pipa) mulai berkembang dan menyebabkan meningkatnya jumlah aliran. Pada masa tersebut dapat dikatakan bahwa system aliran yang berkembang adalah campuran (mixed) antara sistem diffuse dan conduit (Gambar 2.3.b). Pada karst yang dewasa dan telah berkembang dengan baik sistem conduit lebih dominan dan hampir tidak terdapat sistem diffuse (Gambar 2.3.c). Selanjutnya, White (1988) membagi akuifer karst menjadi 3 model konseptual atas dasar sifat alirannya yaitu :a. Diiffuse-flow karst aquifer atau akuifer dengan sistem aliran dominan diffuse. Akuifer ini tidak memiliki aktivitas pelarutan yang baik, sehingga dapat dikategorikan sebagai akuifer homogeny dan sistem alirannya mendekati hokum Darcy (Gambar 9). Akuifer ini biasanya terdapat pada akuifer karbonat yang tidak mudah larut, misalnya dolomit. Air bergerak sepanjang rekahan-rekahan kecil yang hanya sedikit terpengaruh oleh aktivitas pelarutan. Jika terdapat goa, biasanya kecil dan tidak berhubungan satu sama lain. Output air biasanya juga hanya memiliki debit dalam jumlah yang kecil sebagai mataair atau rembesan. Muka airtanah dapat dengan mudah didefinisikan dan karena sebagian recharge adalah melalui fracture, fluktuasinya tidak terlalu besar dan kedudukan muka airtanah (water table) dapat sedikit diatas base level regional.b. Free-flow karst aquifer. Akuifer ini juga memiliki aliran tipe diffuse, tetapi lorong- lorong solusional lebih dominan dimana sebagian besar aliran adalah melalui lorong-lorong conduit yang ada. Airtanah karst pada akuifer ini sangat terkontrol oleh distribusi dan arah dari lorong-lorong tersebut. Gambar 2.9. mengilustrasikan bahwa pendekatan hukum aliran yang digunakan adalah pipe flow karena sebagian besar air terdapat pada lorong- lorong conduit yang diibaratkan mempunyai bentuk seperti pipa dengan diameter tertentu. Oleh karena itu, kecepatan aliran diidentikkan dengan kecepatan aliran saluran permukaan (misal:sungai). Sifat alirannya adalah turbulen dan bukan laminar. Pada akuifer ini, mataair dapat mempunyai respon yang sangat cepat terhadap recharge/hujan dan mungkin pula mempunyai karakteristik hidrograf aliran yang sama dengan sungai permukaan.c. Confined-flow karst aquifer atau akuifer karst yang berada dibawah batuan yang mempunyai nilai permeabilitas yang sangat kecil. Sistem aliran akuifer ini sangat dikontrol oleh lapisan diatasnya, walaupun memiliki lorong-lorong hasil proses solusional.2.2.4 Muka airtanah karstMuka airtanah adalah batas antara zone jenuh dan zone tak jenuh. Secara sederhana muka airtanah adalah air yanag kita temukan pertama kali ketika kita menggali sebuah sumur. Secara regional, notasi airtanah sering kali dinyatakan dengan suatu istilah yang dikenal sebagai hydraulic head atau jumlah antara tekanan hidrostatis airtanah dan ketinggian tempat. Lebih mudahnya, nilai hydraulic head adalah nilai ketinggian tempat dikurangi ketinggian muka airtanah dari permukaan bumi, seperti yang disajikan Gambar 2.10. 2.2.5 Hukum Aliran di Akuifer KarstHukum Darcy dikenal secara luas dikalangan ahli hidrologi dan biasa digunakan untuk menentukan debit airtanah. Dalam percobaannya (Gambar 2.12) yang mengumpamakan akuifer sebagai suatu tabung yang berisi pasir, Darcy menemukan bahwa kecepatan airtanah berbanding lurus dengan beda tinggi (head) antara dua titik dalam tabung dibagi dengan panjang tabung yang kita kenal sebagai kemiringan airtanah, dan juga berbanding lurus terhadap koefisien yang kita kenal sebagai nilai konduktivitas hidraulik (K).

Sehingga untuk menghitung debit airtanah tinggal kita kalikan dengan luas penampang tabung.Jika kita notasikan maka Hukum Darcy adalah sebagai berikut:

dimana :A = luas penampang tabung ( akuifer)K = konduktivitas hidraulikh/L = kemiringan muka airtanah

Pada akuifer karst yang sudah berkembang baik, adanya conduit dan pipa-pipa solusional dapat mengakibatkan kecepatan aliran yang sangat tinggi dan tipe alirannya bukan laminar tetapi turbulent. Untuk memudahkan dan menguji coba apakah hukum Darcy masih dapat berlaku pada suatu akuifer karst maka dapat digunakan formula Reynolds Number (Re). Jika Re antara 1 s.d. 10, maka hukum Darcy masih dapat digunakan

Dimana : = kerapatan cairan = viskositas/kekentaland = panjang segmenv = kecepatan2.3 Analisis Mata Air KarstSecara umum, mataair adalah pemunculan airtanah ke permukaan bumi karena suatu sebab. Sebab munculnya mataair dapat berupa topografi, gravitasi, struktur geologi, dll. Beberapa keunikan yang dijumpai pada mataair karst adalah mataair dengan debit yang sama besar, bersuhu sama, mempunyai kesadahan yang sama dapat pula dijumpai pada mataair karst di tempat lain. Selain itu, debit mataair karst biasanya mempunyai debit yang besar, dan di negara2 Eropa disebut-sebut mampu menggerakkan kincir angin di daerah pertanian, walaupun tidak sedikit mataair karst yang mempunyai debit aliran kecil. Keunikan yang lain adalah karakteristik mataair karst yang sangat tergantung dari tingkat karstifikasi suatu wilayah. Elevasi suatu mataair karst dapat semakin dalam menurut waktu dan bila mencapai local base level, maka mata air disekitarnya yang lebih kecil akan hilang dan bergabung sesuai dengan melebarnya lorong conduit. Dengan kata lain semakin sedikit jumlah mataair karst, maka semakin besar pula debit yang keluar. Selanjutnya, klasifikasi mataair karst hampir tidak berbeda dengan klasifikasi mataair pada kawasan lain di permukaan bumi : Klasifikasi atas dasar periode pengalirannyaa. Perennial springs : mataair karst yang mempunyai debit yang konsisten sepanjang tahun.b. Periodic springs : mataair karst yang mengalir pada saat ada hujan sajac. Intermitten springs : mataair karst yang mengalir pada waktu musim hujand. Episodically flowing springs : mataair karst yang mengalir pada saat-saat tertentu saja dan tidak berhubungan dengan musim atau hujan Klasifikasi atas dasar struktur geologi(Gambar 2.18)a. Bedding springs, contact springs : mataair karst yang muncul pada bidang perselingan formasi batuan atau perubahan jenis batuan, misal jika akuifer gamping terletak diatas formasi breksi vulkanikb. Fracture springs : mataair karst yang keluar dari bukaan suatu joint atau kekar atau retakan di batuan karbonatc. Descending springs : matair karst yang keluar jika ada lorong conduit dengan arah aliran menuju ke bawahd. Acending springs : matair karst yang keluar jika ada lorong conduit dengan arah aliran menuju ke atas. Jika debitnya besar sering disebut sebagai vauclusian spring (Gambar 2.19) Klasifikasi atas dasar asal airtanah karsta. Emergence springs : mataair karst yang mempunyai debit besar tetapi tidak cukup bukti mengenai daerah tangkapannyab. Resurgence springs : mataair karst yang berasal dari sungai yang masuk kedalam tanah dan muncul lagi di permukaanc. Exsurgence springs : mataair karst dengan debit kecil dan lebih berupa rembesan-rembesan (seepages) Selain klasifikasi mataair karst yang disebutkan diatas, masih terdapat beberapa jenis mataair karst yaitu mataair karst yang muncul di bawah permukaan laut (submarine karst springs) yang disajikan pada Gambar 2.19, dan mataair di goa (cave springs).

Hidrograf ini biasanya diaplikasikan pada analisis hidrologi untuk sungai permukaan. Hidrograf aliran ini sangat penting untuk analisis hidrologi seperti menghitung jumlah air di sungai, jumlah sedimen yang terangkut, analisis respon hujan dan aliran serta daerah aliran sungai (DAS), dll. Faktor-faktor yang secara umum mempengaruhi hidrograf aliran adalah :1. bagian lengkung naik sampai puncak dipengaruh oleh karakteristk hujan (jumlah, intensitas, penyebaran) dan hujan sebelumnya.2. bagian turun, dipengaruhi oleh pelepasan air dari simpanan air di DAS, simpanan air dalam alur sungai, simpanan lengas tanah dan simpanan airtanah.Di akuifer karst, hidrograf aliran biasanya diaplikasikan untuk menganalisis karakteristik mata air atau sungai bawah tanah karst. Karakteristik aliran sungai bawah tanah karst yang unik adalah respon yang cepat terhadap variasi external misalnya hujan, suhu, bahkan tanah dan aktivitas tumbuhan. ( Eko Haryono, Tjahyo Nugroho Adji)2.4 Penginderaan JauhPenginderaan jauh (remote sensing) sering disingkat inderaja, adalah ilmu dan seni untuk memperoleh informasi tentang suatu obyek, daerah,atau fenomena melalui analisis data yang diperoleh dengan suatu alat tanpa kontak langsung dengan obyek, daerah, atau fenomena yang dikaji Penginderaan jauh berasal dari dua kata dasar yaitu indera berarti melihat dan jauh berarti dari jarak jauh. Jadi berdasarkan asal katanya, penginderaan jauh berarti melihat obyek dari jarak jauh.Sistem penginderaan jauh mempunyai empat komponen dasar untuk mengukur dan merekam data mengenai sebuah wilayah dari jauh. Komponen ini adalah: sumber energi, target, sensor, dan wilayah transmisi. Sumber energi disini yang terpenting adalah energi elektromagnetik, dimana merupakan medium penting yang diperlukan untuk mentransmisikan informasi dari obyek ke sensor. Penginderaan jauh menyediakan bentuk tutupan lahan yang penting yaitu luasan, pemetaan dan klasifikasi seperti vegetasi, tanah, air dan hutan.2.4.1 Citra Penginderaan Jauh Citra penginderaan jauh merupakan gambaran yang mirip dengan ujud aslinya atau paling tidak berupa gambaran planimetriknya citra Landsat. Bersifat multi guna atau multi disiplin, artinya dapat digunakan dalam berbagai bidang pengguna seperti kependudukan, pemetaan, pertanian, kehutanan, industry, perkotaan, kelautan, pemantauan lingkungan dan cuaca, serta penggunaan lain yang berhubungan dengan kondisi fisik permukaan bumi. Berbagai satelit pengindera bumi baik menggunakan sitem pasif maupun sistem aktif (radar dimana tenaga dibangkitkan oleh sensornya), yang merekam bumi sesuai misinya, yaitu khusus mengindera dan mengamati permukaan bumi. Aplikasi data penginderaan jauh sesuai dengan sifatnya yang multi guna, maka penggunaanya disesuaikan dengan kepentingan dan kebutuhan dari penggunanya. Hasil perekaman atau pemotretan sensor penginderaan jauh disebut data penginderaan jauh yang dapat berujud foto udara, citra satelit, citra radar, dan dapat berupa data analog dan numerik lainya.Landsat adalah program paling lama untuk mendapatkan citra Bumi dari luar angkasa. Satelit Landsat (Land Satellite) milik Amerika Serikat diluncurkan pertama kali pada tahun 1972, dengan nama ERTS-1 (Earth Resources Technology Satellite-1).Proyek eksperimental ini sukses, dan dilanjutkan peluncuran selanjutnya seri kedua, tetapi dengan berganti nama menjadi Landsat,sehingga ERTS-1 pun berganti nama menjadi Landsat-1. Sampai pada tahun 1991, peluncuran sampai pada sateli Landsat-5. Selama kurun waktu tersebut dengan kecanggihan teknologi terjadi perubahan desain sensornya, sehingga kelima satelit itu dapat dikelompokkan menjadi dua generasi : generasi pertama (Landsat 1-3) dan generasi kedua (Landsat 4-5). Satelit Landsat 1-2 memuat dua macam sensor : RBV (Retrun Beam Vidicon, dan terdiri atas tiga saluran RBV1, RBV2, dan RBV3 dengan resolusi spasial 79 meter) dan MSS (Multispectral scanner, resolusi spasial 79 meter terdiri atas 4 saluran MSS4, MSS5, MSS6, dan MSS7). Satelit Landsat-3 masih memuat dua macam sensor tersebut yaitu RBV dan MSS, tetapi sistem sensor RBV diganti menjadi TM (Thematic Mapper) dan penyusutan jumlah saluran pada RBV menjadi 1 saluran tunggal beresolusi spasial 40 meter. Satelit Landsat 4-5 juga memuat 2 macam sensor pula, dengan mempertahankan MSSnya dan RBV diganti dengan TM, karena alasan kapabilitas. Dengan demikian penomoran MSS menjadi MSS1, MSS2, MSS3, dan MSS4. Sensor TM mempunyai 7 saluran yang mempunyai nomor urut dari 1 sampai 7. Keganjalan dalam sensor TM terdapat pada TM6 yang menggunakan spektrum inframerah thermal, beresolusi 120 meter, terdapat pada antara saluran inframerah TM5 dan TM7 yang beresolusi 30 meter. Hal ini dikarenakan oleh penambahan atau pembuatan sensor TM7 sebelum seluruh TM1 sampai TM6 disahkan oleh pemerintahan Amerika Serikat. Kemampuan spektral dari Landsat- TM, ditunjukkkan pada tabel 2.2.Program Landsat merupakan tertua dalam program observasi bumi. Landsat dimulai tahun 1972 dengan satelit Landsat-1 yang membawa sensor MSS multispektral. Setelah tahun 1982, Thematic Mapper TM ditempatkan pada sensor MSS. MSS dan TM merupakan whiskbroom scanners. Pada April 1999 Landsat-7 diluncurkan dengan membawa ETM+scanner. Saat ini, hanya Landsat-5 dan 7 sedang beroperasi. Karakteristik ETM+ Landsat, ditunjukkan pada tabel 2.1

Tabel 2.6. Nama dan Panjang Gelombang pada Landsat TMSaluranNama GelombangPanjang Gelombang (m)

1Biru0,45 0,52

2Hijau0,52 0,60

3Merah0,63 0,69

4Inframerah Dekat0,76 0,90

5Inframerah Tengah1,55 1,75

6Inframerah Termal10,40 12,50

7Inframerah Tengah2,08 2,35

Terdapat banyak aplikasi dari data Landsat TM: pemetaan penutupan lahan, pemetaan penggunaan lahan, pemetaan tanah, pemetaan geologi, pemetaan suhu permukaan laut dan lain-lain. Landsat TM adalah satu-satunya satelit nonmeteorologi yang mempunyai band inframerah termal. Data termal diperlukan untuk studi proses-proses energi pada permukaan bumi seperti variabilitas suhu tanaman dalam areal yang diirigasi. Seperti Tabel 2.2 menunjukkan aplikasi atau kegunaan utama prinsip pada berbagai band Landsat TM. Dalam Rangga Paraditya, citra satelit landsat 7 ETM+ digunakan untuk mengekstrak informasi menegnai proses hydrothermal pada zona alterasi, struktor geologi dan satuaan batuan dengan berbagai metode pengolahan citra digital. Landsat 7 ETN+ diluncurkan pada tanggal 15 April 1999 dengan tujuan untuk menghasilkan data seri untuk seluruh daratan dan wilahayh pesisir bumi dengan citra yang direkam dengan panjang gelombang tampak mata dan inframerah kualitas tinggi serta melanjutkan basis data landsat yang sudah ada. Satelit ini dioperasikan bersama oleh NASA, NOAA, dan USGS. Citra Landsat 7 ETM+ tersedia dalam tiga level data, yaitu: 0R, 1R dan 1G. citra dalam level 0R merupakan citra yang belum mengalami koreksi radiometrik dan koreksi geometrik. Untk citra dalam level 1R sudah mengalami koreksi radiometrik namum belum mengalami koreksi geometrik, sedangkan untuk citra dalam level 1G sudah mengalami koreksi radiometrik maupun koreksi geomterik. (Hartono, 2010)