BAB II

BENTANG 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 Vulkanisme

Dalam 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.

Gambar II.1. Zona Penunjaman (Subduction Zone)

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 gunungapi

2. Minor : a. Xenolit

b. Volcanic neck

c. Gua lava

d. 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 Gununungapi

Berdasarkan lokasi pusat kegiatan, Rittmann (1962)

membuat klasifikasi letusan gunungapi, yaitu :

1. Letusan pusat (terminal eruption), dimana lubang kepundan

merupakan saluran utama bagi peletusan.

2. Letusan samping (subterminal effusion), akan terbentuk

apabila magma yang membentuk sill sempat menerobos ke

permukaan, pada lereng gunungapi.

3. Letusan lateral (lateral eruption), dimana korok melingkar (ring

dike) dapat berfungsi sebagai saluran magma ke permukaan.

4. Letusan di luar pusat (excentric eruption), terjadi di bagian

kaki gunungapi, dengan sistem saluran magma tersendiri

yang tak ada kaitannya dengan lubang kepundan utama.

Gambar II.7. Diagram letusan berdasarkan lokasi pusat kegiatan menurut Rittmann (1962).

Escher (1952) mengklasifikasikan tipe letusan berdasarkan

viskositas, tekanan gas dan kedalaman dapur magma menjadi

tujuh tipe (lihat tabel 2.1).

Tabel 2.1 Tipe-tipe letusan gunungapi

1. Tipe Hawaii

Tipe Gunungapi ini dicirikan dengan lavanya yang cair dan tipis,

yang dalam perkembangannya akan membentuk tipe gunungapi

perisai. Sifat magmanya yang sangat cair memungkinkan

terjadinya lava mancur, yang disebabkan oleh arus konveksi

pada danau lava. Dimana lava yang banyak mengandung banyak

gas, sehingga bersifat ringan, akan terlempar ke atas, sedang

yang berat (setelah gas hilang) akan tenggelam lagi. Tipe ini

banyak ditemukan di gunungapi perisai di Hawaii, seperti di

Kilauea dan Maunaloa. Di Kilauela terdapat danau lava

Halemaumau dengan pulau-pulau lava beku yang mengapung di

atasnya. Lava mancur pada danau lava ini akan menghasilkan

rambut Pele (Peles hair) dan airmata Pele (Peles tear) yang

mempunyai bentuk-bentuk khas. Meskipun panas yang

dikeluarkan cukup banyak, tetapii permukaan danu lava

senantiasa cair. Tipe Hawii juga didapatkan di Islandia,

dibedakan dengan yang di Hawaii adalah berdasarkan ketinggian

dan besarnya sudut lereng. Di Hawaii tipe ini membentuk

gunungapi yang berketinggian lebih dari 1000 m dan mempunyai

sudut sudut lereng besar, sdang di Islandia umumnya lebih

rendah, bersudut lereng kecil dan membentuk datar tinggi.

2. Tipe Stromboli

Tipe ini sangat khas untuk G. Stromboli dan beberapa gunungapi

lainnya yang sedang meningkat kegiatannya. Magmanya sangat

cair, ke arah permukaan sering dijumpai letusan pendek yang

disertai ledakan. Bahan yang dikeluarkan berupaabu, bom, lapili

dan setengah padatan bongkah lava. Tekanan gas tipe Stromboli

adalah rendah.

3. Tipe Vulkano

Yang sangat khas dari tipe ini adalah pembentukan awandebu

berbentuk bunga kol, karena gas yang ditembakkan ke atas

meluas hingga jauh di atas kawah. Tipe ini mempunyai tekanan

gas sedang dan lavanya kurang begitu cair. Dan disamping

dikeluarkan awandebu, tipe ini juga menghasilkan lava.

Berdasarkan kekuatan letusannya, tipe ini dibedakan menjadi

tipe Vulkano kuat (G. Vesuvius, G. Etna) dan tipe Vulkano lemah

(G. Bromo, G. Raung). Peralihan antara kedua tipe inipun

dijumpai, di Indonesia misalnya ditunjukkan oleh G. Kelud dan

Anak Bromo.

4. Tipe Merapi

Dicirikan dengan lavanya yang cair-kental, dapur magma yang

relatif dangkal dan tekanan gas yang agak rendah. Karena sifat

lavanya tersebut, apabila magma naik ke atas melalui pipa

kepundan, maka akan terbentuk sumbat lava atau kubah lava

sementara di bagian bawahnya masih cair. Sumbat lava yyang

gugur akan menyebabkn terjadinya awanppanas guguran.

Sedang semakin tingginya tekanan gas karena pipa kepundan

tersumbat akan menyebabkan sumabat tersebut hancur ketika

terjadi letusan, dan akan terbentuk awanpanas letusan.

5. Tipe Pelee

Tipe ini mempunyai viskositas lava yang hampir sama dengan

tipe Merapi. Tetapi tekanan gasnya cukup besar. Ciri khas tipe

Pelee adalah peletusan gas ke arah mendatar. G. Pelee pernah

meletus pada 8 Mei 1902, menghancurkan kota St. Pierre dengan

serbuan awanpanas bersuhu antara 2100 2300C. Kecepatan

luncurnya yang tinggi, sekitar 150 m/detik, mnyebabkan

penduduk kota tersebut tidak sempat melarikan diri dan 30.000

jiwa menjadi korban.

6. Tipe St. Vincent

Lavanya agak kental, dan bertekanan gas menengah. Pada kawah

terdapat danau kawah, yang sewaktu terjadi letusan akan

dimuntahkan ke luar dengan membentuk lahar letusan. Setelah

danau kawah kosong, disusul oleh hembusan bahan lepas

gunungapi berupa bom, lapili dan awanpijar. Suhu lahar letusan

adalah sekitar 1000C. Contoh tipe ini di Indonesia adalah G.

Kelud yang meletus pada tahun 1906 dan 1909.

7. Tipe Perret atau tipe Plinian

Tipe ini dicirikan dengan tekanan gasnya yang sangat kuat,

disamping lavanya yang cair. Bersifat merusak dan diduga ada

kaitannya dengan perkembangan pembentukan kaldera

gunungapi. Peneliti pertama tipe ini adalah Plinius (99 SM), yaitu

terhadap G. Vesivius, sehingga namanya diabadikan untuk tipe

letusan gunungapi. Contoh dari tipe ini adalah G. Vesivius, yang

sebelum meletus mempunyai ketinggian 1.335 m. Tetapi setelah

terjadi letusan, ketinggian sisa hanyalah 1.186 m, sehingga

sekitar 149 m dihembuskan ke atas oleh suatu kekuatan yang

luarbiasa besarnya. Contoh di Indonesia adalah G. Krakatau

yang meletus pada tahun 1883.

Periode kegiatan dan periode istirahat letusan gnungapi

sangat tergantung pada :

1. Kedalaman dan ukuran dapur magma.

2. Besarnya tenaga potensial dalam dapur magma dan besarnya

tenag yang dilepaskan.

3. Kandungan gas dan proses pembentukan gas kembali

(degassing).

4. Besar-kecilnya atau ada-tidaknya gangguan kesetimbangan

atas aspek fisika-kimia.

5. Sifat penyaluran tenaga ke araah permukaan yang

dikendalikan oleh sistem rekahan atau pensesaran.

II.3 Morfologi Gunungapi

Morfologi gununungapi dapat dibedakan menjadi tiga zona

dengan ciri-ciri yang berlainan, yaitu :

a. Zona Pusat Erupsi

- banyak radial dike/sill

- adanya simbat kawah (plug) dan crumble breccia

- adanya zona hidrotermal

- endapan piroklastik kasar

- bentuk morfologi kubah dengan pusat erupsi

b. Zona Proksimal

- material piroklastik agak terorientasi

- pada material piroklastik dan lava dijumpai pelapukan,

dicirikan oleh soil yang tipis

- sering dijumpai parasitic cone

- banyak dijumpai ignimbrit dan welded tuff

c. Zona Distal

- material piroklastik berukuran halus

- banyak dijumpai lahar

Gambar II.8. Pembagian zona pada gunungapi

II.4 Macam-macam Bentang Alam Vulkanik

Bentang alam vulkanik dibedakan menjadi beberapa

macam dengan dasar klasifikasi kenampakan visual

morfologinya. Srijono (1984, dikutip Widagdo, 1984),

menggambarkan klasifikasi bentang alam vulkanik berdasarkan

bentuk morfologinya. Klasifikasi tersebut dapat diuraikan

menjadi :

II.4.1 Bentuk Timbulan (Morfologi Positif) / Kubah Vulkanik

Merupakan morfologi gunungapi yang mempunyai bentuk

cembung ke atas. Morfologi ini dibedakan atas dasar asal

kejadiannya menjadi :

a. Kerucut Semburan

- Kerucut Semburan Utama

Merupakan morfologi kerucut semburan yang terbentuk

oleh erupsi lava yang bersifat kental/andesitik.

- Kerucut Parasit (Parasitic Cone)

Merupakan morfologi yang terbentuk sebagai hasil erupsi

gunungapi yang berada pada lereng gunungapi yang lebih

besar.

- Kerucut Sinder (Cinder Cone)

Merupakan morfologi yang terbentuk oleh erupsi kecil yang

terjadi pada kaki gunungapi, berupa kerucut rendah dengan

bagian puncak tampak cekung datar.

Gambar II.9. Sketsa morfologi kerucut semburan, kerucut parasit dan kerucut sinder

Gambar II.10. Cinder Cone Pu`u ka Pele yang meletus di sebelah tenggara G. Mauna Kea. Tinggi kerucut 95 m dan diameter kawahnya 400 m.

b. Kubah Lava (Lava Dome)

Merupakan morfologi yang berbentuk kubah membulat

yang terbentuk oleh magma yang sangat kental, biasanya

dacite/rhyolite. Kubah terdiri dari satu atau lebih aliran lava

individu.

Gambar II.11. Kubah lava di atas Novarupta vent, Lembah Sepuluh Ribu Asap, Taman Nasional Katmai, Alaska.

c. Gunungapi Tameng/Perisai

Merupakan morfologi yang terbentuk oleh aliran magma

cair encer, sehingga pada waktu magma keluar dari lubang

kepundan, meleleh ke semua arah dala jumlah besar dari

suatu kawah besar/kawah pusat dan menutupi daerah yang

luas yang relatif tipis. Sehingga bentuk gunung yang

terbentuk mempunyai alas yang sangat luas dibandingkan

dengan tingginya.

Sifat magmanya basa dengan kekentalan rendah dan

kurang mengandung gas. Karena itulah erupsinya lemah,

keluarnya ke permukaan bumi secara effusif/meleleh.

Akibatnya lerengnya landai (20 100) tingginya tidak seberapa

dibanding diameternya, dan permukaan lereng yang halus.

Contohnya adalah gunungapi di Hawaii (Mauna Loa, Kilauea).

d. Dataran Vulkanik

Secara relatif, dataran vulkanik dicirikan oleh puncak

topografi yang datar, dengan variasi beda tinggi yang tidak

mencolok. Macam-macam dataran vulkanik diantaranya

adalah dataran basal, plato basal dan dataran kaki vulkan.

Gambar II.12 Sketsa morfologi dataran vulkanik

e. Vulkan Semu

Vulkan semu adalah morfologi mirip kerucut gunungapi,

bahan pembentuknya berasal dari vulkan yang berdekatan.

Dapat pula terbentuk oleh erosi lanjut terhadap suatu vulkan

yang sudah lama tidak menunjukkan kegiatannya (mati).

Morfologi ini kemungkinan dihasilkan oleh suatu sistem

patahan mayor yang melintasi gunungapi aktif dan mampu

mengangkat massa yang besar. Morfologi vulkan semu ini

sering disebut Gunung Gendol. Gunung Gendol adalah bukit

kecil di daerah muntilan , Jawa Tengah pada dataran kaki

vulkan G. Merapi.

Vulkan semu jenis lain adalah lajuran vulkanik (volcanic

neck), yaitu morfologi yang terbentuk bila suatu kubah

vulkanik tererosi sehingga tinggal berbentuk lajuran.

Biasanya, di sekitar vulkanik tersebut sering dijumpai retas

yang memanjang.

Gambar II.13. Kenampakan morfologi vulkan semu

II.4.2 Depresi Vulkanik (Morfologi Negatif)

Depresi vulkanik adalah morfologi bagian vulkan yang

secara umum berupa cekungan. Berdasarkan material

pengisinya depresi vulkanik dibedakan menjadi :

Gambar II.14. Sketsa morfologi depresi vulkanik

a. Danau Vulkanik

Danau vulkanik yaitu depresi vulkanik yang terisi oleh air

sehingga membentuk danau.

b. Kawah

Yaitu depresi vulkanik yang terbentuk oleh letusan dengan

diameter maksimum 1,5 km, dan tidak terisi oleh apapun

selain material hasil letusan. Berdasarkan asal mulanya

dibedakan kawah letusan dan kawah runtuhan. Sedang

berdasarkan letaknya terhadap pusat kegiatan dikelompokkan

kawah kepundan dan kawah samping (kawah parasiter).

Pengisian kawah oleh airhujan akan menyebabkan

terbentuknya danaukawah. Dan letusan pada gunungapi yang

mempunyai danaukawah akan menyebabkan terjadinya lahar

letusan yang bersuhu tinggi.

c. Kaldera

Yaitu depresi vulkanik yang terbentuknya belum tentu oleh

letusan, tetapi didahului oleh amblesan pada komplek

vulkan, dengan ukuran lebih dari 1,5 km. Pada kaldera ini

sering muncul gunungapi baru. Menurut H. William (1947),

berdasarkan proses yang membentuknya kaldera dibedakan

menjadi :

Gambar II.15. Kaldera Aniakchak berdiameter 10 km

dengan kedalaman 500 1000 m.

1.Kaldera letusan, yaitu kaldera yang disebabkan oleh

letusan gunungapi yang sangat kuat yang menghancurkan

bagian puncak kerucut dan mnyemburkan massa batuan

dalam massa yang sangat besar. Kaldera Bandai-san di

Jepang dan Tarawera di New Zealand termasuk dalam jenis

ini.

2.Kaldera runtuhan, yaitu kaldera yang disebabkan oleh

letusan yang berjalan cepat yang memuntahkan batuapung

dalam jumlah banyak, sehingga menyebabkan kekosongan

pada dapur magma. Penurunan permukaan magma di

dalam waduk pun akan menyebabkan runtuhnya bagian

atas dapur magma, dan memicu terjadinya runtuhan

bagian puncak gunungapi. Hampir kebanyakan kaldera

terbentuk melalui proses ini, contoh kaldera Krakatau, di

Indonesia dan Crater Lake di Oregon, Amerika.

3.Kaldera erosi, yaitu kaldera yang disebabkan oleh erosi

pada bagian puncak kerucut, dimana erosi akan

memperlebar daerah lekukan sehingga daerah kalderah

tersebut semakin luas. Gejala seperti ini banyak ditemukan

di gunungapi Jepang.

Selain morfologi di atas, berikut disampaikan macam-

macam morfologi hasil erupsi vulkanik :

1. Morfologi hasil erupsi sentral

a. Dari magma encer :

- Hornitos

- Exogeneous dome

b. Dari magma intermediet :

- Cinder Cone

- Pyroclastic ring fall

- Indogeneous dome

c. Dari magma kental :

- Maar

- Crater

- Kaldera

2. Morfologi hasil erupsi celah

a. Berasal dari magma encer :

- Lava flow

- Lava plateu

b. Dari magma intermediet :

- Tanggul lava

- Strato volkanic ridge

c. Dari magma kental :

- Endogeneous ridge

Gambar II.16. Tipe, bentuk dan struktur gunungapi menurut Kuno (1976) yaitu (a) maar, (b) Kerucut piroklastik, (c) jarum gunungapi, (d,e,f) kubah lava, (g) gunung berlapis dan (h) gunungapi tameng/perisai.

Kalau tidak ada gangguan, suatu gunungapi yang tumbuh

semakin besar akan mempunyai bentuk yang teratur, baik

berupa kerucut maupun bentuk lainnya. Faktor-faktor yang

menyebabkan tidak teraturnya bentuk gunungapi antara lain :

1. Kegiatan vulkanisme, seperti pembentukan kaldera, dimana

kegiatan tesebut akan mengganggu pekembangan suatu

gunungapi.

2. Berpindahnya pusat kegiatan gunungapi (pipa kepundan),

dimana berkaitan erat dengan keaktifan tektonik daerah

setempat.

3. Tekanan arus dari aliran lava yang naik ke atas, yang lama-

kelamaan akan merusak dan menghancurkan dinding

kepundan.

4. Adanya kerucut spater (spatter cone), yaitu suatu kerucut

yang bersisi curam yang tersusun dari batuan bahan lepas

yang terendapkan di atas celah atau pipa kepundan, dan

umumnya berkomposisi basalan; atau hornito yang juga

merupakan kerucut spater di sekitar ujung aliran lava.

5. Adanya gua-gua pada aliran lava (lava tube).

Gambar II.17. Spatter cone Pu`u `O`o dengan tinggi 4 5 m.

Gambar II.18. Hornito

Gambar II.19. Lava tube Thurston (Nahuku) dekat kaldera G. Kilauea,

Hawaii

II.5 Dampak Lingkungan Gunungapi

Gunungapi dapat mempengaruhi lingkungan, baik

pengaruh baik (sesumber), maupun pengaruh buruk (bencana)

bagi manusia. Dampak positif dengan adanya gunungapi adalah :

a. Panas bumi (geothermal), sebagai sumber tenaga listrik dari

proses hidrotermal yang terjadi di daerah gunungapi, seperti

yang diusahakan di Pegunungan Dieng dan Lahendong.

b. Sebagai taman wisata, dikembangkan dari potensi keindahan

alam dan suasana alam yang masih asli dan sejuk seperti di

Kaliurang, Puncak, Sarangan.

c. Sebagai daerah pertanian daerah yang subur seperti banyak

kita jumpai di seluruh Indonesia. Contohnya : Batu,

Kaliurang, Dieng, Wonosobo.

d. Sebagai daerah pengisian (recharge) air tanah bagi daerah-

daerah sekitar gunungapi seperti Gunung Merapi untuk

daerah sekitar Yogyakarta.

e. Sebagai daerah penyeimbang / pembagi hujan di daera

sekitarnya.

Selain berpotensi sebagai daerah yang menguntungkan

gunungapi juga berpotensi sebagai sumber bencana. Secara garis

besar bahaya akibat erupsi gunungapi dapat dibagi menjadi dua

yaitu bahaya langsung (primer) dan bahaya setelah terjadinya

letusan (sekunder).

Bahaya primer akibat erupsi gunungapi meliputi :

a. Aliran Lava

Aliran lava yaitu terjadinya aliran batu cair yang pijar dan

bersuhu tinggi (sampai 12000 C). Alirannya menuruni lereng

yang terjal dan dapat mencapai beberapa kilometer. Semua

benda yang dilaluinya akan hangus dan terbakar. Apabila

melongsor akan menimbulkan awan panas.

b. Bom Gunungapi

Bom gunungapi berujud batuan panas dan pijar berukuran

10 cm 2 m. Batuan ini dapat terlempar dari pusat erupsi

sejauh hingga 10 km. Bom ini dapat menimbulkan kebakaran

hutan, pemukiman dan lahan pertanian. Bila tiba di tanah

bom ini akan mengeluarkan letusan dan akan hancur.

Gambar II.20. Aliran lava pada G. Mauna Loa, Hawaii.

Gambar II.21. Bom gunungapi G. Mauna Kea, Hawaii.

c. Pasir Lapili

Pasir dan lapili adalah campuran material letusan yang

ukuranya lebih kecil dari bom (< 2 mm). Sedangkan lapili

lebih besar daripada pasir hingga mencapai beberapa cm.

Apabila terjadi letusan pasir dan lapili ini dapat terlempar

hingga puluhan kilometer. Pasir dan lapili ini dapat

menghancurkan atap rumah karena bebannya juga dapat

merusak lahan pertanian hingga dapat membunuh tanaman.

Gambar II.22. Pasir Lapili G. Kilauea, Hawaii.

d. Awan Pijar

Awan pijar adalah suspensi dai material halus yang dihasilkan

oleh erupsi gunungapi dan dihembuskan oleh angin hingga

mencapai beberapa kilometer. Awan pijar ini merupakan

campuran yang pekat dari gas, uap dan material halus yang

bersuhu tinggi (hingga 12000 C). Suspensi ini berat sehingga

mengalir menuruni lereng gunungapi dan seolah-olah

meluncur, luncurannya dapat menapai 10 20 km. Dan

membakar apa yang dilaluinya seperti yang terjadi pada

Gunung Merapi pada tanggal 22 November 1994 yang

memakan korban 60 orang terbakar hidup-hidup dan tak

terhitung lagi ternak yang mati terpanggang akibat hembusan

awan panas ini.

e. Abu Gunungapi

Abu ini merupakan campuran material yang paling halus dari

suatu letusan gunungapi. Suhunya bisa tidak panas lagi.

Ukurannya kurang dari 1 mikron - 0.2 mm. Bahaya yang

ditimbulkan antara lain bisa mengganggu penerbangan seperti

yang terjadi pada saat letusan G. Galunggung, dapat

menimbulkan sesak napas apabila terlalu banyak mengisap

abu gunungapi dan menimbulkan penyakit silikosis, yaitu

penyakit yang diakibatkan oleh penggumpalan silika bebas

pada paru-paru yang diakibatkan oleh terisapnya abu

gunungapi yang mengandung silika bebas.

Gambar II.23. Abu gunungapi dari G. St. Helens, Amerika.

f. Gas Beracun

Kadar gas yang tinggi dapat menimbulkan kematian.

Gunungapi biasanya mengeluarkan gas CO, CO2, H2S, HCN,

H3As, NO2, Cl2 dan gas lain yang jumlahnya sedikit. Nilai

batas ambang untuk gas CO 50 ppm (part per million), CO2

5,00 ppm, sedangkan gas H3As yang sangat mematikan pada

0,05 ppm. Gas yanga dikeluarkan saat erupsi tidak begitu

berbahaya karena gas tersebut langsung terbakar pada saat

terjadi letusa gunungapi. Yang paling berbahaya adalah

apabila gas tersebut dikeluarkan pada sisa-sisa gunungapi

seperti yang terjadi di Pegunungan Dieng. Gas tersebut BJ-

nya lebih besar dari udara bebas sehingga letaknya berada

pada daerah-daerah yang rendah seperti di lembah-lembah,

dekat permukaan tanah.

Bahaya yang tidak kalah berbahayanya adalah bahaya

setelah terjadi letusan yaitu bahaya sekunder. Bahaya tersebut

berupa bahaya aliran lahar. Lahar terbentuk dari batuan yang

dilemparkan dari pusat erupsi baik blok, bom, lapili, tuff, abu

maupun longsoran kubah lava. Apabila terjadi hujan lebat yang

turun bersamaan atau setelah erupsi maka endapan material

hasil erupsi tersebut akan terangkut oleh aliran air membentuk

aliran bahan rombakan yang biasa disebut alira lahar. Aliran

lahar ini mempunyai kekuatan merusak yang besar dan akan

melalui apa saja yang ada di depannya tanpa kecuali baik

pemukiman, hutan, tanah pertanian maupun tanggul sungai

yang dilaluinya.

Gambar II.24. Aliran lahar pada G. Santiaguito, Guatemala.

Untuk menghindari bencana yang diakibatkan oleh letusan

gunungapi ini maka di setiap daerah gunungapi dibuat peta

daerah bahaya yang didasarkan pada potensi bencana yang ada

baik primer maupun sekunder. Seperti yang dilakukan oleh

Jawatan Vulkanologi pada G. Merapi.

II.6 Bentang Alam Vulkanik dalam Peta Topografi

Pada peta topografi, bentang alam vulkanik memiliki

kenampakan pola kontur yang khas. Umumnya pola kontur yang

dibentuk oleh bentang alam vulkanik adalah sirkuler dan radier

sesuai dengan bentuk bentang alamnya. Disamping memiliki pola

kontur yang khas, bentang alam vulkanik juga dicirikan oleh pola

penyalurannya yang khas yaitu sirkuler ataupun radier.

II.7 Klasifikasi Relief

Van Zuidam (1983), mengklasifikasikan relief berdasarkan

morfometri dan morfografi sebagai berikut :

Klasifikasi Relief Persen lereng (%) Beda tinggi (m)

Datar/hampir datar 0 2 < 50

Bergelombang landai 3 7 5 50

Bergelombang miring 8 13 25 75

Berbukit bergelombang 14 20 50 200

Berbukit terjal 21 55 200 500

Pegunungan sangat terjal 56 140 500 1000

Pegunungan sangat

curam > 140 > 1000

TUGAS

Alat yang harus dibawa :

Pulpen / Spidol / Pilot DR / Rapido (pilih salah satu)

Pencil dan karet penghapus

Penggaris

Pencil warna minimal 24 warna

Kertas kalkir

Milimeter block

Peta topografi

1. Tugas di Laboratorium

a. Pretest

Soal :

1. Sebutkan dan jelaskan macam-macam proses vulkanik!

2. Escher (1952) mengklasifikasikan tipe letusan berdasarkan

viskositas, tekanan gas dan kedalaman dapur magma menjadi

tujuh tipe, sebutkan dan jelaskan!

3. Sebutkan dan jelaskan zona morfologi gunungapi!

4. Sebutkan macam-macam morfologi positif dan negatif

gunungapi!

Soal dikerjakan (close book) selama 20 menit, selesai tidak

selesai dikumpulkan ke asisten!

b. Praktikum

Siapkan peta topografi anda !

Bagilah pada peta anda menjadi beberapa satuan / kelompok

daerah berdasarkan kenampakan morfometri dan

morfografinya atau kerapatan konturnya (rapat, agak rapat

dan renggang)!

Warnailah satuan yang sudah anda bagi di atas kertas kalkir!

Pada tiap satuan buat minimal 5 sayatan kecil (masing-

masing memotong minimal 5 kontur). Hitung persen lereng

rata-rata dan beda tinggi rata-rata tiap satuan! Kemudian

tentukan nama satuan morfometrinya berdasarkan klasifikasi

Van Zuidam (1983)!

Ambil kertas kalkir lagi, kemudian tampalkan di atas peta

topografi anda dan gambarlah pola pengalirannya. Tentukan

jenis pola pengalirannya!

Buatlah profil penampang / profil topografinya (panjang

sayatan min. 10 cm)!

Tugas dikumpul kepada asisten selesai ataupun tidak selesai!

2. Tugas di Rumah

a. Cari artikel tentang bentang alam vulkanik disertai dengan

pembahasannya. Tiap praktikan artikel dan pembahasan tidak

boleh sama!

b. Buat laporan praktikum yang telah di lakukan di laboratorium!

c. Artikel dan laporan praktikum diketik yang rapi 1,5 spasi

dikumpulkan satu minggu setelah acara B.A Vulkanik diberikan!

BAB III BENTANG ALAM FLUVIAL

III.1. Proses Fluviatil

Bentang 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 fluvial

Proses fluviatil dapat dikelompokkan menjadi tiga macam yaitu:

1. Proses erosi

Menurut 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 Transportasi

Proses 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 sungai

d. 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 Sedimentasi

Adalah 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

Sedimentasi

a. Kecepatan Aliran Sungai

Kecepatan 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 sungai

Bila 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 sungai

Aliran 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. Discharge

Merupakan 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 rectangular

Adalah 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 dendritik

Adalah 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/parallel

Adalah pola pengaliran yang arah alirannya sejajar. Pola ini

berkembang pada daerah yang lerengnya mempunyai kemiringan

nyata, dan batuan-nya bertekstur halus.

d. pola pengaliran trellis

adalah 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 radial

Adalah 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 annular

Adalah pola pengaliran di mana sungai atau anak sungainya

mempunyai penyebaran yang melingkar, sering dijumpai pada daerah

kubah berstadia dewasa.

g. pola pengaliran multi basinal

Disebut 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 contorted

adalah pola pengaliran yang arah alirannya berbalik dar arah semula,

pola ini terdapat pada daerah patahan

III.4. Macam-macam Bentang Alam Fluviatil

Bentang 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 Kaligarang Photo 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. delta

Adalah 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 Sungai

Siklus 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 lurus

B. 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 besar

C. 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 Topografi

Dalam 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. Aplikasi

Daerah-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-tua

Dalam penambangan material sungai harus mempertimbangkan

beberapa aspek antara lain:

b. Dipilih lokasi yang mudah untuk pengangkutan

c. Akumulasi bahan tambang yang relatif mudah diambil

d. Tidak merusak lingkungan sekitar (misalnya pondasi

jembatan)

BAB IV

BENTANG ALAM STRUKTURAL

IV.I. PENDAHULUAN

Bentang 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 Struktural

Bentang 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 butte

IV.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

dh

d

h

dh

d

h

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 Lipatan

Lipatan 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 struktural

yang 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 sinklin

Pada 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 menunjam

Struktur 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

Kubah

Bentang alam ini mempunyai ciri-ciri kenampakan sebagai

berikut :

1. Kedudukan lapisan miring ke arah luar (fore slope ke arah

dalam).

2. Mempunyai pola kontur tertutup

3. Pola penyaluran radier dan berupa bukit cembung pada stadia

muda

4. Pada stadia dewasa berbentuk lembah kubah dengan pola

penyaluran annular.

Cekungan

Bentang alam ini mempunyai kenampakan sebagai berikut :

1. Kedudukan lapisan miring ke dalam (back slope ke arah

dalam)

2. Mempunyai pola kontur tertutup

3. 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 Patahan

Patahan (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/terangkat

h. 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.

BAB V

BENTANG ALAM KARS

V.1. Pendahuluan

Karst 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 Karst

V.2.1. Faktor Fisik

Faktor fisik yang mempengaruhi pembentukan topografi karst

meliputi ketebalan batugamping, porositas dan permeabilitas

batugamping serta intensitas struktur (kekar) yang mengenai batuan

tersebut.

1. Ketebalan Batugamping

Menurut 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 Permeabilitas

Kedua 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 Batuan

Intersitas 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 Kimiawi

Faktor kimiawi yang berpengaruh dalam proses karstifikasi adalah

kondisi kimia batuan dan kondisi kimia media pelarut.

1. Kondisi Kimia Batuan

Kondisi 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 Pelarut

Media 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 Biologis

Aktifitas 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 Lingkungan

Iklim 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 Kars

Von 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

melarutkannya

Pembentukan 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 Karstifikasi

Nama 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 Konstruksional

Bentuk 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. Lapies

Merupakan 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 Keterangan

Linier/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 grikes

Solution Ripple

(Gelombang

Pelarutan)

Berupa gelembur

gelombang

yangtegak lurus

terhadap slope,

tingginya 10 50

cm, terbentuk pada

permukaan miring

yang curam

Melingkar (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 hujan

Solution Pans Berupa cekungan

dengan lantai yang

datar, diameternya 1

50 cm, lebar 3 cm

3 m, terbentuk

pada batuan dasar

yang tertutup

vegetasi

Lereng 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 Split

Adalah 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 Kars

Adalah 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 Kars

Adalah 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. Speleothem

Adalah 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. Fitokars

Adalah 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. Surupan

Yaitu 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. Uvala

Adalah 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. Polje

Depresi 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 Kars

Adalah 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 Pelarutan

Yang 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 d