Karst dan Proses Pelarutan

Bentuklahan adalah bentukkan dari permukaan bumi sebagai hasil dari perubahan

bentuk bumi oleh proses-proses geomorfologis yang beroperasi di permukaan bumi

(Verstappen, 1983). Secara genesis bentuklahan dibagi menjadi sembilan dan bentuklahan

asal solusional merupakan salah satunya. Syarat yang harus terpenuhi untuk terbentuknya

karst menurut Ritteeer (tahun 1979) adalah terdiri dari betugamping yang murni, masif, keras

dan kristalin; ketebalan lebih dari seratus meter; berlapis baik dan banyak rekahan serta

tereksresi oleh relief di atas permukaan lereng yang tinggi, sehingga dapat memudahkan

sistem sirkulasi.

Proses utama yang terjadi di dalam topografi karst adalah pelarutan. Terdapat dua hal

pokok dalam proses pelarutan, yaitu unsur pelarut dan batuan terlarut. Unsur pelarut berasal

dari air terutama air hujan, sedangkan unsur terlarut berupa batuan yang mudah larut seperti

batugamping (Bloom, 1979). Menurut Ritter (tahun 1979) unsur kimia penting yang

mempengaruhi Proses pelarutan adalah kadar-kadar karbon dioksida (CO2) dalam air hujan.

Karbon dioksida yang terlarut akan membentuk asam karbonat (H2CO3). Reaksi kimia proses

pelarutan adalah sebagai berikut:

CO2 + H2O → H2CO3 (1)

Selanjutnya asam akan terurai dalam bentuk ion-ion pada reaksi (2)

CO2 + H2O H+ + HCO3 (2)

Pada batugampig CaCO3 akan terdisosiasi/terurai dalam bentuk ion-ion.

CaCO3 Ca2+ + CO32+ (3)

CO32+ + H+ HCO3

- (4)

Pada persamaan (4) reaksi ion-ion yang berasal dari dissosiasi CaCO3 dan H+ yang berasal

dari dissosiasi CO2 akan menghasilkan ketidakseimbangan antara pCO2 dalam air. Hal ini

akan menyebabkan lebih besar terdifusi dari udara ke dalam air dan selanjutnya terjadi reaksi

sebagai berikut:

CaCO3 + H2O + CO2 Ca2+ + 2H CO3- (5)

Semua reaksi yang berjalan meupakan reaksi keseimbangan, sehingga arah jalannya dapat

berbalik (reversible). Hal ini menyebabkan perubahan suatu kondisi dapat mempengaruhi

rekasi-reaksi selanjutnya. Efek difusi dari kontak udara dengan air lebih dipercepat lagi bila

pergerakan air turbulen.

Terdapat tiga factor utama yang mengontrol pelarutan, yaitu iklim, aktivitas biologi

dan litologi. Iklim suatu daerah berkaitan erat dengan temperature dan curah hujan di daerah

tersebut. Temperatur mempunyai peranan yang sangat penting dalam mengontrol pelarutan

dan aktivitas organic. Karbon dioksida dalam bentuk gas lebih muda larut pada air yang

bersuhu rendah.

Karst merupakan salah satu bentang lahan yang ada di permukaan bumi ini. Bentang

lahan karst terbentuk oleh adanya proses karstifikasi pada batuan karbonat dan evaporit yang

mudah tersolusi seperti batu gamping, dolomit, marbel, gypsum, dan halite (Veni, 2001;

Waltham, 2005; Parise, 2007). Bentang lahan karst ini dicirikan oleh adanya aliran-aliran

tertelan (sinking stream), goa-goa, bentukan depresi tertutup, singkapan batuan berlubang dan

mata air yang besar (Ford dan Williams, 2007). Sistem karst tersebar pada berbagai

morfologi lahan seperti pegunungan, mata air pada lembah yang dalam, dataran, hingga

pantai (Litwin dan Andreychouk, 2007). Lebih lanjut Ford dan Williams (2007)

mendefinisikan istilah lahan karst sebagai suatu lahan yang memiliki bentuk dan hidrologi

khusus yang muncul oleh kombinasi pelarutan batuan yang tinggi dan porositas sekunder

yang terbentuk dengan baik.

Batuan karbonat memiliki sifat yang keras dan tidak berpori. Namun batuan tersebut

mudah terlarut olah air terutama air yang banyak mengandung unsur CO2 seperti air  hujan.

Proses pelarutan pada batuan karbonat oleh air tersebut dinamakan dengan proses karstifikasi.

Proses pelarutan inilah yang memicu munculnya celah, rekah, dan  rongga (lapies) pada

batuan tersebut. Celah dan rekah yang saling terhubung membentuk jalur yang menuju

lorong-lorong gua sebagai pengumpul air dalam akuifer karst.  Air hujan yang jatuh pada

permukaan karst akan masuk melalui jalur porositas sekunder tersebut menuju akuifer.

Batuan evaporit terbentuk oleh hujan yang berasal dari air garam dan terkumpul

hingga melebihi batas kejenuhan penguapan mineral pada suatu lingkungan lagunal atau 

danau (Waltham dkk, 2005). Batuan evaporite ini terdiri dari sulfat yang berupa gipsum

(CaSO42H2O) dan anhydrit (CaSO4), serta garam batu yang berupa halit (NaCl).  Batuan

evaporit memiliki tingkat pelarutan yang lebih tinggi dibandingkan dengan batuan karbonat

(Parise dkk, 2007). Proses pelarutan pada batuan evaporit pada air akan  meningkat sejalan

dengan peningkatan temperatur air (Milanovic, 2005).

Fenomena Kars terutama terjadi pada daerah yang terbentuk dan tersusun dari

endapan batuan karbonat (linestone) dengan mineral utama kalsit (CaCO3), aragonit

(CaCO3) dan dolomit (CaMg(CO3)2 tetapi dapat juga terjadi pada batuan lain yang terbentuk

dari mineral-mineral mudah larut oleh air lainnya seperti gipsum (Ca2SO4. 2H2O), anhidrit

(CaSO4), halit (NaCl), batuan sedimen kalsit dengan semen yang mudah larut, maupun

batuan lain dimana proses pelarutan mineral bisa dan mudah terjadi (Ibnu maryanto, 2006:

56).

Karst dicirikan oleh:

1) Terdapatnya cekungan tertutup dan atau lembah kering dalam berbagai ukuran dan

bentuk,

2) Langkanya atau tidak terdapatnya drainase/ sungai permukaan, dan

3) Terdapatnya goa dari sistem drainase bawah tanah.

Sistem Drainase Karst

Karst mempunyai sistem drainase yang spesifik. Air karst merupakan air permukaan

atau air tanah dengan kualitas kimia yang menggambarkan aktivitas dalam pemecahan

karbonat selama perjalanan sampai outlet oleh sebuah massa/singkapan batugamping massif

(Pitty dalam Sweeting, 1972). Larutan CaCO3 pada air dari limestone berbeda-beda yang

selalu menunjukkan pola yang jelas, dalam arti bahwa larutan yang ada adalah murni, yaitu

tidak ada material lain dan air karst hamper tidak mempunyai endapan alluvium (Sweeting,

1972).

Ford dan Williams (1989 membagi akuifer karst menjadi tiga zone, yaitu zona kering

(unsaturated/vadose), zona peralihan (intermittently saturated) dan zona jenuh (saturated).

Pada zona kering tersusun berturut-turut dari atas ke bawah berupa tanah, subcutaneous

(epikarst) dan zona saluran perkolasi bebas. Zona peralihan merupakan zona yang

menghubungkan antara zona kering dan zona jenuh. Zona jenuh (phreatic) terdiri dari preatic

dangkal, phreatic dalam dan phreatic tetap.

Aliran air tanah di batuan karbonat tergantung pada keberadaan ruang di batuan

tersebut. Artinya aliran air tanah melalui ruang-ruang tersebut dapat bervariasi dari turbulen

sampai laminar dengan media yang bermacam-macam. Berdasarkan tipe alirannya sistem

drainase oleh Atkinson (1985) dibedakan menjadi tiga, yaitu sistem drainase rekahan

(fissure), sistem drainase diffuse dan sistem drainase saluran (conduit). Sistem drainase

diffuse dicirikan oleh aliran laminar, sistem drainase saluran (conduit) dicirikan dengan aliran

turbulen, sedangkan sistem drainase rekahan (fissure) dapat berupa aliran laminar maupun

turbulen. Lebih jauh Chen Yusun dan Bian J (1988 dalam Sudarsono (1994)

mengklasifikasikan aliran melalui rongga (conduit) mempunyai lebar ruang 1 – 10.000 cm,

rekahan mempunyai lebar ruang 0,1 – 1 cm, dan aliran diffuse kurang dari 0,1 cm. Dari

penelitian yang telah dilakukan oleh Shuster dan White, 1971 dalam Ford dan Williams 189

pada 14 mataair di Appalanchians Tengah, dengan menggunakan analisis chemograf

menyimpulkan bahwa kandungan Ca2+, Mg2+, HCO3, pH dan temperature di sistem drainase

saluran (conduit) lebih bervariasi terhadap waktu daripada di sistem drainase diffuse yang

lebih konstan.

Penelitian Bakalowicz dan Mangin (1980) menyimpulkan bahwa terdapat variasi nilai

electrical conductivity pada sistem drainase. Pada sistem drainase yang mempunyai material

yang porous memiliki daya hantar listrik yang relatif tinggi. Pada sistem drainase fissure

memiliki nilai daya hantar yang relatif lebih rendah, sedangkan pada sitem drainase karst

memiliki nilai daya hantaaar yang jaraknya berbeda (bervariasi)

Sistem drainase epikarst adalah satu sistem dari tiga drainase yang ada di daerah karst. Sistem

drainase karst mempunyai simpanan dan daya hantaar air besar (Sater, 1997). Simpanan air di

drainase epikarst terletak di ruang pelarutan, rekahan yang melebar karena pelarutan dan

pori-pori antar butir material endapan. Permeabilitas di mintakat epikarst terbesar berturut-

turut di sela-sela antara batugamping dan material endapan, saluran yang saling berhubungan

dan permeabilitas antar butir (Huntin, 1992).

Pemunculan Air di Karst

Pemunculan air dapat berupa mataair (spring), dan rembesan (seepage). Menurut Todd

(1980) mataair adalah pemusatan pengeluaran airtanah yang muncul di permukaan tanah

sebagai arus aliran air, sedangkan rembesan (seepage) merupakan mataair yang keluarnya

berlahan-lahan dan menyebar di permukaan tanah. Berdasarkan daerah tangkapan airnya

(Ford dan William, 1989) dibedakan menjadi tiga, yaitu autogenic, allogenic dan campuran

keduannya. Pada mataair di autogenic air berasal dari air hujan yang jatuh di atas daerah

karst. Pada mataair ini mempunyai variasi yang rendah pada aliran dan kandungan kimia air,

dimana ini secara keseluruhan berasal dari epikarst. Sebaliknya mataair dengan variasi yang

tinggi pada aliran dan kandungan kimianya sering berasosiasi dengan allogenic (Jakucc, 1959

dalam Williams, 1988), dimana air berasal sebagian atau keseluruhan dari batuan non karst.

Air yang keluar pada mataair di allogenic sudah tidak murni berasal dari karst, akan tetapi

berasal dari daerah yang bukan merupakan batugamping yang masuk kedaerah batugamping,

sehingga pada allogenic sudah terbawa material dari non karst. Sedangkan campuran

keduannya bila air yang keluar sebagai mataair berasal dari autogenic dan allogenic.

Sedangkan campuran keduannya bila air yang keluar sebagai mataair berasal dari autogenic

dan allogenic.

Gua Dan Sungai Karst

Kawasan karst pada umumnya terbagi menjadi dua, yaitu eksokarst dan endokarst. Contoh-

contoh eksokarst( morfologi permukaan) adalah dolina, uvala, dan polje. Contoh-contoh

endokarst (morfologi bawah permukaan) adalah gua, terowongan, sungai bawah tanah,

saluran.

Gua karst merupakan bentuk akibat terjadinya peristiwa pelarutan beberapa jenis batuan

akibat aktivitas air hujan dan air tanah, sehingga tercipta lorong-lorong dan bentukan batuan

yang sangat menarik akibat proses kristalisasi dan pelarutan batuan tersebut. 

Gua karst yang terjadi dalam kawasan batu gamping adalah yang paling sering ditemukan (70

% dari seluruh gua di dunia). Diperkirakan wilayah sebaran karst batu gamping RRC adalah

yang terluas di dunia. Gua karst lainnya terdiri dari gypsum (banyak di AS), halite / garam

NaCl dan KCl (banyak di Rusia, Rumania, Hongaria) dan dolomite (banyak di Eropa Barat)

Proses Pembentukan Gua

Tahap awal, air tanah mengalir melalui bidang rekahan pada lapisan batu   gamping

menuju ke sungai permukaan. Mineral-mineral yang mudah larut dierosi dan lubang aliran air

tanah tersebut semakin membesar.

Sungai permukaan lama-lama menggerus dasar sungai dan mulai membentuk jalur gua

horisontal. Setelah semakin dalam tergerus, aliran air tanah akan mencari jalur gua  

horisontal yang baru dan langit-langit atas gua tersebut akan runtuh dan bertemu sistem gua

horisontal yang lama dan membentuk surupan (sumuran gua).

Ornamen-ornamen Dalam Gua Karst

Geode:Batu permata yang terbentuk dari pembentukan rongga oleh aktifitas pelarutan

air`tanah. Kemudian dalam kondisi yang berbeda terjadi pengendapan material mineral

(kuarsa, kalsit dan fluorit) yang dibawa oleh air tanah pada bagian dinding rongga.

Stalaktit ( stalactite )

Terbentuk dari tetesan air dari atap gua yang mengandung kalsium karbonat (CaCO3 )

yang mengkristal, dari tiap tetes air akan menambah tebal endapan yang membentuk

kerucut menggantung dilangit-langit gua. Berikut ini adalah reaksi kimia pada proses

pelarutan batu gamping : CaCO3 + CO2 + H2O à Ca2 + 2HCO3

Stalakmit ( stalacmite )

Merupakan pasangan dari stalaktit, yang tumbuh di lantai gua karena hasil tetesan air

dari atas langit-langit gua.

Tiang ( Column )

Merupakan hasil pertemuan endapan antara stalaktit dan stalakmit yang akhirnya

membentuk tiang yang menghubungkan stalaktit dan stalakmit menjadi satu.

Tirai (drapery)

Tirai (drapery) terbentuk dari air yang menetes melalui bidang rekahan yang memanjang

pada langit-langit yang miring hingga membentuk endapan cantik yang berbentuk

lembaran tipis vertikal.

Teras Travertin

Teras Travertin merupakan kolam air di dasar gua yang mengalir dari satu lantai tinggi

ke lantai yang lebih rendah, dan ketika mereka menguap, kalsium karbonat diendapkan

di lantai gua

Sungai Karst

Sistem hidrologi daerah karst secara umum bersifat impermeabel, tetapi karena terdapat celah

dan rekahan maka batuan menjadi impermeabel (atau bisa disebut permeabilitas skunder),

dengan demikian air hujan dapat masuk ke dalam batuan, membentuk rekahan-rekahan yang

melebar, terbentuk gua-gua dan menyatu antara rekahan satu dengan yang lain akhirnya

terjadilah sungai bawah tanah.

Punkva Cave and River, Moravian Karst, Czech Republic

Karstifikasi

Karstifikasi adalah proses kerja air terutama secara kimiawi, meskipun secara

mekanik pula yang menghasilkan kenampakan-kenampakan topografi karst (Ritter, 1979).

Karstifikasi atau proses pembentukan bentuklahan karst didominasi oleh proses pelarutan.

Proses pelarutan batugamping diawali oleh larutnya CO2 didalam air membentuk H2CO3.

Larutan H2CO3 tidak stabil terurai menjadi H− dan HCO3 . Ion H− inilah yang selanjutnya

menguraikan CaCO3 menjadi Ca2+ dan HCO32-

Proses utama pembentukan bentangan alam Karst adalah pelarutan. Batuan batu

gamping dan dolomit mudah terlarutkan oleh air. Pelarutan yang terjadi secara terus menerus,

pada akhirnya menciptakan bentukan alam yang sangat beragam. Masa proses pelarutan

tersebut dapat digambarkan dalam reaksi kimia yaitu :

CaCO3 + CO2+ H2O -------> Ca2+ + 2HCO32-

(batu gamping) (air hujan) (larutan batu gamping)

(Hanang Samodra, 1996: 82)

Proses karstifikasi pada batuan karbonat terjadi terutama pada batu gamping

(limestone/CaCO3) dan dolomit (CaMg(CO3)2 (Milanovic, 2005). Batu gamping

merupakan  batuan karbonat yang memiliki kandungan mineral kalsit (CaCO3) tinggi.

Namun demikian, batu gamping yang memiliki kandungan kalsium karbonat murni adalah

sangat  jarang. Waltham dkk (2005) menyebutkan besaran kandungan mineral kalsit pada

limestone adalah sebesar 50 – 90%, sedangkan dolomit hanya berkisar antara 10 – 40%. 

Proses pelarutan pada batu gamping akan semakin intensif dengan semakin tingginya

kandungan kalsium karbonat tersebut. Peran temperatur dalam proses karstifikasi  pada

limestone berbeda dengan batuan evaporit. Proses pelarutan akan semakin intensif dengan

semakin rendahnya temperatur air (Milanovic, 2005).

Haryono dan Adjie (2004) menyebutkan bahwa proses karstifikasi dipengaruhi oleh dua

faktor yaitu faktor pengontrol dan faktor pendorong. Faktor pengontrol adalah faktor  yang

memungkinkan terjadinya proses karstifikasi, sedangkan faktor pendorong adalah faktor yang

mempengaruhi kecepatan atau intensitas karstifikasi. Beberapa hal yang  menjadi faktor

pengontrol karstifikasi adalah :

Batuan yang mudah larut, kompak, tebal, dan memiliki banyak rekahan

Curah hujan yang cukup atau lebih dari 250 mm/tahun

Batuan terekspose pada permukaan yang tinggi sehingga memungkinkan terjadinya

perkembangan drainase secara vertikal.

Faktor-faktor tersebut akan menentukan terjadi atau tidaknya proses karstifikasi pada batuan

karbonat. Kecepatan proses karstifikasi selanjutnya dipengaruhi oleh  faktor-faktor

pendorong yaitu temperatur dan tutupan vegetasi.

Berikut adalah faktor-faktor yang dapat mendorong terbentuknya karst.

1. Faktor karstifikasi (syarat terbentuknya karst)

a. faktor pengontrol (menentukan banyak tidaknya proses karstifikasi berlangsung)

Batuan mudah larut, kompak, tebaldan mempunyai banyak rekahan

Curah hujan yang cukup (˃250 mm/tahun)

Batugamping dengan kemurnian tinggi (batuan terekspos diketinggian yang

memungkinkan perkembangan sirkulasi air/drainase secara vertical)

b. faktor pendorong

Temperatur (daerah tropis basah)

Penutup lahan/vegetasi yang lebat

Batuan yang mengandung CaCO3 tinggi akan mudah larut. Semakin tinggi kandungan

CaCO3, semakin berkembang bentuklahan karst. Kekompakan batuan menentukan kestabilan

karst setelah mengalami pelarutan. Apabila batuan lunak, maka setiap kenampakan karst

yang terbentuk seperti karen dan bukit akan cepat hilang karena proses pelarutanitu sendri

maupun gerak massa batuan, sehingga kenampakn karst tidak berkembang baik. Ketebalan

menentukan terbentuknya sirkulasi air secara vertical lebih. Tanpa adanya lapisan yang tebal

sirkulasi air akan berlangsung secara lateral seperti pada air-air permukaan dan cekungan-

cekungntuk. Rekahan tertutup tidak dapat terbentuk. Rekahan batuan merupakan jalan

masuknya air membentuk drainase vertical dan berkembangnya sungai bawah tanah serta

pelarutan yang terkonsentrasi.

Curah hujan merupakan media pelarut utama dalam proses karstifikasi. Semakin besar curah

hujan, semakin besar media pelarut, sehingga tingkat pelarutan yang terjadi dibatuan

karbonat juga semakin besar. Ketinggian batu gamping terekspos dipermukaan menentukan

sirkulasi/drainase secara vertikal. Walaupun baugamping mempunyai lapisan tebal tetapi

hanya terekspos beberapa meter diatas muka laut, karstifikasi tidak akan terjadi. Drainase

vertikal akan terjadi jika jarak antara permukaan batuganping dengan muka air tanah atau

batuan dasar dari batugamping semakin besar. Semakin tinggi permukaan batugamping

terekspos, semakin besar jarak antara permukaan batugamping dengan muka air tanah dan

semakin baik sirkulasi air secara vertikal, serta semakin intensif pula karstifikasi.

Temperatur mendorong proses karstifikasi terutama dalam aktivitas organisme. Daerah

dengan temperature hangat seperti di daerah tropis merupakan daerah yang ideal bagi

perkembangan organisme yang selanjutnya menghasilkan CO2 dalam tanah yang melimpah.

Temperature juga menentukan evaporasi, semakin tinggi temperature semakin besar

evaporasi yang pada akhirnya akan menyebabkan rekristalisasi ini akan membuat pengerasan

permukaan (case hardening) sehingga bentuklahan karst yng telah terbentuk dapat

dipertahankan dari proses denudasi yang lain (erosi dan gerak massa batuan). Kecepatan

rekasi sebenarnya lebih besar di daerah temperature rendah karena konsentrasi CO2 lebih

rendah pada temperatur rendah. Namun demikian tingkat pelarutan di daerah tropis lebih

tinggi karena ketersediaan air hujan yang melimpah dan aktivitas organisme yang lebih besar.

Penutupan hutan juga merupakan factor pendorong perkembangan karst, karena hutan yang

lebat akan mempunyai kandungan CO2 melimpah dalam tanah akibat hasil dari perimbakan

sisa-sisa organik oleh mikroorganisme. Semakin besar konsentrasi CO2 dalam air semakin

tinggi tingkat daya larut air terhadap batugamping. CO2 di atnosfer tidaklah bervariasi secara

signifikan, sehingga variasi karstifikasi sangat ditentukan oleh CO2 dari pada aktivitas

organisme.

Bentuk Lahan Hasil Proses Kartisifikasi

1. Bentuk-bentuk Konstruksional

Topografi yang dibentuk oleh proses pelarutan batugamping atau pengendapan

mineral karbonat yang dibawa oleh air.

Berdasarkan ukurannya dapat dibedakan menjadi 2, yaitu :

a) Bentuk-bentuk minor.

1. Lapies, : bentuk yang tidak rata pada batugamping akibat adanya proses pelarutan dan

penggerusan

2. Karst split : celah pelarutan yang terbentuk di permukaan.

3. Parit karst : alur pada permukaan yang memanjang membentuk parit,

4. Palung karst : alur pada permukaan batuan yang besar dan lebar, kedalaman lebih dari

50 cm. Biasanya pada permukaan batuan yang datar atau miring rendah dan dikontrol

oleh struktur yang memanjang

5. Speleotherms : hiasan pada gua yang merupakan endapan CaCO3 yang mengalami

presipitasi pada air tanah yang membawanya masuk ke dalam gua. (Stalaktit,

stalakmit)

6. Fitokarst : permukaan yang berlekuk-lekuk dengan lubang-lubang yang saling

berhubungan, terbentuk karena adanya pengaruh aktivitas biologis yaitu algae yang

tumbuh di dalam batugamping

b) Bentuk-bentuk mayor.

1. Surupan (doline) : depresi tertutup hasil pelarutan dengan diameter mulai dari

beberapa meter dan mempunyai bentuk bundar atau lonjong.

2. Uvala : gabungan dari beberapa doline

3. Polje : depresisi tertutup yang besar dengan lantai datar dan dinding curam, bentuknya

tidak teratur dan biasanya memanjang searah jurus perlapisan

4. Jendela karst : lubang pada atap gua yang menghubungkan dengan udara luar,

terbentuk karena atap gua runtuh.

5. Lembah karst : lembah atau alur yang besar, terbentuk oleh aliran permukaan yang

mengerosi batuan yang dilaluinya.

Allogenic valley, lembah karst dengan hulu pada batuan kedap air (bukan

batugamping) yang kemudian masuk ke dalam daerah karst.

Blind valley, lembah karst yang alirannya tiba-tiba hilang karena masuk ke

dalam batuan.

Pocket valley, yaitu lembah yang berasosiasi dengan mata air yang besar dan

keluar dari batuan kedap air (bukan batugamping) yang berada di bawah lapisan

batugamping.

Dry valley, lembah yang mirip dengan lembah fluviatil tetapi bukan sebagai

penyaluran air permukaan karena air yang masuk langsung meresap ke batuan

dasarnya (karena banyak rekahan)

6. Gua, adalah ruang bawah tanah yang dapat dicapai dari permukaan dan cukup besar

bila dilalui oleh manusia

7. Terowongan dan jembatan alam adalah lorong dibawah permukaan yang terbentuk

oleh pelarutan dan air tanah

2. Bentuk-bentuk Sisa pelarutan

Adalah morfologi yang terbentuk karena pelarutan dan erosi berjalan sangat lanjut

ehingga meninggalkan sisa erosi yang khas

a) Kerucut karst ,Bukit Kars yang berbentuk kerucut dan berlereng terjal dan dikelilingi

oleh depresi/bintang (Bloom, 1979)

b) Menara Karst, Bukit sisa pelarutan dan erosi berbentuk menara dengan lereng yang

terjal, tegak atau menggantung, terpisah satu dengan yang lain dan dikelilingi oleh

dataran alluvial

Faktor-faktor yang mempengaruhi Bentang Alam Karst

1. Faktor Fisik

Ketebalan batugamping batu gamping yang tebal dan masif

Porositas dan permeabilitas berpengaruh dalam sirkulari air dalam batuan.

Intensitas struktur (kekar), Kekar yang baik untuk proses karstifikasi adalah kekar

berpasangan (kekar gerus), karena kekar mempertinggi porositas dan permeabilitas.

2. Faktor Kimia

Kondisi kimia batuan, diperlukan sedikitnya 60% kalsit dalam batuan dan yang

paling baik diperlukan 90% kalsit.

Kondisi kimia media pelarut, Kalsit sulit larut dalam air murni, tetapi mudah larut

dalam air yang mengandung asam. Air hujan mengikat CO2 di udara dan dari tanah

membentuk larutan yang bersifat asam yaitu asam karbonat (H2CO3).

3. Faktor Biologis

Aktivitas tumbuhan dan mikrobiologi dapat menghasilkan humus yang menutup

batuan dasar, mengakibatkan kondisi anaerobic sehingga air permukaan masuk

ke zona anaerobic.

4. Faktor Iklim dan Lingkungan

Kondisi lingkungan di sekitar batugamping harus lebih rendah sehingga sirkulasi air

berjalan dengan baik, sehingga proses karstifikasi berjalan dengan intensif.

Klasifikasi Karst

Topografi karst telah banyak ditemukaan di berbagai tempat di belahan bumi dengan

berbagai tipe. Peneliti karst telah mencoba mejelaskan variasi karst dan mengklasifikasi

tipetepe karst. Klasifikasi karst secara umum dapat dikategorikan menjadi tiga kelompok,

yaitu

1) Klasifikasi yang didasarkan pada perkembangan (Cvijic),

2) klasifikasi yang didasarkan pada morfologi, dan

3) klasifikasi yang disarkan pada iklim (Sawicki, Lehmann, Sweeting). Beberapa Klasifikasi

karst adalah klasifikasi Cvijic dan Sweeting.

Klasifikasi Cvijic (1914)

Cvijic membagi topografi karst menjadi tiga kelompok, yaitu holokarst, merokarst, dan karst

transisi. Holokarst merupakan karst dengan perkembangan paling sempurna, baik dari sudut

pandang bentuklahannya maupun hidrologi bawah permukaannya. Karst tipe ini dapat terjadi

bila perkembangan karst secara horisontal dan vertikal tidak terbatas; batuan karbonat massif

dan murni dengan kekar vertikal yang menerus dari permukaan hingga batuas dasarnya; serta

tidak terdapat batuan impermeable yang berarti. Karst tipe holokarst yang dicontohkan oleh

Cvijic adalah Karst Dinaric, Lycia, dan Jamaica. Di Indonesia, karst tipe ini jarang

ditemukan, karena besarnya curah hujan menyebabkan sebagian besar karst terkontrol oleh

proses fluvial.

Merokarst merupakan karst dengan perkem-bangan tidak sempurna atau parsial dengan

hanya mempunyai sebagian ciri bentuklahan karst. Merokarst berkembang di batugamping

yang relatif tipis dan tidak murni, serta khususnya bila batugamping diselingi oleh lapisan

batuan napalan. Perkembangan secara vertikal tidak sedalam perkembangan holokarst denga

evolusi relief yang cepat. Erosi lebih dominan dibandingkan pelarutan dan lsungai permukaan

berkembang. Merokarst pada umumnya tertutup oleh tanah, tidak ditemukan karen, dolin,

goa, swallow hole berekembang hanya setempat-setempa. Sistem hidrologi tidak kompleks,

alur sungai permukaan dan bawah permukaan dapat dengan mudah diidentifikasi. Drainase

bawah tanah terhambat oleh lapisan impermeabel. Contoh dari karst ini adalah karst di

Batugamping Carbonferous Britain, Irlandia, Galicia Polandia, Moravia karst Devonian, dan

karst di Prancis utara. Contoh merokarst diantaranya adalah karst di sekitar Rengel

Kabupaten Tuban.

Karst Transisi berkembang di batuan karbonat relatif tebal yang memungkinkan

perkembangan bentukan karst bawah tanah, akan tetapi batuan dasar yang impermeabel tidak

sedalam di holokarst, sehingga evolusi karst lebih cepat; lembah fluvial lebih banyak

dijumpai, polje hampir tidak ditemukan. Contoh dari karst transisi menurut Cvijic adalah

Karst Causses Prancis, Jura, Plateux Balkan Timur, dan dan Dachstein. Contoh holokarst di

Indonesia yang pernah dikunjungi penulis antara lain Karst Gunung Sewu (Gunungkidul,

Woonogiri, dan Pacitan), Karst Karangbolong (Gombong), dan Karst Maros (Sulawesi

Selatan).

Klasifikasi Gvozdeckij (1965)

Gvozdeckij menklasifikasi karst berdasarkan pengamatannya di Uni Soviet (sekarang Rusia).

Menurut dia karst dibedakan menjadi bare karst, covered karst, soddy karst, buried karst,

tropical karst, dan permafrost karst.

Bare karst lebih kurang sama dengan karst Dinaric (holokarst)

Covered karst merupakan karst yang terbentuk bila batuan karbonat tertutup oleh lapisan

aluvium, material fluvio-glacial, atau batuan lain seperti batupasir.

Soddy karst atau soil covered karst merupakan karst yang di batugamping yang tertutup

oleh tanah atau terra rosa yang berasal dari sisa pelarutan batugamping.

Buried karst merupakan karst yang telah tertutup oleh batuan lain, sehingga bukti-bukti

karst hanya dapat dikenalai dari data bor.

Tropical karst of cone karst merupakan karst yang terbentuk di daerah tropis.

Permafrost karst merupakan karst yang terbentuk di daerah bersalju.

Klasifikasi Sweeting (1972)

Karst menurut Sweeting diklasifikasi kan menjadi true karst, fluviokarst, Glaciokarst, tropical

karst, Arid an Semi Rid Karst. Klasifikasi Sweeting terutama didasarkan pada iklim.

True karst merupakan karst dengan perkembang-an sempurna (holokarst). Karst yang

sebenarnya harus merupakan karst dolin yang disebabkan oleh pelarutan secara vertikal,

semua karst yang bukan tipe dolin karst dikatakan sebagai deviant. Contoh dari true karst

menurut Sweeting adalah Karst Dinaric.

Fluviokarst dibentuk oleh kombinasi antara proses fluvial dan proses pelarutan. Fluviokarst

pada umumnya terjadi di daerah berbatugamping yang dilalui oleh sungai alogenik (sungai

berhilir di daerah non karst). Sebaran batugamping baik secara lateral maupun vertikal jauh

lebih kecil daripada true karst. Perkembangan sikulasi bawah tanah juga terbatas disebabkan

oleh muka air tanah lokal. Mataair muncul dari lapisan impermeable di bawah batugamping

maupun dekat muka air tanah lokal. Lembah sungai permukaan dan ngarai banyak

ditemukan. Bentukan hasil dari proses masuknya sungai permukaan ke bawah tanah dan

keluarnya sungai bawah kembali ke permukaan seperti lembah buta dan lembah saku

merupakan fenomena umum yang banyak dijumpai. Goa-goa di fluviokarst terbentuk di

perbatasan antara batugamping dan batuan impermeabel di bawahnya oleh sungai alogenik

dan berasosiasi dengan perkembangan sungai di daerah karst. Permukaan batugamping di

fluviokarst pada umumnya tertutup oleh tanah yang terbaentuk oleh erosi dan sedimetasi

proses fluvial. Singkapan batugamping (bare karst) ditemukan bila telah terjadi erosi yang

pada umumnya disebabkan oleh penggungulan hutan.

Glasiokarst dan Nival Karst

Glasiokarst merupakan karst yang terbentuk karena karstifikasi didominasi oleh prises

glasiasi dan proses glasial di daerah yang berbatuan gamping. Nival karst merupakan karst

yang terbentuk karena proses karstifikasi oleh hujan salju (snow) pada linkungan glasial dan

periglasial. Glasiokarst terdapat di daerah berbatugamping yang mengalami glasiasi atau

pernah mengalami glasiasi. Glasiokarst dicirikan oleh kenampakan-kenamapakan hasil

penggosan, erosi, dan sedimentasi glacier. Hasil erosi glacier pada umumnya membentuk

limestone pavement (hal…). Erosi lebih intensif terjadi di sekitar kekar menhasilkan

cekungan dengan lereng terjal memisahkan pavement satu dengan lainnya. Dolin-dolin

terbentuk terutama disebabkan oleh hujan salju. Pencairan es menhasilkan ngarai, pothole,

dan goa, Karakteristik lain dari glasiokarst adalah goa-gaoa yang terisi oleh oleh es dan salju.

Contoh dari galsiokarst adalah karst di lereng atas pegunungan Alpen.

Tropical karst berbeda dengan karst di iklim sedang dan kutub terutama disebabkan

oleh presipitasi dan evaporasi yang besar. Presipitasi yang yang besar menghasilkan aliran

permukaan sesaat yang lebih besar, sedangkan evaporasi menhasilkan rekristalisasi larutan

karbonat membentuk lapisan keras di permukaan. Hal ini menyebabkan dolin membulat

seperti di iklim sedang jarang ditemukan digantikan oleh dolin berbentuk bintang yang tidak

beraturan. Dolin tipe ini sering disebut kocpit. Di antara dolin ditemukan bukit-bukit yang

tidak teratur disebut dengan bukit kerucut. Karst tropis secara lebih rinci dibedakan menjadi

dua kelompok, yaitu:

1. kegelkarst (sinoid karst, cone karst, atau karst a piton)

2. turmkarst (karst tower, pinacle karst, atau karst a tourelles)

Kegelkarst dicirikan oleh kumpulan bukit-bukit berbentuk kerucut yang sambung

menyambung.. Sela antar bukit kerucut membentuk cekungan dengan bentuk seperti bintang

yang dikenal dengan kockpit. Kockpit seringkali membentuk pola kelurusan sebagai akibat

kontrol kekar atau sesar. Depresi atau kockpit yang terkontrol kekar atau sesar ini oleh

Lemann disebut gerichteter karst (karst oriente). Contoh kegelkarst di Indonesia antara lain

Karst Gunungsewu dan Karst Karangbolong.

Foto udara dan foto lapangan dari tipe kegel karst, Bedoyo Gunungkidul.Secara lebih rinci tipe ini disebut dengan Kegel Karst Residual

(Haryono dan Day, 2004)

Turmkarst/menara karst/pinacle karst merupakan tipe karst kedua yang sering

dijumpai di daerah tropis. Tipe karst ini dicirikan oleh bukit-bukit dengan lereng terjal,

biasanya ditemukan dalam kelompok yang dipisahkan satu sama lain dengan sungai atau

dataran aluvial. Tower karst berkembang apbila pelarutan lateral oleh muka air tanah yang

sangat dangkal atau oleh sungai alogenik yang melewati singkapan batugamping. Beberapa

ahli beranggapan bahwa turmkarst merupakan perkembangan lebih lanjut dari kegelkarst

karena kondisi hidrologi tertentu. Distribusi dan sebaran bukit menara pada umumnya

dikontrol oleh kekar atau sesar.

Ukuran bukit menara sangat bervariasi dari pinacle kecil hingga blok dengan ukuran

beberapa kilometer persegi. Permukaan tidak teratur disebabkan oleh depresi-depresi dan

koridor dengan dedalaman hingga 150 meter. Kontak dari bukit menara dengan dataran

alluvium merupakan tempat pemumculan mataair dan perkembangan goa. Telaga dan rawa

juga sering ditemukan di kaki dari bukit-bukit menara. Rawa yang relatif bersifat asam

selanjutnya akan mempercepat pelarutan secara lateral membentuk bukit-bukit yang semakin

curam hingga tegak. Bila muka tanah turun, rawa akan teratus dan ditutupi oleh endapan

koluvium dari rombakan bukit menara, sehingga bukit menara berubah menjadi tidak curam.

Karst menara dapat dibedakan menjadi dua kelompok. Pertama, bukit menara

merupakan bukit sisa batugamping yang terisolir diantara rataan batugamping yang telah

tertutup oleh endapan aluvium. Kedua, bukit menara merupa-kan bukit sisa dari batugamping

yang berada di dataran dengan batuan non karbonat.

Tipe Karst yang Lain

Selain klasifikasi di atas, literatur atau peneliti karst lain telah memberi nama tertentu untuk

suatu kawasan karst. Penamaan yang digunakan hanya dimaksudkan untuk memberi nama

tanpa bermasud mengklasifikasi secara sistematis. Beberapa tipe karst yang sering digunakan

dan sering muncul di literatur karst antara lain labirynt karst dan polygonal karst.

Labyrint karst merupakan karst yang dicirikan oleh koridor-koridor atau ngarai memanjang

yang terkontrol oleh kekar atau sesar. Morfologi karst tersusun oleh blok-blok batugamping

yang dipisahkan satu sama lain oleh ngarai/koridor karst. Karst tipe ini terbentuk karena

pelarutan jauh lebih intensif di jalur sesar dan patahan.

Foto udara dan foto lapangan dari tipe karst labirint yang dicirikan oleh lembah-lembahmemanjang yang terkontrol oleh struktur. Jalan berada di dasar lembah (Haryono dan Day,

2004)

Karst Poligonal merupakan penamaan yang didasarkan dari sudut pandan morfometri dolin.

Karst tipe ini dapat berupa karst kerucut maupun karst menara. Karst dikatakan polygonal

apabila ratio luas dolin dangan luas batuan karbonat mendekati satu atau satu. dengan kata

lain semua batuan karbonat telah berubah menjadi kumpulan dolin-dolin dan dolin telah

bergambung satu dengan lainnya.

Foto udara dan foto lapangan dari tipe karst polygonal (Haryono dan Day, 2004)

Karst Fosil karst fosil merupakan karst terbentuk pada masa geologi lamapu dan saat

ini karstifikasi sudah berhenti (Sweeting, 1972). Dalam hal ini karstifikasi tidak berlangsung

hingga saat ini karena perubahan iklim yang tidak lagi mendukung proses karstifikasi. Karst

fosil banyak diketukan di Baratlaut Yoksire-Ingris.

Karst fosil dapat dibedakan menjadi dua tipe. Pertama, karst yang terbentuk di waktu

geologi sebelumnya dan tidak tertutupi oleh batuan lain. Tipe ini disebut dengan bentuklahn

tinggalan (relict landform). Kedua, karst terbentuk di periode geologi sebelumnya yang

kemudian ditutupi oleh batuan nonkarbonat. Bentuklahan karst tersebut selanjutnya muncul

ke permukaan karena batuan atapnya telah tersingkap oleh proses denudasi. Tipe ini disebut

dengan bentuklahan tergali (exhumed lanform).

Karateristik Bentang Lahan Karst

Bentang lahan karst merupakan bentang lahan yang memiliki peran yang sangat

penting bagi lingkungan. Luas singkapan bentang lahan karst mencapai 25% dari luas

permukaan bumi (Williams, 2011), sementara hampir 25% pula penduduk dunia

menggantungkan pemenuhan kebutuhan airnya pada air dalam akuifer karst (Veni, 2001;

Ford dan Williams, 2007; Fleury, 2009).

Beberapa peran penting lain dari lahan karst menurut Day (2011) adalah :

habitat bagi beberapa flora dan fauna

bentang lahan unik yang memiliki mineral langka seperti gamping dan lain-lain.

wilayah yang memiliki nilai sejarah budaya

wilayah yang penting bagi pengembangan berbagai ilmu pengetahuan

tempat pelaksanaan kegiatan religius dan spiritual

wilayah pengembangan pertanian dan industri khusus

lokasi untuk memahami kondisi hidrologis regional

Karst memiliki sifat yang sangat rentan terhadap berbagai gangguan alami ataupun

manusia. Sementara tekanan dari faktor alami dan manusia terus mengalami peningkatan

(Day, 2011), yang dapat mengakibatkan semakin terdegradasinya lingkungan karst tersebut.

Porositas sekunder yang berupa celah ataupun rekah pada batuan karst sangat mudah

mengalirkan air permukaan yang terpolusi masuk ke akuifer. Air permukaan yang terpolusi

tidak terfiltrasi dengan baik dalam perjalanannya menuju akuifer karena jarangnya vegetasi

dan tipisnya solum tanah.

Tingginya permeabilitas batuan karst mengakibatkan air dipermukaan sangat jarang.

Air permukaan hanya dijumpai pada telaga-telaga karst yang jumlahnya juga sangat jarang.

Kekeringan merupakan fenomena yang paling sering dijumpai pada permukaan lahan karst di

berbagai tempat di dunia. Sebagian besar air terakumulasi pada lorong-lorong konduit yang

membentuk sungai bawah tanah. Dengan demikian, walaupun di bagian permukaan terjadi

kekeringan, namun dibawah permukaan dari lahan karst tersebut terkandung air dalam

jumlah yang sangat besar. Sistem sungai bawah tanah Bribin adalah salah satu contoh dari

sungai bawah tanah daerah karst. Potensi air yang ada pada sungai bawah tanah Bribin

mencapai 1500 liter/detik, dan ketika mencapai titik keluarnya di Pantai Baron mencapai

8000 liter/detik (Adji dkk, 2006; Soenarto, 2002). Jumlah potensi air sungai bawah tanah

yang sangat besar sering tidak termanfaatkan secara maksimal karena keterbatasan teknologi

dan dana serta pertimbangan nilai ekonomis yang kurang menguntungkan untuk mengangkat

air tersebut ke permukaan. Sebagai contoh dari hal tersebut adalah kasus pada pemanfaatan

air dari sistem sungai bawah tanah Bribin. Pada saat ini pemanfaatan air dari sungai bawah

tanah Bribin hanya berkisar 125 liter/detik (Sudarmaji dkk, 2005) yang berarti masih sangat

kecil dibandingkan dengan potensi yang ada.

Masuknya air dari permukaan melalui berbagai rekahan yang ada menuju akuifer

membawa akibat pada berlangsungnya proses pelarutan pada bidang yang dilalui oleh air

secara vertikal ataupun horisontal. Proses pelarutan yang terus berlangsung secara intensif

akan memperbesar bidang rekahan yang ada. Hasil dari proses ini adalah terbentuknya

lubang-lubang ponor dan cekungan-cekungan pada permukaan yang disebut dengan doline.

Bentuk depresional yang berbentuk corong yang disebut doline ini menjadi salah satu penciri

utama daerah bertopografi karst (Santosa, 2006). Ketika lubang ponor yang berada pada

lembah doline tersumbat oleh endapan material, sehingga air tidak dapat masuk ke dalam

lubang ponor tersebut, akan terbentuk sebuah telaga. Bagi masyarakat sekitar telaga, seperti

di wilayah karst gunungsewu, air yang ada dimanfaatkan untuk pemenuhan kebutuhan

domestik seperti mandi, mencuci dan memandikan ternak.

DAFTAR PUSTAKA

Adji, T. N., Sudarmadji, Woro, S., Hendrayana, H., Hariadi, B., 2006. The Distribution of Flood Hydrograph Recession Constant of Bribin River for Gunungsewu Karst Aquifer  Characterization. Gunungsewu-Indonesian Cave and Karst Journal, Vol. 2. No. 2.

Day, M., 2011. Protection of Karst Landscapes in the Developing World: Lessons from Central America, the Caribbean, and Southeast Asia. Karst Management. DOI:  10.1007/978-94-007-1207-2_20.

Fleury, S., 2009. Land Use Policy and Practice on Karst Terrains – Living on Limestone. Springer. Berlin.

Ford, D.C., Williams, P., 2007. Karst Hydrogeology and Geomorphology. John Wiley & Sons. Chichester.

Haryono, E., Adji, T.N.,2004. Geomorfologi dan Hidrologi Karst. Bahan Ajar. Kelompok Studi Karst. Fakultas Geografi UGM. Yogyakarta.

Litwin, L., Andreychouk, V., 2007. Characteristics of High-Mountain Karst Based on GIS and Remote Sensing. Environ Geol. 54: 979-994. DOI: 10.1007/s00254-007-0893-5

Parise, M., Qiriazi, P., Sala, S., 2007. Evaporite Karst of Albania: Main Feature and Case of Environmental Degradation. Environ Geol. 53: 967-974. DOI:  10.1007/s00254-007-0722-x.

Santosa, L.W., 2007. Kerusakan Telaga Dolin Dan Faktor-Faktornya di Wilayah Perbukitan Karst Kabupaten Gunungkidul. Jurnal Kebencanaan Indonesia, Vol. 1. No. 3.  Hal. 176-193. ISSN:1978-3450.

Soenarto, B., 2002. Penaksiran Debit Daerah Pengaliran Gabungan Sungai Permukaan dan Bawah Permukaan Bribin-Baron Kabupaten Gunungkidul Propinsi Daerah  Istimewa Yogyakarta. Disertasi. ITB. Bandung.

Waltham, T., Bell, F., Culshaw, M., 2005. Sinkholes and Subsidensce – Karst and Cavernous Rocks in Engineering and Construction. Springer. Chichester.

Williams, P.W., 2011. Karst in UNESCO World Heritage Sites. Karst Management. DOI: 10.1007/978-94-007-1207-2_21.

Tuga1 : Makalah

Mata Kuliah : Geologi Karst

Dosen : Prof.Dr.rer.nat.Ir.A.M.Imran

SISTEM KARST

OLEH :

ANDI GEMMY A.M.A P3000233404

MOH. KHAIDIR NOOR P3000213003

L.MUH. YAZID AMSAH P3000213401

PASCASARJANA TEKNIK GEOLOGI

FAKULTAS TEKNIK

UNHAS

2014

PEMBAHASAN

1. Karst dan Proses Pelarutan

2. Sistem Drainase Karst

3. Pemunculan Air di Karst

4. Gua Dan Sungai Karst

5. Karstifikasi

6. Faktor-faktor yang mempengaruhi Bentang Alam Karst

7. Klasifikasi Karst

8. Karateristik Bentang Lahan Karst