V. PROSES PELARUTAN DAN BENTUKLAHAN KARSTKarst merupakan istilah dalam bahasa

Jerman yang diturunkan dari bahasa Slovenia

(kras) yang berarti lahan gersang berbatu. Isti-

lah ini di negara asalnya sebenamya tidak ber-

kaitan dengan batugamping dan proses pelaru-

tan, namun saat ini istilah kras telah diadopsi

untuk istilah bentuklahan hasil proses perlaru-

tan. Ford dan Williams (1989) mendefini-sikan

karst sebagai medan dengan kondisi hidrologi

yang khas sebagai akibat dari batuan yang mu-

dah larut dan mempunyai porositas sekunder

yang berkembang balk.

Karst dicirikan oleh:

1. terdapatnya cekungan tertutup dan atau

lembah kering dalam berbagai ukuran

dan bentuk,

2. langkanya atau tidak terdapatnya drai-

nase/ sungai permukaan, den

3. terdapatnya goa dari sistem drainase ba-

wah tanah.

Karst tidak hanya terjadi di daeFah berba-

tuan karbonat, tetapi terjadi juga di batuan lain

yang mudah larut dan mempunyai porositas

sekunder (kekar dan sesar ihtensif), seperti ba-

tuan gipsum dan batugaram. Namun demikian,

karena batuan karbonat mempunyai sebaran

yang paling luas, karst yang banyak dijumpai

adalah karst yang berkembang di batuan kar-

bonat. Oleh karenanya bahsan buku ini selan-

jutnya hanya akan menguraikan karst batuan

karbonat.

5.1. KarstifikasiKarstifikasi atau proses permbentukan

bentuk-lahan karst didominasi oleh proses pela-

rutan. Proses pelaturan batugamping diawaIi

oleh larutnya CO2 di dalam air membentuk

H2CO3. Larutan H2CO3 tidak stabil terurai men-

jadi H dan HC032-. Ion H- inilah yang selanjut-

nya menguraikan CaCO3 menjadi Ca2+

dan HC032- Secara ringkas proses pelarutan

dirumuskan dengan reaksi sebagai berikut.

CaCO3 + H2O + CO2 Ca2+ + 2 HCO3-

Faktor KarstifikasiKarstifikasi dipengaruhi oleh dua kelompok fak-

tor, faktor pengontro; dan faktor pendorong.

Faktor pengontrol menentukan dapat tidaknya

proses karstifikasi berlangsung, sendangkan

faktor pendorong menentukan kecepatan dan

kesempurnaan proses karstifikasi.

Faktor Pengontrol1. Batuan mudah larut, kompak, tebal, dan

mempunyai banyak rekahan

2. Curah hujan yang cukup (>250 mm/tahun)

3. Batuan terekspos di ketinggian yang me-

mungkinkan perkembangan sirkulasi

air/drainase secara vertikal.

Faktor pendorong1. Temperatur

2. Penutupan hutan

Batuan yang mengandung CaCO3 tinggi akan

mudah larut. Semakin tinggi kandungan Ca-

CO3, semakin berkembang bentuklahan karst.

Kekompakan batuan menentukan kestabilan

morfologi karst setelah mengalami pelarutan.

Apabila batuan

lunak, maka setiap kenampakan karst yang

terbentuk seperti karen dan bukit akan cepat

hilang karena proses pelarutan itu sendiri

maupun proses erosi dan gerak masa ba-

tuan, sehingga kenampakan karst tidak dapat

berkembang baik. Ketebalan menentukan

teruentuknya sikulasi air secara vertikal lebih.

Tanpa adanya lapisan yang tebal, sirkulasi

air secara vertikal yang merupakan syarat

karstifikasi dapat berlangsung. Tanpa adanya

sirkulasi vertikal, proses yang terjadi adalah

aliran lateral seperti pada sungai-sungai

permukaan dan cekungan-cekungan tertutup

tidak dapat terbentuk. Rekahan batuan me-

rupakan jalan masuknya air membentuk drai-

nase vertikal dan berkembangnya sungai

bawah tanah serta pelarutan yang terkonsen-

trasi.

Curah hujan merupakan media pelarut

utama dalam proses karstifikasi. Semakin

besar curah hujan, semakin besar media pe-

larut, sehingga tingkat pelarutan yang terjadi

di batuan karbonat juga semakin besar

Ketinggian batugamping terekspos di-

permukaan menentukan irikulasi/drainase

secara vertikal.

Walupun batugamping mempunyai lapisan

tebal tetapi hanya terekspos beberapa meter

di atas muka laut, karstifikasi tidak akan ter-

jadi. Drainase vertikal akan terjadi apabila

julat/jarak antara permukaan batugamping

dengan muka air tanah atau batuan dasar

dari batugamping semakin besar. Semakin

tinggi permukaan batugamping terekspose,

semakin beser iulat antara permukaan batu-

gamping dengan muka air tanah dan sema-

kin baik sirkulasi alr secara vertikal, serta

semakin intensif proses karstifikasi.

Temperatur mendorong proses karstifi-

kasi terutma dalam kaitannya dengan aktivi-

tas organisme. Daerah dengan temperatur

hangatseperti di daerah tropis merupakan

tempat yang ideal bagi perkembangan orga-

nisme yang selanjutnya menghasilkan CO2

dalam tanah yang melimpah. Temperatur ju-

ga menetukan evaporasi, semakin tinggi

temperatur semakin besar evaporasi yang

pada akhirnya akan menyebabkan rekristali-

sasi larutan kcrbonat di permukaan dan dekat

permukaan tanah. Adanya rekristalisasi ini

akan membuat pengerasan permukaan (case

hardening) sehingga bentukiahan karst yang

telah terbentuk dapat dipertahankan dari

proses denudasi yang lain (erosi dan gerak

masa batuan). Kecepetan reaksi sebenarnya

lebih besar di daerah temperatur rendah, ka-

rena konsentrasi CO2 lebih besar pada tem-

peratur rendah. Namun demikian tingkat pe-

larutan di daerah tropis lebih tinggi karena

ketersediaan air hujan yang melimpah dan

aktivitas organisme yang lebih besar.

Penutupan hutan juga merupakan fak-

tor pendorong perkembangan karena hutan

yang lebat akan mempunyai kandungan CO2

dalam tanah yang melimpah akibat dari hasil

perombakan sisa-sisa organik (dahan, rant-

ing, dawn, bangkai binatang) oleh mikro or-

ganisme. Semakin besar konsentrasi CO2

dalam air semakin tinggi tingkat daya larut air

terhadap batugamping. CO2 di atmosfer ti-

daklah bervariasi secara signifikan, sehingga

variasi proses karstifikasi sangat ditentukan

oleh CO2 dari aktivitas organisme.

5.2. Klasifikasi KarstTopografi karst telah banyak ditemu-

kaan di berbagai tempat di belahan bumi

dengan berbagai tipe. Peneliti karst telah

mencoba mejelaskan variasi karst dan

mengklasifikasi tipe-tepe karst. Klasifikasi

karst secara umum dapat dikategorikan men-

jadi 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 hi-

drologi bawah permukaannya. Karst tipe ini

dapat terjadi bila perkembangan karst secara

horisontal dan vertikal tidak terbatas; batuan

karbonat masif clan murni dengan kekar ver-

tikal yang menerus dari permukaan hingga

batuas dasarnya; serta tidak terdapat batuan

impermeable yang berarti. Karst tipe hoio-

karst yang dicontohkan oleh Cvijic adalah

Karst Dinaric, Lycia, dan Jamaica. Contoh

holokarst di Indonesia yang pernah dikun-

jungi oenulis antara lain Karst Gunung Sewu

(Gunungkidul, Woonogiri, dan Pacitan), Karst

Karangbolong (Gombong), dan Karst Maros

(Sulawesi Seiatan)

Merokarst merupakan karst den-

gan perkem-bangan tidak sempurna

atau parsial dengan hanya mempunyai

sebagian ciri bentuklahan karst. Mero-

karst berkembang di

batugamping yang relatif tipis dan tidak mur-

ni, serta khususnya bila batugamping dis-

elingi oleh lapisan batuan napalan. Ferke-

moarigan secara vertikal tidak sedalam por-

kembangan hoiokarst denga evolusi relief

yang cepat. Erosi lebih dominan dibanding-

kan pelarutan dan lsungai permukaan ber-

kembang. Merokarst pada umumnya tertutup

oleh tanah, tidak ditemukan karen, dolin,

goa, swallow hole berekembang hanya se-

tempat-setempa. Sistem hidrologi tidak kom-

pleks, air sungai permukaan dan bawah

permukaan dapat dengan mudah diidentifi-

kasi. 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 .etapi batuan dasar yang impermeabel

tidak sedalam di holokarst, sehingga evolusi

karst lebih cepat; lembah fluvial lebih banyak

dijumpai, polje hampir tidak ditemukan. Con-

toh dari karst transisi menurut. Cvijic adalah

Karst Causses Prancis, Jura, Plateux Balkan

Timur, dan dan Dachstein.

Klasifikasi Gvozdeckij (1965)Gvozdeckij menklasifikasi karst

berdasarkan pengamatannya di Uni Soviet

(sekarang Rusia). Menurut dia karst dibeda-

kan menjadi bare karst, covered karst, soddy

karst, buried karst, tropical karst, dan perma-

frost karst.

Bare karst lebih kurang sama dengan karst

Dinaric (holokarst)

Covered karst merupakan karst yang ter-

bentuk bila batuan karbonat tertutup oleh la-

pisan aluvium, material fluvio-glacial, alau

batuan lain seperti batupasir.

Soddy karst atau soil covered karst meru-

pakan karst yang di batugamping yang tertu-

tup 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 ter-

bentuk di daerah bersalju.

Klasifikasi Sweeting (1972)Karst menurut Sweeting dikiasifikasi kan

menjadi true karst, fluviokarst, Glaciokarst, trop-

ical karst, Arid an Semi Rid Karst. Klasifikasi

Sweating terutama didasarkan pada iklim.

True karst merupakan karst dengan perkem-

bangan sempurna (holokarst). Karst yang se-

benarnya harus merupakan karst dolin yang

disebabkan oleh pelarutan secara vertikal, se-

mua 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 berbatugamp-

ing yang dilalui oleh sungai alogenik (sungai

berhilir di daerah non karst). Sebaran batu-

gamping baik secara lateral maupun vertikal

jauh lebih kecil daripada true karst. Perkem-

bangan sikulasi bawah tanah juga terbatas dis-

ebabkan oleh muka air tanah lokal. Mataair

muncul dari lapisan impermeable di bawah ba-

tugamping maupun dekat muka air tanah lokal.

Lembah sungai permukaan dan ngarai banyak

ditemukan. Bentukan hasil dari proses masuk-

nya sungai permukaan ke bawah tanah dan

keluarnya sungai bawah kembali ke permukaan

seperti lembah buta dan lembah saku merupa-

kan fenomena umum yang banyak dijumpai.

Goa-goa di fluviokarst terbentuk di perbatasan

antara batugamping dan batuan impermeabel

di bawahnya oleh sungai alogenik dan beraso-

siasi dengar, perkembangan sungai di daerah

karst. Permukaan batugamping di fluviokarst

pada umumnya tertutup oleh tanah yang ter-

baentuk oleh erosi dan sedimetasi proses fluvi-

al. Singkapan batugamping (bare karst) dite-

mukan bila telah terjadi erosi yang pada

umumnya disebabkan oleh penggundulan hu-

tan.

Glasiokarst dan Nival KarstGlasiokarst merupakan karst yang terben-

tuk karena karstifikasi didominasi oleh prises

glasiasi dan proses giasial di daerah yang ber-

batuan gamping. Nival karst merupakan karst

yang terbentuk karena proses karstifikasi oleh

hujan saiju (snow) pada linkungan glasial dan

periglasial. Glasiokarst terdapat di daerah ber-

batugamping yang mengalami glasiasi atau

pernah mengalami glasiasi,. Glasiokarst diciri-

kan oleh kenampakankenamapakan hasil

penggosan, erosi, dan sedimentasi glacier. Ha-

sil erosi glacier pada umumnya membentuk

limstone pavement (hal...). Erosi lebih intensif

terjadi di sekitar kekar menhasilkan cekungan

dengan lereng terjal memisahkan pavement

satu dengan lainnya. Dolin-dolin terbentuk teru-

tama disebabkan oleh hujan sa!ju. Pencairan

es menhasilkan ngarai, pothole, dan goa, Ka-

rakteristik lain dari glasiokarst adalah goa-gaoa

yang terisi oleh es dan salju. Contoh dari gal-

siokarst adalah karst di lereng atas pegunun-

gan Alpen.

Tropical karst berbeda dengan karst di

iklim sedang dan kutub terutama disebabkan

oleh presipitasi dan evaporasi yang besar. Pre-

sipitasi yang yang besar menghasilkan aliran

permukaan sesaat yang lebih besar, sedang-

kan evaporasi menhasilkan rekristalisasi larutan

karbonat membentuk lapisan keras di permu-

kaan. Hal ini menyebabkan dolin membulat se-

perti di iklim sedang jarang ditemukan diganti-

kan oleh dolin berbentuk bintang yang tidak

beraturan. Dolin tipe ini sering disebut kocpit

(hal....). Di antara dolin ditemukan bukit-bukit

yang tidak teratur disebut dengan bukit kerucut.

Karst tropis secara lebih rind dibedakan menjao

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 me-

nyambung. (hal...). Sala 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 Karangbo-

long

Turmkarst/menara karst/pinacle karstmerupa-kan tipe Karst kedua yang sering di-

jumpai di daerah tropis. Tipe karst ir.i dicirikan

olsh bukitbukit dengan lereng terjal (hal...), bi-

asanya ditemukan dalam kelompok yang dipi-

sahkan satu sama lain dengan sungai atau da-

taran aluvial. Tower karst dibentuk berkembang

apbila pelarutan lateral oleh muka air tanah

yang sangat dangkal atau oleh sungai alogenik

yang melewati singkapan batugamping. Bebe-

rapa ahli beranggapan bahwa turmkarst meru-

pakan perkembangan lebin lanjut dari kegel-

karst karena kondisi hidrologi tertentu. Distribu-

si dan sebaran hukit 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 dergan kedalaman hingga 150 meter.

Kontak dari bukit menara dengan dataran alu-

vium merupakan tempat pemunculan mata air

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 men-

jadi tidak curam.

Karst menara dapat dibedakan menjadi

dua kelompok. Pertama, bukit menara merupa-

kan bukit sisa batugamping yang terisolir dian-

tara 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 LainSelain klasifikasi di atas, literatur atau peneliti

karst lain telah memberi nama tertentu untuk

suatu kawasan karst. Penamaan yang diguna-

kan hanya dimaksudkan untuk memberi nama

tanpa bermasud mengklasifikasi secara siste-

matis. Reberapa tipa karst yang seeing diguna-

kan dan sexing muncul di literatur karst antara

lain labirynt karst dan polygonal karst.

Labyrint karst merupakan karst yang dici-

rikan oleh koridor-koridor atau ngarai meman-

jang yang terkontrol oleh kekar atau sesar. Mor-

fologi karst tersusun oleh blok-blok batugamp-

ing yang dipisahkan satu sama lain oleh nga-

rai/koridor karst. Karst tipe ini terbentuk karena

pelarutan jauh lebh intensit di jalur sesar dan

patahan.

Karst Poligonal merupakan penamaan

yang didasarkan dari sudut pandan morfometri

dolin. Karst tipe ini dapat berupa karst kerucut

maupun karst menara. Karst dikatakan ooli-

gonal apabila ratio luas dolin dangan luas ba-

tuan karbonat mendekati satu atau satu. den-

gan kata lain semua batuan karbonat telah be-

rubah menjadi kumpulan dolin-dolin dan dolin

telan bergambung satu dengan lainnya.

Ad/A = 1

Ad : Luas keseluruhan dolin

A : Luas keseluruhan batuan karbonat

Karst Fosil karst fosil merupakan karst

terbentuk pada masa geologi lamapu dan saat

ini karstifikasi sudah berhenti (Sweeting,

1972). Dalam hal ini karstifikasi tidak berlang-

sung hingga saat ini karena perubahan iklim

yang tidak lagi mendukung proses karstifikasi.

Karst fosil banyak diketukan di Baratlaut Yok-

sire-Ingris.

Karst fosil dapat dibedakan menjadi dua tipe.

Pertama, karst yang terbentuk di waktu geo-

logi sebelumnya dan tidak tertutupi oleh ba-

tuan lain. Tipe ini disebut dengan bentuklahntinggalan (relict landform). Kedua, karst ter-

bentuk di periode geologi sebelumnya yang

kemudian ditutupi oleh batuan nonkarbonat.

Bentuklahan karst tersebut selanjutnya mun-

cul ke permukaan karena batuan atapnya te-

lah tersingkap oleh proses denudasi. Tipe ini

disebut dengan bentuklahan tergali (ex-humed lanform).

5.3. DolineDoline berasal dari bahasa Slavia doli-

nea yang berarti lembah. Istilah ini pertama kali

digunakan sebagai istilah dalam geomorfologi

oleh geologiwan Austria. Untuk menhindari ke-

rancuan dengan dolinea = lembah, literatur

karst Slovenia pada beberapa dekade telah

menggunakan istilah dolinee yang dalam baha-

sa aslinya vrtaca.

Doline merupakan cekungan tertutup

berbentuk bulat atau lonjong degan ukuran be-

berapa meter hingga lebih kurang satu kilome-

ter (Ford dan Williams 1989), sehingga Sweet-

ing (1972) mengkategorikan doline dalam ben-

tuklahan

karst berskala sedang. Doline di literatur-

literatur karst sering disebut dengan berbagai

istilah, seperti sinkhole, sink, swallow holes,

cenote, dan blue hole. Kemiringan lereng mir-

ing hingga vertikal dengan kedalaman bebe-

rapa meter hingga ratusan meter.

Doline merupakan bentuklahan yang

paling banyak dijumpai di kawasan karst.

Bahkan di daerah iklim sedang, karstifikasi

selalu diawali dengan terbentuknya doline

tunggal akibat dari proses pelarutan yang

terkonsentrasi. Tempat konsentrasi pelarutan

merupakan tempat konsentrasi kekar, tempat

konsentrasi mineral yang paling mudah larut,

perpotongan kekar, dan bidang perlapisan

batuan miring. Doline-doline tungal akan ber-

kembang lebih luas dan akhimya dapat saling

menyatu.

Secara singkat dapat dikatakan bahwa

karstifikasi (khususnya di daerah iklim se-

dang) merupakan proses pemben-tukan do-

line dan goagoa bawah tanah, sedangkan

bukit-bukit karst

merupakan bentukan sisa/residual dari

perkembang-an doline.

Setiap doline atau celaingan tertutup tersu-

sun oleh tiga komponen (White, 1985).

1. Pengatus, yaitu saluran dengan permeabi-

litas tinggi yang mengatuskan air dalam

doline ke dalam sistem drainase bawah

tanah.

2. Mintakat yang terubah oleh proses pelaru-

tan di permukaan dan dekat permukaan

batuan.

3. Tanah penutup, koluvium, endapan gla-

sial, abu volka-nik atau material lepas

yang lain. Namun demikian di beberapa

tempat, material permukaan absen.

Bentuk DolineBentuk doline sangat bervariasi dari sa-

tu tempat ke tempat lain. Bentuk doline di-

daerah iklim sedang cenderung lebih teratur

dengan bentuk membulat hingga lonjong. Di

daerah iklim tropis, bentuk doline tidak se-

sempurna doline di daerah iklim sedang, da-

lam hal ini doline di daerah iklim tropis mem-

punyai bentuk yang tidak teratur. Salah satu

bentuk planar doline yang banyak ditenukan

di daerah tropis adalah adalah bentuk seperti

bintang.

Bentuk doline di daerah tropis yang me-

nyerupai bintang disebut secara khusus den-

gan Cockpit. Istilah ini pertama digunakan

untuk menyebut karst di Jamaika (Sweeting,

1972; White 1985). Cockpit berasal

dari kata cock yang berarti ayam jantan dan

pit yang berarti lubang, dengan kata lain di

Jamaika kockpit merupakan lubang tempat

menyabung ayam. Karena karst memiliki ce-

kungan-cekungan seperti cockpit, maka karst

di Jamaika disebut dengan cockpit land.

Batas luar doline di daerah iklim sedang

tergambar pada peta kontur berupa garis

kontur tertutup, sedangkan batas luar doline

di daerah tropis berupa batas topografi (to-

pographic divide).

Fenomena ini perlu mendapat perhatian bagi

yang sedang membaca peta topografi di Indo-

nesia. Peta topografi yang menggambarkan

daerah karst sering memuat simbol doline se-

perti di daerah iklim sedang, tetapi sebenarnya

simbol tersebut dimaksudkan untuk menggam-

barkan telagai danau doline atau dasar doline.

Apabila seseorang bermaksud membatasi do-

line untuk studi morfometri doline harus tetap

mendelineasi batas topografi sebagai batas

luar doline.

Secara planar doline dapat berbentuk bu-

lat lonjong atau memanjang. Doline-

doline

memanjang terbentuk apabila perkembangan

doline dikontrol oleh keberadaan kelurusan balk

oleh sesar maupun kekar. Haryono (2000) me-

nemukan bahwa doline memanjang lebih ba-

nyak ditemukan di kawasan karst Gunungsewu

daripada bentuk doline yang yang membulat.

Banyaknya doline memanjang di Karst Gu-

nungsewu disebabkan oleh lereng regional

yang miring ke arah selatan, keberadaan kekar

dan sesar yang intensif, dan pengaruh dari

proses fluvial..

Doline Cvijic (1893) dikelompokkan men-

jadi tiga katergori yaitu doline mangkok, doline

corong, dan doline sumur.

Doline mangkok dicirikan oleh perbandingan

lebar dan kedalaman 10:1 dan kemiringan le-

reng doline berkisar antara 10°-12°. Dasar rata

dan tertutup oleh tanah atau berawa.

Doline corong mempunyai diameter dua atau

tija kali kedalamannya dan lereng doline berki-

sar antara 30°-40°, dengan dasar sempit dapat

tertutup tanah maupun berupa singakapan ba-

tuan. Doline sumuran dicirikan oleh diameter-

nya yang lebih kecil dari kedalamannya, lereng

vertikal berupa singkapan batuan.

Berdasarkan bentuknya doline juga dapat dibe-

dakan menjadi doline simetri dan doline asime-

tri. Doline simetri berbentuk bulat atu elip den-

gan kemiringan lereng ke segala arah yang

hamper sama, sedangkan doline asimetri me-

rupakan doline yang sisi satu dan lainnya

mempunyai kemiringan lereng berbeda. Doline

tidak simetri terbentuk karena perkembangan

doline terkontrol oleh aliran permukaan dan

struktur (Bogle. 1980) atau karena lereng (Wil-

liams,1985). Doline asimetri pertama terbentuk

apabila doline terbentuk karena aliran permu-

kaan yang masuk ke ponor, sisi dimana aliran

permukaan masuk akan membentuk lereng

yang lebih landai karena pelarutan yang lebih

intensif, sedangkan sisi lainnya akan

mem[unyai lereng yang lebih terjal. Doline asi-

metri struktural terbentuk pada batuan karbonat

yang miring, dalam hal ini lereng doline yang

searah dengan dip batuan akan membentuk

kemiringan yang lebih landai, sedankan lereng

yang berlawanan dengan dip batuan memben-

tuk kemiringan yang lebih terjal.

Doline asimetri ke tiga terbentuk di daerah yang

miring, dalam hal ini lereng lebih landai terben-

tuk di bagian atas dari lereng sedangkan lereng

doline lebih terjal terbentuk bagian bawah le-

reng (Gambar 5.5.). Doline tipe ini dapat dite-

mukan di karst Gunungsewu (Ahmad, 1990) di

lereng antara plato selatan dengan cekungan

Wonosariu dan di lereng-lereng teras marin.

Doline asimetri ini dikenali dari bukit-bukit karst

yang terbentuk.

Genetik DolineBogli (1980) lebih lanjut berdasarkan

cars pembentukannya (genetik) mengklasifika-

si-kan doline menjadi doline pelarutan, doline

aluvial, doline amblesan, dan dalin runtuhan.

Doline perlaturan terbentuk karena pelarutan

yang terkonsentrasi akibat dari keberadaan ke-

kar, pelebaran pori-pori batuan, atau perbe-

daan mineralogi batuan karbonat. Doline pela-

rutan terbentuk hampir disebagian besar awal

proses karstifikasi.

Doline aluvial pada dasarnya merupakan do-

line pelarutan, namun dalam kasus ini batu-

gamping tertutup oleh endapan aluvial. Cekun-

gan tertutup yang terbentuk di endapan aluvial

disebabkan oleh terbawanya endapan aluvium

yang berada di atas rekahan hasil pelarutan ke

sistem drainase bawah tanah. lnfiltrasi melalui

endapan aluvium membawa material halus ke

sistem kekar di bawahnya yang berhubungan

dengan goa-goa dalam tanah, sehingga enda-

pan di atasnya menjadi cekung.

Doline ablesan terjadi apabila lapisan batu-

gamping ambles secara perlahan-lahan karana

di bawah lapisan batugamping terdapat rongga.

Doline tipe ini dicirikan oleh terdapatryd rembo-

kar batugamping dengan sortasi jerek di dasar

doline dan lereng yang miring hingga terjal.

Doline runtuhan terbentuk apabila goa atau

saluran dekat permukaan ruhtuh karena tidak

mampu nenahan atapnya. Bogli (1980) menje-

laskan bahwa doline runtuhan terjadi bila run-

tuhan terjadi seketika, sedangkan doline am-

blesan terjadi secara perlahan-lahan. Doline

tipe ini dicirikan oleh lereng curam hingga ver-

tikal. Tiga mekanisme yang membentuk doline

runtuhan adalah a) pelarutan di atas goa, b)

pelarutan atap goa dari bawah, dan c) penuru-

nan muka air tanah di atap goa.

Genetik doline inilah yang menyebabkan

bentuk-bentuk dolin bervariasi seperti yang di-

utarakan oleh Cvijiv. Doline pelarutan dan do-

line aluvial membentuk doline tipe mangkok

atau corong. Dolin amlesan membentuk dolin

corong, sedangkan dolin membentuk dolin tipe

sumuran. Perkembangan dcline pelarutan me-

rupakan fungsi dari produksi CO2 tanah,

kinetika pelarutan, litologi, dan waktu. Doline

pelarutan menurut Ford dan Williams (1989)

dibedakan menjadi drawdown doline dan point

recharge doline.

Drawdown doline merupakan doline pelarutan

yang pembentukannya dikontrol oleh proses-

proses hidrologi mintakat epikarst, yaitu suatu

mintakat (zone) dekat permukaan dimana pela-

rutan terjadi intensif. Mintaket epikarst memu-

punyai ketebalan sekitar 10 meter (Williams,

1985). Pendapat ini didasarkan pada pengama-

tan Williams bahwa aliran permukaan di daerah

karst sangat kecil dan hanya terjadi sesaat se-

telah hujan turun. Williams berpendapat bahwa

sistem hidrologi di mintakat epikarst hampir

sama dengan sistem hifologi di daerah lain

dengan aliran air tanah ke arah lateral. Arah

aliran lateral ini bermuara di rekahan/celah ba-

tugamping karena kekar atau sesar membentuk

mua air tanah yang cekung kedalam seperti

muka air tanah endapan aluvial yang dipompa.

Doline yang terbentuk selanjutnya secara um-

pan balik (feddback) akan mempengaruhi sitem

hidrolologi mintakat epikarst. Doline yang se-

makin lebar akan menyebabkan meningkatnya

aliran

lateral, aliran lateral yang meningkat semakin

mberbesar alirar yang terpusat, semakin be-

sar aliran yang terpusat semakin cepat pros-

es perkembangan doline, dan seterusnya.

Point recharge doline merupakan doline

pelarutan yang terbentuk pada batugamping

yang pada awalnya tertutup oleh batuan lain.

Sebaliknya doline drawdown terbentuk pada

batugamping yang tersingkap. Terbentuknya

point recharge doline diawali oleh tersing-

kapnya batuan atap/penutup di satu tem-

pat/titik, sehingga aliran permukaan masuk

ke dalam lapisan batugamping dari titik ter-

sebut. Masuknya aliran permukaan tersebut

selanjutnya menyebabkan proses pelarutan

yang terkonsentrasi yang semakin lama-

semakin dalam membentuk cekungan tertu-

tup. Erosi batuan atap yang terus berlang-

sung menyebabkan batugampirig di ba-

wanya tersingkap di beberapa tempat den-

gan frequensi yang semakin rapat menhasil-

kan titik-titik masuknya aliran permukaan ke

lapisan batugamping dan duline yang sema-

kin banyak.

Doline Majemuk (Uvala)Doline majernuk (compound doline) di li-

teratur karst sering disebut dengan uvala.

Uvala merupakan gabungan dari doline-

doline yang terbentuk di karst pada stadium

perkembangan karst agak lanjut. Menurut

Sweeting ukuran uvala berkisar antara 500-

1000 meter dengan kedalaman 100-200

meter dengan ukuran tidak teratur. Cockpit

dari sudut pandang ini dapat dianggap seba-

gai uvala atau doline majemuk yang berben-

tuk bintang, karena cockpit merupakan bebe-

rapa yang tepi atau sisi-sinya sating berhu-

bungan/bergabung. Gabungan dari tepi-tepi

doline inilah yang secara planar 9tampak

atas) membentuk bentuk-bentuk lancip se-

perti bintang Mengacu pada padangan

Grund tentang perkembangan karst, terben-

tuknya uvala merupakan ciri dari stadium

adolescent karst atau perkembangan

tahap II.

Uvala juga dapat perkembang dari

lembah permukaan. Uvala tipe ini merupakan

perkembangan akhir dari lembah permukaan

yang terdegradasi. Perkembangan diawali

oleh hilangnya aliran permukaan ke bawah

tanah di titik-titik tertentu. Di tempat masuk-

nya aliran permukaan ini selanjutnya doline

berkembang yang semakin lama semakin

dalam dan lebar, sehingga bergambung satu

dengan lainnya membentuk uvala.