Teori UndasiTeori Undasi adalah teori yang disusun oleh Van Bemmelen untuk menjelaskan proses terbentuknya busur-busur pegunungan yang menjadi kerangka pokok pulau-pulau di Indonesia dan sekitarnya. Teori ini sudah lama, dan sejak munculnya Teori Tektonik Lempeng Sekitar 1967, kurang menarik lagi bagi ahli geologi. Dengan kata lain, teori Undasi sudah ditinggalkan orang, digantikan oleh teori Tektonik Lempeng yang lebih banyak menjawab permasalahan yang berkaitan dengan gejala alam seperti gempa bumi dan vulkanisme. Teori Undasi hanya sebatas pembanding saja dewasa ini. Undasi adalah penggelombangan, sperti gelombang air yang terjadi apabila kita melemparkan batu ke kolam. Ad dua macam penggelombangan yaitu Undasi dan Oscillasi. Undasi merupakan penggelombangan yang agak teratur tetapi periodik/terputus-putus, artinya selang beberapa waktu lamanya muncul baru muncul penggelombangan berikutnya. Istilah ini digunakan oleh Van Bemmelen dan Stille. Oscillasi adalah pengelombangan yang teratur seperti getaran senar. Istilah ini digunakan oleh Haarmann dan Bailys. Secara ringkas Van Bemmelen berpendapat bahwa terbentuknya rangkaian busur pegunungan di Indonesia seperti terbentuknya gelombang air pada saat kita melemparkan batu ke air, menyebar dari suatu pusat undasi (tempat batu jatuh di kolam) di mana selang beberapa saat kemudian akan terbentuk busur gelombang yang melingkari pusat undasi dan selanjutnya makin menyebar ke luar sampai akhirnya tidak nampak lagi penggelombangan di tempat yang jauh dari pusat penggelombangan tadi. Dua busur gelombang yang terbentuk paling luar disebut busur luar dan busur dalam. Untuk memahami teori undasi sebagaimana telah dikemukaan secara ringkas, maka secara berturut-turut akan dibicarakan: Prinsip Umum Teori Undasi, Beberapa istilah Tektogenesis, Lapisan-lapisan Silikat, dan Proses Hypodifferensiasi. 1. Prinsip Umum Teori Undasi Prinsip umum proses pembentukan pegunungan di Indonesia menurut teori undasi sebagai berikut: a. Siklus pembentukan pegunungan dimulai dari pusat diastropisme di sumbu geosinklin utama yang terbentuk pada era Paleozoikum muda. b. Dari sumbu geosinklin ini terjadi pelengkungan ke atas membentuk geantiklin yang mungkin bersifat vulkanik. Pengangkatan geantiklin tersebut dikompensasikan oleh adanya pelengkungan ke bawah di kedua sisi geantiklin tadi yang disebut side deep (palung samping). c. Setelah 20-30 juta tahun kemudian, dari palung samping tadi muncul genatiklin baru yang mula-mula bersifat non vulkanik. Palung kompensasi terbentuk lagi di sisi luar yang disebut palung depan (foredeep). Geantiklin I menurun kembali menjadi basin sentral. d. Geantiklin yang terangkat dari foredeep sperti itu akan menghasilkan serangkaian penggelombangan di mana pengangkatan I bersifat non vulkanik, pengangkatan II bersifat vulkanik, dan pengangkatan III aktivitas vulaknisme telah padam (post vulkanik). Sifat ini khususnya berlaku untuk penggelombangan di daerah antara Asia dan Australia yaitu Maluku, Sulawesi dan Kalimantan. Di Filipina, Sumatera dan Jawa yang berbatasan dengan dasar laut dalam, pengangkatan III masih bersifat vulkanik karena teradi pengaktifan kembali vulkanisme. Lain lagi di daerah Birma, di mana busur dalamnya telah padam karena diapit oleh Semenanjung India dan massif Thailand-Kamboja. e. Setelah puluhan juta tahun kemudian, dari foredeep muncul lagi geantiklin baru dengan kompensasi berupa foredeep baru dari sisi luar, yang dalam melewati waktu mengalami pula serangkaian pengangkatan dan penurunan dengan ciri umum pengangkatan I nonvulkanik, pengangkatan II vulkanik dan pengangkatan III post vulkanik.

f. Demikianlah selanjutnya, pengangkatan geantiklin baru terjadi di foredeep sehingga semakin jauh dari pusat penggelombangan. g. Gaya endogen di daerah bagian tengah (daerah yang disebutkan dalam point b dan c) pada masa ini kurang lebih telah padam, Basin sentral yang luas ini berkembang menjadi patahan blok antar pegunungan dengan ciri-ciri benua (sudah stabil). Demikianlah serangkaian busur pegunungan terbentuk main menyebar ke arah luar dari pusat undasi di sumbu geosinklin, yang pada akhirnya akan berhenti bila telah mencapai tepi benua. 2. Tektogenesis Tekotonik adalah segala gerak-gerak di dalam kerak bumi yang menyebabkan terjadinya perubahan/deformasi bentuk kerak bumi. Haarmann (1930) membedakan tektonik atas: Tektonik Primer dan Tektonik Sekunder. Tektonik Primer adalah gerak vertikal dari dalam yang menyebabkan deformasi kerak bumi. Arah gerakan tegak lurus pada permukaan geoid. Undasi termasuk dalam tektonik primer. Berdasarkan besarnya undasi, Van Bemmelen membedakan undasi menjadi beberapa macam, yakni sebgai berikut: a. Geo Undasi Meliputi daerah yang lebarnya 1.000 km atau lebih, berupa plato benua dengan kompensasi berupa cekungan dasar laut/geosinklin. Menurut W. Wahl, interval terjadinya geo undasi rata-rata 165 juta tahun (maksimum 231 juta tahun dan minimum 95 juta tahun). Terjadinya penggelombangan ini berkaitan dengan peristiwa kimia fisika/hipodiferensiasi di lapisan subcrustal sampai kedalaman 800 km. b. Meso Undasi Lebarnya sampai beberapa ratus kilometer dengan interval penggelombangan hanya puluhan juta tahun, dan berkaitan dengan proses hipodiferensiasi di lapisan salsima dengan kedalaman kurang dari 100 km. c. Minor Undasi Lebarnya hanya puluhan kilometer dan terbatas pada lapisan epidermis saja. Tektonik Sekunder adalah reaksi gravitasional terhadap tektonik primer untuk mencapai keseimbangan. Arah gerakan terutama sejajar permukaan geoid. Menurut dalamnya lapisan kerak bumi yang terpengaruh/mengalami deformasi, maka tektonik sekunder dibedakan atas: 1) Tektonik Sekunder Bathydermal dan Subcrustal: peubahan kerak bumi yang meliputi bagian dari zone migmatit sebgai akibat dari tektonik sekunder, digolongkan tektonik sekunder bathydermal. Kalau tebal lapisan yang mengalami deformasi lebih dalam lagi maka digolongkan tektonik sekunder subcrustal. Contoh di Selat Sunda pada Plio-Pleistosen banyak terjadi vulkanisme yang mengeluarkan banyak magma sehingga bagian bawah kosong menyebabkan terjadinya pemerosotan sedalam 6.000 meter. 2) Tektonik Sekunder Dermal: perubahan kerak bumi yang dihasilkan tektonik sekunder tidak begitu dalam, hanya sampai laisan sila. Contoh di Nusa Tenggara barat di mana sisi utara mengalami longsor ke utara, ke dasar laut Flores sehingga kompleks gunung-gunung yang di tengah pulau Jawa menjadi mendekati pantai utan di Bali dan Lombok dan makin e timur makin ke utara bahkan di Sumbawa dan Flores sudah terletak di laut. 3) Tektonik Sekunder Epidermal: perubahan kerak bumi hanya meliputi lapisan sedimen yang belum kokoh di bagian luar kerak bumi. Termasuk di dalamnya antara lain: slumping, squeezing out, volcano-tectonic collapse, free-gliding dan compressive settling.

PENENTUAN JENIS SESAR BERDASARKAN ANALISIS INDIKASI SESAR DENGAN METODE STEREOGRAFIS DAERAH SAWA KECAMATAN SAWA KABUPATEN KENDARI PROPINSI SULAWESI TENGGARA PROPOSAL SPESIFIKASI Diajukan Oleh : NAHMAR HAMID D 611 99 061 JURUSAN TEKNIK GEOLOGI FAKULTAS TEKNIK UNIVERSITAS HASANUDDIN MAKASSAR 2003 BAB I PENDAHULUAN I.1 Latar Belakang Aplikasi ilmu geologi dalam pengolahan sumber daya alam, didasarkan pada hukum-hukum alam, sebagai calon ahli geologi dituntut untuk penguasaan pengetahuan dasar geologi, kemampuan menganalisis dan menginterpretasikan data yang selanjutnya akan diterapkan dalam penelitian geologi. Penelitian geologi pada Daerah Sulawesi Tenggara masih sangat kurang dan umumnya masih bersifat regional, sehingga masih dibutuhkan suatu penelitian geologi yang lebih detail mencakup kondisi geomorfologi, stratigrafi, struktur geologi serta aspek geologi teraplikasi lainnya. Hal tersebutlah yang melatarbelakangi penulis melakukan penelitian geologi , dalam penyelesaian tugas akhir di Daerah Sawa Kecamatan Sawa, Kabupaten Kendari Propinsi Sulawesi Tenggara. Studi mengenai analisis sesar berdasarkan struktur geologi minor secara dinamis sedang berkembang dengan pesat, selain itu keberadaan indikasi sesar dalam zona sesar memperlihatkan kenampakan yang ideal untuk dikaji sebagai studi khusus dengan melihat beberapa faktor yang dapat mendukung analisis sesar, antara lain : Data-data indikasi sesar lainnya mudah dijumpai berdasarkan pemetaan geologi pendahuluan baik berupa bidang sesar, kekar, zona hancuran dan breksiasi. Dengan analisis struktur geologi secara dinamis yang dilakukan pada suatu areal yang kecil saja, namun dapat mengungkapkan jenis struktur geologi secara tepat tergantung ketelitian pendataan lapangan. Mencoba menghubungkan hasil analisis struktur secara dinamis dengan pendataan geologi lainnya, dikaitkan dengan geologi regional Hal tersebut yang melatarbelakangi dikajinya penentuan jenis sesar berdasarkan analisis indikasi sesar dengan metode stereografis. Geologi Struktur adalah ilmu yang mempelajari arsitektur penyusun kerak bumi serta gejala-

gejala geologi yang menyebabkan terjadinya perubahan-perubahan bentuk (deformasi) dari batuan tersebut. Pemetaan geologi struktur tidaklah terlepas dari deskripsi litologi, sedimentologi, petrologi dan paleontologi. Hal tersebut yang menjadi faktor pelengkap dalam membuat interpretasi struktur geologi. Analisis struktur geologi dapat dikategorikan dalam tiga langkah (McClay, 1987) adalah sebagai berikut : Analisis deskriptif : meliputi identifikasi dan melakukan pencatatan data struktur secara sistematis dalam buku catatan lapangan. Analisis kuantitatif : untuk mengetahui arah pergerakan struktur yang mana dapat dilihat langsung dilapangan atau dari peta topografi. Analisis dinamis : untuk mengetahui arah gaya dan tegasan menyebabkan pensesaran. Biasanya dilakukan secara matematis dengan proyeksi stereografis. Dalam menginterpretasi struktur geologi suatu daerah sebaiknya digunakan dua analisis yaitu analisis deskriptif dan analisis kuantitatif atau analisis deskriptif dan analisis dinamis atau analisis kuantitatif dan analisis dinamis atau menggunakan ketiga analisis tersebut jika memungkinkan, untuk mendapatkan hasil yang lebih akurat. I.2 Maksud dan Tujuan Penelitian ini dimaksudkan untuk melakukan pemetaan geologi permukaan di Daerah Sawa dan sekitarnya dengan sekala peta 1 : 25.000 serta mengadakan suatu pengukuran struktur geologi antara lain lipatan minor, bidang sesar dan kekar dengan menggunakan metode proyeksi stereografis berdasarkan analisa klasifikasi sesar yang telah digunakan. Tujuan penelitian yaitu untuk mengetahui kondisi geologi dengan menganalisis data meliputi aspek geomorfologi, stratigrafi, struktur dan sejarah geologi serta potensi bahan galian, juga secara spesifik melakukan analisis indikasi sesar menggunakan metode stereografis dalam penentuan jenis sesar berdasarkan klasifikasi Rickard, (1972). I.3 Batasan Masalah Penelitian geologi yang dilakukan ini didasarkan pada unsur-unsur geologi yang terpetakan pada sekala 1 : 25.000 dengan membahas permasalahan sebagai berikut : 1. Geomorfologi, Stratigrafi, Struktur geologi, Sejarah geologi, Bahan galian daerah penelitian, 2. Analisis sesar yang dilakukan dibatasi pada penentuan jenis sesar secara spesifik berdasarkan arah pergerakan relatif net slip struktur sesar dengan menggunakan klasifikasi Rickard, (1972). I.4 Batasan Penelitian Menentukan data struktur pada daerah penelitian untuk mendapatkan pergerakan dari arah sesar baik pada orde I , II dan seterusnya. Yang kemudian dari data tersebut akan didasarkan klasifikasi Rickard, (1972). I.5 Hipotesis Dimana untuk mengetahui jalur sesar agar nantinya dapat dijadikan suatu daerah yang layak pakai seperti daerah perumahan, lahan pertanian dan lain-lainnya. I.6 Letak dan Kesampaian Daerah Lokasi penelitian terletak di Daerah Sawa dan sekitarnya, yang secara administratif termasuk dalam wilayah Kecamatan Sawa Kabupaten Kendari Propinsi Sulawesi Tenggara (Gambar 1).

Secara geografis daerah penelitian terletak pada koordinat 122o2200 sampai 122o2700 Bujur Timur (BT) dan 03o4500 sampai 03o5000 Lintang Selatan (LS). Luas daerah penelitian yang diukur berdasarkan peta dasar bersekala 1 : 50.000 adalah 9,25 km x 9,25 km atau sekitar 85,563 km2. Daerah ini tergambar dalam peta Lembar Pohara, nomor 2112-22 Edisi I tahun 1992 yang diterbitkan oleh Bakosurtanal Cibinong Bogor dengan sekala 1 : 50.000 yang diperbesar sebagai peta dasar dengan sekala 1 : 25.000. Daerah penelitian yang terletak, sebelah utara Kotamadya Kendari ibukota dari Propinsi Sulawesi Tenggara. Jarak tempuh sekitar 65 km dari Kotamadya Kendari, dapat dicapai dengan kendaraan bermotor melalui jalan poros sekitar ,5 jam, yang sebelumnya telah menempuh perjalanan Makassar Kendari sekitar 24 jam dengan kendaraan bermotor dan transportasi laut. I.7 Waktu Penelitian Penelitian ini dilakukan pada bulan September 2000 hingga selesai yang dimulai dari tahap persiapan hingga seminar hasil. Gambar 1 Peta tunjuk lokasi daerah penelitian I.8 Alat dan Bahan Kelengkapan alat dan bahan selama penelitian dilakukan baik, dilapangan maupun di laboratorium sangat penting. Alat dan bahan yang digunakan selama penelitian berlangsung adalah sebagai berikut : 1. Alat dan bahan yang digunakan dilapangan terdiri dari : Peta topografi sekala 1 : 25.000 yang merupakan hasil pembesaran dari peta rupa bumi sekala 1 : 50.000 terbitan Bakosurtanal Palu dan kompas geologi Komparator klasifikasi batuan beku, sedimen dan metamorf Loupe dengan pembesaran 10 x, pita ukur atau roll meter Larutan asam klorida (HCl) Kantong untuk conto batuan Tas untuk conto batuan Alat tulis menulis Kamera foto dan roll film Perlengkapan pribadi lainnya. 2. Alat dan bahan yang digunakan dalam analisis laboratorium terdiri dari : Mikroskop polarisasi untuk analisis petrografi Kamera foto mikroskop palarisasi Roll film Sayatan tipis batuan Mikroskop binokuler Ayakan Alat tulis menulis I.9 Peneliti Terdahulu Beberapa ahli geologi telah mengadakan penelitian geologi yang sifatnya regional, pada daerah penelitian dan sekitarnya, yaitu : Rab Sukamto (1975), penelitian pulau Sulawesi dan pulau-pulau yang ada disekitarnya dan

membagi kedalam tiga mandala geologi, dalam hal ini daerah penelitian termasuk dalam Mandala Sulawesi Timur. Rab Sukamto (1975), penelitian perkembangan tektonik sulawesi dan sekitarnya yang merupakan sintesis yang berdasarkan tektonik lempeng. Sartono Astadireja (1981), mengadakan penelitian geologi Kuarter Sulawesi Selatan dan Tenggara. Rab Sukamto dan Simanjuntak (1983), penelitian terhadap hubungan tektonik ketiga Mandala Geologi Sulawesi yang ditinjau dari aspek sedimentologinya. E. Rusmana, Sukido, D. Sukarna, E Haryanto dan T.O. Simanjuntak (1993), Memetakan daerah penelitian dalam Geologi Lembar Lasusua-Kendari, Sulawesi dengan sekala 1 : 250.000. BAB II GEOMORFOLOGI II.1 Geomorfologi Regional Secara regional daerah penelitian termasuk dalam lembar peta Lasusua Kendari yang terletak pada lengan tenggara Pulau Sulawesi. Morfologi lembar Lasusua Kendari dapat dibedakan menjadi empat satuan yaitu pegunungan, perbukitan, kras dan dataran rendah (Rusmana, dkk, 1993). Pegunungan menempati bagian tengah dan barat lembar, perbukitan terdapat pada bagian barat dan timur, morfologi kras terdapat di PegununganMatarombeo dan di bagian hulu Sungai Waimenda serta Pulau Labengke. Daerah penelitian terdapat pada morfologi perbukitan dan dataran rendah. Satuan perbukitan ini umumnya tersusun oleh batuan sedimen dengan ketinggian berkisar 75 750 meter diatas permukaan laut. Puncak yang terdapat pada satuan perbukitan adalah Gunung Meluhu (517 meter) dan beberapa puncak lainnya yang tidak memiliki nama, sungai di daerah ini umumnya berpola aliran meranting (dendritik). Dataran rendah terdapat didaerah pantai dan sepanjang aliran sungai besar dan muaranya, seperti Aalaa Kokapi, Aalaa Konaweha dan Aalaa Lasolo. II.1.1. Geomorfologi Daerah Penelitian Geomorfologi didefinisikan sebagai ilmu yang mempelajari bentangalam dan proses-proses yang membentuk bentangalam. Pembentukan bentangalam dari suatu daerah merupakan hasil akhir dari proses geomorfologi yang disebabkan oleh gaya endogen dan eksogen. Bentangalam tersebut mempunyai bentuk yang bervariasi dan dapat diklasifikasikan berdasarkan faktor-faktor tertentu antara lain proses, stadia, jenis litologi penyusun serta pengaruh struktur geologi atau tektonik yang bekerja (Thornbury, 1969). Pembagian satuan geomorfologi pada suatu daerah penelitian, perlu dilakukan metode pendekatan yang terdiri atas pendekatan parametris, bentuk dan genetik (Hindartan dan Handayana, 1994). Pendekatan parametris didasarkan atas unsur-unsur geomorfologi yang besarnya dapat diukur secara kuantitatif meliputi luas, beda tinggi, dan besar persentase kemiringan lereng yang selanjutnya mengacu pada klasifikasi relief yang dikemukakan oleh (van Zuidam,1983 dalam Hindartan dan Handayana, 1994). Seperti yang terlihat pada tabel 2.1.

Tabel 1 Klasifikasi relief menurut (van Zuidam, 1983 dalam Hindartan dan Handayana, 1994). SATUAN RELIEF SUDUT LERENG (%) BEDA TINGGI (M) Datar atau hampir datar 0 -2 140 > 1000 Berdasarkan hal-hal tersebut di atas, maka daerah penelitian dapat dibagi ke dalam 3 (tiga) satuan geomorfologi, yaitu : 1. Satuan Perbukitan Denudasional 2. Satuan Pedataran Fluvial 3. Satuan Pedataran Pantai 1. Satuan Perbukitan Denudasional Satuan ini menempati 83% atau sekitar 71,02 km2 dari luas keseluruhan daerah penelitian, terletak pada bagian barat dengan arah penyebaran relatif utara-selatan, meliputi Daerah Pasiambu, Lalembo, Sawa, Pekapoa, Matabubu dan Tondowatu. Bentuk morfologi permukaan dari satuan ini adalah perbukitan dengan besar persentase kemiringan lereng antara 14% 20% dan berada pada ketinggian 50 m 200 m di atas permukaan laut. Morfologi ini dicirikan oleh proses denudasi, berupa proses pelapukan, erosi dan gerakan tanah. Proses pelapukan dan erosi yang bekerja sangat kuat, dimana pengaruh erosi vertikal masih lebih dominan dibandingkan dengan erosi lateral. Hal ini dicirikan dengan keadaan lembah ralatif curam dan disepanjang lereng banyaknya dijumpai erosi alur berupa rill dan gully, bentuk penampang hulu sungai pada umumnya menyerupai V dan pada hilir sungai membentuk U serta bentuk dari puncak bukit relatif membulat juga dijumpai adanya bukitbukit sisa. 2. Satuan Pedataran Fluvial Satuan geomorfologi ini menempati 5% atau sekitar 4,28 km2 dari keseluruhan luas daerah penelitian dan terletak pada bagian timur dengan penyebaran relatif timur-barat. Satuan ini dijumpai pada Aalaa Kokapi. Kenampakan morfologi permukaan dari satuan ini adalah pedataran dengan persentase kemiringan lereng 0% 2% dan berada pada ketinggian ratarata kurang dari 5 m. Proses yang dominan bekerja didominasi oleh proses sedimentasi, hal ini dicirikan dengan pengendapan material-material yang berukuran lempung hingga kerakal di sepanjang sungai yang merupakan material hasil angkutan sungai. Pengendapan pada sungai utama mempunyai bentuk endapan berupa channel bar, point bar dan alluvial plain dengan bentuk penampang sungai menyerupai huruf U. Bentuk penampang horisontal lebih besar dibandingkan dengan penampang vertikal sungai induk dengan gradien sungai yang relatif kecil. 3. Satuan Pedataran Pantai Satuan geomorfologi ini terletak pada bagian utara dan menempati 10% atau sekitar 8, 57 km2 dari keseluruhan luas daerah penelitian dengan arah penyebaran relatif memanjang timur barat meliputi Daerah Matanggonawe. Satuan ini merupakan daerah yang relatif datar dengan persentase kelerengan kurang dari 2% dan berada pada ketinggian rata-rata kurang dari 5 meter. Proses dan aktifitas yang dominan berupa sedimentasi membentuk endapan pantai. II.2 Stratigrafi Regional

Berdasarkan himpunan batuan dan pencirinya, Daerah Lasusua Kendari dapat dibedakan dalam dua lajur geologi yaitu Lajur Tinondo dan Lajur Hialu. Lajur Tinondo dicirikan oleh batuan endapan paparan benua, dan Lajur Hialu oleh endapan kerak samudra/ofiolit (Rusmana, dkk, 1993). Secara garis besar kedua mandala ini dibatasi oleh Sesar . Daerah penelitian termasuk dalam stratigrafi regional Daerah Lasusua Kendari pada Lajur Tinondo. Batuan yang terdapat di Lajur Tinondo yang dijumpai pada daerah penelitian adalah Formasi Meluhu (TR JM ) yang berumur Trias Tengah sampai Jura, secara tak selaras menindih batuan malihan Paleozoikum ( batuan alas Lajur Tinondo ). Formasi ini terdiri dari batupasir kuarsa yang termalihkan lemah dan kuarsit, setempat bersisipan dengan serpih hitam dan batugamping, mengandung Halobia sp dan Daonella sp serta batusabak pada bagian bawah. Batupasir berwarna kelabu sampai kelabu muda dan kekuningan, sangat kompak, berbutir halus sampai sedang, menyudut tanggung, terpilah baik hingga sedang, tersemenkan oleh silika, sebagian termalihkan lemah, berlapis baik dengan tebal lapisan antara 10 60 cm, dan setempat mencapai 1 m atau lebih. Batugamping umumnya berwarna kelabu hingga kehitaman, berbutir halus, setempat terhablur, banyak dijumpai urat kalsit berukuran halus, pejal, tebal perlapisan berkisar dari beberapa sentimeter sampai 60 cm. Setempat batugamping ini mengandung fosil Halobia sp dan Daonella sp. Batulanau berwarna kelabu hingga kehitaman, terjadi perselingan dengan batupasir, dengan tebal lapisan beberapa sentimeter. Pada zaman yang sama terendapkan Formasi Tokala (TR Jt ) terdiri dari batugamping berlapis dan serpih bersisipan batupasir. Hubungannya dengan Formasi Meluhu adalah menjemari. Tabel 2. Hubungan stratigrafi regional dengan stratigrafi daerah penelitian UMUR Rusmana, dkk, 1993 Antriani, 2001 KENOZOIKUM NEOGEN KUARTER HOLOSEN ALUVIUM TERUMBU KORAL ENDAPAN ALUVIAL PLISTOSEN ATAS FORMASI ALANGGA BAWAH PLIOSEN ATAS TENGAH BAWAH FORMASI PANDUA MIOSEN ATAS TENGAH FORMASI SALODIK BAWAH PALEOGEN OLIGOSEN EOSEN PALEOSEN MEZOSOIKUM KAPUR ATAS FORMASI MATANO TENGAH BATUAN OFIOLIT SATUAN PIROKSENIT BAWAH JURA ATAS TENGAH BAWAH

TRIAS ATAS BATUAN TEROBOSAN FORMASI MELUHU BTPSR BTGMP TENGAH BAWAH PALEOZOIKUM PEREM PUALAM PALEOZOIKUM KARBON BATUAN MALIHAN PALEOZOIKUM Sekala tidak sebenarnya Pada Lajur Tinondo juga ditemukan batuan ofiolit yang merupakan pecahan dari Lajur Hialu. Batuan ofiolit (Ku) terdiri dari peridotit, piroksenit, hasburgit, dunit dan serpentinit. Piroksenit berwarna hitam kehijauan, kecoklatan, berbutir sedang sampai kasar, fanerik, hablur penuh, tersusun oleh mineral piroksin dan olivin, dan sedikit feldspar. Batuan ofiolit ini tertindih tak selaras oleh formasi Matano yang berumur Kapur Akhir. Sehingga umur batuan ini diduga lebih tua dari Kapur Akhir (?). Batuan sedimen tipe molasa berumur Miosen Akhir Pliosen Awal membentuk formasi yang lebih tua, baik di Lajur Tinondo maupun di Lajur Hialu. Pada Kala Plistosen Akhir terbentuk batugamping terumbu (Q1) dan formasi Alangga (Qpa). Batuan termuda di daerah Kendari Lasusua ialah Aluvium (Qa) yang terdiri dari endapan sungai, rawa, dan pantai. II.2.1. Stratigrafi Daerah Penelitian Stratigrafi daerah penelitian secara umum tersusun atas batuan sedimen, batuan beku, dan material-material berupa endapan sungai, rawa dan pantai. Pengelompokan dan panamaan satuan batuan pada daerah penelitian didasarkan atas litostratigrafi tak resmi yang bersendikan pada ciri litologi yang teramati di lapangan dan dapat terpetakan pada sekala 1 : 25.000, maka pengelompokan dan penamaan satuan batuan dilakukan dengan melihat litologi, dominasi batuan, posisi stratigrafi, dan posisi sentuhan antara satuan batuan yang satu dengan lainnya (Sandi Stratigrafi Indonesia, 1996). Berdasarkan hal tersebut di atas, maka satuan batuan yang terdapat pada daerah penelitian dapat dibagi menjadi 4 ( empat ) satuan batuan yang secara berurutan tersebut di bawah ini, dari satuan yang termuda sebagai berikut : 1. Satuan aluvial 2. Satuan piroksenit 3. Satuan batupasir dan satuan batugamping Uraian, hubungan dan pemerian singkat tiap satuan batuan dapat dilihat pada kolom stratigrafi daerah penelitian. Penguraian tiap-tiap satuan batuan akan dimulai dari satuan yang tertua hingga yang termuda. 1. Satuan Batupasir Penamaan dari satuan batuan didasarkan pada ciri litologi dan dominasi penyusun utama satuan ini, yaitu batupasir. Pada bagian tengah dari satuan ini dijumpai perselingan antara batupasir dan batulanau serta sisipan batugamping pasiran Hubungan stratigrafi antara satuan batupasir dengan satuan batuan yang berumur lebih tua tidak diketahui, karena tidak tersingkap pada daerah penelitian.

2. Satuan Batugamping Penamaan dari satuan batuan didasarkan pada ciri litologi, dominasi batuan penyusun, analisis yang dilakukan secara megaskopis dan mikroskopis, maka batuan ini dinamakan satuan batugamping. 3. Satuan Piroksenit Penamaan dari satuan batuan ini didasarkan pada ciri litologi, dan dominasi batuan penyusun yang dilakukan secara megaskopis dan mikroskopis, maka satuan ini dinamakan satuan piroksenit. 4. Satuan Aluvial Penamaan satuan didasarkan pada ciri-ciri fisik material, meliputi jenis endapan dan ukuran butir yang langsung dilakukan di lapangan. Satuan ini menempati sekitar 15% dari seluruh luas daerah penelitian atau sekitar 12,83 km2. Penyebaran dari endapan aluvial relatif berarah utara-timurlaut selatan-baratdaya pada Aalaa Kokapi . Ketebalan dari endapan ini berdasarkan hasil pengukuran langsung di lapangan pada Aalaa Kokapi yaitu (2 4)m. Material penyusun dari endapan aluvial, berukuran lempung hingga pasir merupakan hasil rombakan dari batuan yang telah terbentuk lebih dahulu yang mengalami proses pelapukan dan tertransportasi membentuk endapan sungai, rawa dan pantai. Bentuk endapan sungai berupa flood plain, point bar dan channel bar. Material penyusun dari endapan ini terdiri dari material lepas hasil rombakan dari batupasir dan batugamping yang berukuran lempung hingga pasir. Endapan rawa tersusun oleh material lempung hingga pasir. Endapan pantai terbentuk dari transportasi material pada muara sungai dan rombakan yang diakibatkan oleh arus dan gelombang, berukuran lempung hingga pasir terendapkan di daerah pesisir pantai. II.3. STRUKTUR GEOLOGI Struktur geologi yang dijumpai, pada Lembar Lasusua Kendari adalah sesar, lipatan dan kekar. Sesar dan kelurusannya, relatif berarah baratlaut tenggara searah dengan Sesar Lasolo. Sesar Lasolo berupa sesar geser mengiri yang diduga masih giat hingga sekarang. Sesar tersebut ada kaitannya, dengan Sesar Sorong yang giat kembali pada Kala Oligosen (Simanjuntak, dkk, 1983). Sesar naik ditemukan di Daerah Wawo sebelah barat Tampakura dan di Tanjung Labuandala sebelah selatan Sesar Lasolo yaitu beranjaknya batuan ofiolit keatas batuan malihan Mekongga, Formasi Meluhu dan Formasi Matano. Jenis sesar lain yang dijumpai adalah sesar bongkah. Sesar Lasolo berarah baratlaut tenggara, membagi Lembar Lasusua Kendari, menjadi dua bagian. Sebelah timurlaut sesar disebut Lajur Hialu, dicirikan dengan batuan asal kerak samudera dan sebelah baratdaya sesar disebut Lajur Tinondo, dicirikan dengan batuan asal paparan benua. Pada Kala Miosen Tengah Lajur Hialu terdorong oleh benua kecil Banggai-Sula, yang bergerak ke arah barat, yang menyebabkan terseserkannya Lajur Hialu di atas Lajur Tinondo, yang kemudian diikuti oleh sesar bongkah. Jenis lipatan berupa lipatan antiklin, setempat di jumpai lipatan rebah dan lipatan sinklin. Kekar terdapat pada semua jenis batuan, pada batugamping kekar ini tampak teratur, membentuk kelurusan. Kekar pada batuan beku umumnya, menunjukkan arah tak beraturan. Pada Kala Miosen Akhir sampai Pliosen pengangkatan kembali berlangsung, dimana pada pantai timur dan tenggara lembar dicirikan dengan undak-undak pantai dan sungai serta pertumbuhan koral. II.3.1 Struktur Geologi Daerah Penelitian

Struktur geologi daerah penelitian, ditentukan secara langsung, berdasarkan data-data struktur geologi yang dijumpai di lapangan. Data-data tersebut baik berupa data primer, maupun sekunder yang dipadukan dengan data hasil interpretasi peta topografi. Data-data primer berupa bidang sesar, gores garis, lineasi, breksi sesar, lipatan seret, kekar, mineralisasi, zona hancuran, penggerusan pada batuan dan lipatan. Sedangkan data sekunder berupa mataair, pembelokan sungai dan interpretasi dari peta topografi. Berdasarkan hal tersebut, maka jenis struktur yang berkembang pada daerah penelitian terdiri atas : 1. Struktur Perlipatan Struktur ini berkembang pada batuan sedimen yang diperlihatkan oleh arah jurus relatif berarah timurlaut-timur dengan kemiringan 21o 39o. Berdasarkan kedudukan batuan tersebut yang memperlihatkan perlapisan miring dalam satu arah dengan besar kemiringan relatif seragam, maka jenis lipatan yang berkembang secara umum pada daerah penelitian adalah lipatan homoklin. 2. Struktur Kekar 3. Struktur Sesar Penentuan struktur sesar yang berkembang pada daerah penelitian dilakukan berdasarkan pada interpretasi peta topografi dan keterdapatan data di lapangan berupa bidang sesar, breksi sesar, milonit, drag fold, perubahan kedudukan batuan dan penjajaran mataair. A. Sesar Normal Kokapi Sesar Normal Kokapi terletak pada bagian tengah daerah penelitian, yang relatif memanjang timur barat. Jalur sesar ini melewati Aalaa Kokapi. B. Sesar Geser Bite-bite Sesar geser Bite-bite terletak pada bagian barat daerah penelitian relatif memanjang utaratimurlaut selatan-baratdaya, melewati Aalaa Bite-bite. II.3.2. Umur dan Mekanisme Pola Struktur Geologi Daerah Penelitian Penentuan umur pembentukan struktur geologi daerah penelitian didasarkan pada umur relatif batuan dan mengalami struktur regional yang berkembang pada daerah penelitian. Sedangkan penentuan mekanisme struktur geologi didasarkan pada hasil analisis lipatan, kekar dan analisis sesar. II.3.3. Umur Pembentukan Struktur Geologi Pada Daerah Penelitian Umur pembentukan struktur geologi daerah penelitian berkaitan dengan kegiatan tektonik yang terjadi secara regional, diawali dengan terbentuknya Sesar Geser Lasolo, yang berarah relatif baratlaut tenggara. Sesar ini membagi dua lajur batuan yaitu Lajur Hialu, dicirikan batuan kerak samudera dan Lajur Tinondo, umumnya dicirikan batuan paparan benua. Sesar tersebut diduga ada kaitannya, dengan Sesar Sorong yang aktif kembali pada Kala Oligosen (Simanjuntak, dkk, 1983, dalam Rusmana, dkk., 1993). Pada Kala Miosen Tengah, Lajur Hialu yang berada pada sebelah timurlaut daerah penelitian, terdorong oleh benua kecil Banggai-Sula yang bergerak ke arah barat. Hal ini menyebabkan tersesarkannya Lajur Hialu ke atas Lajur Tinondo, yang mengangkat batuan kerak samudera di atas kontinen (obduction), dengan arah gaya relatif berarah baratdaya timurlaut secara regional, diikuti oleh sesar bongkah. Berdasarkan hal tersebut, secara lokal pada daerah penelitian membentuk Sesar Normal Kokapi pada satuan batupasir, maka dapat disimpulkan umur dari struktur geologi periode

pertama, pada daerah penelitian yaitu pada Kala Miosen Tengah. Pada Kala Miosen Akhir sampai Pliosen pengangkatan kembali berlangsung yang berkaitan dengan Sesar Geser Lasolo dengan arah gaya relatif berarah baratlaut tenggara. Hal ini menyebabkan perkembangan tegasan utama maksimum periode kedua yang berlanjut terus hingga terbentuknya Sesar Geser Bite-bite yang memotong Sesar Normal Kokapi, maka dapat disimpulkan umur pembentukan struktur geologi periode kedua yaitu pada Kala Miosen Akhir hingga Pliosen. II.3.4. Mekanisme Pembentukan Struktur Geologi Daerah Penelitian Penafsiran mekanisme pembentukan struktur geologi, dalam menentukan pola struktur geologi yang berkembang pada daerah penelitian, erat kaitannya dengan struktur geologi regional, sebagai pola pembentuk utama. Selanjutnya dibandingkan, dengan hasil analisis arah tegasan utama yang dipadukan dengan teori Harding, 1974 . Berdasarkan pada pola struktur geologi regional, hasil analisis lipatan dan kekar, maka pada daerah penelitian struktur geologi terbentuk dalam dua periode dengan umur pembentukan yang berbeda. Pada periode pertama pembentukan struktur geologi, daerah penelitian yang berumur Miosen Tengah didasarkan pada pola struktur geologi regional dan hasil analisis lipatan dan kekar, dengan arah umum gaya kompresi relatif berarah timurmanenggara barat-baratlaut. Diawali dengan pembentukan lipatan dengan arah sumbu lipatan relatif berarah selatan-baratdaya atau relatif tegak lurus dengan arah gaya tegasan utama dan kekar. Imbasan dari gaya tersebut membentuk regangan yang relatif berarah utara-timurlaut selatan-baratdaya, menyebabkan terbentuknya kekar tarik yang kemudian mengalami pergeseran membentuk Sesar Normal Kokapi. Pembentukan struktur geologi periode kedua, pada daerah penelitian terbentuk akibat pengaruh struktur geologi periode sebelumnya. Penentuan arah gaya, berdasarkan pada pola struktur geologi regional, hasil analisis lipatan dan kekar, dimana terjadinya perubahan arah gaya kompresi yang berarah relative Utara- timurlaut dan selatan-baratdaya, diawali dengan pembentukan lipatan dan kekar. Akibat dari gaya yang bekerja menyebabkan terjadinya sesar, membentuk Sesar Geser Bite-Bite. Gambar 2. Peta Pergerakan Struktur pada Pulau Sulawesi II.4. Teori Ringkas Sesar merupakan suatu bidang rekahan atau zona rekahan yang telah mengalami pergerakan relatif satu blok dengan blok yang lainnya (Billing,s, 1957). Gejala utama dalam sesar adalah adanya pergerakan diferensial pada arah yang sejajar dengan bidang rekahan. Panjang sesar berkisar dari beberapa inci hingga ratusan mil, sedang pergerakan yang terjadi hanya beberapa millimeter hingga beberapa puluh kilometer. Macam keterakan berdasarkan gaya pembentukannya ada dua macam, yaitu Irrotational Strain (Pure Shear) dan Rotational Strain (Simple Shear). Pure shear disebabkan oleh tegasan tekanan atau tegasan tarikan sedangkan tegasan gerus akan menyebabkan Simple shear (gambar 7.1) seperti model yang dikemukakan oleh (Harding, 1974). Pada prinsipnya Pure Shear akan membentuk Simple Shear dan Simple Shear akan membentuk Pure Shear yang lainnya, demikian seterusnya. Unsur-unsur / istilah umum yang sering digunakan dalam sesar (Gambar 7.2), sebagai berikut : Bidang sesar (fault Plane), yaitu suatu bidang sepanjang rekahan dalam batuan yang tersesarkan.

Dip sesar yaitu sudut antara bidang sesar dengan bidang horisontal dan diukur tegak lurus jurus sesar. Hade, yaitu sudut antara garis vertikal dengan bidang sesar, dan merupakan penyiku dari dip sesar. Throw, yaitu komponen vertikal dari slip/separation, diukur dari bidang sesar vertikal yang tegak lurus jurus sesar. Heave, yaitu komponen dari slip/separation, diukur pada bidang vertikal yang tegak lurus jurus sesar. Hanging wall dan foot wall, yaitu blok yang terletak diatas bidang sesar dan di bawah bidang sesar. Slip adalah pergeseran relatif pada sesar, diukur dari blok satu ke blok yang -lainnya, merupakan pergeseran titik-titik yang sebelumnya berimpit. Total pergerakan relatifnya disebut net-slip. Pengelompokan atau klasifikasi sesar dapat dibagi berdasarkan tipe gerakannya (Spencer, 1977), berdasarkan orientasi pola tegasan utama (Anderson,1955) dan berdasarkan besarnya rake dari net slip (Billings, 1957) serta kombinasi dip fault dengan pitch dari net slip (Rickard, 1972). Rickard (1972), mengkombinasikan dip fault dengan pitch dari net slip yang dibuat pada diagram segitiga yang kemudian penamaannya ditunjukkan pada skema grafik klasifikasi (gambar 7.3). Proyeksi stereografi merupakan proyeksi yang didasarkan pada perpotongan suatu bidang/garis dalam suatu bidang proyeksi yang berupa bidang permukaan (horisontal) yang melalui pusat sebuah bola. Bidang proyeksi ini berbentuk suatu lingkaran yang kemudian disebut sebagai lingkaran primitif. Lingkaran pimitif merupakan proyeksi struktur bidang yang kedudukannya horisontal (dip = 0o), maka penentuan bidang-bidang yang berkedudukan miring, pada Wulff Net dan scmhid Net, 0o dimulai dari lingkaran primitif dan 90o terletak pada pusat lingkaran (gambar 7.4). Untuk struktur bidang miring yang dip-nya 0o 90o proyeksinya akan berbentuk busur dari suatu lingkaran yang jari-jarinya selalu lebih besar dari jari-jari lingkaran primitifnya, oleh karena itu busur lingkaran ini disebut lingkaran besar atau stereogram dari bidang yang bersangkutan. Untuk struktur bidang yang kedudukannya vertikal maka proyeksinya akan berupa garis lurus yang melalui pusat lingkaran primitif. Selain lingkaran primitif dan lingkaran besar, pada stereonet juga terdapat lingkaran kecil. Lingkaran kecil ini merupakan perpotongan antara bidang permukaan bola (bidang proyeksi dengan bidang yang tidak melalui pusat bola). Bila arah utara-selatan merupakan tempat kedudukan pusat lingkaran kecil dengan jari-jari yang berbeda dan lingkaran kecil bagian bawah bola diproyeksikan ke titik zenith, maka akan menghasilkan garis-garis lengkung (busur) lingkaran kecil. Lingkaran-lingkaran kecil ini pada titik-titik perpotongannya dengan lingkaran primitif berfungsi untuk memplot arah jurus suatu bidang atau bearing suatu garis, menentukan besar sudut pitch/rake suatu struktur garis pada bidang tertentu. II.5. Dasar Analisis Struktur Sesar Analisis sesar dilakukan dengan pendekatan sebagai berikut : a. Pengamatan dan analisis struktur-struktur diluar jalus sesar b. Pengamatan dan analisis struktur-struktur didalam atau pada jalur sesar. II.5.1 Analisis di Luar Jalur Sesar

Analisis diluar jalur sesar berarti dilakukan berdasarkan kekar-kekar yang terdapat pada keseluruhan daerah penelitian. Kekar ini dapat terbentuk sebelum atau pada saat pembentukan sesar yang dapat membantu dalam menganalisis pola tegasan dan dapat dikenal sebagai kekar orde pertama. Data yang dipakai tidak hanya kekar, juga sesar lainnya yang dapat diamati dari peta topografi. II.5.2 Analisis di Dalam Jalur Sesar Cara pendekatan lain untuk menganalisis sesar adalah dengan melakukan semua analisis indikasi sesar yang terdapat dalam jalus sesar. Analisis ini akan menghasilkan data-dada deskriptif tentang unsur-unsur sesar dan indikasi sesarnya antara lain kedudukan bidang sesar, orientasi gores garis dan arah pergerakannya (kekiri/kekanan, turun/naik). Analisis didalam jalur sesar berdasarkan indikasi sesar yang dijumpai dapat dibedakan menjadi analisis langsung dan tak langsung : Analisis sesar secara langsung adalah bila indikasi sesar yang dijumpai meliputi bidang sesar, gores-garis dan drag fold, maka penamaan sesar dapat dilakukan langsung dilapangan. Analisis sesar secara tak langsung adalah bila data-data indikasi sesar, belum dapat memastikan kedudukan bidang sesar dan orientasi gores-garis net slip. Maka melalui pengamatan statistik dengan menggunakan metode stereografi, kita dapat menetukan kinematiknya. Indikasi sesar tersebut antara lain, orientasi umum/lineasi sumbu panjang breksi sesar, shear dan gash fracture, dan lipatan minor. BAB III METODE DAN TAHAPAN PENELITIAN III.1 Metode Penelitian Metode yang digunakan dalam menganalisis indikasi sesar sesar adalah metode stereografis yaitu dengan pengambilan data indikasi sesar yang terdapat dijalur sesar (lipatan minor, kekar dan bidang sesar). Data tersebut diatas diproyeksikan dengan menggunakan metode proyeksi stereografi, untuk menentukan data-data deskriptif tentang unsur-unsur sesar seperti orientasi lineasi net slip dan arah pergerakannya apakah kekiri/kekanan, turun/naik. III.2 Tahapan Penelitian Adapun tahapan pelaksanaan pekerjaan yaitu : 1) Tahap persiapan 2) Tahap penelitian lapangan 3) Tahap pengolahan data. 4) Tahap pembuatan laporan Adapun uraian masing-masing tahap pekerjaan yaitu : 1. Tahap persiapan. Tahap persiapan ini dilakukan sebelum penelitian lapangan untuk menunjang kelancaran dalam melakukan penelitian. Adapun kegiatan yang dilakukan adalah sebagai berikut : a. Studi literatur tentang geologi regional daerah penelitian dan beberapa laporan peneliti terdahulu serta literatur yang berhubungan dengan batasan masalah penelitian. Dengan

demikian diharapkan dapat memberikan gambaran umum tentang kondisi geologi sehingga permasalahan-permasalahan yang dijumpai di lapangan maupun dalam pengolahan data dapat terpecahkan berdasarkan teori-teori dan hasil penelitian terdahulu. b. Pengadaan peta dasar dan interpretasi peta topografi daerah penelitian untuk mendapatkan gambaran tentang kondisi topografi daerah penelitian. c. Pengadaan perlengkapan, perincian biaya dan jadwal rencana kegiatan agar penelitian yang dilakukan dapat berjalan lancar dan sistematis. d. Administrasi yang meliputi pengajuan proposal penelitian, pengurusan surat izin penelitian dan kelengkapan administrasi lain. 2. Tahap penelitian lapangan Pada tahap penelitian lapangan dibagi kedalam beberapa bagian, yaitu pemetaan pendahuluan, pemetaan detail dan pengecekan lapangan. Pemetaan pendahuluan bertujuan untuk mengetahui gambaran geologi secara umum dan keadaan medan untuk memudahkan dalam penentuan lintasan yang cocok, sehingga data yang diperoleh lebih akurat serta pelaksanaan penelitian lebih efektif dan efisien. Pemetaan detail dilakukan dengan pengambilan data selengkap-lengkapnya dengan melintasi daerah-daerah yang mungkin dapat dijumpai singkapan batuan, seperti di sungai, pinggir jalan, lereng bukit, punggungan bukit, tebing-tebing dan bekas-bekas galian. Pengecekan lapangan dilakukan dengan melintasi kembali daerah-daerah yang dianggap perlu untuk melengkapi data yang masih kurang atau mengadakan lintasan tambahan jika dianggap perlu. Secara teknis pada setiap lokasi pengamatan dilakukan pencatatan, pengumpulan data dan pengukuran pada gejala-gejala geologi, berupa : a. Kondisi singkapan, baik fisik bidang kontaknya maupun hubungannya dengan singkapan batuan lainnya. b. Keadaan unsur-unsur struktur geologi serta gejala-gejala tektonik dan sedimentasi pada batuan. c. Pengamatan kondisi fisik batuan yang dapat diamati langsung dilapangan, seperti warna, tekstur, komposisi, dan strukturnya. d. Pengambilan conto batuan untuk analisis laboratorium. e. Pengamatan kondisi geomorfologi. f. Pengamatan terhadap potensi bahan galian. g. Pengamatan terhadap jenis-jenis soil serta vegetasi disekitar singkapan. h. Pengambilan dokumentasi, baik berupa sketsa maupun foto. 3. Tahap pengolahan data Tahap analisis laboratorium bertujuan menganalisis data-data yang diperoleh dari tahapan penelitian lapangan, meliputi beberapa analisis yaitu : a. Analisis geomorfologi, dilakukan untuk mengelompokkan satuan-satuan bentangalam, menentukan jenis dan pola pengaliran sungai, serta stadia daerah penelitian berdasarkan datadata geomorfologi. b. Analisis petrografi, dimaksudkan untuk mengamati kenampakan mikroskopis batuan pada sayatan tipis dalam menentukan jenis, ukuran, tekstur, struktur batuan, komposisi dan persentase mineral penyusun batuan. Sehingga dapat ditentukan nama batuan secara petrografis. c. Analisis mikropaleontologi, dimaksudkan untuk mengidentifikasi fosil yang ada pada batuan dalam penentuan umur dan lingkungan pengendapan dari batuan tersebut. d. Analisis struktur geologi dilakukan untuk mengetahui jenis struktur yang bekerja, sehingga dapat menentukan umur dan mekanisme struktur pada daerah penelitian.

4. Tahap analisa dan pembuatan laporan Dalam tahapan ini dilakukan analisa terhadap semua data yang diperoleh selama penelitian berlangsung baik data primer maupun data sekunder yang kemudian dirangkum dalam satu bentuk laporan akhir. Sedangkan tahapan yang dilakukan dalam menganalisis data tersebut, adalah sebagai berikut : a. Memplot data kekar dan lipatan pada schmid net. 1. Menggambarkan jurusnya pada lingkaran besar (lingkaran primitf), dengan menggunakan schmid net sesuai harga jurusnya yang dilakukan secara terpisah. 2. Memutar kalkir hingga jurus tersebut berhimpit dengan garis N S dan gambarkan besar dip yang diukur pada lingkaran kecil, dimana 0o pada lingkaran primitif (E) dan 90o dipusat lingkaran. 3. Memutar kembali kalkir hingga N kalkir berhimpit dengan N stereonet, maka akan nampak stereogram dengan bidang N o E /o. b. Untuk mendapatkan persentase dari data tersebut, digunakan kalsbeek counting net dengan cara : 1. Menghimpitkan kalsbeek counting net dan N kalkir dari hasil penggambaran pada schmid net serta N kalkir kalsbeek counting net. 2. Menghitung besar persentase dari garis jurus yang tergambar pada tiap-tiap jaring penghitung kalsbeek. 3. Tentukan orientasi umum dari hasil perhitungan persentase tersebut. c. Setelah mendapatkan orientasi umum penggambaran dilanjutkan dengan menggunakan wulff net dengan cara sebagai berikut : 1. Memplot titik-titik tersebut dan himpitkan pada arah E W stereonet, setelah titik tersebut berhimpit hitung 90o ke arah pusat lingkaran, gambarkan struktur bidang tersebut pada lingkaran besar. 2. Setelah melakukan langkah-langkat tersebut di atas dan mendapatkan orientasi umum dari kekar dan bidang sumbu lipatan, maka diplot dalam dalam satu proyeksi. Bidang perpotongannya adalah (s2), yang dijadikan kutub untuk membuat bidang bantu dengan menghitung 90o ke pusat lingkaran. 3. Perpotongan bidang bantu dengan bidang kekar adalah (s1), dan untuk mendapatkan (s3) hitung 90o pada bidang bantu. 4. Memplot bidang sesar, perpotongan bidang sesar dan bidang bantu adalah net slip sesar. 5. Pitch di hitung pada bidang sesar ke net slip. Berdasarkan besar pitch dan dip sesar maka dapat ditentukan jenis sesar menurut klasifikasi Rickard, 1972. III. 3 Prosedur Kerja Prosedur kerja yang dilakukan dalam menganalisis data tersebut, adalah sebagai berikut : a. Memplot data kekar dan lipatan pada schmid net. 1. Menggambarkan jurusnya pada lingkaran besar (lingkaran primitf), dengan menggunakan schmid net sesuai harga jurusnya. 2. Memutar kalkir hingga jurus tersebut berhimpit dengan garis N S dan gambarkan besar dip yang diukur pada lingkaran kecil, dimana 0o pada lingkaran primitif (E) dan 90o dipusat lingkaran. 3. Memutar kembali kalkir hingga N kalkir berhimpit dengan N strereonet, maka akan nampak stereogram dengan bidang N o E /o. d. Untuk mendapatkan persentase dari data tersebut, digunakan kalsbeek counting net dengan cara : 1. Menghimpitkan kalsbeek counting net dan N kalkir dari hasil penggambaran pada schmid net serta N kalkir kalsbeek counting net.

2. Menghitung besar persentase dari garis jurus yang tergambar pada tiap-tiap jaring penghitung kalsbeek. 3. Tentukan orientasi umum dari hasil perhitungan persentase tersebut. e. Setelah mendapatkan orientasi umum penggambaran dilanjutkan dengan menggunakan wulff net dengan cara sebagai berikut : 1. Memplot titik-titik tersebut dan himpitkan pada arah E W stereonet, setelah titik tersebut berhimpit hitung 90o ke arah pusat lingkaran, gambarkan struktur bidang tersebut pada lingkaran besar. 2. Setelah melakukan langkah-langkat tersebut di atas dan mendapatkan orientasi umum dari kekar dan bidang sumbu lipatan, maka diplot dalam dalam satu proyeksi. Bidang perpotongannya adalah (s2), yang dijadikan kutub untuk membuat bidang bantu dengan menghitung 90o ke pusat lingkaran. 3. Perpotongan bidang bantu dengan bidang kekar adalah (s1), dan untuk mendapatkan (s3) hitung 90o pada bidang bantu. 4. Memplot bidang sesar, perpotongan bidang sesar dan bidang bantu adalah net slip sesar. 5. Pitch di hitung pada bidang sesar ke net slip. Berdasarkan besar pitch dan dip sesar maka dapat ditentukan jenis sesar menerut klasifikasi Rickard, 1972. BAB IV TIME SCHEDULE Terlampir BAB V RENCANA ANGGARAN Terlampir BAB VI PENUTUP Proposal ini dibuat sebagai acuan dalam pelaksanaan untuk mengetahui dan memetakan daerah penelitian. Semoga dengan adanya data-data yang akurat dalam kegiatan ini dapat membantu Pemerintah Daerah untuk memberikan informasi dan gambaran bagi investor yang berminat untuk mengerjakannya, sehingga dapat membuka peluang dan menyerap tenaga kerja dan menambah Pendapatan Asli Daerah ( PAD ) demi terciptanya daerah penelitian sebagai daerah yang strategis dan aman serta mampu bersaing dengan daerah lain dalam menggalakkan pembangunan di daerah ini.

Like this:Like Be the first to like this post. Published in:

Uncategorized

on 22 January 2010 at 4:45 pm Leave a Comment Tags: Ilmu Geologi : Laporan

The URI to TrackBack this entry is: http://one2land.wordpress.com/2010/01/22/penentuanjenis-sesar-berdasarkan-analisis-indikasi-sesar-dengan-metode-stereografis-daerah-sawakecamatan-sawa-kabupaten-kendari-propinsi-sulawesi-tenggara/trackback/ RSS feed for comments on this post.

Leave a Replyguest

Enter your comment here...

GEOMORFOLOGI & HIDROLOGI KARST Arie Purwanto GGM 19.243 (disampaikan dalam Arisan Caving Yogyakarta 11 Agustus 2008) Karst merupakan istilah dalam bahasa Jerman yang diturunkan dari bahasa Slovenia (kras) yang berarti lahan gersang berbatu. Istilah ini di negara asalnya sebenarnya tidak berkaitan dengan batugamping dan proses pelarutan, namun saat ini istilah kras telah diadopsi untuk istilah bentuklahan hasil proses perlarutan. Ford dan Williams (1989) mendefinisikan karst sebagai medan dengan kondisi hidrologi yang khas sebagai akibat dari batuan yang mudah larut dan mempunyai porositas sekunder yang berkembang baik. Karst dicirikan oleh: 1. terdapatnya cekungan tertutup dan atau lembah kering dalam berbagai ukuran dan bentuk, 2. langkanya atau tidak terdapatnya drainase/ sungai permukaan, dan 3. terdapatnya goa dari sistem drainase bawah tanah. Karst tidak hanya terjadi di daerah berbatuan karbonat, tetapi terjadi juga di batuan lain yang mudah larut dan mempunyai porositas sekunder (kekar dan sesar intensif), seperti batuan gipsum dan batugaram. Namun demikian, karena batuan karbonat mempunyai sebaran yang paling luas, karst yang banyak dijumpai adalah karst yang berkembang di batuan karbonat. Oleh karenanya bahsan ini selanjutnya hanya akan menguraikan karst batuan karbonat. Karstifikasi Karstifikasi atau proses pembentukan bentuklahan karst didominasi oleh proses pelarutan. Proses pelaturan batugamping diawali oleh larutnya CO2

di dalam air membentuk H2

CO3

. Larutan H2

CO3

tidak stabil terurai menjadi H-

dan HCO32-

. Ion H-

inilah yang selanjutnya menguraikan CaCO3

menjadi Ca2+

dan HCO32-

Secara ringkas proses pelarutan dirumuskan dengan reaksi sebagai berikut. CaCO3

+H2

O + CO2

Ca2+

+ 2 HCO3

Gambar 1. Gambar Skema proses pelarutan batugamping (Trudgil, 1985) Faktor Karstifikasi Karstifikasi dipengaruhi oleh dua kelompok faktor, faktor pengontrol dan faktor pendorong. Faktor pengontrol menentukan dapat tidaknya proses karstifikasi berlangsung, sendangkan faktor pendorong menentukan kecepatan dan kesempurnaan proses karstifikasi. Faktor Pengontrol 1. Batuan mudah larut, kompak, tebal, dan mempunyai banyak rekahan 2. Curah hujan yang cukup 3. Batuan terekspos di ketinggian yang memungkinkan perkembangan sirkulasi air/drainase secara vertikal.

Faktor pendorong 1. Temperatur 2. Penutupan hutan Batuan yang mengandung CaCO3

tinggi akan mudah larut. Semakin tinggi kandungan CaCO3

, semakin berkembang bentuklahan karst. Kekompakan batuan menentukan kestabilan morfologi karst setelah mengalami pelarutan. Apabila batuan lunak, maka setiap kenampakan karst yang terbentuk seperti karen dan bukit akan cepat hilang karena proses pelarutan itu sendiri maupun proses erosi dan gerak masa batuan, sehingga kenampakan karst tidak dapat berkembang baik. Ketebalan menentukan terbentuknya sikulasi air secara vertikal lebih. Tanpa adanya lapisan yang tebal, sirkulasi air secara vertikal yang merupakan syarat karstifikasi dapat berlangsung. Tanpa adanya sirkulasi vertikal, proses yang terjadi adalah aliran lateral seperti pada sungaisungai permukaan dan cekungan-cekungan tertutup tidak dapat terbentuk. Rekahan batuan merupakan jalan masuknya air membentuk drainase vertikal dan berkembangnya sungai bawah tanah serta pelarutan yang terkonsentrasi. Curah hujan merupakan media pelarut utama dalam proses karstifikasi. Semakin besar curah hujan, semakin besar media pelarut, sehingga tingkat pelarutan yang terjadi di batuan karbonat juga semakin besar. Ketinggian batugamping terekspos di permukaan menentukan sirikulasi/drainase secara vertikal. Walupun batugamping mempunyai lapisan tebal tetapi hanya terekspos beberapa meter di atas muka laut, karstifikasi tidak akan terjadi. Drainase vertikal akan terjadi apabila julat/jarak antara permukaan batugamping dengan muka air tanah atau batuan dasar dari batugamping semakin besar. Semakin tinggi permukaan batugamping terekspose, semakin besar julat antara permukaan batugamping dengan muka air tanah dan semakin baik sirkulasi air secara vertikal, serta semakin intensif proses karstifikasi. Temperatur mendorong proses karstifikasi terutama dalam kaitannya dengan aktivitas organisme. Daerah dengan temperatur hangat seperti di daerah tropis merupakan tempat yang ideal bagi perkembangan organisme yang selanjutnya menghasilkan CO2

dalam tanah yang melimpah.

Temperatur juga menetukan evaporasi, semakin tinggi temperatur semakin besar evaporasi yang pada akhirnya akan menyebabkan rekristalisasi larutan karbonat di permukaan dan dekat permukaan tanah. Adanya rekristalisasi ini akan membuat pengerasan permukaan (case hardening) sehingga bentuklahan karst yang telah terbentuk dapat dipertahankan dari proses denudasi yang lain (erosi dan gerak masa batuan). Kecepatan reaksi sebenarnya lebih besar di daerah temperatur rendah, karena konsentrasi CO2

lebih besar pada temperatur rendah. Namun demikian tingkat pelarutan di daerah tropis lebih tinggi karena ketersediaan air hujan yang melimpah dan aktivitas organisme yang lebih besar.. Penutupan hutan juga merupakan faktor pendorong perkembangan karena hutan yang lebat akan mempunyai kandungan CO2

dalam tanah yang melimpah akibat dari hasil perombakan sisa-sisa organik (dahan, ranting, daun, bangkai binatang) oleh mikro organisme. Semakin besar konsentrasi CO2

dalam air semakin tinggi tingkat daya larut air terhadap batugamping. CO2

di atmosfer tidaklah bervariasi secara signifikan, sehingga variasi proses karstifikasi sangat ditentukan oleh CO2

dari aktivitas organisme.

SpeleogenesisTeori Klasik Perkembangan Karst Teori tentang perkembangan karst pertama menjelaskan bahwa gua berkembang di mintakat (zona) vadose oleh pergerakan air melului rekahan batuan. Tahapan dari pergerakan karst adalah sebagai berikut: Tahap I : Rekahan (bidang perlapisan dan atau struktur) terlarut Tahap II : Sungai bawah tanah mulai terbentuk Tahap III : Sungai mengikis saluran hingga membentuk gua-gua Theori vadose ditentang oleh oleh Davies (1930). Davies berpendapat bahwa tidak mungkin gua terbentuk di mintakat vadose mengingat kenyataannya adalah dalam mintakat vadosee yang terjadi adalah pembentukan ornamen gua yang dalam hal ini adalah proses pengendapan bukan proses pelarutan maupun pengikisan. Dengan argumen ini selanjutnya Davies mengemukaan toeri baru yang dikenal dengan deep phreatic theory. Teori menjelaskan bahwa gua terbentuk di bawah muka air tanah oleh gerakan hidraulik air.

Tahap I : Gua terbentuk jauh di bawah muka freatik Tahap II : Muka freatik turun karena kawasan karst terangkat atau muka air laut turun, sehingga gua berada di mintakat vadose Tahap III : Pembentukan ornamen gua Teori Davies seiring dengan perkembangan ilmu ditentang oleh teori yang mengatakan bahwa air tanah tidak mungkin mampu melarutkan batugamping, karena air tanah pada umumnya telah jenuh. Teori yang kemudian dipercaya adalah water table theory (Seinnerton, 1932) yang menjelaskan bahwa gua terbentuk di dekat muka air tanah (water table). Teori didukung oleh teori baru tentang mixing theory dan kenyataan bahwa sebagian besar gua adalah gua horisontal. Teori Modern Teori modern tentang pembentukan gua tidak memisahkan ketiga teori tersebut. Hasil laboraotorium dan penelitian lapangan modern menunjukkan bahwa gua dapat terbentuk baik, di mintakat vadosee, phreatic, maupun di dekat muka air tanah. Ford dan William (1989) menjelaskan bahwa terdapat empat tipe gua berdasarkan genetiknya yang ditunjukkan pada Gambar 2. Kondisi pertama terbentuk bila frekuensi rekahan sangat jarang dengan batugamping. Berturuturut hingga ke kondisi empat terbentuk bila rekahan batugamping sangat rapat.

Gambar 2. Empat kondisi pembentukan gua (Ford dan Williams, 1989)

Bentuklahan KarstPerkembangan bentuklahan karst sangat bervariasi dari satu tempat ke tempat lain. Variasi tersebut disebabkan oleh faktor-faktor yang mengontrol perkembangannya, seperti batuan, struktur geologi, vegetasi, dan iklim. Faktor-faktor tersebut secara bersamasama menentukan intensitas dan kecepatan karstifikasi. Hasil dari proses karstifikasi tersebut adalah bentuklahan karst. Bentuklahan karst makro Morfologi karst makro di suatu wilayah dapat meliputi beberapa kombinasi dari bentukan negatif berupa dolin, uvala, polje, atau ponor; dan bentukan positif berupa kegel, mogote, atau pinacle (Sweeting, 1972, Trudgil, 1985; White, 1988; dan Ford dan williams, 1996). Dolin dan uvala Dolin merupakan cekungan-cekungan tertutup berbentuk bulat atau lonjong dengan diameter beberapa meter hingga lebih kurang satu kilometer (Ford dan Williams, 1996). Beberapa istilah untuk menyebut dolin di artikel tentang karst meliputi sinkhole, sink, swallow holes, cockpits, blue holes, dan cenote (Blom, 1991). Kemiringan lereng miring hingga terjal bahkan vertikal dengan kedalaman beberapa meter hingga ratusan meter. Menurut genesanya Ford dan Williams (1996) mengklasifikasi dolin menjadi dolin pelarutan (solution), dolin runtuhan (colapse), dan dolin amblesan (subsidence), dan dolin suffosion.

Gambar 3. Empat Klasifikasi Dolin (Ford dan Williams, 1996) Dolin pelarutan terbentuk karena pelarutan terjadi tidak merata, dalam hal ini pelarutan terkonsentrasi di bagian tengah. Terkonsentrasinya pelarutan dapat terjadi karena perbedaan mineralogi batuan atau keberadaan kekar. Selanjutnya Ford dan Williams (1996) membedakan lebih lanjut dolin pelarutan menjadi point recharge doline dan drawdown doline. Point recharge doline terbentuk dengan diawali oleh terbentuknya protocave, sehingga aliran permukaan terkonsentrasi. Dolin runtuhan terbentuk apabila goa atau conduit dekat permukaan runtuh karena tidak kuat menahan atapnya. Dolin tipe ini mempunyai lereng sangat curam. Tiga mekanisme yang membentuk dolin runtuhan menurut Ford dan Williams (1996) adalah a) pelarutan di atas goa sehingga menurunkan kekuatan atap goa; b) pelarutan atap goa dari bawah; dan c) penurunan muka air tanah di atas atap goa. Dolin amblesan terjadi apabila lapisan gamping berada di permukaan sesar atau lipatan, sehingga endapan aluvial yang ada di permukaan terbawa ke bawah melalui celahcelah patahan atau mengikuti struktur lipatan di bawahnya. Dolin suffosion terjadi pada endapan alochton yang mengendap di atas batugamping.

Infiltrasi melalui endapan tersebut membawa material halus ke sistem kekar di bawahnya yang berhubungan dengan goa-goa dalam tanah. Dengan demikian endapaan di atasnya menjadi cekung. Uvala merupakan gabungan dari dolin-dolin (Sweeting, 1972). White (1988)

mengistilahkan uvala sebagai compound sinks. Uvala terbentuk pada perkembangan karst yang lebih lanjut. Bentuk tidak teratur. dengan diamater pada umumnya 500 1000 m dan kedalaman 100 200 m (Sweeting, 1972). Polje Polje berasal dari bahasa Slovenia yang berarti ladang yang dapat ditanami (Sweeting, 1972). Istilah tersebut di daerah tersebut tidak ada kaitannya dengan bentuklahan karst. Namun demikian saat ini istilah polje telah diadopsi dalam terminologi bentuklahan karst. Gams (1978) membuat kriteria untuk polje sebagai berikut: a) berlantai datar, dapat berupa batuan dasar atau sedimen lepas seperti alluvium, b) cekungan tertutup dengan lereng terjal paling tidak pada salah satu sisinya, dan c) mempunyai drainase karst. Gams juga menyatakan bahwa lebar dari lembah datar paling sedikit 400 m, tetapi hal ini masih belum pasti. Cvijic (1893) mengambil 1 km sebagai batas terendah. Kenyataannya, polje mempunyai ukuran yang beragam. Gams selanjutnya mengklasifikasi polje menjadi lima macam, yaitu border polje, piedmont polje, peripheral polje, overflow polje, dan baselevel polje. Ford dan Williams (1996) menyederhanakan menjadi tiga klasifikasi seperti ditunjukkan pada Gambar 4. Gambar 4. Klasifikasi Polje (Ford dan Williams, 1996) Border polje didominasi oleh masukan allogenic. Polje tipe ini berkembang apabila muka air tanah pada batuan nonkarst terlampar hingga batuan karbonat. Struktural polje perkembangannya dikontrol oleh struktur geologi. Dolin tersebut biasanya berasosiasi dengan graben atau cekungan sesar miring dan dengan batuan impermeable di dalamnya. Baselevel polje terbentuk apabila regional muka air tanah memotong muka tanah. Dolin ini pada umumnya berada di bagian bawah (outflow) dari kawasan karst. Bentuklahan karst mikro Morfologi mikro daerah karst dalam literatur dan artikel karst diistilahkan dengan karren

(bahasa Jerman) atau lapies (bahasa Prancis). Dimensi karren bervariasi dari 1 hingga 10 meter, sedangkan mikro karen mempunyai demensi kurang dari 1 cm (Ford dan Williams, 1996). Karren dapat diklasifikasikan menjadi empat kelompok, yaitu bentuk membulat, bentuk memanjang yang terkontrol oleh kekar, bentuk linier yang terkontrol proses hidrolik, dan bentuk poligonal.

a. Bentuk membulat Micropit : ukuran kurang dari 1 cm. Pits : bulat atau lonjong, bentuk tidak teratur, diameter > 1 cm. Pans : bulat atau lonjong dengan bentuk tidak teratur, dasar horisontal berupa batuan dasar atau endapan isian. Heelprints atau Trittkarren : dinding terjal di bagaian ujung, dasar datar, terbuka di bagian bawah, diameter 10 30 cm. Shafts atau well : bagian dasar saling berhubungan membentuk protocave yang mengatus air ke mintakat epikarst. b. Bentuk linier : terkontrol kekar Microfissures : dasar kacip, panjang beberapa cm dengan kedalaman kurang dari 1 cm. Splitkarren : kenampakan pelarutan yang dikontrol oleh kekar, stylolite atau vein. Dasar lancip, panjang bervariasi dari sentimeter hingga beberapa meter, kedalaman beberapa sentimeter. Kedua ujungnya dapat terbuka atau tertutup. Grikes atau Kluftkaren : hasil solusional yang dikontrol oleh kekar mayor atau sesar. Panjang 1 hingga 10 meter. Apabila di bawah tanah disebut cutter. Kumpulan kluftkarren dipisahkan satu dengan lainnya dengan clint. c. Bentuk linier : terkontrol oleh hidrodinamik Microrills : lebar lebih kurang 1 mm. Aliran air terkontrol oleh tenaga kapilar, gravitasi, atau angin. Saluran pelarutan secara gravitatif Rillenkarren : kumpulan saluran mulai dari igir, lebar 1 3 cm. Dipicu oleh air hujan. Bagian bawah menghilang. Solutional runnels : Saluran mengikuti hukum Horton. Berkembang mulai dari sebelah bawah erosi lembar. Pada singkapan batuan dicirikan oleh tepi yang curam (Rinnenkarren), bulat jika tertutup tanah (Rundkarren). Saluran

meluas ke arah bawah. Lebar 3 30 cm, panjang 1 10 m. Pola aliran linier, dendritik, atau sentripetal. Decantation runnels : pelarutan terjadi di bagian atas pada satu titik, ke arah bawah saluran menyempit. Ukuran bervariasi hingga mencapai panjang lebih dari 100 m, seperti wall karren (wandkarren), Maanderkarren. Decantation flutings : pelarut berasal dari sumber diffuse pada lereng atas. Saluran padat, ke arah bawah kadang-kadang semakin berkurang. Fluted scallops atau solution ripples : flute seperti ripple dengan arah sesuai arah aliran. Banyak variasi dari scallop. Banyak ditemukan sebagai komponen dari cockling pattern di singkapan batuan berlereng curam. d. Bentuk poligonal Karrenfield : istilah umum untuk hamparan karren yang tersingkap. Limestone pavement : tipe dari karrenfield yang didominasi oleh clints yang teratur (flachkarren) dan grikes (kluftkarren). Pinnacle karst : topografi yang runcing-runcing, kadang terbuka karena erosi tanah. Arete, pinacle, dan stone forest kadang mempunyai pinacle dengan tinggi 45 m dan sapasi 50 m. Ruiniform karst : Grike yang lebar dengan clint yang sudah terdegradasi. Bentuk peralihan ke tors. Corridor karst (labyrinth karst, giant grike land) : skala besar dari grike dan clints dengan lebar beberapa meter dan panjang hingga 1 km. Coastal karren : karren di darah pantai atau lakustrin, termasuk intertidal dan subtidal notch, pits, pans, mikropits.

Klasifikasi KarstTopografi 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 masif 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 sungai 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, Wonogiri, 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 buktibukti karst hanya dapat dikenali 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 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 glasia si 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 limstone 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.

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 aluvium 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. Karst Poligonal merupakan penamaan yang didasarkan dari sudut pandan morfometri dolin. Karst tipe ini dapat berupa karst kerucut maupun karst menara. Karst dikatakan poligonal apabila ratio luas dolin dangan luas batuan karbonat mendekati satu atau satu. dengan kata lain semua batuan karbonat telah berubah menjadi kumpulan dolin-dolin dan dolin telah 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 berlangsung hingga saat ini karena perubahan iklim yang tidak lagi mendukung proses karstifikasi. Karst fosil banyak diketukan di Baratlaut Yoksire-Ingris. Karst fosil dapat dibedakan menjadi dua tipe. Pertama, karst yang terbentuk di waktu geologi sebelumnya dan tidak tertutupi oleh batuan lain. Tipe ini disebut dengan bentuklahan tinggalan (relict landform). Kedua, karst terbentuk di periode geologi sebelumnya yang kemudian ditutupi oleh batuan nonkarbonat. Bentuklahan karst tersebut selanjutnya muncul ke permukaan karena batuan atapnya telah tersingkap oleh proses denudasi. Tipe ini disebut dengan bentuklahan tergali (exhumed lanform). Jenis Lorong Gua. Dalam eksplorasi, kita harus mengenal jenis atau tipe-tipe lorong yang akan kita eksplorasi. Pengenalan lorong ini banyak bermanfaat dalam deskripsi, identifikasi maupun hingga pada penyelamatan diri terhadap bahaya-bahaya penelusuran goa. Secara umum jenis lorong goa dibagi dalam 4 kelompok besar yaitu :

Lorong Fosil Pada lorong ini kondisi hidrologi relatif amat minim bila dibandingkan dengan lorong-lorong lainnya. Terutama pada pertumbuhan ornamen goa yang sudah mencapai nol. Kelembaban yang cukup rendah dan suhu yang relatif tinggi merupakan ciri utama lorong ini. Lorong Vadose Lorong Vadose ini merupakan lorong goa yang hanya dialiri air pada musim penghujan sehingga secara relatif lorong ini memiliki kelembaban yang lebih tinggi dibandingkan lorong fosil, dan suhu yang lebih rendah dibandingkan dengan lorong fosil. Pertumbuhan ornamen-ornamen goa relatif masih tetap ada meski sudah semakin mengecil. Lorong Muka Air suatu lorong bisa dikatakan sebagai lorong muka air apabila ditemui aliran sungai bawah tanah, namun belum tentu jika ditemui kolam bawah tanah merupakan lorong muka air. Pada lorong ini pertumbuhan ornamen masih sangat maksimal dengan kelembaban yang relatif paling tinggi dan suhu yang relatif paling rendah dibandingkan lorong-lorong lainnya. Lorong Freatik Lorong ini hanya dapat dimasuki dengan teknik penyelaman (Diving). Kondisi korong ini tidak memungkinkan adanya pertumbuhan ornamen goa sehingga pada umumnya memiliki dinding goa yang relatif halus dibanding lorong goa lainnya. Ornamen? Dekorasi Gua (Speleotrem) Kesepakatan dalam klasifikasi speleothem memiliki dua hirarki; form (bentuk) dan style (corak). Form adalah speleothem dengan bentuk dasar yang dapat membedakan berdasar pad a perilaku pertumbuhan mineral atau mekanisme dasar deposisinya. Style adalah klasifikasi lanjutan dari form yang menjelaskan bentuk berbeda yang merupakan hasil dari perbedaan tingak aliran, tingkat deposisi, dan faktor lainnya. Daftar form speleothem menurut kesepakatan adalah: Form dripstone dan flowstone Stalactite, stalagmite, draperies, flowstone sheet. Form Erratic Shield, helictites, form botryoidal, anthodite, moonmilk. Form sub-aqueous Kolam rimstone, concretion dari berbagai macam, deposit kolam, deretan kristal. Klasifikasi diatas dibatasi pada kelompok mineral tertentu, terutama karbonat. Namun, secara garis besar ada pengklasifikasian yang lebih sederhana yaitu : Batu Alir (Flowstone) Yaitu ornamen gua yang terbentuk karena aliran air. Terdiri dari 1.

Canopy : ornamen yang tumbuh pada dinding goa, berbentuk menyerupai setengah tudung payung, atau jamur terbentuk karena aliran ait yang mengalir diatas batu yang menenpel pada dinding goa. 2. Gordyn : ornamen yang menempel pada dinding goa, memanjang dari atas ke bawah dan berbentuk korden jendela. 3. Draperis : merupakan ornamen pada dinding goa yang menyerupai susunan gigi atau gergaji dibagian bawahnya. Merupakan gordyn yang bagian bawahnya terbentuk bentukan gergaji. 4. Gourdam : ornamen ini berebntuk mirip petak-petak sawah. Ada dua jenis mikro (berukuran kecil) dan makrogourdam (berukuran besar). Terbentuk akibat pengendapan kalsit pada saat aliran air terhambat atau diperlambat pada bibir gour tersebut. Batu Tetes (Dripstone) Yaitu ornamen goa yang terbentuk karena tetesan air. 1. Batu tetes menggantung : Stalagtit : formasi batuan yang menggantung (tumbuh ke bawah) karena pengaruh gravitasi.

Document Outline

o