bentang alam denudasional

BENTANG ALAM DENUDASIONAL

VII. 1. PENDAHULUAN

Denudasi adalah kumpulan proses yang mana, jika dilanjutkan cukup

jauh, akan mengurangi semua ketidaksamaan permukaan bumi

menjadi tingkat dasar seragam. Dalam hal ini, proses yang utama

adalah degradasi, pelapukan, dan pelepasan material, pelapukan

material permukaan bumi yang disebabkan oleh berbagai proses erosi

dan gerakan tanah. Kebalikan dari degradasi adalah agradasi, yaitu

berbagai proses eksogenik yang menyebabkab bertambahnya elevasi

permukaan bumi karena proses pengendapan material hasil proses

degradasi. 

Proses yang mendorong terjadinya degradasi dibagi menjadi 2

kelompok, yaitu : 

1. Pelapukan, produk dari regolith dan saprolite ( bahan rombakan

dan tanah)

2. Transport, yaitu proses perpindahan bahan rombakan terlarut dan

tidak terlarut karena erosi dan gerakan tanah.

VII.2. PELAPUKAN

Pelapukan merupakan proses perubahan keadaan fisik dan kimia

suatu batuan pada atau dekat dengan permukaan bumi [tidak

termasuk erosi dan pengangkutan hasil perubahan itu]. Ketika batuan

tersingkap, mereka akan menjadi subjek dari semua hasil proses

pemisahan / dekomposisi batuan insitu [lihat tabel 7.1]

Pemisahan batuan umumnya disebabkan karena pengaruh kimia,

fisika, organisme, ataupun kombinasi dari ketiganya. 

Tipe proses pelapukan pada kenyataan dan tingkat aktivitasnya

dipengauhi oleh : 

a. Sort / pemilahan

b. Iklim

c. Topografi / morfologi

d. Proses geomorfologi

e. Vegetasi dan tata guna lahan

Pada tabel 7.2. menunjukkan beberapa hubungan antara berbagai

jenis batuan, resistensi, dan bentuk lahannya.

Pada iklim lembab dan hangat, yang dominan adalah pelapukan

kimia. Pada kondisi iklim kering pada musim baik kemarau maupun

penghujan, akan didominasi pelapukan fisika yang merata.

Sedangkan pada zona iklim dimana temperatur dan kelembaban

dapat mendukung kehidupan organisme, pelapukan biologilah yang

mendominasi. 

VII.3. EROSI AIR PERMUKAAN 

Erosi adalah suatu kelompok proses terlepasnya material permukaan

bumi hasil pelapukan yang dipengaruhi tenaga air, angin, dan es. Ini

juga termasuk perpindahan partikel dengan pemisahan karena

pengaruh turunnya hujan dan terbawa sepanjang aliran sebagaiman

suatu arus melalui darat. Ketika arus menjadi seragam secara relatif

dan tipis [sempit], partikel dipindahkan dari permukaan tanpa adanya

konsentrasi erosi

Erosi dapat dibedakan menjadi dua macam, yaitu : 

• Erosi normal, terjadi secara alamiah dengan laju penghancuran dan

pengangkutan tanahnya sangat lambat sehingga memungkinkan

kesetimbangan antara proses penghancuran dan pengangkutan

dengan proses pembentukan tanah. 

• Erosi dipercepat, terjadi akibat pengaruh manusia sehingga laju

erosi jauh lebih besar daripada pembentukan tanah. 

Berdasarkan bentukannya, erosi dapat dibedakan menjadi 5 macam,

antara lain : 

• Erosi percik, merupakan tahap pertama dari hujan yang

menyebabkan erosi. Erosi ini disebabkan oleh tenaga kinetis jatuhnya

butir hujan ke permukaan tanah. Erosi ini dapat menghancurkan

porositas tanah karena pori – pori tanah menjadi lebih kecil atau

terjadi penyumbatan pori – pori, sehingga daya infiltrasinya berkurang

maka terjadilah pelumpuran yang mengakibatkan penurunan daya

infiltrasi lebih drastis lagi. Dengan demikian akan memperbesar

exsess aliran permukaan atau yang dapat mengakibatkan terjadinya

penggenangan pada topografi datar atau terjadi aliran permukaan

pada topografi miring. Selanjutnya hal ini mengakibatkan terjadinya

erosi lembar. 

• Erosi lembar, adalah pengangkutan lapisan tanah yang merata

tebalnya dari suatu permukaan bidang tanah. Kekuatan jatuh butir

hujan dan aliran di permukaan merupakan penyebab utama erosi ini.

Dari segi energi, pengaruh butir hujan lebih besar karena kecepatan

jatuhnya sekitar 6 sampai 10 m/detik. Kehilangan lapisan atas yang

subur tersebut secara seragam, sehingga tidak kentara dan meliputi

areal yang luas. Proses erosi ini sangat berbahayakarena disadari

adanya setelah erosinya berjalan lanjut. 

• Erosi alur, terjadi pada tanah yang tidak rata, maka air akan

terkonsentrasi dan mengalir pada tempat – tempat yang rendah

sehingga pemindahan tanah lebih banyak terjadi pada tempat –

tempat tersebut. Erosi ini biasa pada tanah – tanah yang biasa

ditanami tanaman yang ditanam berbaris menurut lereng. Apabila

erosi alur tidak segera ditanggulangi maka akan terjadi erosi parit. 

• Erosi parit, prosesnya sama dengan erosi alur, tetapi saluran –

saluran yang terbentuk sudah dalam. Erosi parit yang terbentuk

berukuran lebar sekitar 40 cm dan kedalaman 25 cm, sedangkan

yang lanjut dapat mencapai kedalaman > 30 cm. Erosi ini dapat

berbentuk V atau U, tergantung dari kepekaan substratanya. Bentuk V

lebih umum terjadi, tetapi pada daerah yang substratanya mudah

lepas akan membentuk huruf U. 

Faktor – faktor yang mempengaruhi erosi antara lain :  Iklim 

Di daerah tropika basah, faktor iklim yang mempengaruhi erosi adalah

hujan, terutama besarnya curah hujan, intensitas dan distribusi hujan,

kecepatan jatuh butir hujan, besar butiran hujan. Besarnya curah

hujan adalah volume air yang jatuh pada suatu areal [dinyatakan

dalam m3/luas]. Intensitas hujan adalah besarnya yang jatuh pada

suatu waktu tertentu [dinyatakan dalam mm/jam atau cm/jam].  Relief

Dua unsur yang berpengaruh adalah kemiringan lereng dan panjang

lereng. Kemiringan lereng akan memperbesar jumlah aliran

permukaan sehingga memperbesar kekuatan angkut air. Selain itu,

jumlah butir – butir tanah yang terpercik ke bawah oleh tumbukan butir

hujan semakin banyak. Panjang lereng dihitung dari titik pangkal

aliran permukaan sampai suatu titik dimana air masuk ke dalam

saluran [sungai] atau dimana kemiringan berkurang sedemikian rupa

sehingga kecepatan aliran air sangat berkurang. Air yang mengalir di

permukaan tanah akan terkumpul di ujung lereng. Dengan demikian

berarti makin banyak air yang mengalir dan semakin besar

kecepatannya di bagian bawah lereng daripada di bagian atas.

Akibatnya adalah tanah di bagian bawah lereng mengalami erosi lebih

besar daripada bagian atas. Selain kedua hal tersebut, yang

berpengaruh adalah konfigurasi lereng, misalnya berbentuk cembung

akan banyak terjadi erosi lembar. Lereng yang cekung cenderung

erosi berbentuk alur atau parit. Aspek lain yang berpengaruh misalnya

keseragaman lereng. Vegetasi

Vegetasi akan berpengaruh terhadap aliran permukaan dan erosi.

Aspek pengaruh tersebut adalah : 

1. Intersepsi hujan oleh tajuk, sehingga mengurangi jumlah hujan di

permukaan tanah. 

2. Mengurangi kecepatan aliran permukaan dan kekuatan perusak air.

3. Pengaruj akar dan kegiatan biologi terhadap ketahanan struktur

tanah dan infiltrasi.

4. Pengaruh terhadap porositas tanah menjadi lebih besar.

5. Peristiwa transpirasi yang dapat mengurangi kandungan air tanah

sehingga yang datang kemudian dapat masuk ke dalam tanah lagi.  Tanah 

Sifat tanah yang berpengaruh terhadap laju erosi adalah tekstur,

struktur, bahan organik, kedalaman tanah, dan sifat – sifat lapisan

bawah. Tekstur dan struktur tanah tidak berdiri sendiri tetapi saling

berhubungan.  Manusia

Di sini dapat berpengaruh positif dan negatif. Yang negatif apabila

menjadikan erosi lebih besar, contohnya penggundulan hutan, sistem

huma, dan sebagainya. Tindakan yang positif misalnya penghutanan,

pembuatan bangunan – bangunan pencegah erosi, tindakan

konservasi tanah, dsb. 

Tabel 7.3. Ringkasan Media dan Proses Erosi

Agent involved Processes by which Loosened material is acquired

Processes of transport of material

Running water (streams, both surface and underground; sheet flow

and water.) Hydraulic action Traction, saltation, suspension, solution,

flotation

Groundwater (not including underground streams) Leaching, corrosion

Solution

Waves, currents, tides Hydraulic action Traction, saltation,

suspension, solution, flotation

Wind Abrasion, deflation Traction, saltation, suspension

Glaciers Scouring, plucking, sapping Traction, suspension

Gravity Mass-wasting(flowage landslide ,subsidence) Traction,

suspension

Overland flow yang seragam tipis hanya terdapat pada suatu bentuk

permukaan rata dan biasanya menjadi semakin sangat tipis pada

suatu permikaan yang dalam sehingga efek terjadinya longsor adalah

kecil, sebab hanya material halus yang dapat diangkut dengan cara

ini. Kekuatan yang diperlukan untuk mengikis bahan rombakan

menjadi lebih besar dibandingkan kekuatan yang yang diperlukan

untuk mengangkutnya. 

Hampir semua permukaan alami terlalu tidak seimbang untuk

menghasilkan arus seragam, dan sebagai gantinya, kebanyakan air

dikonsentrasikan pada diskontinuitas tekanan yang kecil pada

permukaan itu. Variasi pada ketebalan arus menghasilkan variasi di

mana bahan rombakan terbawa, sehingga menjadikan erosi

permukaan memiliki konsentrasi tinggi, Jika arus cukup besar, mereka

akan mengikis sejumlah saluran kecil, dan jika saluran ini dangkal,

mereka cenderung untuk berpindah posisi dari waktu ke waktu. 

VII.4. GERAKAN TANAH

Gerakan tanah adalah perpindahan massa tanah atau batuan pada

arah tegak, datar, atau miring dari kedudukannya semula, yang terjadi

bila ada gangguan kesetimbangan pada saat itu. 

Ada empat jenis utama gerakan massa : 

1. Falls [runtuhan]

Ada 3 macam, yaitu :  Runtuhan batuan

Suatu massa batuan yang jatuh ke bawah karena terlepas dari batuan

induknya. Terjadi pada tebing – tebing yang terjal. Gerakannya

ekstrim cepat. Runtuhan tanah

Seperti pada runtuhan batuan, hanya saja yang jatuh ke bawah

berupa massa tanah. Gerakannya sangat cepat. Runtuhan bahan rombakan

Seperti pada runtuhan batuan, hanya saja yang jatuh ke bawah

berupa massa bahan tombakan. Gerakannya sangat cepat.

2. Slides [longsoran]

Ada 4 macam, yaitu :  Nendatan [slump]

Gerakan yang terputus – putus atau tersendat – sendat dari massa

tanah atau batuan ke arah bawah dalam jarak yang relatif pendek,

melalui bidang lengkung dengan kecepatan ekstrim lambat sampai

agak cepat. Pada umumnya, sesuai dengan prosesnya yang terputus

– putus, sehingga mempunyai lebih dari satu bidang longsor yang

kurang lebih sejajr atau searah satu sama lain. Blok glide

Gerakan turun ke bawah dari massa tanah atau batuan yang berupa

blok dengan kecepatan lambat sampai agak cepat. Blok yang turun

dapat disebabkan atau dibatasi oleh kekar, sesar. Longsoran batuan

Gerakan massa batuan ke arah bawah yang biasanya melalui bidang

perlapisan, rekahan – rekahan, bidang sesar. Dalam hal ini

kemiringan lereng searah dengan kemiringan perlapisan batuan.

Lapisan batuan yang dapat bertindak sebagai bidang longsor adalah

batuan yang berukuran sangat halus [lempung, tuf – halus, napal,

dsb]. Kecepatan gerakan amat lambat sampai cepat.  Longsoran bahan rombakan

Gerakan massa tanah atau hasil pelapukan batuan melalui bidang

longsor yang relatif turun secara meluncur atau menggelinding.

Bidang longsor merupakan bidang batas antara tanah dengan batuan

induknya. 

3. Flows [aliran]

Ada 6 macam, yaitu :  Aliran tanah

Gerakan dari massa tanah secara mengalir dengan kecepatan lambat

sampai cepat. Material [massa] tanah yang sangat plastis biasanya

dengan kecepatan lambat – cepat dan lumpur dengan kecepatan

sangat cepat sehingga ada yang disebut aliran tanah lambat dan

aliran tanah cepat. Disini faktor kandungan air sangat penting. Aliran fragmen batuan

Gerakan secara mengalir dari massa batuan yang berupa fragmen –

fragmen dengan kecepatan ekstrim cepat dan kering. Macam aliran

fragmen batuan, misalnya rockfall avalenche. Massa yang bergerak

sangat luas baik berupa runtuhan batuan atau longsoran batuan

dengan kecepatan ekstrim cepat.  Sand run

Gerakan dari massa pasir secara mengalir dengan kecepatan cepat

sampai sangat cepat dalam keadaan kering.  Loess flow [dry]

Aliran loess kering, massa yang mengalir berupa loes yang sangat

kering. Biasanya disebabkan oleh gempa bumi. Kecepatan aliran

ekstrim cepat.  Debris avalanche

Gerakan bahan rombakan dalam keadaan agak basah dengan

kecepatan sangat cepat sampai ekstrim cepat. Kalau keadaannya

basah disebut debris flow [aliran bahan rombakan]. Sand flow dan Silt flow

Seperti pada sand run, hanya di sini dalam keadaan basah. Jika

material yang mengalir berupa pasir disebut aliran pasir, sedangkan

kalau berupa lumpur disebut aliran batu lumpur. Kecepatan aliran

cepat sampai sangat cepat. 

4. Kompleks

Merupakan gabungan dari berbagai macam gerakan tanah, biasanya

satu macam gerakan tanah lalu diikuti oleh macam gerakan tanah

yang lain. 

Gerakan tanah yang lain yaitu :  Creep

Aliran massa tanah [batuan] yang ekstrim lambat, tidak dapat dilihat,

hanya akibatnya akan tampak seperti tiang listrik, pohon bengkok.

Contoh : rock creep, soil creep, talus creep.  Amblesan 

Gerakan ke arah bawah yang relatif tegak lurus, yang menyangkut

material permukaan tanah atau batuan tanpa gerakan ke arah

mendatardan tidak ada sisi yang bebas. Dapat disebabkan karena

terlampau berat beban dan daya dukung tanah kecil. Juga bisa

karena pemompaan air tanah jauh melampaui batas, sehingga pori –

pori yang tadinya terisi oleh air tanah akan mampat. 

Dengan demikian penyebab terjadinya gerakan tanah adalah : 

1. Kemiringan tanah

2. Jenis batuan / tanah

3. Struktur geologi

4. Curah hujan

5. Penggunaan tanah dan pembebanan massa

6. Getaran 

- Gempabumi

- Lalulintas 

VII.5. Beberapa bentuklahan degradasi 

a. Footslopes 

b. Inselberg/ pemandangan bersifat sisa

c. Peneplain

VII.6. Beberapa Bentuklahan Agradasi

a. Kipas

b. Lembah Infilled.

http://aryadhani.blogspot.com/2009/05/bentang-alam-denudasional.html

bentang alam struktural

BAB IV

BENTANG ALAM STRUKTURAL

IV.I. PENDAHULUAN

Bentang alam struktural adalah bentang alam yang pembentukannya

dikontrol oleh struktur geologi daerah yang bersangkutan. Struktur

geologi yang paling berpengaruh terhadap pembentukan morfologi

adalah struktur geologi sekunder, yaitu struktur yang terbentuk setelah

batuan itu ada.

Struktur sekunder biasanya terbentuk oleh adanya proses endogen

yang bekerja adalah proses tektonik. Proses ini mengakibatkan

adanya pengangkatan, pengkekaran, patahan dan lipatan yang

tercermin dalam bentuk topografi dan relief yang khas. Bentuk relief

ini akan berubah akibat proses eksternal yang berlangsung kemudian.

Macam-macam proses eksternal yang terjadi adalah pelapukan

(dekomposisi dan disintergrasi), erosi (air, angin atau glasial) serta

gerakan massa (longsoran, rayapan, aliran, rebahan atau jatuhan).

Beberapa kenampakan pada peta topografi yang dapat digunakan

dalam penafsiran bentang alam struktural adalah :

a. Pola pengaliran. Variasi pola pengaliran biasanya dipengaruhi oleh

variasi struktur geologi dan litologi pada daerah tersebut.

b. Kelurusan-kelurusan (lineament) dari punggungan (ridge), puncak

bukit, lembah, lereng dan lain-lain.

c. Bentuk-bentuk bukit, lembah dll.

d. Perubahan aliran sungai, misalnya secara tiba-tiba, kemungkinan

dikontrol oleh struktur kekar, sesar atau lipatan.

IV.2. Macam-macam Bentang Alam Struktural

Bentang alam struktural dapat dikelompokkan berdasarkan struktur

yang mengontrolnya. Srijono (1984, dikutip Widagdo, 1984),

menggambarkan klasifikasi bentang alam struktural berdasarkan

struktur geologi pengontrolnya menjadi 3 kelompok utama, yaitu

dataran, pegunungan lipatan dan pegunungan patahan. Pada

dasarnya struktur geologi yang ada tersebut dapat ditafsirkan

keberadaannya melalui pola ataupun sifat dari garis kontur pada peta

topografi.

IV.2.1. Bentang alam dengan struktur mendatar (Lapisan Horisontal)

Menurut letaknya (elevasinya)dataran dapat dibagi menjadi dua,

yaitu :

1. Dataran rendah, adalah dataran yang memiliki elevasi antara 0-500

kaki dari muka air laut.

2. Dataran tinggi(plateau/high plain ), adalah dataran yang menempati

elevasi lebih dari 500 kaki diatas muka air laut.

Kenampakan-kenampakan bentang alam pada kedua dataran

tersebut hampir sama, hanya dibedakan pada reliefnya saja. Pada

daerah berstadia muda terlihat datar dan dalam peta tampak pola

kontur yang sangat jarang. Pada daerah yang berstadia tua, sering

dijumpai dataran yang luas dan bukit-bukit sisa(monadnock), yang

sering dijumpai mesa dan butte. Perbedaan mesa dengan butte

adalah mesa mempunyai diameter(d) lebih besar dibandingkan

dengan ketinggiannya(h). Sedangkan butte sebaliknya.(lihat gambar

IV.1)

Pola penyaluran yang berkembang pada daerah yang berstruktur

mendatar adalah dendritik. Hal ini dikontrol oleh adanya keseragaman

resistensi batuan yang ada di permukaan.

Gambar IV.1. Kenampakan mesa dan butte

IV.2.2. Bentang Alam dengan Struktur Miring

Hampir semua lapisan diendapkan dalam posisi yang mendatar.

Sedimen yang mempunyai kemiringan asal diendapkan pada dasar

pengendapan yang sudah miring, seperti pada lereng gunung api dan

disekitar terumbu karang. Kemiringan lapisan sedimen yang demikian

disebut kemiringan asal dengan sudut maksimum 350(Tjia, 1987).

Kebanyakan sedimen yang memperlihatkan kemiringan, disebabkan

karena adanya proses geologi yang bekerja pada suatu daerah

tersebut. Morfologi yang dihasilkan oleh proses tersebut akan

memperlihatkan pola yang memanjang searah dengan jurus

perlapisan batuan. Berdasarkan besarnya sudut kemiringan dari

kedua lerengnya, terutama yang searah dengan kemiringan lapisan

batuannya, bentang alam ini dapat dibagi menjadi 2, yaitu : Cuesta. Pada cuesta sudut kemiringan antara kedua sisi lerengnya

tidak simetri dengan sudut lereng yang searah perlapisan batuan.

Sudut kelerengan kurang dari 450 (Thornbury, 1969, p.133),

sedangkan Stokes & Varnes, 1955 : p.71 sudut kelerengannya kurang

dari 200. Cuesta memiliki kelerengan fore slope yang lebih curam

sedangkan back slopenya relatif landai pada arah sebaliknya

sehingga terlihat tidak simetri. Hogback. Pada hogback, sudut antara kedua sisinya relatif sama,

dengan sudut lereng yang searah perlapisan batuan sekitar

450(Thornbury, 1969, p.133). sedangkan Stokes & Varnes, 1955 :

p.71 sudut kelerengannya lebih dari 200. Hogback memiliki

kelerengan fore slope dan back slope yang hampir sama sehingga

terlihat simetri (lihat gambar IV.2).

IV.2.3. Bentang alam dengan Stuktur Lipatan

Lipatan terjadi karena adanya lapisan kulit bumi yang mengalami gaya

kompresi (gaya tekan). Pada suatu lipatan yang sederhana, bagian

punggungan disebut dengan antiklin, sedangkan bagian lembah

disebut sinklin.

Unsur-unsur yang terdapat pada struktur ini dapat diketahui dengan

menafsirkan kedudukan lapisan batuannya. Kedudukan lapisan

batuan(dalam hal ini arah kemiringan lapisan batuan) pada peta

topografi, akan berlawanan arah dengan bagian garis kontur.

Gambar II.2. Kenampakan beberapa bentang alam struktural

yang rapat (fore slope/antidip slope), dimana garis kontur yang rapat

tersebut menunjukkan adanya gawir-gawir yang terjal dan memotong

lapisan batuan. Arah kemiringan lapisan batuannya searah dengan

kemiringan landai dari topografinya (biasanya diperlihatkan dengan

punggungan yang landai/back slope/dipslope).

IV.2.4.Struktur antiklin dan sinklin

Pada prinsipnya penafsiran pada kedua struktur ini berdasarkan atas

kenampakan fore slope/antidip slope dan back slope/dipslope yang

terdapat secara berpasangan. Bila antidip slope saling berhadapan

(infacing scarp), maka terbentuk lembah antiklin, sedangkan apabila

yang saling berhadapan adalah back slope/dipslope, disebut lembah

sinklin. Pola pengaliran yang dijumpai pada lembah antiklin biasanya

adalah pola trellis (lihat gambar IV.3.).

Gambar IV.3. Sketsa dan contoh pola garis kontur pada pegunungan

lipatan (a) lembah antiklin, b).lembah sinklin.

IV.2.5. Struktur antiklin dan sinklin menunjam

Struktur ini merupakan kelanjutan atau perkembangan dari

pegunungan lipatan satu arah (cuesta dan hogback) dan dua arah

(sinklin dan antiklin). Bila tiga fore slope saling berhadapan maka

disebut sebagai lembah antiklin menunjam. Sedangkan bila tiga back

slope saling berhadapan maka disebut sebagai lembah sinklin

menunjam (lihat gambar II.4.).

Gambar II.4. Sketsa dan contoh pola garis kontur pada struktur (a)

sinklin dan (b) antiklin menunjam.

IV.2.6. Struktur lipatan tertutup Kubah

Bentang alam ini mempunyai ciri-ciri kenampakan sebagai berikut :

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

2. Mempunyai pola kontur tertutup

3. Pola penyaluran radier dan berupa bukit cembung pada stadia

muda

4. Pada stadia dewasa berbentuk lembah kubah dengan pola

penyaluran annular. Cekungan

Bentang alam ini mempunyai kenampakan sebagai berikut :

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

2. Mempunyai pola kontur tertutup

3. Pada stadia muda pola penyalurannya annular.

Gambar IV.4. Sketsa dan contoh pola kontur pada struktur lipatan

tertutup (a). kubah/dome 

(b). cekungan/basin.

II.2.7. Bentang Alam dengan Struktur Patahan

Patahan (sesar) terjadi akibat adanya gaya yang bekerja pada kulit

bumi, sehingga mengakibatkan adanya pergeseran letak kedudukan

lapisan batuan. Berdasarakan arah gerak relatifnya, sesar dibagi

menjadi 5, yaitu:

- Sesar normal/ sesar turun (normal fault)

- Sesar naik( reverse fault)

- Sesar geser mendatar (strike-slip fault)

- Sesar diagonal (diagonal fault/ oblique-slip fault) 

- Sesar rotasi (splintery fault/hinge fault)

Secara umum bentang alam yang dikontrol oleh struktur patahan sulit

untuk menentukan jenis patahannya secara langsung. Untuk itu,

dalam hal ini hanya akan diberikan ciri umum dari kenampakan

morfologi bentang alam struktural patahan, yaitu :

a. Beda tinggi yang menyolok pada daerah yang sempit.

b. Mempunyai resistensi terhadap erosi yang sangat berbeda pada

posisi/elevasi yang hampir sama.

c. Adanya kenampakan dataran/depresi yang sempit memanjang.

d. Dijumpai sistem gawir yang lurus(pola kontur yang lurus dan rapat).

e. Adanya batas yang curam antara perbukitan/ pegunungan dengan

dataran yang rendah.

f. Adanya kelurusan sungai melalui zona patahan, dan membelok tiba-

tiba dan menyimpang dari arah umum.

g. Sering dijumpai(kelurusan) mata air pada bagian yang

naik/terangkat

h. Pola penyaluran yang umum dijumpai berupa rectangular, trellis,

concorted serta modifikasi ketiganya.

i. Adanya penjajaran triangular facet pada gawir yang lurus.

Gambar II.5. Kenampakan triangular facets yang mengindikasikan

adanya sesar.

Gambar II.5. Kenampakan sungai yang mengalami pembelokan tiba-

tiba.

http://aryadhani.blogspot.com/2009/05/bentang-alam-struktural.html

bentang alam glasial

BENTANG ALAM GLASIAL

Gletser merupakan massa es yang mampu bertahan lama dan mapu

bergerak karena pengaruh gravitasi. Gletser terbentuk karena salju

yang mengalami kompaksi dan rekristalisasi. Gletser dapat

berkembang di suatu tempat setelah melewati beberapa periode

tahun dimana es terakumulasi dan tidak melebur atau hilang.

Ada dua tipe bentang alam glasial :

1. Alpine Glaciation → terbentuk pada daerah pegunungan.

2. Continental Glaciation → bila suatu wilayah yang luas tertutup

gletser.

Gletser terbentuk di daerah kutub yang tingkat peleburannya pada

musim panas sangat kecil. Gletser terbentuk oleh akumulasi es

dengan faktor-faktor pendukung sebagai berikut :

1. Tingginya tingkat presipitasi

2. Suhu lingkungan yang sangat rendah

3. Pada musim dingin es terakumulasi dalam jumlah besar

4. Pada musim panas tingkat peleburannya rendah

Benua Antartika menyimpan lebih dari 85 % cadangan es dunia, 10 %

berada di Greenland dan 5 % sisanya tersebar di tempat lain di

seluruh dunia. Dari fakta ini dapat disimpulkan bahwa Antartika

menyimpan cadangan air dunia dalam jumlah besar, sehingga bila es

di Antartika meleleh maka muka air laut akan meningkat 60 meter

(200 feet) yang dapat mngakibatkan banjir dan daratan tenggelam.

Tipe-tipe gletser :

1. Valley Glacier

Merupakan gletser pada suatu lembah dan dapat mengalir dari tempat

yang tinggi ke tempat yang rendah. Pada valley glacier juga terdapat

ankak-anak sungai. Valley Glacier terdapat pada alpine glaciation.

2. Ice Sheet

Merupakan massa es yang tidak mengalir pada valley glacier tetapi

menutup dataran yang luas biasanya > 50.000 kilometer persegi. Ice

sheet terdapat pada continental glaciation yaitu pada Greenland dan

Antartika

3. Ice cap

Merupakan ice sheet yang lebih kecil, terdapat pada daerah

pegunungan seperti valley glacier contohnya di Laut Arktik, Canada,

Rusia dan Siberia. Ice sheet dan ice cap mengalir ke bawah dan

keluar dari pusat (titik tertinggi).

4. Ice berg

Ice shet yang bergerak kebawah karena pengaruh gravitasi dan

akhirnya hilang / terbuang dalam jumlah besar, bila mengenai tubuh

air maka balok-balok es tersebut akan pecah dan mengapung bebas

di permukaan air, hal ini disebut ice berg.

PROSES PEMBENTUKAN GLATSER

Snowfall terbentuk dari bubuk salju yang warnanya terang, dengan

udara yang terjebak diantara keenam sisinya (snowflakes). Snowflake

akan mengendap pada suatu tempat dan mengalami kompaksi

karena berat jenisnya dan udara keluar. Sisi-sisi snowflakes yang

jumlahnya enam akan hancur dan berkonsolidasi menjadi salju yang

berbentuk granular (granular snow) lalu mengalami sementasi

membentuk es geltser (glacier ice). Transisi dari bentuk salju menjadi

gletser dinamakn firn.

GLACIAL BUDGET :

1. Positive budget → bila dalam periode waktu tertentu, jumlah gletser

> es yang meleleh/hilang.

2. Negative budget → bila terjadi penurunan volume gletser

(menyusut).

Gletser dengan positive budget yang tertekan keluar dan ke bawah

pada tepinya disebut advancing budget, sedangkan gletser dengan

negative budget yang makin kecil volumenya dan tepinya meleleh

disebut receding budget. Bila jumlah es yang yang bertambah sama

dengan volume penyusutan es maka nilai advancing budget seimbang

dengan receding budget, hal ini disebut balance budget. 

Bagian atas glacier disebut zone of accumulation → tertutup oleh es

abadi.

Bagian bawah glacier disebut zone of wastage → es hilang (mencair

atau terevaporasi).

Batas antara kedua zona disebut firn limit yang pergerakannya

tergantung apakah es terakumulasi atau terbuang. Bila firn limit

bergerak ke bawah dari tahun ke tahun, maka disebut positive budget,

bila firn limit bergerak ke atas, disebut negative budget. Bila firn limit

berada di tempat yang tetap, dinamakan balanced budget.

Terminus merupakan tepi bawah gletser yang bergerak makin jauh ke

bawah lembah ketika valley glacier mengalami positive budget. Bila

mengalami negative budget (gletser menyusut) maka terminus

bergerak ke bagian atas lembah.

Bila Ice sheet mangalami positive budget, maka terjadipenambahan

volume dan terminus mengalami kemajuan dan bila meluas sampai ke

laut maka volume atau jumlah ice berg di laut bebas meningkat.

Penambahan dan pengurangan ice berg merupakan indikator

perubahan musim. Meningkatnya jumlah dan volume ice berg

menandakan suhu makin dingin dan presipitasi makin tinggi.

BENTANG ALAM KARENA PROSES EROSI

• Bentang Alam Karena proses erosi yang berasosiasi dengan Alpine

Glaciation.

Glacier valley → berbentuk U karena proses glasial

→ berbentuk V karena erosi sungai

Lembah terbentuk karena sungai mengalami pelurusan oleh aliran air

akibat hantaman massa es yang tidak fleksibel. Bentang alam akibat

erosi yang terbentuk pada alpine glaciation antara lain :

1. Truncated Spurs merupakan bagian bawah tepi lembah yang

terpotong triangular faced karena erosi glasial. Makin tebal gletser

makin besar erosi pada bagian bawah lantai lembah. Makin besar

erosi maka mengakibatkan pendalaman lembah dan anak sungainya

sedikit. 

2. Hanging valley 

Ketika gletser tidak terlihat lagi, anak sungai yang tersisa menyisakan

hanging valley yang tinggi diatas lembah utama. Meskipun proses

glasial membentuk lembah menjadi lurus dan memperhalus dinding

lembah, es meyebabkan permukaan batuan dibawahnya terpotong

menjadi beberapa bagian, tergantung resistensinya terhadap erosi

glasial. 

3. Rock basin lake 

Air meresap pada celah batuan, membeku dan memecah batuan

sehingga lapisan batuan kehilangan bagiannya, digantikan es dan

ketika melelh kembali terbentuk rock basin lake.

4. Cirques

Merupakan sisi bagian dalam yang dilingkari glacier valley, berisi

gletser dari glacier valley yang tumpah ke bawah. Terbenruk karena

proses glasial, pelapukan dan erosi dinding lembah.

5. Bergschrund 

Merupakan batuan yang telah pecah, berguling-guling dan jatuh ke

valley glacier lalu jatuh ke crevasse.

6. Horn

Merupakan puncak yang tajam karena cirques yang terpotong / ada

bagian yang hilang karena erosi ke arah hulu pada beberapa sisinya.

7. Aretes

Merupakan sisi dinding lembah yang mengalami pemotongan dan

pendalaman sehingga bagian tepinya menjadi tajam, karena proses

frost wedging. 

8. Crevasses

Merupakan celah yang lebar (terbuka). Bila celah tertutup (sempit)

disebut closed crevasses.

• Bentang Alam Karena proses erosi yang berasosiasi dengan

Continental Glaciation

Batuan dibawah ice sheet tereosi seperti batuan di bawah valley

glacier menghasilkan grooves dan striation.

BENTANG ALAM KARENA PROSES PENGENDAPAN GLETSER

1. Till

Merupakan batuan yang hancur dari dinding lembah yang

terendapkan mengisi valley glacier, berasal dari ice sheet membawa

fragmen batuan yang terkikis (fragmennya lancip) karena bertabrakan

dan saling bergesek dengan batuan lain. Berukuran clay-boulder,

unsorted.

2. Erratic

Merupakan es berukuran boulder yang tertransport oleh es yang

berasal dari lapisan batuan yang jauh letaknya.

3. Moraines

Merupakan till yang terbawa jauh glacier dan tertinggal / mengendap

setelah glacier menyusut. Material-material lepas yang jatuh dari

lereng yang terjal sepanjang valley glacierterakumulasi pada

sepanjang sisi es.

Lateral Moraines → Moraines yang tertimbun sepanjang sisi gletser

Medial Moraines → Gabungan anak-anak sungai yang dekat Lateral

Moraines membawa gletser turun sepanjang sisi till, dari atas tampak

seperti multilane highway (lintasan-lintasan pada daerah tinggi).

End Moraines → Tepi till yang tertimbun sepanjang sisi es,

merupakan terminus yang tersisa yang tetap selama beberapa tahun,

mudah dilihat. Valley glacier membentuk end moraines yang

berbentuk seperti bulan sabit.

Bentuk-bentuk End Moraines :

• Terminal Moraines → End Moraines yang terbentuk karena terminus

bergerak maju jauh dari es.

• Recessional Moraines → End Moraines yang terbentuk karena

terminus tidak mengalami perubahan (tetap).

Ground Moraines → Till yang tipis, seperti lapisan-lapisan karena

batuan yang terseret aleh gletser lalu mengendap.

4. Drumlin

Merupakan ground moraines yang terbentuk kembali seperti alur-alur

sungai lembah till, bentuknya seperti sendok terbalik. Porosnya sejajar

dengan arah gerakan es. Dihasilkan oleh ice sheet yang tertransport

jauh dan terbentuk kembali menjadi endapan till setelah melalui lereng

yang dangkal.http://aryadhani.blogspot.com/2009/05/bentang-alam-glasial.html

bentang alam eolian

BENTANG ALAM EOLIAN

VI.1. Pendahuluan

Bentang alam eolian merupakan bentang alam yang dibentuk karena

aktivitas angin. Bentang alam ini banyak dijumpai pada daerah gurun

pasir. Gurun pasir sendiri lebih diakibatkan adanya pengaruh iklim.

Gurun pasir diartikan sebagai daerah yang mempunyai curah hujan

rata-rata kurang dari 26 cm/tahun. Gurun pasir tropik terletak pada

daerah antara 350 LU sampai 350 LS, yaitu pada daerah yang

mempunyai tekanan udara tinggi dengan udara sangat panas dan

kering. Gurun pasir lintang rendah terdapat di tengah-tengah benua

yang terletak jauh dari laut atau terlindung oleh gunung-gunung dari

tiupan angin laut yang lembab sehingga udar yang melewati gunung

dan sampai pada daerah tersebut adalah udara yang kering.

VI.2. Proses-Poses Oleh Angin

Angin meskipun bukan sebagai agen geomorfik yang sangat penting

(topografi yang dibentuk oleh angin tidak banyak dijumpai), namun

tetap tidak dapat diabaikan. Proses-proses yang disebabkan oleh

angin meliputi erosi, transportasi dan deposisi.

1. Erosi oleh angin

Erosi oleh angin dibedakan menjadi dua macam, yaitu deflasi dan

abrasi/korasi. Deflasi adalah proses lepasnya tanah dan partikel-

partikel kecil dari batuan yang diangkut dan dibawa oleh angin.

Sedangkan abrasi merupakan proses penggerusan batuan dan

permukaan lain oleh partikel-partikel yang terbawa oleh aliran angin.

2. Transportasi oleh angin

Cara transportasi oleh angin pada dasarnya sama dengan

transportasi oleh air yaitu secara melayang (suspension) dan

menggeser di permukaan (traction). Secara umum partikel halus

(debu) dibawa secara melayang dan yang berukuran pasir dibawa

secara menggeser di permukaan (traction). Pengangkutan secara

traction ini meliputi meloncat (saltation) dan menggelinding (rolling).

3. Pengendapan oleh angin

Jika kekuatan angin yang membawa material berkurang atau jika

turun hujan, maka material-material (pasir dan debu) tersebut akan

diendapkan.

VI.3. Macam-Macam Bentang Alam Eolian

Dilihat dari proses pembentukannya, bentang alam eolian dapat

dikelompokkan menjadi 2, yaitu bentang alam akibat proses erosi oleh

angin dan bentang alam akibat prose pengendapan oleh angin.

A. Bentang alam Eolian Akibat Proses Erosi

Proses erosi oleh angin dibedakan menjadi 2, yaitu deflasi dan abrasi.

Bentang alam yang disebabkan oleh proses erosi ini juga dibedakan

menjadi 2 yaitu bentang alam hasil proses deflasi dan bentang alam

hasil proses abrasi.

A. 1. Bentang Alam Hasil Proses Deflasi

Bentang alam hasil proses deflasi dibedakan menjadi 3 macam:

1. Cekungan Deflasi (Deflation basin)

Cekungan deflasi merupakan cekungan yang diakibatkan oleh angin

pada daerah yang lunak dan tidak terkonsolidasi atau material-

material yang tersemen jelek. Cekungan tersebut akibat material yang

ada dipindahkan oleh angin ke tempat lain. Contoh cekungan ini

terdapat di Gurun Gobi yang terbentuk karena batuan telah diurai oleh

adanya pelapukan. Cekungan ini mempunyai ukuran antara 300 m

sampai lebih dari 45 km panjangnya dan dari 15m sampai 150 m

dalamnya.

Gambar VI.1. Cekungan Deflasi

2. Lag Gravel

Deflasi terhadap debu dan pasir yang ditinggalkan merupakan

material yang kasar (gravel, bongkah dan fragmen yang besar),

disebut lagstone. Akumulasi seperti itu dalam waktu yang lama bisa

menjadi banyak dan menjadi lag gravel atau bahkan sebagai desert

pavement, dimana sisa-sisa fragmennya berhubungan satu sama lain

saling berdekatan.

Gambar VI.2. Desert Pavement. Angin memindahkan material halus

meninggalkan material kasar (gravel, bongkah & berangkal)

membentuk lag deposit.

3. Desert varnish

Beberapa lagstone yang tipis, megkilat, berwarna hitam atau coklat

dan permukaannya tertutup oleh oksida besi dikenal desert varnish.

Gambar. VI.3. Gneiss berasal dari Pegunungan Minto dengan

komposisi mineral-mineral lempung ditambah mangan hitam yang

teroksidasi.

Gambar VI.4 Desert varnish di Australia.

A.2. Bentang Alam Hasil Prose Abrasi

Bentang alam hasil proses abrasi atau korasi antara lain:

1. Ventifact

Beberapa sisa batuan berukuran bongkah – berangkal yang

dihasilkan oleh abrasi angin yang mengandung pasir akan

membentuk einkanter (single edge) atau dreikanter (three edge).

Einkanter terbentuk dari perpotongan antara pebble yang mempunyai

kedudukan tetap dengan arah angin yang tetap/konstan. Dreikanter

terbentuk dari perpotongan antara pebble yang posisinya overturned

akibat pengrusakan pada bagian bawah dengan arah angin yang

tetap atau dapat juga disebabkan oleh arah angin yang berganti-ganti

terhadap pebble yang mempunyai kedudukan tetap, sehingga

membentuk bidang permukaan yang banyak.

Gambar VI. 5. Macam – macam Ventifact.

2. Polish

Polish ini terbentuk pada batuan yang mempunyai ukuran butir halus,

digosok oleh angin yang mengandung pasir (sand blast) atau yang

mengandung silt (silt blast)yang mempunyai kekuatan lemah,

sehingga hasilnya akan lebih mengkilat, misalnya pada kwarsit akibat

erosi secara abrasi akan lebih mengkilat.

Gambar VI.6. Gambaran batuan yang berbutir halus yang salah satu

bagian sisinya telah dihaluskan oleh angin.

3. Grooves

Angin yang mengadung pasir dapat juga menggosok dan menyapu

permukaan batuan membentuk suatu alur yang dikenal sebagai

grooves. Pada daerah kering, alur yang demikian itu sangat jelas.

Alur-alur tersebut memperlihatkan kenampakan yang sejajar dengan

sisi sangat jelas.

Gambar VI. 7. Granodiorit berukuran berangkal yang mempunyai

lungang angin. Angin dari arah seko

4. Sculpturing (Penghiasan)

Batu jamur (mushroom rock) yaitu batu yang tererosi oleh angin yang

mengandung pasir sehingga bentuknya menyerupai jamur

(mushroom).

Gambar. VI.8. Mushroom rock.

5. Yardang

Pada batuan yang halus, abrasi oleh angin secara efektif memotong

sepanjang alur rekahan membentuk bentukan sisa yang berdiri

memanjang yang disebut yardang. Kehadiran rekahan-rekahan

mempunyai pengaruh penting pada orientasi beberapa yardang.

Material yang halus tertransport sedangkan lapisan yang resisten

membentuk perlapisan dengan material lain yang kurang kompak.

Gambar. VI.9 Proses terbentuknya Yardang.

Gambar VI.10. Yardang di Texas.

B. Bentang Alam Hasil Pengendapan Angin

Jika kekuatan angin yang membawa material berkurang atau jika

turun hujan, maka material-material yang terbawa oleh angin akan

diendapkan. Bentang alam hasil proses pengendapan oleh angin ini

dibedakan menjadi 2 yaitu: dune dan Loess

B.1. Dune

Dune adalah suatu timbunan pasir yang dapat bergerak atau

berpindah, bentuknya tidak dipengaruhi oleh bentuk permukaan

ataupun rintangan. Berdasarkan ukurannya, hasil proses

pengendapan material pasir, yaitu ripples, dunes dan megadunes

• Ripples lebar berukuran 5 cm - 2m dan tinggi 0,1 – 5 cm

• Dunes lebar 3 – 600 m dan tinggi 0,1 – 15 m

• Megadunes lebar 300 – 3 km dan tinggi 20 – 400 m

Gambar VI.11. (a) Ripples, (b) Dunes dan (c) Megadunes

Tipe-tipe dune ini menurut Hace (1941, dalam Thornbury, 1964)

digolongkan menjadi 3, yaitu:

a. Transversal Dune

Transversal dune merupakan punggungan-punggungan pasir yang

berbentuk memanjang tegak lurus dengan arah angin yang dominan.

Bentuk ini tidak dipengaruhi oleh tumbuh-tumbuhan.

Gambar VI.12. Transversal Dune di Namibia.

b. Parabolic Dune

Parabolic dune merupakan dune yang berbentuk sekop/sendok atau

berbentuk parabola. Bentuk ini dipengaruhi oleh adanya tumbuh-

tumbuhan.

Gambar VI.13. Sketsa Parabolic Dunes.

c. Longitudinal Dune

Longitudinal dune merupakan punggungan-pungungan pasir yang

terbentuk memanjang sejajar dengan arah angin yang dominan.

Material pasir diangkut secara cepat oleh angin yang relatif tetap

Gambar. VI.14. Sketsa Longitudinal Dune.

Gambar. VI.15 Longitudinal Dune di Mesir.

Klasifikasi menurut Emmon’s (1960) bentuk-bentuk dune dapat

bermacam-macam, tergantung pada banyaknya pertambahan pasir,

pengendapan di tanah, tumbuh-tumbuhan yang menghalangi dan juga

arah angin yang tetap. Berdasrkan hal-hal tersebut, maka tipe-tipe

dune digolongkan menjadi :

1. Lee dune (Sand Drift)

Lee dune/sand drift adalah dune yang berkembang memanjang,

merupakan punggungan pasir yang sempit, berada di belakang

batuan atau tumbuh-tumbuhan. Dune ini mempunyai kedudukan

tetap, tetapi dengan adanya penambahan jumlah pasir yang banyak

maka dapat juga menjadi jenis dune yang bergerak dari ujung sand

drft.

Gambar VI.16. Sand Drift di Navajo Reservation.

2. Longitudinal dune

Longitudinal dune mempunyai arah memanjang searah dengan arah

angin yang efektif dan dominan. Terbentuk karena angin tertahan oleh

rumput atau pohon-pohon kecil. Kadang-kadang berbentuk seperti

lereng dari suatu lembah.

3. Barchan

Barchan terbentuk pada daerah yang terbuka, tak dibatasi oleh

topografi/tumbuh-tumbuhan dimana arah angin selalu tetap dan

penambahan pasir terbatas dan berada di atas batuan dasar yang

padat. Barchan ini berbentuk koma dengan lereng yang landai pada

bagian luar, serta mempunyai puncak dan sayap.

Gambar VI.17. Barchan.

4. Seif

Seif adalah longitudinal dune yang berbentuk barchan dengan salah

satu lengannya jauh lebih panjang akibat kecepatan angin yang lebih

kuat pada lengan yang panjang. Misalnya di Arabian Sword, seif

berasosiasi dengan barchan dan berkebalikan antara barchan

menjadi seif. Perubahan yang lain misalnya dari seif menjadi lee

dune.

Gambar VI.18 Seif Dune di Saudi Arabia.

5. Transversal dune

Transversal dune terbentuk pada daerah dengan penambahan pasir

yang banyak dan kering, angin bertiup secara tetap misalnya pada

sepanjang pantai. Pasir yang banyak itu akan menjadi suatu timbunan

pasir yang berupa punggungan atau deretan punggungan yang

melintang terhadap arah angin.

6. Complex dune

Complex dune terbentuk pada daerah dengan air berubah-ubah, pasir

dan vegetasi agak banyak. Barchan, seif dan transversal dune yang

berada setempat-tempat akan berkembang sehingga menjadi penuh

dan akan terjadi saling overlap sehingga akan kehilangan bentuk-

bentuk aslinya dan akan mempunyai lereng yang bermacan-macam.

Keadaan ini disebut sebagai complex dune. Menurut Emmons (1960,

dalam Thornbury, 1969), dune ini biasanya mempunyai ketinggian

antara 6 – 20 m, tetapi beberapa dune dapat mencapai ketinggian

beberapa puluh meter. Sedangkan kecepatan bergerak atau

berpindahnya berbeda-beda tergantung pada kondisi daerahnya.

Biasanya tidak lebih dari beberapa meter per tahun, tetapi ada juga

yang sampai 30 m per tahun.

Gambar VI.19. Complex Dune.

B.2. Loess

Daerah yang luas tertutup material-material halus dan lepas disebut

Loess. Beberapa endapan loess yang dijumpai di Cina barat

mempunyai ketebalan sampai beberapa ratus meter. Sedangkan di

tempat lain kebanyakan endapan loess tesebut hanya mencapai

beberapa meter saja. Beberapa endapan loess menutupi daerah yang

sangat subur. Penyelidikan secara mikroskopis memperlihatkan

bahwa loess berkomposisi partikel-partikel angular dengan diameter

kurang dari 0,5 mm terdiri dari kuarsa, feldspar, hornblende dan mika.

Kebanyakan butiran-butiran tersebut dalam keadaan segar atau baru

terkena pelapukan sedikit. Kenampakan itu menunjukkan bahwa loess

tersebut merupakan hasil endapan dari debu dan lanau yang diangkut

dan diendapkan oleh angin.

Gambar. VI.20. Macam – macam Loess.

http://aryadhani.blogspot.com/2009/05/bentang-alam-eolian.html

bentang alam karst

BENTANG ALAM KARS

V.1. Pendahuluan

Karst adalah istilah dalam bahasa Jerman yang diambil dari istilah

Slovenian kuno yang berarti topografi hasil pelarutan (solution

topography) (Blomm,1979). Menurut Jenning (1971, dalam Blomm

197), topografi karst didefinisikan sebagai lahan dengan relief dan

pola penyaluran yang aneh, berkembang pada batuan yang mudah

larut (memiliki derajat kelarutan yang tinggi) pada air alam dan

dijumpai pada semua tempat pada lahan tersebut. Flint dan Skinner

(1977) mendefinisikan topography karst sebagai daerah yang

berbatuan yang mudah larut dengan surupan (sink) dan gua yang

berkombinasi membentukk topografi yang aneh (peculiar topography)

dan dicirikan oleh adanya lembah kecil, penyaluran tidak teratur,

aliran sungai secara tiba-tiba masuk kedalam tanah meninggalkan

lembah kering dan muncul sebagai mata air yang besar.

Berdasarkan kedua definisi diatas maka dapat ditetapkan suatu

pengertian tentang topografi karst yaitu : “Suatu topografi yang

terbentuk pada daerah dengan litologi berupa batuan yang mudah

larut, menunjukkan relief yang khas, penyaluran yang tidak teratur,

aliran sungainya secara tiba-tiba masuk kedalam tanah dan

meninggalkan lembah kering untuk kemudian keluar ditempat lain

sebagai mata air yang besar”.

Dari sebaran batugamping yang ada, Indonesia merupakan wilayah

yang potensial sebagai kawasan kars. Dari kondisi geologinya

Indonesia kaya akan batugamping. Tetapi tidak semua batugamping

yang ada diwilayah Indonesia dapat berkembang menjadi bentang

alam kars. Beberapa wilayah di Indonesia yang dapat ditemukan

bentang alam kars, yaitu :

- Pulau Sumatra, bentang alam dipulau Sumatra sangat kurang

sangat berkembang, hanya sebagian tempat di Aceh, Sumatra Barat

(Singkarak) dan Sumatra Selatan

- Pulau Jawa, sebaran batugamping dipulalau Jawa umumnya berada

dibagian selatan dan beberapa diantaranya berkembang menjadi

kawasan kars yang penting serta terkenal di kalangan pemerhati kars.

Kawasan bentang alam kars tersebut berada didaerah Gombong

Selatan dan Gunung Sewu

- Pulau Kalimantan, dari ekspedisi speleogi dari tim prancis yang

dilakukan pada tahun 1980-an (ESFIK-1982, 1983) melaporkan

bentang alam kars di wilayah pegunungan Mangkalit, Kalimantan

TImur. Di Kalimantan Tengah dapat dijumpai bentang alam kars yang

meliputi Gunung Haje dan Gunung Menunting di Muara Teweh. Di

Klaimantan Selatan terdapat diwilayah Pegunungan Meratus yang

penyebarannya terputus-putus.

- Pulau Sulawesi, benrkembang bentang alam kars sangat

baikterutama Sulawesi Selatan. Bentang alam kars Maros sangat

terkenal dan telah diadakan penelitian serta didapat data sedikitnya

29 gua yang harus dilindungi.

- Pulau Sumbawa, bentang ala mini terdapat didaerah Waingapu,

Sumbawa Barat yang nilai ekonomisnya berupa sumber daya air

dengan debit kurang lebih 1000 lt/dt (MENLH & Yayasan Jatidiri,

1998).

- Pulau Irian Jaya, Pulau Irian merupakan pulau yang kaya akan

sebaran batugamping yang berkembang menjadi bentang alam kars.

Kawasan kars terdapat didaerah Wamena-Pegunungan

Trikoradengan nilai ilmiah berupa dolina raksasa, gua terdalam,

sungai bawah tanah terbesar serta didaerah Biak dan pulau Misool

dengan nilai peninggalan arkeologi. Kawasan bentang alam kars di

Irian Jaya merupakan satu-satunya formasi batuan yang paling baik

mengandung air (MENLH & Yayasan Jatidiri, 1998)

V.2. Faktor-faktor yang Mempengaruhi Bentang Alam Karst

V.2.1. Faktor Fisik

Faktor fisik yang mempengaruhi pembentukan topografi karst meliputi

ketebalan batugamping, porositas dan permeabilitas batugamping

serta intensitas struktur (kekar) yang mengenai batuan tersebut.

1. Ketebalan Batugamping

Menurut Von Engeln, batuan mudah larut (dalam hal ini batugamping)

yang baik untuk perkembangan topografi karst harus tebal.

Batugamping tersebut da[at masif atau terdiri dari beberapa lapisan

yang membentuk satu unit batuan yang tebal, sehingga mampu

menampilkan topografi karst sebelum batuan tersebut habis

terlarutkan dan tererosi. Ritter (1978) mengemukakan bahwa

batugamping yang berlapis (meskipun membentuk satu unit yang

tebal), tidak sebaik batugamping yang massif dan tebal dalam

pembentukan topografi karst ini. Hal ini dikarenakan material sukar

larut dan lempung yang terkonsentrasi pada bidang perlapisan akan

mengurangi kebebasan sirkulasi air untuk menmbus seluruh lapisan.

Sebaliknya pada batugamping yang massif, sirkulasi air akan berjalan

lancer sehingga mempermudah terjadinya proses karstifikasi.

2. Porositas dan Permeabilitas

Kedua hal ini berpengaruh terhadap sirkulasi air dalam batuan.

Menurut Ritter (1978), porositas primer ditentukan oleh tekstur batuan

dan berkurang oleh proses sementasi, rekristaslisasi dan penggantian

mineral (missal dolomitisasi) sehingga porositas primer tidak begitu

berpengaruh terhadap proses karstifikasi. Sebaliknya dengan

porositas sekunder yang biasanya terbentuk oleh adanya retakan atau

pelarutan dalam batuan. Porositas (baik primer maupun sekunder)

biasanya mempengaruhi permeabilitas yaitu kemampuan batuan

batuan untuk melalukan air. Disamping itu permeabilitas juga

dipengaruhi oleh adanya kekar yang saling berhubungan dalam

batuan. Semakin besar permeabilitas suatu batuan maka sirkulasi air

akan berjalan semakin lancer sehingga proses karstifikasi akan

semakin intensif.

3. Intesitas Struktur Terhadap Batuan

Intersitas struktur terutama kekar sangat berpengaruh terhadap

proses karstifikasi. Disamping kekar dapat mempertinggi

permeabilitas batuan, zona kekar merupakan zona yang lemah yang

mudah mengalami pelarutan dan erosi sehingga dengan adanya

kekar dalam batuan proses pelarutan dan erosi berjalan intensif. Ritter

(1978) mengemukakan bahwa kekar biasanya terbentuk dengan pola

tertentu dan berpasangan (kekar gerus), tiap pasang membentuk

sudut antara 70° sampai 90° dan mereka saling berhubungan. Hal

inilah yang menyebabkan kekar dapat mempertinggi porositas dan

permeabilitas sekaligus sebagai zona lemah yang menyebabakan

proses pelarutan dan erosi berjalan lebih intensif. Apabila intensitas

pengkekaran sangat tinggi maka batuan menjadi mudah hancur atau

tidak memiliki kekauatan yang cukup. Disamping itu permeabilitas

mejadi sangat tingi sehingga waktu sentuh batuan dan air sangat

cepat. Hal ini menghambat proses kartifikasi (Ritter, 1978). Adanya

control struktur dalam pembentukan topografi karst ini diberikan

contoh pada pembentukan gua (gambar V.1.)

Gambar V.1. Sketsa gua yang dikontrol oleh kekar 

V.2.2. Faktor Kimiawi

Faktor kimiawi yang berpengaruh dalam proses karstifikasi adalah

kondisi kimia batuan dan kondisi kimia media pelarut.

1. Kondisi Kimia Batuan

Kondisi kimia batuan yang dimaksud adalah komposisi dan sifat kimia

(kelarutannya).

Secara umum berdasarkan komposisinya batugamping dapat

dikelompokkan menjadi beberapa kelompok, tetapi sesuai dengan

namanya, batugamping sedikitnya mengnadung 50% mineral

karbonat ynag umumnya berupa kalsit (CaCO3). Dua jenis mineral

karbonat yang umum ada pada batugamping adalah kalsit dan

dolomite (Sweeting, 1973 dalam Ritter, 1978). Menurut Leigton dan

Pendextel (1962 dalam Ritter, 1978), bila batuan mengandung mineral

dolomite lebih dari 50% maka batuannya disebut dolomite dan bila

batuannya mengandung mineral kalsit lebih dari 50% maka batuannya

disebut batugamping. Batugamping inilah yang mempunyai

kecenderungan untuk membentuk topografi karst.

Corbel (1957 dalam Ritter, 1978) menyebutkan bahwa untuk

membentuk topografi karst diperlukan sedikitnya 60% kalsit dalam

batuan. Untuk perkembangan topografi karst yang baik diperlukan

kurang lebih 90% kalsit dlam batuan tersebut, tetapi bila kandungan

mineral kalsit lebih dari 95% (batugamping murni, misal kalk) maka

batuan tersebut tidak memiliki kekuatan yang cukup untuk

pembentukan topografi kars. Topografi kars yang dapat terbentuk

pada kalk hanya lembah kering, lubang pelarutan (solution pits) dari

lubang-lubang yang dangkal (swallows holes) atau bentuk minor yang

terdapat dipermukaan lainnya (Twidale, 1976). Selanjutnya

dikemukakan pula bahwa dolomit mempunyai pelarutan dan kekuatan

(strength) yang lebih kecil dibanding kalsit (batugamping), sehingga

perkembangan topografi kars pada dolomit lebih jelek dibandingkan

dengan perkembagan kars pada batugamping. Topografi kars yang

dapat berkembang pada dolomit adalah surupan kecil, depresi yang

dangkal dan beberapa depresi dengan lantai dasar dan dinding yang

terjal.

2. Kondisi Kimia Media Pelarut

Media pelarut dalam proses karstifikasi adalah air alam (natural water)

(Jehning, 1971 Vide Bloom, 1979). Kondisi kimiawi media pelarut ini

sangat berpangaruh pada proses karstifikasi.

Flint dan Skinner (1979) mengemukakan bahwa kalsit sangat sulit

lartu dalam air murni, akan tetapi ia akan larut dalam air yang

mengandung asam. Dialam, air hujan akan mengikat karbondioksida

(CO2) dari udara dan dari tanah disekitarnya membentuk air /larutan

yang bersifat asam yaitu asam karbonat (H2CO3). Larutan inilah yang

akan melarutkan batugamping. Dengan demikian bahwa sifat kimiawi

media pelarut sangat dipengaruhi oleh banyaknya karbondioksida

yang diikatnya.

Disamping membentuk larutan asam, karbondioksida didalam air akan

meningkatkan tekanan parsial CO2 dalam larutan tersebut. Tekanan

parsial CO2 yang tinggi dalam larutan akan mempertinggi

kemampuan larutan untuk melarutkan kalsit.bloom (1979)

menyebutkan bahwa tekanan parsial CO2 pada air yang mengandung

udara (aerated aqueous) hanya 30 pa dan CaCO3 yang dapat

dilarutkannya kurang lebih hanya 63 mg/lt, tetapi pada kondisi tidak

ada udara (anaerobic) tekanan parsial CO2 meningkat sampai 30 Kpa

dan CaCO3 yang dapat dilarutkannya mencapai 700 mg/lt.

3. Faktor Biologis

Aktifitas biologis dapat mempengaruhi pembentukan topografi kars,

baik secara langsung maupun tidak langsung. Menurut Bloom (1979)

aktifitas biologis (dalam hal ini tumbuh-tumbuhan dan mikrobiologis)

dapat menghasilkan humus yang akan menutupi batuan dasar.

Humus ini menyebabkan batuan dasar tersebut menadi anaerobik,

sehingga air permukaan yang masuk sampai kebatuan dasar (sampai

zona anaerob) tekanan parsial CO2nya bertambah besar sampai 10

kali lipat dibanding dengan saat dia berada dipermukaan. Karena

tekanan parsial CO2 naik, maka kemampuan air untuk melarutkan

batuan menjadi lebih tinggi. Dengan demikian berarti dengan

terbentuknya humus oleh aktifitas biologis, maka proses karstifikasi

berjalan lebih internsif.

Disamping meningkatkan tekanan parsial CO2 dalam larutan, pada

saat pembentukan humus juga terjadi proses dekomposisi material

organic yang menghasilkan karbondioksida (CO2). Karbondioksida ini

disebut dengan biogenic CO2, yang merupakan bagian terbesar dari

kandungan CO2 didalam tanah (Ritter, 1978). Dengan demikian

berarti bahwa aktifitas biologis juga menambah suplay CO2 didalam

tanah dan CO2 ini akan diikat oleh air tanah sehinga lebih reaktif.

Aktifitas biologis kecuali meningkatkan tekanan parsial CO2 dan

menambah kadar CO2 dalam tanah juga dapat berpengaruh secara

langsung dalam pembentukan topografi kars. Folk, dkk (1973) Vide

Ritter (1978) menyebutkan bahwa pembentukan phytokarst

dipengeruhi oleh tetumbuhan (dalam hal ini algae) secara langsung.

Algae yang hidup pada betugamping melekat dan menembus

permukaan batugamping tersebut sedalam 0,1 – 0,2 mm. Algae ini

juga menghasilkan larutan asam yang kemudian melarutkan batuan

disekitar tempat tumbuhnya, akibat permukaan batugamping tersebut

berlekuk-lekuk dengan lubang-lubang yang saling berhubungan dan

bentuk tepinya tajam-tajam.

4. Faktor Iklim dan Lingkungan

Iklim dan lingkungan merupakan dua hal yang sering kali sulit untuk

dipisahkan. Lingkungan dalam arti sempit adalah kondisi disekitar

tempat yang dimaksud (dalam hal ini adalah lahan pembentukan

topografi kars) dan lingkungan dalam arti luas meliputi seluruh aspek

biotik dan abiotik yang ada didaerah yang dimaksud.

Didalam membahas lingkungan dalam arti sempit, Von Engeln (1942)

mengemukakan bahwa kondisi lingkungan yang mendukung

pembentukan topografi kars adalah adanya lembah besar yang

mengelilingi tempat yang tinggi, yang terdiri dari batuan mudah larut

(batugamping) yang terkekarkan dengan intensif. Kondisi ini

menyebabkan air tanah pada tempat yang tinggi dapat turun ,

menembus batugamping tersebut dan melarutkannya dengan bebas.

Selanjutnya air tanah tersebut msuk kedalam lembah sebagai air

permukaan.

Disamping itu Ritter (1978) menyebutkan bahwa kondisi lingkungan

disekitar batugamping harus lebih rendah, atau dengan kata lain

batugamping tersebut haurs memiliki elevasi yang lebih tinggi

dibanding lingkungan disekitarnya. Kondisi lingkungan seperti ini

menyebabkan sirkulasi air dapat berjalan dengan baik sehingga

proses karstifikasi dapat berjalan lebih intensif.

Lingkungan dalam arti luas mencakup kondisi biotik (aktifitas biologis)

dan kondisi abiotik (suhu, curah hujan, presipitasi dan penguapan)

daerah yang dimaksud. Kondisi biotik dan abiotik disuatu daerah

sangat ditentukan oleh iklim daerah tersebut (Bloom, 1979).

Selanjutnya dikemukakan pula bahwa kondisi biotik dan abiotik

tersebut sangat mempengaruhi proses eksogenik, yaitu baik

pelapukan ataupun pelarutan batugamping. Dengan demikian berarti

bahwa iklim sangat mempengaruhi proses eksogenik pada suatu

daerah.

Daerah yang beriklim tropis basah (lintang 0° – 13°) curah hujan

cukup tingggi, kombinasi suhu dan presipitasi ideal untuk

berlangsungnya proses pelarutan sehingga proses karstifikasi

berjalan sangat bagus (Riter, 1978). Selain itu sikulasi air tanah

sangat baik, tumbuh-tumbuhan lebah dan aktifitas mikroba cukup

tinggi sehingga sangat mendukung terjadinya proses karstifikasi. Air

tanah didaerah ini sangat reaktif untuk pelarutan dan suhu udara

cukup tinggi sehinga reaksi kimia untuk melarutkan batugamping

berjalan lebih cepat. Menurut Bloom (1979), air tanah didaerah tropis

mengandung asam organic dan komponen nitrat sehingga

agrasifitasnya naik. Dengan kondisi daerah semacam ini maka

topografi kras dapat berjalan dengan baik didaerah beriklim tropis

basah. Topografi kars yang dapat terbentuk pada daerah tropis basah

sangat bervariasi baik konstruksional maupun topografi sisa.

V.3. Proses Pembentukan Topografi Kars

Von Engeln (1942) menyebutkan bahwa kondisi batuan yang

menunjang terbentuknya topografi kars ada 4 , yaitu :

- mudah larut dan berada dipermukaan atau dekat dengan

permukaan 

- masif, tebal dan terkekarkan

- berada pada daerah yang curah hujannya sedang sampai tinggi 

- dikelilingi oleh lembah sehingga air permukaan dapat melalui

rekahan-rekahan yang ada pada batuan sambil melarutkannya

Pembentukan topografi kars dimulai pada saat air permukaan

memasuki rekahan yang diikuti oleh pelarutan batuan pada zona

rekahan tersebut (Gambar V.2).

Gambar V.2. Diagram aliran air didalam batugamping melalui rekahan

(a) dan gua (b).

Akibatnya adanya proses pelarutan tersebut, rekahan yang ada

menjadi semakin lebar, akhirnya membentuk sungai bawah tanah

atau gua.

Davis (1930, dalam Bloom, 1979) mengemukakan teori pembentukan

gua yang dikenal sebagai deep phreatic theory yang mengemukakan

bahwa gua terbentuk ditempat yang jauh dibawah muka airtanah

karena aliran air preatik dapat mencapai tempat yang sangat dalam.

Apabila suatu saat ada suatu sebab yang menyebabkan gua tersebut

beerada diatas muka airtanah, misalnya pengangkatan atau ada

penurunan muka airtanah, maka didalam gua tersebut akan terdapat

ruangan yang hanya berisi udara (atmosfer gua). Dengan demikian

maka airtanah yang bergerak dari atas dan masuk kedalam gua

tersebut akan menetes kedasar atau lantai gua. Pada saat airtanah

yang membawa larutan kalsium bikarbonat menetes kedalam gua

maka gas CO2 dari larutan tersebut berdifusi dan masuk kedalam

atmosfer gua, akibatnya akan terendapkan mineral kalsit baik

ditempat jatuhnya airtanah maupun pada tempat menetesnya airtanah

tersebut (Sanders, 1981). Endapan kalsit tersebut membentuk

Stalagtit dan Stalagmite atau dikenal dengan nama Speleothem.

Dengan adanya gua dan sungai bawah tanah ini maka dapat

terbentuk depresi tertutup yan gdisebut surupan. Surupan (dolines)

terbentuk bila atap gua atau sungai bawah tanah runtuh , dan surupan

yang terbentuk ini dikenal dengan nama collapse dolines atau

subjacent kars collapse dolines. Selanjutanya Bloom (1979)

mengemukakan bahwa surupan dapat terbentuk oleh proses

pelarutan pada saat air permukaan memasuki rekahan pada batuan.

Surupan jenis ini disebut solution dolines. Perkembangan surupan

runtuhan (collapse dolines) dan surupan pelaurutan (solution dolines)

digambarkan oleh Longwell dkk (1948) seperti gambar V.3.

Gambar V.3. Perkembangan collapse dolines akibat runtuhnya atap

gua (Longwell, 1949).

Pekembangan surupan runtuhan dimulai dengan adanya rongga

bawah tanah (gua) pada batugamping. Kemudian gua tersebut

mengalami pelebaran bersma-sama dengan berkembangnya

Stalagmit dan Stalagtit. Fase selanjutnya adalah runtuhnya atap gua

tersebut dan membentuk surupan yang bentuknya tidak teratur.

Surupan pelarutan mulai berkembang saat terjadi pelebaran kekar

vertical oleh pelarutan (Gambar V.4.a). Kemudian terjadi pelebaran

kekar tersebut sehingga mambentuk celah yang lebih lebar. Tampak

pada gambar V.4.b. dan V.4.c, bahwa pelarutan lebih efektif pada

daerah yang dekat dengan permukaan. Fase selanjutnya lapisan

penutup dipermukaan terbuka sehingga terbentuk surupan (gambar

V.4.d).

Gambar V.4. Perkembangan surupan akibat adanya pelarutan pada

batugamping yang terkekarkan (Longwell, 1948).

Selain yang tersebut diatas, sururpan juga dapat terbentuk oleh

proses subsiden pada material sukar larut yang menutup batuan

mudah larut . surupan jenis ini disebut subsidence dolines.

Apabila surupan-surupan yang berdekatan berkembang sehingga

saling berhubungan dan membentuk suatu depresi besar dengan

lantai dasar yang bergelombang, maka depresi ini disebut Uvala.

Jenning (1967, dalam Ritter, 1978) menyebutkan bahwa uvala dapat

tersusun oelh 14 buah doline dengan ukuran yang bervariasi dan

beraneka ragam. Selanjutnya disebutkan pula bahwa bila depresi

yang besar tersebut memanjang searah jurus perlapisan atau

sepanjang zona lemah structural, lantai dasarnya datar dan

dindingnya curam maka disebut Polje.

Proses pelarutan pada batuan karbonat (batugamping) meninggalkan

morfologi sisa pelarutan. Perkembangan morfologi sisa ini menurut

Jackues (1977, dalam Van Zuidam, 1979) dapat dibagi dalam empat

fase. Keempat fase tersebut adalah (Gambar V.5).

Gambar V.5. Diagram yang menunjukkan perkembanagan morfologi

sisa pelarutan (Jackues 1977, dalam Van Zuidam, 1979).

Fase I. Terjadi pelarutan pada batuan yang terkekarkan sehingga

membentuk lembah yang ekmudian merupakan zona yang lebih cepat

mengalami pelarutan (zona A) dibanding dengan zona B yang tidak

mengalami pengkekaran (gambar V.5.1).

Fase II. Karena zona A lebih cepat mengalami pelarutan maka pada

zona ini segera terbentuk lembah yang dalam, sementara pada zona

B masih berupa dataran tinggi dengan gejala pelarutan dibeberapa

tempat (gambar V.5.2)

Fase III. Pelarutan pada kedua zona tersebut terus berjalan sehingga

pada fase ini mulai terbentuk kerucut-keucut kars pada zona B. pada

kerucut kars ini tingkat pelarutan /tingkat erosi vertikalnya lebih kecil

dibanding dengan lembah disekitarnya (Gambar V.5.3)

Fase IV. Karena adanya erosi lateral dan korosi oleh aliran sungai

maka zona A berada pada batas permukaan erosi dan pada zona B

erosi vertikalnya telah berjalan lebih lanjut sehinga hanya tinggal

beberapa morfologi sisa saja. Morfologi sisa ini sering disebut dengan

Menara Kars. Apabila menara-menara kars terebut terisolasi satu

dengan yang lainnya dan dikelilingi oleh dataran alluvial, maka

morfologi ini disebut sebagai Mogote atau Pepino Hill (gambar 5.4)

Morfologi sisa berkembang baik pada daerah yang beriklim tropis

basah, karena proses erosi dan pelarutan sangat intensif pada daerah

ini (Bloom, 1979).

V.4. Bentang Alam Hasil Proses Karstifikasi

Nama Kars menurut Thornbury (1964) dipakai pertama kali untuk

menamakan sebuah daerah di Italia yaitu Carso. Daerah Carso

merupakan dareah seluas kurang lebih 38.500 km2 dengan

ketinggian mencapai 2.500 m yang litologinya berupa batugamping

dimana gejala topografi kars berkembang baik didaerah ini. Daerah

kars yang dimaksud tepatnya berada disebelah timur laut Laut Adriatic

(Gambar V.5).

Bentuk morfologi yang menyusun suatu bentang alam kars dapat

dibedakan menjadi dua macam (Srijono, 1984, dalam Widagdo,

1984), yaitu bentuk-bentuk konstruksional dan bentuk-bentuk sisa

pelarutan.

Gambar V.6. Daerah yang merupakan daerah topografi kars

V.4.1. Bentuk-bentuk Konstruksional

Bentuk konstruksional adalah bentuk topogrfi yang dibentuk oleh

proses pelarutan batugamping atau pengendapan material karbonat

yang dibawa oleh air. Berdasarkan ukurannya, topografi

konstruksional dapat dikelompokkan menjadi dua macam, yaitu

bentuk-bentuk minor dan bentuk-bentuk mayor. Menurut Bloom

(1979), yang dimaksud dengan bentang alam kars minor adalah

bentang alam yang tak dapat diamati pada foto udara atau peta

topografi, sedang bentang alam kars mayo adalah bentang alam yang

dapat diamati baik didalam foto udara atau peta topografi.

Bentuk-bentuk topografi kars minor adalah :

a. Lapies

Merupakan bentuk tak rata pada permukaan batugamping akibat

adanya proses pelarutan, penggerusan atau karena proses lain.

Lapies (bahasa Prancis) sering disebut Karren (bahasa Jerman) atau

Clints (bahasa Inggris) (Thornbury, 1964). Ritter (1978)

mengklasifikasikan Karren berdasar bentuknya menjadi dua

kelompok, yaitu yang mempunyai bentuk lurus dan bentuk melingkar

seperti bulan sabit (lihat tabel 5.1)

Tabel 5.1. klasifikasi Karren (lapies) (Ritter, 1979)

Bentuk Nama Keterangan

Linier/kurva linier Solution Flutes Berupa lekukan halus, lurus,

kedalaman 1-2 cm, lebar kira-kira 2 cm, seragam, panjang 10 cm –

beberapa meter, antar celah dibatasi oleh pematang yang tajam,

terorientasi searah dengan slope.

Solution Runnels Berupa aluran terbatas, dalamnya kira-kira 40 cm,

lebar 40 – 50 cm, panjang lebih dari 2 cm, bila terjadi pada bidang

kekar atau bidang perlapisan disebut grikes

Solution Ripple

(Gelombang Pelarutan) Berupa gelembur gelombang yangtegak lurus

terhadap slope, tingginya 10 – 50 cm, terbentuk pada permukaan

miring yang curam

Melingkar (bulan sabit) Lubang pelarutan air hujan (rain pits) Berupa

lubang kecil pada permukaan yang datar, diameternya 3 cm,

dalamnya 2 cm, terbentuk oleh tetesan air hujan

Solution Pans Berupa cekungan dengan lantai yang datar,

diameternya 1 – 50 cm, lebar 3 cm – 3 m, terbentuk pada batuan

dasar yang tertutup vegetasi

Lereng Pelarutan (Solution Bevels) Berupa jejak (treads) dan lereng

(scraps) yang datar dan licin, panjang treads 20 cm – 1 m, tinggi

scraps 3 – 5 cm, terbentuk oleh gerakanair diatas batuan dasar yang

miring rendah

Berdasarkan letak pembentukannya (origin), lapies dapat dibedakan

menjadi dua macam (Herak dan Stringfiels, 1972), yaitu lapies yang

originnya tersingkap dipermukaan dan lapies yang originya tidak

tersingkap dipermukaan / berada dibawah tanah dan lapies yang

originnya tersingkap dipermukaan. 

Gambar V.7. Kenampakan Karren/ Lapies pada batugamping

b. Kars Split

Adalah celah pelarutan yang terbentuk dipermukaan. Kars split

sebenarnya merupakan perkembangan dari kars-runnel (solution

runnel). Bila jumlah kars runnel banyak dan saling berpotongan maka

akan membentuk kars split (Srijono, 1984 dalam Widagdo, 1984).

c. Parit Kars

Adalah alur pada permukaan yang memanjang membentuk parit.

Srijono (1984), mengemukakan bahwa parit kars ini merupakan kars

split yang memajang sehingga membentuk parit kars.

d. Palung Kars

Adalah alur pada permukaan batuan yang besar dan lebar, dibentuk

oleh proses pelarutan. Kedalamannya dapat mencapai lebih dari 50

cm. biasanya terbentuk pada permukaan batuan yang datar atau

miring rendah dan dikontrol oleh struktur yang memanjang.

e. Speleothem

Adalah hiasan yang terdapat didalam gua yang dihasilkan oleh

endapan berwarna putih, bentuknya seperti tetesan air, mengkilat dan

menonjol. Hiasan ini merupakan endapan CaCO3 yang mengalami

presipitasi pada saat air tanah yang membawanya masuk kedalam

gua (Sanders, J.E., 1981). Macam-macam speleothems yang sering

dijumpai adalah Stalagtit, yaitu hiasan yang menggantung dilangit-

langit dan Stalagmit, yaitu hiasan yang berada didasar atau dilantai

gua serta Tiang Masif (Massife Column), yaitu hiasan yang terbentuk

bila stalagtit dan stalagmite bertemu. (lihat gambar V.8).

Gambar V.8. Stalaktit dan stalagmit yang hampir membentuk tiang

masif (massive column) (Samodra, 1997).

f. Fitokars

Adalah permukaan yang berlekuk-lekuk, dengan lubang-lubang yang

saling berhubungan. Antara lubang satu dengan yang lainnya dibatasi

oleh tepi-tepi yang tajam, sehingga memberikan bentuk seperti bunga

karang pada menara (pinnacles) kars. Morfologi ini terbentuk karena

adanya pengaruh aktifitas biologis, yaitu adanya algae yang yang

tumbuh didalam batugamping. Algae menutup permukaan dan masuk

kebawah permukaan sedalam 0,1 – 0,2 mm, tampaknya algae

tersebut tumbuh didalam batugamping dan menghasilkan larutan

asam yang dapat melarutkan batugampingnya sehingga membentuk

lubang-lubang (Bloom, 1979), (lihat gambar V.9).

Gambar V.9. Bentuk Pinnacle Karst

Bentuk-bentuk topografi kars mayor adalah :

a. Surupan

Yaitu depresi tertutup hasil pelarutan denagn diameter mulai dari

beberapa meter sampai beberapa kilometer, kedalamannya mencapai

ratusan meter dan bentuknya dapat bundar atau lonjong (oval),

(Twidale, 1967). Surupan (dolines) ini di Amerika Serikat disebut

sebagai sink atau sink-holey (Ritter, 1978).

Jenning (1971) dan Bloom (1979), mengemukakan bahwa ada lima

macam surupan yang dikenal yaitu surupan runtuhan (collapse

dolines), surupan pelarutan (solution dolines), subsidence dolines,

subjacent kars collapse dolines dan star-shape doline (Lihat gambar

V.10).

Gambar V.10. Lima macam surupan yang utama, dibedakan menurut

pembentukannya (Bloom, 1979).

b. Uvala

Adalah depresi tertutup yang besar, terdiri dari gabungan beberapa

doline, lantai dasarnya tidak rata. Jenning (1967) dalam Ritter (1978),

mengemukakan bahwa sebuah uvala terdiri dari 14 buah doline

dengan ukuran dan bentuk yang bervariasi. Ukuran diameternya

berkisar antara 5 – 1000 meter dan kedalamannya berkisar antara 1-

200 meter, dindingnya curam (Lihat gambar V.11)

c. Polje

Depresi tertutup yang besar dengan lantai dasar dan dinding yang

curam, bentuknya tidak teratur dan biasanya memanjang searah jurus

perlapisan atau zona lemah structural. Pembentukannya dikontrol

oleh litologi dan struktur dan mengalami pelebaran oleh proses korosi

lateral pada saat ia terisi air (Riiter, 1979). Polje mempunyai ukuran

yang sangat besar minimal dalam satuan kilometer persegi (Lihat

gambar V.11).

Gambar V.11. Memperlihatkan bentuk beberapa Uvala dan Polje

d. Jendela Kars

Adalah lubang pada atap gua yang menghubungkan antara ruang

dalam gua dengan udara diluar yang terbentuk karena atap gua

tersebut runtuh, (Twidale, 1976). Disamping itu jendela kars dapat

pula terbentuk pada atap sungai bawah tanah.

e. Lembah Kars (Kars Valley)

Adalah lembah atau alur yang besar yang terdapat pada lahan kars.

Lembah ini terbentuk oleh aliran air permukaan yang mengerosi

batuan yang dilaluinya. Secara umum, lembah kars dapat dibedakan

menjadi beberapa macam dengan sifat pembaeda yang jelas (Ritter,

1978). Dalam hal ini disebutkan ada empat macam lembah kars, yaitu

:

- Allogenic Valley, yaitu lembah yang bagian hulunya berada pada

batuan yang kedap air kemudian masuk kedalam daerah kars.

Panjang pendeknya lembah allogenik ini tergantung pada besar

kecilnya aliran yang membentuk, semakin besar alirannya maka

semakin panjag lembah yang terbentuk.

- Lembah Buta (Blind Valley), yaitu lembah atau sungai pada lahan

kars yang secara tiba-tiba berakhir pada suatu tempat dan biasanya

pada akhir lembah ini air permukaan tanah akan masuk kedalam

tanah. Bila suatu saat aliran dapat melampaui lembah tersebut (misal,

saat hujan lebat atau terjadi pencairan es), maka lembah ini disebut

sebagai semiblind valley, lihat gambar V.12.

Gambar V.12. Sayatan memanjang sebuah lembah buta (Riiter,

1978).

- Pocket Valley, yaitu lembah yang dimulai dari tempat keluarnya air

yang masuk melalui surupan. Pada umumnya pocket valley

berasosiasi dengan mata air yang besar yang keluar diatas batuan

kedap air yang terletak dibawah lapisan batugamping yang tebal.

Lembah in umumnya berbentuk huruf U dan memiliki tebing yang

curam, ukurannya tergantung besar kecilnya debit mata air yang

keluar. Sweeting (1973) dalam Ritter (1978) menyebutkan bahwa

panjang lembah ini dapat mencapai 8 km, lebar 1 km dan dalamnya

berkisar antara 300 - 400 meter.

- Lembah Kering (Dry Valleys), yaitu lembah pada lahan kars yang

mirip dengan lembah fluviatil, hanya saja (sesuai dengan namanya)

lembah ini tidak berfungsi sebagai penyaluran air permukaan (kering),

karena air hujan yang jatuh dan masuk kedalam lebah ini dengan

segera akan meresap kedalam retakan batuan dasarnya.

f. Gua (Cave), yaitu serambi tau ruangan bawah tanah yang dapat

dicapai dari permukaan dan cukup besar bila dimasuki oleh manusia

(Sanders, 1981). Gua seringkali teridir dari rangkaian ruangan

sehingga kedalamannya dapat mencapai ratusan meter (Lihat gambar

V.13).

Gambar V.13. Mulut Gua Semuluh di Gunung Sewu yang bentuknya

dipengaruhi oleh kekar (Samodra, 1996).

g. Terowongan dan Jembatan Alam, yaitu lorong bawah tanah yang

terbentuk oleh pelarutan dan penggerusan air tanah atau oleh aliran

bawah tanah (Von Engeln, 1942). Terowongan alam memiliki ukuran

yang bervariasi artinya dapat berukuran besar atau kecil. Sebagai

contoh, terowongan di Virginia dapat berukuran mencapai 275 meter,

tingginya 23 meter dan lebarnya 40 meter.

Suatu ketika atap terowongan alam tersebut runtuh, sehingga panjang

terowongan tersebut semakin berkurang, akibatnya suatu saat

morofologi yang terbentuk lebih tepat disebut dengan Jembatan Alam

(Von Engeln, 1942).

Selanjutnya dikemukakan pula bahwa jembatan alam juga dapat

terbentuk oleh proses pelautan saja. Apabila jembatan alam tersebut

terbentuk oleh proses pelarutan batuan oleh air tanah maka disebut

sebagai Jembatan Kars (Kars Briges). 

V. 4.2. Bentuk-bentuk Sisa Pelarutan

Yang dimaksud dengan bentuk morfologi sisa pelarutan adalah

morfologi yang terbentuk karena pelarutan dan erosi sudah berjalan

sangatlanjut sehingga meninggalkan sisa yang khas untuk lahan kars.

Morfologi sisa dapat berkembang baik terutama pada daerah yang

beriklim tropis basah (Bloom, 1979). Macam-macam bentuk morfologi

sisa yaitu :

a. Kerucut Kars, yaitu bukit kars yang berbentuk kerucut, berlereng

terjal dan dikelilingi oleh depresi yang biasanya disebut sebagai

bintang (Ritter, 1978).

Kerucut kars sering disebut sebagai kegelkars (bahasa Jerman). Pada

kenyataannya kerucut kars sering kali lebih mirip setengah bola

dibanding dengan bentuk kerucut (Lehman, 1963, dalam Bloom,

1979) (gambar V.14). Depresi tertutup yang mengelilingi bukit sisa

biasanya terbentuk bintang dan tidak teratur sering disebut sebagai

cockpits dan terbentuk oleh proses pelarutan sepanjang zona kekar

atau patahan (Sweeting, 1958 dalam Ritter, 1978).

Gambar IV.14. Bukit-bukit batugamping berbentuk kerucut membulat

penyusun kars Gunung Sewu (Samodra, 1996).

b. Menara Kars, adalah bukit sisa pelarutan dan erosi berbentuk

menara dengan lereng yang terjal, tegak atau menggantung, terpisah

satu dengan yng lain dan dikelilingi oleh dataran alluvial (Ritter, 1978).

Menurut Jenning (1971) dalam Ritter (1978) menara kars dan kerucut

kars dibedakan dalam hal keterjalan lereng dan adanya rawa /

dataran alluvial yang mengelilinginya. Menara kars disebut juga

pepino hill atau haystack atau turmkarst. Contoh menara kars yang

baik adalah menara kars yang terdapat di Kweilin, Propinsi Kwangsi,

China (Gambar V.15).

Gambar V.15. Menara Kars di Halong Bay, Vietnam.

c. Mogote, adalah bukit terjal yang merupakan sisa pelarutan dan

erosi, umumnya dikelilingi oleh dataran alluvial yang hampir rata (flat).

Bentuknya kadang-kadang tidak simetri antara sisi yang mengarah

kearah datangnya angin dengan sisi sebaliknya (Ritter, 1978)

(Gambar 18). Mogote dan menara kars dibedakan dari bentuk dan

keterjalan lereng sisi-sisinya.

Gambar 16. Kenampakan morfologi Mofote

http://aryadhani.blogspot.com/2009/05/bentang-alam-karst.html

bentang alam fluvial

BENTANG ALAM FLUVIAL

III.1. Proses Fluviatil

Bentang alam fluvial merupakan satuan geomorfologi yang erat

hubungannya dengan proses fluviatil. Sebelum lebih jauh membahas

tentang bentang alam fluviatil lebih dahulu dibahas pengertian tentang

proses fluviatil. Proses fluviatil adalah semua proses yang terjadi di

alam, baik fisika maupun kimia yang mengakibatkan adanya

perubahan bentuk permukaan bumi, yang disebabkan oleh aksi air

permukaan. Di sini yang dominan adalah air yang mengalir secara

terpadu/terkonsentrasi (sungai) dan air yang tidak terkonsentrasi

(sheet water)

Tetapi alur-alur ada di lereng bukit atau gunung dan terisi air bila

terjadi hujan bukan termasuk bagian dari bentang alam fluviatil,

karena alur-alur tersebut berisi air sesaat setelah terjadinya hujan

(ephemeral stream).

Sebagaimana dengan proses geomorfik yang lain, proses fluviatil

akan menghasilkan suatu bentang alam yang khas sebagai tingkah

laku air yang mengalir di permukaan. Bentang alam yang dibentuk

dapat terjadi karena proses erosi maupun karena proses sedimentasi

yang dilakukan oleh air permukaan.

Sungai merupakan aliran air yang dibatasi suatu alur yang mengalir

ke tempat / lembah yang lebih rendah karena pengaruh gravitasi.

Sungai termasuk sungai besar, sungai kecil maupun anak sungai.

Macam-macam proses fluvial

Proses fluviatil dapat dikelompokkan menjadi tiga macam yaitu:

1. Proses erosi

Menurut Sukmana, 1979, proses erosi adalah suatu proses atau

peristiwa hilangnya lapisan permukaan tanah yang disebabkan oleh

pergerakan air atau angin. Sedangkan Arsyad, 1982, mendefinisikan

proses erosi sebagai peristiwa pindahnya atau terangkutnya tanah atu

bagian-bagian tanah dari suatu tempat ke tempat lain oleh media

alami.

Menurut Holy,1980, berdasarkan agen penyebabnya, agen penyebab

erosi dapat dibagi menjadi empat macam, yaitu erosi oleh air, erosi

oleh angin, erosi oleh gletser dan erosi oleh salju. Dalam bentang

alam ini, agen penyebab erosi yang paling dominan adalah air. Sungai

dapat mengerosi batuan sediment yang dilaluinya, memotong lembah,

memperdalam dan memperlebar sungai dengan cara-cara : 

1. Quarrying, yaitu pendongkelan batu yang dilaluinya.

2. Abrasi, yaitu penggerusan terhadap batuan yang dilewatinya.

3. Scouring, yaitu penggerusan dasar sungai akibat adanya ulakan

sungai, misalnya pada daerah cut off slope.

4. Korosi, yaitu terjadinya reaksi terhadap batuan yang dilaluinya.

5. Hydraulic action, kemampuan air mengangkat dan memindahkan

batuan atau material-material sediment dengan gerakan memutar

sehingga batuan pecah dan kehilangan fragmen.

6. Solution, solution dalam proses erosi berjalan lambat, tetapi efektif

dalam pelapukan dan erosi

Berdasarkan arahnya, erosi dapat dibedakan menjadi:

a. Erosi ke arah hulu (head ward erotion) adalah erosi yang terjadi

pada ujung bagian hulu sungai.

b. Erosi vertikal, erosi yang arahnya tegak dan cenderung terjadi pada

daerah bagian hulu pada sungai dan menyebabkan terjadinya

pendalaman lembah sungai.

c. Erosi lateral, yaitu erosi yang arahnya mendatar dan dominan

terjadi pada daerah tengah sungai yang menyebabkan bertambah

lebar dan panjang sungai.

Erosi yang berlangsung terus hingga suatu saat akan mencapai batas

dimana air sungai sudah tidak lagi mampu mengerosi lagi ( erotion

base level). Erotion base level ini dapat dibagi menjadi ultimate base

level yang base level-nya berupa laut dan temporary base level yang

base level-nya lokal seperti danau, rawa, dll.

Intensitas erosi pada suatu sungai berbanding lurus dengan

kecepatan aliran sungai tersebut. Erosi akan lebih efektif bila media

yang bersangkutan mengangkut bermacam-macam material. Erosi

memiliki tujuan akhir meratakan sehingga mendekati ultimate base

level.

Sifat-sifat erosi :

1. Intensitasnya sebanding dengan aliran sungai.

2. Makin banyak bercampur dengan material lain maka erosi makin

efektif.

3. Selalu menuju ke ultimate base level.

2. Proses Transportasi 

Proses transportasi adalah proses perpindahan/pengangkutan

material yang diakibatkan oleh tenaga kinetis yang ada pada sungai

sebagai efek dari gaya gravitasi. Sungai mengangkut material hasil

erosinya dengan berbagai cara, yaitu:

a. traksi, yaitu material yang diangkut akan terseret pada dasar

sungai.

b. Rolling, yaitu material akan terangkut dengan cara menggelinding

di dasar sungai.

c. Saltasi, yaitu material terangkut dengan cara menggelinding pada

dasar sungai

d. Suspensi, yaitu proses pengangkutan material secara

mengambang dan bercampur dengan air sehingga menyebabkan air

sungai menjadi keruh.

e. Solution, yaitu pengangkutan material larut dalam air dan memben-

tuk larutan kimia.

Dalam membahas transportasi sungai dikenal terminologi stream

capacity yaitu jumlah beban maksimum yang mampu diangkut oleh

aliran sungai, dan stream competence yaitu ukuran maksimum beban

yang mampu diangkut oleh aliran sungai.

3. Proses Sedimentasi

Adalah proses pengendapan material karena aliran sungai tidak

mampu lagi mengangkut material yang di bawanya. Apabila tenaga

angkut semakin berkurang, maka material yang berukuran besar dan

lebih berat akan terendapkan terlebih dahulu, baru kemudian material

yang lebih halus dan ringan.

Bagian sungai yang paling efektif untuk proses pengendapan ini

adalah bagian hilir atau pada bagian slip of slope pada kelokan

sungai, karena biasanya pada bagian kelokan ini terjadi pengurangan

energi yang cukup besar.

Ukuran material yang diendapkan berbanding lurus dengan besarnya

energi pengangkut, sehingga semakin ke arah hilir, energi semakin

kecil, material yang diendapkan pun semakin halus.

III.2. Faktor-faktor yang Mempengaruhi Proses Erosi dan Sedimentasi

a. Kecepatan Aliran Sungai

Kecepatan aliran sungai maksimal pada tengah alur sungai, bila

sungai membelok maka kecepatan maksimal ada paad daerah cut off

slope (terjadi erosi) karena gaya sentrifugal. Pengendapan terjadi bila

kecepatan sungai menurun atau bahkan hilang.

b. Gradien / kemiringan lereng sungai

Bila air mengalir dari sungai yang kemiringan lerengnya curam ke

dataran yang lebih rendah maka kecepatan air berkurang dan tiba –

tiba hilang sehingga menyebabkan pengendapan pada dasar sungai.

Bila kemudian ada lereng yang terjal lagi, kecepatan akan meningkat

sehingga terjadi erosi yang menyebabkan pendalaman lembah.

c. Bentuk alur sungai

Aliran air akan menggerus bagian tepi dan dasar sungai. Semakin

besar gesekan yang terjadi maka air akan mengalir lebih lambat.

Sungai yang dalam, sempit dan permukaan dasarnya tidak kasar,

aliran airnya deras. Sungai yang lebar, dangkal dan permukaan

dasarnya tidak kasar, atau sempit, dalam tetapi permukaan dasarnya

kasar, aliran airnya lambat.

d. Discharge

Merupakan volume air yang keluar dari suatu sungai. Proses erosi

dan transportasi terjadi karena besarnya kecepatan aliran sungai dan

discharge.

III.3. Pola Pengaliran (Drainage Pattern)

Bentuk-bentuk tubuh air disebut sebagai pengaliran (drainage)

meliputi danau, laut, sungai, rawa dan sejenisnya. Melalui erosi dan

penimbunan (deposisi) yang dilakukan oleh air yang mengalir secara

terus menerus, maka dapat menyebabkan perubahan dan

perkembangan dari tubuh air tersebut.

Satu sungai atau lebih beserta anak sungai dan cabangnya dapat

membentuk suatu pola atau sistem tertentu yang dikenal sebagai pola

pengaliran (drainage pattern). Pola ini dapat dibedakan menjadi

beberapa macam variasi bergantung struktur batuan dan variasi

lotologinya.

a. pola pengaliran rectangular

Adalah pola pengaliran di mana anak-anak sungainya membentuk

sudut tegak lurus dengan sungai utamanya. Pola ini biasanya terdapat

pada daerah patahan yang bersistem teratur

b. pola pengaliran dendritik

Adalah pola pengaliran berbentuk seperti pohon dan cabang-

cabangnya yang berarah tidak beraturan. Pola ini berkembang pada

daerah dengan batuan yang resistensinya seragam, lapisan sedimen

mendatar, batuan beku massif, daerah lipatan, dan daerah metamorf

yang kompleks

c. pola pengaliran sejajar/parallel

Adalah pola pengaliran yang arah alirannya sejajar. Pola ini

berkembang pada daerah yang lerengnya mempunyai kemiringan

nyata, dan batuan-nya bertekstur halus.

d. pola pengaliran trellis

adalah pola pengaliran yang berbentuk seperti daun dengan anak-

anak sungai sejajar, sungai utamanya biasanya memanjang searah

dengan jurus perlapisan batuan. Pola ini banyak dijumpai pada

daerah patahan atau lipatan.

e. pola pengaliran radial

Adalah pola pengaliran yang arah-arah pengalirannya menyebar ke

segala arah dari uatu pusat. Umumnya berkembang pada daerah

dengan struktur kubah stadia muda, pada kerucut gunungapi, dan

pada bukit-bukit yang berbentuk kerucut.

f. pola pengaliran annular

Adalah pola pengaliran di mana sungai atau anak sungainya

mempunyai penyebaran yang melingkar, sering dijumpai pada daerah

kubah berstadia dewasa.

g. pola pengaliran multi basinal

Disebut juga sink hole, adalah pola pengaliran yang tidak sempurna,

kadang tampak kadang hilangyang disebut sebagai sungai bawah

tanah, pola ini bekembang pada daerah karst atau batugamping

h. pola pengaliran contorted

adalah pola pengaliran yang arah alirannya berbalik dar arah semula,

pola ini terdapat pada daerah patahan

III.4. Macam-macam Bentang Alam Fluviatil

Bentang alam fluviatil dapat dibedakan menjadi beberapa macam

berdasar proses pembentukannya, antara lain:

1. sungai teranyam (braided stream)

Sungai teranyam terbentuk pada bagian hilir sungai yang mempunyai

kemiringan datar atau hampir datar. Pembentukannya dikarenakan

oleh erosi yang berlebihan pada daerah hulu sungai sehingga terjadi

pengendapan pada bagian alurnya dan membentuk gosong tengah

(channel bar). Karena adanya gosong yang banyak dan berjajar

(berderet), maka alirannya memberikan kesan teranyam

2. Bar deposit (endapan gosong)

Adalah endapan sungai yang terdapat pada bagian tepi atau tengah

alur sungai. Endapan pada tengah alur disebut sebagai gosong

tengah (channel bar) sedang endapan pada tepi disebut sebagai

gosong tepi (point bar)

Sungai Kaligarang

Photo by : Fitriani I. P.

3. tanggul alam (natural levee)

Adalah tanggul yang terbentuk secara alamiah, hasil pengendapan

luapan banjir dan terdapat pada tepi sungai sebelah menyebelah.

Material pembentuk tenggul alam berasal dari material hasil

transportasi sungai saat banjir dan diendapkan di luar saluran

sehingga membentuk tanggul-tanggul sepanjang aliran

4. kipas alluvial (alluvial fan)

Adalah bentang alam alluvial yang terbentuk oleh onggokan material

lepas, berbentuk seperti kipas, biasanya terdapat pada suatu dataran

di depan gawir. Biasanya tersusun oleh perselingan pasir dan

lempung unconsolidated sehingga merupakan lapisan penyimpan air

yang cukup baik.

5. delta

Adalah bentang alam hasil sedimentasi sungai pada bagian hilir

setelah masuk pada daerah base level. Selanjutnya akan dibahas

sendiri pada bab bentang alam pantai dan delta

III.5. Genesa Pembentukan lembah Sungai

Siklus lembah sungai dibagi menjadi tiga tingkatan (stadia) yaitu muda

dewasa dan tua

A. stadia muda, dicirikan oleh:

- biasanya di daerah hulu

- sungai sangat aktif, erosi berlangsung cepat

- erosi vertikal lebih kuat daripada erosi lateral

- lembah sungai mempunyai profil berbentuk V

- gradien sungai curam, terdapat jeram dan air terjun

- anak sungai sedikit dan kecil

- aliran sungai deras (energi pengangkutan besar)

- bentuk sungai relatif lurus

B. stadia dewasa, ditandai oleh:

- kecepatan aliran mulai berkurang

- gradien sungai sedang, tidak terdapat jeram dan air terjun

- mulai terbentuk dataran banjir dan tanggul alam

- erosi lateral (ke samping) lebih kuat dari erosi vertikal

- mulai terbentuk meander sungai

- pada tingkat ini sungai mencapai kedalaman paling besar

C. stadia tua, ditandai oleh:

- kecepatan aliran semakin berkurang

- lebih banyak sedimentasi daripada erosi

- berkembang di daerah hilir

- banyak terbentuk sungai meander, danau tapal kuda dan tanggul

alam

- terjadi pelebaran lembah walaupun sangat lembat Meander Sungai

III.6. Bentang Alam Fluviatil dan Peta Topografi

Dalam peta topografi standar, sebagian dari bentang alam fluviatil

tidak terekspresikan, terutama yang berukuran kecil misalnya gosong

sungai dan tanggul alam, sebagian yang lain terekspresikan pada

peta topografi misalnya kipas alluvial.

Pada peta topografi alur sungai tampak jelas oleh pola konturnya

yang khas sepanjang alur sungai tersebut, yaitu ditandai oleh garis

kontur yang meruncing ke arah hulu.

III.7. Aplikasi

Daerah-daerah yang termasuk bentang alam fluviatil merupakan

daerah yang sangat potensial bagi kebutuhan hidup manusia. Daerah

sekitar aliran sungai merupakan daerah yang sangat potensial untuk

penambangan material bahan bangunan seperti pasir dan batu kali,

selain itu airnya sangat vital untuk digunakan sebagai air minum,

irigasi dan sebagainya. Selain potensi sesumber, daerah aliran sungai

juga dapat menjadi sumber potensi bencana sepeti banjir dan tanah

longsor.

Bagian-bagian sungai yang memungkinkan terjadinya proses

sedimentasi adalah bagian sungai yang tingkat erosi lateralnya mulai

berkurang dan intensitas pengendapannya bertambah karena

berkurangnya energi transportasi, yaitu pada sungai dengan stadia

dewasa-tua

Dalam penambangan material sungai harus mempertimbangkan

beberapa aspek antara lain:

b. Dipilih lokasi yang mudah untuk pengangkutan

c. Akumulasi bahan tambang yang relatif mudah diambil

d. Tidak merusak lingkungan sekitar (misalnya pondasi jembatan)

http://aryadhani.blogspot.com/2009/05/bentang-alam-fluvial.html

bentang alam vulkanik

BENTANG ALAM VULKANIK

Bentang alam vulkanik adalah bentang alam yang proses

pembentukannya dikontrol oleh proses vulkanisme, yaitu proses

keluarnya magma dari dalam bumi. Bentang alam vulkanik selalu

dihubungkan dengan gerak-gerak tektonik. Gunung-gunung api

biasanya dijumpai di depan zona penunjaman (subduction zone)

(Gambar II.1).

II.1 Proses Vulkanisme

Dalam kaitannya dengan bentang alam, gunungapi mempunyai

beberapa pengertian antara lain : Merupakan bentuk timbulan di permukaan bumi yang dibangun oleh

timbunan material/rempah gunungapi. Merupakan tempat munculnya material vulkanik lepas sebagai hasil

aktivitas magma di dalam bumi (vulkanisme).

Berdasarkan proses terjadinya ada tiga macam vulkanisme,yaitu :

1. Vulkanisme Letusan, dikontrol oleh magma yang bersifat asam

yang kaya akan gas, bersifat kental dan ledakan kuat. Vulkanisme ini

biasanya menghasilkan material piroklastik dan membentuk

gunungapi yang tinggi dan terjal.

2. Vulkanisme Lelehan, dikontrol oleh magma yang bersifat basa,

sedikit mengandung gas, magma encer dan ledakan lemah.

Vulkanisme ini biasanya menghasilkan gunungapi yang rendah dan

berbentuk perisai, misalnya Dieng, Hawai.

3. Vulkanisme Campuran, dipengaruhi oleh magma intermediet yang

agak kental. Vulkanisme ini menghasilkan gunungapi strato, misalnya

Gunung Merapi dan Merbabu.

Gambar II.2. Macam-macam vulkanisme : (a) Lelehan, (b) Campuran

dan (c) Letusan.

Jenis lava dalam hubungannya dengan erupsi yang bersifat lelehan

dapat dibedakan menjadi dua yaitu, tipe “AA” dan tipe “ pa hoe hoe”.

Lava “AA” bersifat skoriaan dan runcing, sedang tipe “pa hoe hoe”

bersifat halus.

Gambar II.3. Jenis lava “AA”

Gambar II.4. Jenis lava “pa hoe hoe”

Adanya vulkanisme dapat dicirikan oleh beberapa hal diantaranya

adalah:

1. Mayor : adanya gunungapi

2. Minor : a. Xenolit

b. Volcanic neck

c. Gua lava

d. Ekshalasi : fumarol, solfatar, mofet

Gambar II.5. Illustrasi volcanic neck, dike, sill, dll.

Gambar II.6. Illustrasi batholith, xenolith, laccolith,dll.

Faktor yang mempengaruhi bentuk gunungapi dan proses vulkanisme

antara lain : sifat magma (komposisi, kekentalan)

tekanan (berhubungan dengan jumlah kandungan gas)

kedalaman dapur magma

faktor eksternal (iklim, suhu)

II.2 Klasifikasi Gununungapi

Berdasarkan lokasi pusat kegiatan, Rittmann (1962) membuat

klasifikasi letusan gunungapi, yaitu :

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

merupakan saluran utama bagi peletusan.

2. Letusan samping (subterminal effusion), akan terbentuk apabila

magma yang membentuk sill sempat menerobos ke permukaan, pada

lereng gunungapi.

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

dapat berfungsi sebagai saluran magma ke permukaan.

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

gunungapi, dengan sistem saluran magma tersendiri yang tak ada

kaitannya dengan lubang kepundan utama.

Gambar II.7. Diagram letusan berdasarkan lokasi pusat kegiatan

menurut Rittmann (1962).

Escher (1952) mengklasifikasikan tipe letusan berdasarkan viskositas,

tekanan gas dan kedalaman dapur magma menjadi tujuh tipe (lihat

tabel 2.1).

Tabel 2.1 Tipe-tipe letusan gunungapi

1. Tipe Hawaii

Tipe Gunungapi ini dicirikan dengan lavanya yang cair dan tipis, yang

dalam perkembangannya akan membentuk tipe gunungapi perisai.

Sifat magmanya yang sangat cair memungkinkan terjadinya lava

mancur, yang disebabkan oleh arus konveksi pada danau lava.

Dimana lava yang banyak mengandung banyak gas, sehingga bersifat

ringan, akan terlempar ke atas, sedang yang berat (setelah gas

hilang) akan tenggelam lagi. Tipe ini banyak ditemukan di gunungapi

perisai di Hawaii, seperti di Kilauea dan Maunaloa. Di Kilauela

terdapat danau lava Halemaumau dengan pulau-pulau lava beku yang

mengapung di atasnya. Lava mancur pada danau lava ini akan

menghasilkan rambut Pele (Pele’s hair) dan airmata Pele (Pele’s tear)

yang mempunyai bentuk-bentuk khas. Meskipun panas yang

dikeluarkan cukup banyak, tetapii permukaan danu lava senantiasa

cair. Tipe Hawii juga didapatkan di Islandia, dibedakan dengan yang

di Hawaii adalah berdasarkan ketinggian dan besarnya sudut lereng.

Di Hawaii tipe ini membentuk gunungapi yang berketinggian lebih dari

1000 m dan mempunyai sudut sudut lereng besar, sdang di Islandia

umumnya lebih rendah, bersudut lereng kecil dan membentuk datar

tinggi. 

2. Tipe Stromboli

Tipe ini sangat khas untuk G. Stromboli dan beberapa gunungapi

lainnya yang sedang meningkat kegiatannya. Magmanya sangat cair,

ke arah permukaan sering dijumpai letusan pendek yang disertai

ledakan. Bahan yang dikeluarkan berupaabu, bom, lapili dan

setengah padatan bongkah lava. Tekanan gas tipe Stromboli adalah

rendah.

3. Tipe Vulkano

Yang sangat khas dari tipe ini adalah pembentukan awandebu

berbentuk bunga kol, karena gas yang ditembakkan ke atas meluas

hingga jauh di atas kawah. Tipe ini mempunyai tekanan gas sedang

dan lavanya kurang begitu cair. Dan disamping dikeluarkan

awandebu, tipe ini juga menghasilkan lava. Berdasarkan kekuatan

letusannya, tipe ini dibedakan menjadi tipe Vulkano kuat (G. Vesuvius,

G. Etna) dan tipe Vulkano lemah (G. Bromo, G. Raung). Peralihan

antara kedua tipe inipun dijumpai, di Indonesia misalnya ditunjukkan

oleh G. Kelud dan Anak Bromo.

4. Tipe Merapi

Dicirikan dengan lavanya yang cair-kental, dapur magma yang relatif

dangkal dan tekanan gas yang agak rendah. Karena sifat lavanya

tersebut, apabila magma naik ke atas melalui pipa kepundan, maka

akan terbentuk sumbat lava atau kubah lava sementara di bagian

bawahnya masih cair. Sumbat lava yyang gugur akan menyebabkn

terjadinya awanppanas guguran. Sedang semakin tingginya tekanan

gas karena pipa kepundan tersumbat akan menyebabkan sumabat

tersebut hancur ketika terjadi letusan, dan akan terbentuk awanpanas

letusan.

5. Tipe Pelee

Tipe ini mempunyai viskositas lava yang hampir sama dengan tipe

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

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

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

awanpanas bersuhu antara 2100 – 2300C. Kecepatan luncurnya yang

tinggi, sekitar 150 m/detik, mnyebabkan penduduk kota tersebut tidak

sempat melarikan diri dan 30.000 jiwa menjadi korban.

6. Tipe St. Vincent

Lavanya agak kental, dan bertekanan gas menengah. Pada kawah

terdapat danau kawah, yang sewaktu terjadi letusan akan

dimuntahkan ke luar dengan membentuk lahar letusan. Setelah danau

kawah kosong, disusul oleh hembusan bahan lepas gunungapi

berupa bom, lapili dan awanpijar. Suhu lahar letusan adalah sekitar

1000C. Contoh tipe ini di Indonesia adalah G. Kelud yang meletus

pada tahun 1906 dan 1909.

7. Tipe Perret atau tipe Plinian

Tipe ini dicirikan dengan tekanan gasnya yang sangat kuat, disamping

lavanya yang cair. Bersifat merusak dan diduga ada kaitannya dengan

perkembangan pembentukan kaldera gunungapi. Peneliti pertama tipe

ini adalah Plinius (99 SM), yaitu terhadap G. Vesivius, sehingga

namanya diabadikan untuk tipe letusan gunungapi. Contoh dari tipe ini

adalah G. Vesivius, yang sebelum meletus mempunyai ketinggian

1.335 m. Tetapi setelah terjadi letusan, ketinggian sisa hanyalah

1.186 m, sehingga sekitar 149 m dihembuskan ke atas oleh suatu

kekuatan yang luarbiasa besarnya. Contoh di Indonesia adalah G.

Krakatau yang meletus pada tahun 1883.

Periode kegiatan dan periode istirahat letusan gnungapi sangat

tergantung pada :

1. Kedalaman dan ukuran dapur magma.

2. Besarnya tenaga potensial dalam dapur magma dan besarnya

tenag yang dilepaskan.

3. Kandungan gas dan proses pembentukan gas kembali (degassing).

4. Besar-kecilnya atau ada-tidaknya gangguan kesetimbangan atas

aspek fisika-kimia.

5. Sifat penyaluran tenaga ke araah permukaan yang dikendalikan

oleh sistem rekahan atau pensesaran.

II.3 Morfologi Gunungapi

Morfologi gununungapi dapat dibedakan menjadi tiga zona dengan

ciri-ciri yang berlainan, yaitu :

a. Zona Pusat Erupsi

- banyak radial dike/sill

- adanya simbat kawah (plug) dan crumble breccia

- adanya zona hidrotermal

- endapan piroklastik kasar

- bentuk morfologi kubah dengan pusat erupsi

b. Zona Proksimal

- material piroklastik agak terorientasi

- pada material piroklastik dan lava dijumpai pelapukan, dicirikan oleh

soil yang tipis

- sering dijumpai parasitic cone

- banyak dijumpai ignimbrit dan welded tuff 

c. Zona Distal

- material piroklastik berukuran halus

- banyak dijumpai lahar

Gambar II.8. Pembagian zona pada gunungapi

II.4 Macam-macam Bentang Alam Vulkanik

Bentang alam vulkanik dibedakan menjadi beberapa macam dengan

dasar klasifikasi kenampakan visual morfologinya. Srijono (1984,

dikutip Widagdo, 1984), menggambarkan klasifikasi bentang alam

vulkanik berdasarkan bentuk morfologinya. Klasifikasi tersebut dapat

diuraikan menjadi :

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

Merupakan morfologi gunungapi yang mempunyai bentuk cembung

ke atas. Morfologi ini dibedakan atas dasar asal kejadiannya menjadi :

a. Kerucut Semburan

- Kerucut Semburan Utama

Merupakan morfologi kerucut semburan yang terbentuk oleh erupsi

lava yang bersifat kental/andesitik.

- Kerucut Parasit (Parasitic Cone)

Merupakan morfologi yang terbentuk sebagai hasil erupsi gunungapi

yang berada pada lereng gunungapi yang lebih besar.

- Kerucut Sinder (Cinder Cone)

Merupakan morfologi yang terbentuk oleh erupsi kecil yang terjadi

pada kaki gunungapi, berupa kerucut rendah dengan bagian puncak

tampak cekung datar.

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

kerucut sinder

Gambar II.10. Cinder Cone “Pu`u ka Pele” yang meletus di sebelah

tenggara G. Mauna Kea. Tinggi kerucut 95 m dan diameter kawahnya

400 m.

b. Kubah Lava (Lava Dome)

Merupakan morfologi yang berbentuk kubah membulat yang terbentuk

oleh magma yang sangat kental, biasanya dacite/rhyolite. Kubah

terdiri dari satu atau lebih aliran lava individu.

Gambar II.11. Kubah lava di atas Novarupta vent, Lembah Sepuluh

Ribu Asap, Taman Nasional Katmai, Alaska.

c. Gunungapi Tameng/Perisai

Merupakan morfologi yang terbentuk oleh aliran magma cair encer,

sehingga pada waktu magma keluar dari lubang kepundan, meleleh

ke semua arah dala jumlah besar dari suatu kawah besar/kawah

pusat dan menutupi daerah yang luas yang relatif tipis. Sehingga

bentuk gunung yang terbentuk mempunyai alas yang sangat luas

dibandingkan dengan tingginya.

Sifat magmanya basa dengan kekentalan rendah dan kurang

mengandung gas. Karena itulah erupsinya lemah, keluarnya ke

permukaan bumi secara effusif/meleleh. Akibatnya lerengnya landai

(20 – 100) tingginya tidak seberapa dibanding diameternya, dan

permukaan lereng yang halus. Contohnya adalah gunungapi di Hawaii

(Mauna Loa, Kilauea).

d. Dataran Vulkanik

Secara relatif, dataran vulkanik dicirikan oleh puncak topografi yang

datar, dengan variasi beda tinggi yang tidak mencolok. Macam-

macam dataran vulkanik diantaranya adalah dataran basal, plato

basal dan dataran kaki vulkan.

Gambar II.12 Sketsa morfologi dataran vulkanik

e. Vulkan Semu

Vulkan semu adalah morfologi mirip kerucut gunungapi, bahan

pembentuknya berasal dari vulkan yang berdekatan. Dapat pula

terbentuk oleh erosi lanjut terhadap suatu vulkan yang sudah lama

tidak menunjukkan kegiatannya (mati). Morfologi ini kemungkinan

dihasilkan oleh suatu sistem patahan mayor yang melintasi gunungapi

aktif dan mampu mengangkat massa yang besar. Morfologi vulkan

semu ini sering disebut Gunung Gendol. Gunung Gendol adalah bukit

kecil di daerah muntilan , Jawa Tengah pada dataran kaki vulkan G.

Merapi.

Vulkan semu jenis lain adalah lajuran vulkanik (volcanic neck), yaitu

morfologi yang terbentuk bila suatu kubah vulkanik tererosi sehingga

tinggal berbentuk lajuran. Biasanya, di sekitar vulkanik tersebut sering

dijumpai retas yang memanjang.

Gambar II.13. Kenampakan morfologi vulkan semu

II.4.2 Depresi Vulkanik (Morfologi Negatif)

Depresi vulkanik adalah morfologi bagian vulkan yang secara umum

berupa cekungan. Berdasarkan material pengisinya depresi vulkanik

dibedakan menjadi :

Gambar II.14. Sketsa morfologi depresi vulkanik

a. Danau Vulkanik

Danau vulkanik yaitu depresi vulkanik yang terisi oleh air sehingga

membentuk danau.

b. Kawah

Yaitu depresi vulkanik yang terbentuk oleh letusan dengan diameter

maksimum 1,5 km, dan tidak terisi oleh apapun selain material hasil

letusan. Berdasarkan asal mulanya dibedakan kawah letusan dan

kawah runtuhan. Sedang berdasarkan letaknya terhadap pusat

kegiatan dikelompokkan kawah kepundan dan kawah samping

(kawah parasiter). Pengisian kawah oleh airhujan akan menyebabkan

terbentuknya danaukawah. Dan letusan pada gunungapi yang

mempunyai danaukawah akan menyebabkan terjadinya lahar letusan

yang bersuhu tinggi.

c. Kaldera

Yaitu depresi vulkanik yang terbentuknya belum tentu oleh letusan,

tetapi didahului oleh amblesan pada komplek vulkan, dengan ukuran

lebih dari 1,5 km. Pada kaldera ini sering muncul gunungapi baru.

Menurut H. William (1947), berdasarkan proses yang membentuknya

kaldera dibedakan menjadi :

Gambar II.15. Kaldera “Aniakchak” berdiameter 10 km dengan

kedalaman 500 – 1000 m.

1. Kaldera letusan, yaitu kaldera yang disebabkan oleh letusan

gunungapi yang sangat kuat yang menghancurkan bagian puncak

kerucut dan mnyemburkan massa batuan dalam massa yang sangat

besar. Kaldera Bandai-san di Jepang dan Tarawera di New Zealand

termasuk dalam jenis ini.

2. Kaldera runtuhan, yaitu kaldera yang disebabkan oleh letusan yang

berjalan cepat yang memuntahkan batuapung dalam jumlah banyak,

sehingga menyebabkan kekosongan pada dapur magma. Penurunan

permukaan magma di dalam waduk pun akan menyebabkan

runtuhnya bagian atas dapur magma, dan memicu terjadinya runtuhan

bagian puncak gunungapi. Hampir kebanyakan kaldera terbentuk

melalui proses ini, contoh kaldera Krakatau, di Indonesia dan Crater

Lake di Oregon, Amerika.

3. Kaldera erosi, yaitu kaldera yang disebabkan oleh erosi pada

bagian puncak kerucut, dimana erosi akan memperlebar daerah

lekukan sehingga daerah kalderah tersebut semakin luas. Gejala

seperti ini banyak ditemukan di gunungapi Jepang.

Selain morfologi di atas, berikut disampaikan macam-macam

morfologi hasil erupsi vulkanik :

1. Morfologi hasil erupsi sentral

a. Dari magma encer :

- Hornitos

- Exogeneous dome

b. Dari magma intermediet :

- Cinder Cone

- Pyroclastic ring fall

- Indogeneous dome

c. Dari magma kental :

- Maar

- Crater

- Kaldera

2. Morfologi hasil erupsi celah

a. Berasal dari magma encer :

- Lava flow

- Lava plateu

b. Dari magma intermediet :

- Tanggul lava

- Strato volkanic ridge

c. Dari magma kental :

- Endogeneous ridge

Gambar II.16. Tipe, bentuk dan struktur gunungapi menurut Kuno

(1976) yaitu (a) maar, (b) Kerucut piroklastik, (c) jarum gunungapi,

(d,e,f) kubah lava, (g) gunung berlapis dan (h) gunungapi

tameng/perisai.

Kalau tidak ada gangguan, suatu gunungapi yang tumbuh semakin

besar akan mempunyai bentuk yang teratur, baik berupa kerucut

maupun bentuk lainnya. Faktor-faktor yang menyebabkan tidak

teraturnya bentuk gunungapi antara lain :

1. Kegiatan vulkanisme, seperti pembentukan kaldera, dimana

kegiatan tesebut akan mengganggu pekembangan suatu gunungapi.

2. Berpindahnya pusat kegiatan gunungapi (pipa kepundan), dimana

berkaitan erat dengan keaktifan tektonik daerah setempat.

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

kelamaan akan merusak dan menghancurkan dinding kepundan.

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

bersisi curam yang tersusun dari batuan bahan lepas yang

terendapkan di atas celah atau pipa kepundan, dan umumnya

berkomposisi basalan; atau hornito yang juga merupakan kerucut

spater di sekitar ujung aliran lava.

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

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

Gambar II.18. Hornito

Gambar II.19. Lava tube “Thurston (Nahuku)” dekat kaldera G.

Kilauea, Hawaii

II.5 Dampak Lingkungan Gunungapi

Gunungapi dapat mempengaruhi lingkungan, baik pengaruh baik

(sesumber), maupun pengaruh buruk (bencana) bagi manusia.

Dampak positif dengan adanya gunungapi adalah :

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

hidrotermal yang terjadi di daerah gunungapi, seperti yang

diusahakan di Pegunungan Dieng dan Lahendong.

b. Sebagai taman wisata, dikembangkan dari potensi keindahan alam

dan suasana alam yang masih asli dan sejuk seperti di Kaliurang,

Puncak, Sarangan.

c. Sebagai daerah pertanian daerah yang subur seperti banyak kita

jumpai di seluruh Indonesia. Contohnya : Batu, Kaliurang, Dieng,

Wonosobo.

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

sekitar gunungapi seperti Gunung Merapi untuk daerah sekitar

Yogyakarta.

e. Sebagai daerah penyeimbang / pembagi hujan di daera sekitarnya.

Selain berpotensi sebagai daerah yang menguntungkan gunungapi

juga berpotensi sebagai sumber bencana. Secara garis besar bahaya

akibat erupsi gunungapi dapat dibagi menjadi dua yaitu bahaya

langsung (primer) dan bahaya setelah terjadinya letusan (sekunder).

Bahaya primer akibat erupsi gunungapi meliputi :

a. Aliran Lava

Aliran lava yaitu terjadinya aliran batu cair yang pijar dan bersuhu

tinggi (sampai 12000 C). Alirannya menuruni lereng yang terjal dan

dapat mencapai beberapa kilometer. Semua benda yang dilaluinya

akan hangus dan terbakar. Apabila melongsor akan menimbulkan

awan panas.

b. Bom Gunungapi

Bom gunungapi berujud batuan panas dan pijar berukuran 10 cm – 2

m. Batuan ini dapat terlempar dari pusat erupsi sejauh hingga 10 km.

Bom ini dapat menimbulkan kebakaran hutan, pemukiman dan lahan

pertanian. Bila tiba di tanah bom ini akan mengeluarkan letusan dan

akan hancur.

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

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

c. Pasir Lapili

Pasir dan lapili adalah campuran material letusan yang ukuranya lebih

kecil dari bom (< 2 mm). Sedangkan lapili lebih besar daripada pasir

hingga mencapai beberapa cm. Apabila terjadi letusan pasir dan lapili

ini dapat terlempar hingga puluhan kilometer. Pasir dan lapili ini dapat

menghancurkan atap rumah karena bebannya juga dapat merusak

lahan pertanian hingga dapat membunuh tanaman.

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

d. Awan Pijar

Awan pijar adalah suspensi dai material halus yang dihasilkan oleh

erupsi gunungapi dan dihembuskan oleh angin hingga mencapai

beberapa kilometer. Awan pijar ini merupakan campuran yang pekat

dari gas, uap dan material halus yang bersuhu tinggi (hingga 12000

C). Suspensi ini berat sehingga mengalir menuruni lereng gunungapi

dan seolah-olah meluncur, luncurannya dapat menapai 10 – 20 km.

Dan membakar apa yang dilaluinya seperti yang terjadi pada Gunung

Merapi pada tanggal 22 November 1994 yang memakan korban 60

orang terbakar hidup-hidup dan tak terhitung lagi ternak yang mati

terpanggang akibat hembusan awan panas ini.

e. Abu Gunungapi

Abu ini merupakan campuran material yang paling halus dari suatu

letusan gunungapi. Suhunya bisa tidak panas lagi. Ukurannya kurang

dari 1 mikron - 0.2 mm. Bahaya yang ditimbulkan antara lain bisa

mengganggu penerbangan seperti yang terjadi pada saat letusan G.

Galunggung, dapat menimbulkan sesak napas apabila terlalu banyak

mengisap abu gunungapi dan menimbulkan penyakit silikosis, yaitu

penyakit yang diakibatkan oleh penggumpalan silika bebas pada paru-

paru yang diakibatkan oleh terisapnya abu gunungapi yang

mengandung silika bebas.

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

f. Gas Beracun

Kadar gas yang tinggi dapat menimbulkan kematian. Gunungapi

biasanya mengeluarkan gas CO, CO2, H2S, HCN, H3As, NO2, Cl2

dan gas lain yang jumlahnya sedikit. Nilai batas ambang untuk gas

CO 50 ppm (part per million), CO2 5,00 ppm, sedangkan gas H3As

yang sangat mematikan pada 0,05 ppm. Gas yanga dikeluarkan saat

erupsi tidak begitu berbahaya karena gas tersebut langsung terbakar

pada saat terjadi letusa gunungapi. Yang paling berbahaya adalah

apabila gas tersebut dikeluarkan pada sisa-sisa gunungapi seperti

yang terjadi di Pegunungan Dieng. Gas tersebut BJ-nya lebih besar

dari udara bebas sehingga letaknya berada pada daerah-daerah yang

rendah seperti di lembah-lembah, dekat permukaan tanah.

Bahaya yang tidak kalah berbahayanya adalah bahaya setelah terjadi

letusan yaitu bahaya sekunder. Bahaya tersebut berupa bahaya aliran

lahar. Lahar terbentuk dari batuan yang dilemparkan dari pusat erupsi

baik blok, bom, lapili, tuff, abu maupun longsoran kubah lava. Apabila

terjadi hujan lebat yang turun bersamaan atau setelah erupsi maka

endapan material hasil erupsi tersebut akan terangkut oleh aliran air

membentuk aliran bahan rombakan yang biasa disebut alira lahar.

Aliran lahar ini mempunyai kekuatan merusak yang besar dan akan

melalui apa saja yang ada di depannya tanpa kecuali baik

pemukiman, hutan, tanah pertanian maupun tanggul sungai yang

dilaluinya.

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

Untuk menghindari bencana yang diakibatkan oleh letusan gunungapi

ini maka di setiap daerah gunungapi dibuat peta daerah bahaya yang

didasarkan pada potensi bencana yang ada baik primer maupun

sekunder. Seperti yang dilakukan oleh Jawatan Vulkanologi pada G.

Merapi.

II.6 Bentang Alam Vulkanik dalam Peta Topografi

Pada peta topografi, bentang alam vulkanik memiliki kenampakan

pola kontur yang khas. Umumnya pola kontur yang dibentuk oleh

bentang alam vulkanik adalah sirkuler dan radier sesuai dengan

bentuk bentang alamnya. Disamping memiliki pola kontur yang khas,

bentang alam vulkanik juga dicirikan oleh pola penyalurannya yang

khas yaitu sirkuler ataupun radier.

II.7 Klasifikasi Relief 

Van Zuidam (1983), mengklasifikasikan relief berdasarkan morfometri

dan morfografi sebagai berikut : 

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

Datar/hampir datar 0 – 2 < 50

Bergelombang landai 3 – 7 5 – 50 

Bergelombang miring 8 – 13 25 – 75 

Berbukit bergelombang 14 – 20 50 – 200 

Berbukit terjal 21 – 55 200 – 500 

Pegunungan sangat terjal 56 – 140 500 – 1000 

Pegunungan sangat curam > 140 > 1000

http://aryadhani.blogspot.com/2009/05/bentang-alam-vulkanik.html