TUGAS INDIVIDU ANALISIS LANSEKAP TERPADU “Klasifikasi Bentuk Lahan”

March 25th, 2018

TUGAS INDIVIDU

ANALISIS LANSEKAP TERPADU

“Klasifikasi Bentuk Lahan”

 

 

Disusun Oleh:

TYA LESTARI

155040201111155

KELAS A

 

PROGRAM STUDI AGROEKOTEKNOLOGI

FAKULTAS PERTANIAN

UNIVERSITAS BRAWIJAYA

MALANG

2018

Fisiogafi merupakan ilmu yang mempelajari tentang geneisis dan evolusi bentuk lahan. bentukan alam di permukanaan bumi pada wilayah luas, baik di daratan maupun di bawah permukaan air laut, yang dibedakan atas proses pembentukannya. Sedangkan geomorfologi merupakan ilmu yang mempelajari tentang sifat-siifat alami, penyebaran dan sejarah bentuk lahan serta proses-proses pelapukan, erosi dan sedimentasi yang menyebabkan terbentuknya landform tersebut. Proses geomorfik merupakan proses-proses yang menyebabkan terbentuknya satu landform. Proses tersebut disebabkan oleh adanya gaya endogenik atau hipogenik (berasal dari bawah kulit bumi), eksogenik atau epigenik (berasal dari permukaan bumi) dan ekstra-terestrial (berasal dari luar angkasa).

Kategori tertinggi dasar klasifikasi bentuk lahan merupakan proses geomorfik, sedangkan kategori selanjutnya di dasarkan atas bentukan bentuk lahan itu sendiri, relief, lereng, litologi, tingkat erosi atau torehan yang mana dominan di daerah tersebut. Klasifikasi bentuk lahan yang dikenal yaitu menurut:

  1. Christian dan Steward tahun 1968

Klasifikasi bentuk lahan menurut mereka dikembangkan di CSRIO, Australia. Klasifikasi ini menggunakan pendekatan sistem lahan, dengan dasar klasifikasinya aspek geomorfologi, iklim dan penutupan lahan. klasifikasi ini menggunakan nama tempat misalnya ABG = Asembagus. Klasifikasi ini digunakan di Indonesia oleh RePPProT pada tahun 1990.

  1. Desaunettes tahun 1977

Klasifikasi bentuk lahan menutur Desaunettes dikembangkan di Puslittanak Bogor, dengan menggunakan pendekatan fisiografik dan bentuk wilayah, akan tetapi sering tidak konsisten. Di Indonesia digunakan oleh Puslittanak untuk pelaksanaan proyek-proyek transmigrasi di era 80-an dan dasar untuk proyek LREP-1 pada tahun 1985-1990.

  1. Van Zuideam dan Zuidam-Cancelado tahun 1979

Klasifikasi bentuk lahan menurut mereka dikembangkan dan digunakan di ITC-Enschede Belanda. Dasar utama klasifikasi ini menggunakan geomorfologi disertai dengan keadaan bentuk wilayah, stratigrafi dan keadaan medan. Di Indonesia, klasifikasi ini digunakan oleh Fakultas Geografi di Universitas Gadjah Mada Yogyakarta.

  1. Buurman dan Balsem tahun 1990

Klasifikasi bentuk lahan menurut mereka dikembangkan dan digunakan di Indonesia dalam proyek LREP-1 untuk survey sumberdaya lahan dengan tingkat tinjau skala 1:250000. Kategori tertinggi berdasarkan grup fisiografi (berdasarkan proses geomorfik), akan tetapi sering tidak konsisten.

  1. Marsoedi, dkk tahun 1977

Klasifikasi bentuk lahan menurut Marsoedi, dkk dikembangkan dan digunakan di Indonesia oleh Puslittanak Bogor. Klasifikasi ini digunakan dalam Proyek LREP-2 untuk survey sumberdaya lahan dengan tingkat tinjau skala 1:50000. Kategori tertinggi berdasarkan proses geomrfik, selanjutna berdasarkan relief, lereng, litologi dan lain-lain.

Bentuk an lahan terbagi menjadi beberapa grup yakni sebagai berikut:

  1. Grup Aluvial (A)

Grup aluvial merupakan bentuk lahan muda yang terbentuk dari proses fluvial (aktivitas sungai), koluvial (gravitasi), atau gabungan dari proses fluvial dan koluvial. Bentuk lahan aluvial berupa dataran di daerah luas pengaruh sungai yang besar atau daratan sempit di sekitar sungai.

Gambar 1. Bentuk lahan aluvial

  1. Grup Marin (M)

Grup marin merupakan bentuk lahan muda yang terbentuk dari proses marin, baik proses yang bersifat konstruktif (pengendapan) atau destruktif (abrasi). Daerah yang terpengaruh air permukaan yang bersifat asin secara langsung atau tidak langsung ataupun daerah pasang surut tergolong dalam bentuk lahan marin. Grup marin dijumpai di kawasan pantai, baik pantau landai maupun terjal.

Gambar 2. Bentuk lahan Marin

  1. Grup Fluvio-Marin (B)

Grup fluvio-marin merupakan bentuk lahan yang terbentuk dari gabungan proses fluvial dan marin.  Bentuk lahan ini dapat terbentuk pada lingkungan laut (berupa delta) ataupun di muara sungai yang terpengaruhi oleh aktivitas laut. Bentuk lahan fluvio-marin umumnya dijumpai di muara sungai yang membentuk delta.

Gambar 3. Bentuk lahan fluvio-marin

  1. Grup Gambut (G)

Grup gambut merupakan bentuk lahan yang terbentuk di daerah rawa, baik rawa pedalaman maupun di daerah pantai dengan akumulasi bahan organik yang cukup tebal. Bentuk lahan gambut dapat berupa kubah maupun bukan kubah. Bentuk lahan gambut banyak dijumpai di Kalimantan dan Sumatra.

Gambar 4. Bentuk lahan gambut

  1. Grup Eolin (E)

Grup eolin merupakan bentuk lahan yang terbentuk oleh proses pengendapan bahan halus (pasir dan debut) yang terbawa oleh angin. Grup eolin ini di Indonesia tidak banyak dijumpai, contoh bentuk lahan eolin yakni di Pantai Parangtritis, sedangkan di Jawa Timur tidak terlalu tegas dijumpai di Pantai Selatan Lumajang.

Gambar 5. Bentuk lahan Eolin

  1. Grup Karst (K)

Grup krast merupakan bentuk lahan yang didominasi oleh bahan batu gamping keras dan masif, pada umunya keadaan topografi daerahnya tidak teratur. Bentuk lahan karst terbentuk karena proses pelarutan bahan batuan penyusun dengan terjadinnya sungai bawah tanah, gua-gua dengan stalagtit dan stalagmit, sinkhole, doline, uvala, polje dan tower.

Gambar 6. Bentuk lahan karst

  1. Grup Vulkanik (V)

Grup vulkanik merupakan bentuk lahan yang terbentuk karena aktivitas volkan atau gunung berapi. Bentuk lahan volkanin dicirika dengan adanya bentukan kerucut volkan, aliran lahar, lava ataupun wilayah yang merupakan akumulasi bahan volkanik.

Gambar 7.  Bentuk Lahan Vulkanik

  1. Grup Tektonik dan Struktural (T)

Grup tektonik dan struktural merupakan bentuk lahan yang terbentuk akibat dari proses tektonik (orogenesa dan epirogenesa) berupa proses angkatan, lipatan atau patahan. Bentuk lahan tektonik terbentuk umumnya ditentukan oeh proses-proses tersebut dan karena sifat litologinya (struktural).

Gambar 8. Bentuk lahan Tektonik

  1. Grup Aneka (X)

Grup aneka merupakan bentukan alam atau hasil kegiatan manusia yang tidak termasuk dalam grup yang telah di uraikan diatas. Misalnya pada lahan rusak, singkapan batuan, penambangan, penggalian, tanah longsor, reklamasi pantai dan lain-lain.

Gambar 9. Bentuk lahan aneka


 

TUGAS INDIVIDU

ANALISIS LANSEKAP TERPADU

“Studi Kasus: Penggunaan Data Penginderaan Jauh dalam Analisis Bentukan Lahan Asal Proses Fluvial Di Wilayah Karangsambung”

 

 

 

Disusun Oleh:

TYA LESTARI

155040201111155

KELAS A

 

 

PROGRAM STUDI AGROEKOTEKNOLOGI

FAKULTAS PERTANIAN

UNIVERSITAS BRAWIJAYA

MALANG

2018

Judul   : PENGGUNAAN DATA PENGINDERAAN JAUH DALAM ANALISIS BENTUKAN LAHAN ASAL PROSES FLUVIAL DI WILAYAH KARANGSAMBUNG

Penulis            : Puguh Dwi Raharjo, 2010.

Geomorfologi dapat didefinisikan sebagai Ilmu tentang yang membicarakan tentang bentuklahan yang mengukir permukaan bumi, Menekankan cara pembentukannya serta konteks kelingkungannya. Obyek kajian geomorfologi adalah bentuklahan yang tersusun pada permukaan bumi di daratan maupun penyusun muka bumi di dasar laut. Informasi mengenai kondisi geomorfologi pada suatu daerah merupakan dasar utama dalam penyusunan pengelolaan lahan. Peta geomorfologi yang memuat data tentang bentuklahan dan proses geomorfologinya, merupakan salah satu bentuk data yang relatif lengkap mengenai potensi sumberdaya lahan. Manfaat peta geomorfologi antara lain untuk inventarisasi lahan pertanian, untuk mempelajari masalah-masalah penggunaan lahan secara ekstensif, dan sebagai dasar untuk mengembangkan peta terhadap penggunaan yang lebih bervariasi lagi.

Klasifikasi bentuklahan didasarkan pada :genesis, proses, dan batuan. Bentuklahan bentukan asal fluvial berhubungan dengan daerah-daerah penimbunan (sedimentasi) seperti lembah-lembah sungai besar dan dataran aluvial. Pada dasarnya bentuklahan ini disebabkan karena proses fluvial akibat proses air yang mengalir baik yang memusat (sungai) maupun aliran permukaan bebas (overlandflow). Ketiga aktivitas baik dari sungai maupun aliran bebas mencakup Erosi, Transportasi, dan Sedimentasi. Tujuan dalam penelitian ini adalah melakukan analisis bentukan lahan asal proses fluvial di wilayah Karangsambung dengan menggunakan wahan citra satelit. Sehingga dengan mengetahui jenis bentukan lahan asal proses fluvial pada kawasan dapat digunakan sebagai perencanaan tata ruang khususnya dalam bidang sumberdaya air.

Penelitian ini menggunakan bahan dan alat antara lain ; Peta RBI skala 1:25.000, Citra Landsat TM daerah penelitian, perangkat keras (hardware) berupa seperangkat komputer, perangkat lunak (software) menggunakan program ArcView 3.3 dengan penambahan tolls extensions untuk pengolahan data vektor, ENVI 4.0 untuk pengolahan data raster dan Surfer 7.0, GPS untuk menentukan dalam cekking lapangan, Abney Level untuk mengetahui kemiringan lereng di lapangan, serta kamera digital. Gambar 2 merupakan wilayah kajian penelitian di Wilayah Karangsambung.

Dalam melakukan analisis mengenai bentukan lahan asal proses fluvial pada penelitian ini dilakukan dua tahap, yang pertama dilakukan dengan analisis SIG dan yang kedua dengan intepretasi citra. Analisis dengan menggunakan sistem informasi geografis diperlukan suatu data kenampakan tiga dimensional yang memperlihatkan kondisi topografi wilayah. Dengan menggunakan ektensi 3D modeling pada software pengolah data vektor data dasar yang berupa garis kontur wilayah dirubah dalam bentuk TIN (Triangular Irregular Network) yaitu berupa garis-garis yang membentuk segitiga yang tidak beraturan guna menggambarkan kenampakan 3 dimensional. Gambar 3 merupakan kenampakan 3 dimensional wilayah kajian penelitian.

Dari kenampakan topografi 3 dimensional tersebut (gambar 3) terlihat bahwa wilayah ini mempunyai sebagian besar topografi perbukitan sehingga dimungkinkan perkembangan bentuk lahan secara global pada kawasan ini berupa bentukan asal proses struktural (endogen) dan bentukan asal proses denudasional. Mengingat wilayah ini masih terdapat banyak singkapan batuan dengan topografi yang berbukit maka air hujan yang jatuh pada permukaan sebagian besar akan menjadi aliran permukaan dengan tingkat kecepatan dan debit aliran yang tinggi. Semakin lama bentukan lahan denudasional terbut akan terkikis oleh adanya tenaga fluvial dan menjadikan berbagai bentukan lahan asal proses fluvial pada kawasan karangsambung ini.

Geomorfologi yang membentuk bentukan lahan asal proses fluvial di wilayah karangsambung meliputi:

  1. Bentuklahan dataran banjir yang merupakan daerah yang sering banjir pada kawasan ini, dataran banjir merupakan sutau tempat akumulasi sedimentasi akibat adanya luapan banjir sehingga wilayah ini merupakan daerah yang secara periodik terkena banjir.
  2. Bentuklahan sungai meandering ini diakibatkan karena adanya kekuatan dari aliran permukaan pada sungai yang menghantam batuan dengan perbedaan kekompakan batuan sehingga akan terjadi pembelokan arah sungai.
  3. bentuklahan sungai teranyam yang diakibatkan karena banyaknya material dengan ukuran butir besar atau kasar hasil sedimentasi pada gosong sungai biasanya wilayah ini merupakan wilayah yang landai dan datar.
  4. Belokan sebelah dalam merupakan zona dimana material diendapkan yang juga disebut sebagai point bar.
  5. Belokan sebelah luar merupakan zona dimana material akan tererosi yang disebut sebagai pothole.
  6. bentuklahan sungai mati yaitu di dekat bentuklahan meandering, bentuklahan ini merupakan hasil akhir dari meandering yang membentuk suatu danau tapal kuda (oxbow lake), dan untuk jelasnya dapat dilihat pada gambar 4.

Dari hasil dan pembahasan dapat ditarik simpulan bahwa bentukan lahan asal proses fluvial yang ada pada kawasan Karangsambung berawal dari bentukan asal proses struktural (endogen) yang telah terkena tenaga luar dan menjadi bentukan asal proses denudasional. Penggunaan data DEM SRTM dapat terlihat dengan jelas topografi permukaan sehingga dapat digunakan untuk menganalisa proses geomorfologi fluvial yang terjadi, sedangkan dengan menggunakan data Komposit RGB FCC 452 Landsat TM pancaran spektralnya mempermudah membedakan sub-sub bentuk lahan fluvial.

TUGAS TERSTRUKTUR ANALISIS LANSEKAP TERPADU GAYA EKSOGEN: DENUDASI DAN DEPOSISI

March 8th, 2018

TUGAS TERSTRUKTUR

ANALISIS LANSKAP TERPADU

“Gaya Eksogen: Denudasi dan Deposisi”

 

  

Disusun oleh

Tya Lestari

155040201111155

A

PROGRAM STUDI AGROEKOTEKNOLOGI

FAKULTAS PERTANIAN

UNIVERSITAS BRAWIJAYA

MALANG

2018

Proses eksogen merupakan proses menyeimbangkan elevasi permukaan bumi. Proses eksogen terbagi menjadi dua, yaitu gradisional/denudisional dan agradasi/deposisi. Denudisional merupakan kumpulan proses yang mana jika dilanjutkan cukup jauh akan mengurangi semua ketidak samaan permukaan bumi menjadi tingkat dasar seragam. Proses utama denudisional seperti degradasi, pelapukan dan pelepasan material, serta pelapukan material permukaan bumi yang disebabkan oleh proses erosi dan gerakan tanah. Sedangkan deposisi merupakan berbagai proses eksogenik yang menyebabkan bertambahnya elevasi permukaan bumi karena proses pengendapan material hasil proses degradasi.

Proses Denudasi

Proses denudasi terbagi menjadi tiga seperti pelapukan, pemindahan massa kaena gravitasi dan erosi serta agen transportasi. Proses pelapukan yakni dekomposisi batuan di tempatnya dan tidak melibatkan pemindahan material. Proses perpindahan massa karena gravtasi merupakan proses dinamis yang melibatkan perpindahan massa batuan ke lereng bawah karena pengaruh gravitasi. Proses erosi seperti erosi permukaan, alur, parit, jurang dan tebing. Sedangkan agen transportasi seperti aliran air, air tanah, gelombang air, angin, dan glasier.

Proses denudasi di tropika basah melibatkan pelapukan batuan, pemindahan bahan dan pengendapan. Ketiganya dapat dikelompokkan dalam dua kategori yakni proses kimiawi (denudasi kimia) dan proses mekanik dibawah pengaruh gaya berat dan aliran air. Kedua proses tersebut dipengaruhi oleh iklim, vegetasi dan lingkungan geokimia. Proses-proses denudasi di tropika basah dipengaruhi oleh :

  1. Karakteristik Lahan
    a) Wilayah dengan curah hujan dan suhu tinggi terjadi proses pelapukan secara intensif, pelapukan kimianya dalam, dan solum tanahnya juga dalam.
    b) Apabila tidak diganggu oleh manusia, vegetasi penutup lahan akan berupa rumput, semak, pepohonan yang berbeda kerapatan dan strukturnya.
    c) Air yang mencapai permukaan tanah dapat masuk ke dalam tanah (perkolasi), atau mengalir di permukaan tanah. Keduanya dapat menyebabkan terangkutnya hasil pelapukan, hasil aktivitas biologi dan massa tanah. Kondisi seperti itu dapat diubah oleh manusia melalui penebangan/pembakaran liar dan penajaman lereng.
  2. Peranan Vegetasi
    a) Meredam energi tetesan hujan.
    b) Menahan aliran air di permukaan.
    c) Meningkatkan infiltrasi melalui berkurangnya aliran permukaan dan perbaikan struktur tanah.
    d) Pemakaian air dan hara untuk proses-proses metabolisme.
    e) Peningkatan kemampuan tanah menahan proses pencucian hara/larutan tanah.
    f) Mempengaruhi kesuburan tanah dan mempertahankan pertumbuhan penutup lahan.
    g) Menahan bahan-bahan yang terangkut oleh aliran permukaan.
    h) Mengurangi pengaruh fluktuasi suhu udara, dan
    i) Mengurangi pengaruh erosi.

Proses denudasi dikelompokkan menjadi dua yakni sebagai berikut:

  1. Denudasi Kimia

Dalam proses pelapukan terjadi pergerakan dan translokasi ion-ion terlarut ke tempat lain. Proses-proses tersebut termasuk dalam denudasi kimia. Proses denudasi kimia aktif di daerah tropika basah dikarenakan curah hujan yang tinggi, vegetasi lebat, pelapukan secara intensif, dan solum tanah dalam.

2. Eluviasi Mekanik

Eluviasi merupakan proses pedogenik yang melibatkan pergerakan material tanah dari satu tempat ke tempat lain dalam profil tanah. Hal tersebut dapat terjadi apabila kelebihan air dan struktur tanah baik.

Proses pemindahan fisik termasuk dalam proses denudasi yang terbagi menjadi 3 yakni gerakan massa, erosi permukaan, dan erosi oleh sungai.

a. Gerakan massa

Gerakan massa merupakan perpindahan sejumlah besar massa tanah dan batuan ke tempat yang lebih rendah, yang bisa berupa gerakan lambat dan gerakan cepat.

  1. Tipe Perpindahan Massa
    a) Aliran lambat, umumnya berupa rayapan yaitu pergerakan tanah dan batuan ke lereng bawah secara lambat. Contohnya seperti soil creep, tallus creep, rock creep, dan solifluction.
    b) Aliran cepat, contohnya seperti earth flow dimana gerakan runtuhan batuan yang jenuh air ke saluran tertentu, dan mud flow dimana bahan yang dialirkan berupa bahan liat jenuh air.
    c) Landslide, gerakan massa batuan atau tanah ke lereng di bawahnya. Gerakan ini dapat terjadi pada saat basah maupun kering. Contohnya seperti slump, debris slide, rock slide, dan rock fall.
    d) Subsiden, pemindahan bahan di permukaan bumi ke arah bawah tanpa perpindahan horizontal

Gambar 1. Contoh landslide

2. Penyebab Gerakan Massa
a) Litologi, bahan tidak lemah dan licin pada saat basah.
b) Strarigratfik, adanya lapisan lemah dan kuat.
c) Struktural, adanya sesar dan retak.
d) Topografik, lereng yang curam.
e) Iklim, dluktuasi suhu dan curah hujan yang tinggi.
f) Orhanik, berupa vegetasi.

Selain proses pemindahan fisik, denudasi juga terbagi menjadi erosi dan agen transportasi. Erosi yang intesif di daerah basah berupa sebagai berikut:

  1. Macam-Macam Erosi di Permukaan
    a) Erosi percik,
    b) Erosi lembar,
    c) Erosi alur,
    d) Erot parit.
  2. Erosi Sungai

Erosi sungai perupakan agen geomorfik bila mampu memindahkan hasil sedimen. Bahan-bahan yang terangkut air  yakni solution load (karbonal, sulfat, klorid), suspended load (liat, debu, koloid), saltation load (pasir), dan bed load (lebih kasar dari pasir).

Proses Deposisi

Proses deposisi merupakan berbagai proses eksogenik yang menyebabkan bertambahnya elevasi permukaan bumi karena proses pengendapan material hasil proses degradasi. Contoh proses deposisi yakni terbentuknya endapan fluvial/endapan alluvial, landform alluvial, landform marin, dan landform fluvi0-marin. Peran air dalam pembentukan landform yakni sebagai berikut:

  1. Mengikis alur yang dilalui.
  2. Mengangkut sedimen dan larutan yang dihasilkan oleh pelapukan dan proses-proses lereng.
  3. Menghasilkan berbagai macam landform erosional dan deposisioanal.

Sistem fluvial terbagi menjadi 3 zona yakni zona produksi sedimen (sungai bagian atas), zona transfer sedimen (zona pengangkutan), dan zona deposisi sedimen (uumnya terletak di sepanjang pantai dan membentuk delta atau dataran rendah di pantai.

Gambar 2. Sistem fluvial

 

TUGAS TERSTRUKTUR

ANALISIS LANSKAP TERPADU

“Investigasi Bidang Gelincir Tanah Longsor dengan Metode Tahanan Jenis dan Pengujian Sifat Plastisitas Tanah (Studi Kasus Di Bukit Pawinihan, Sijeruk, Banjarmangu, Banjarnegara)”

 

 

Disusun oleh

Tya Lestari

155040201111155

A

PROGRAM STUDI AGROEKOTEKNOLOGI

FAKULTAS PERTANIAN

UNIVERSITAS BRAWIJAYA

MALANG

2018

Investigasi Bidang Gelincir Tanah Longsor dengan Metode Tahanan Jenis dan Pengujian Sifat Plastisitas Tanah

(Studi Kasus Di Bukit Pawinihan, Sijeruk, Banjarmangu, Banjarnegara)

Zaroh Irayani, Indra Permanajati, Aris Haryadi, Wihantoro, dan Abdullah Nur Azis

2016

Longsor merupakan perpindahan massa tanah secara alami, longsor terjadi dalam waktu singkat dan dengan volume yang besar. Faktor pemicu dapat berupa pengaruh hidrologi maupun keadaan geologi. Kontribusi kekuatan tanah dapat diakibatkan oleh pengurangan kuat geser tanah pada lereng alam yang mengalami longsor. Hal tersebut dapat disebabkan oleh faktor yang dapat berasal dari alam itu sendiri, erat kaitannya dengan kondisi geologi antara lain jenis tanah, tekstur (komposisi) dari tanah pembentuk lereng sangat berpengaruh terjadinya longsoran. Proses pelapukan batuan memiliki pengaruh yang signifikan dalam penentuan bidang gelincir. Identifikasi struktur batuan penyusun zona longsor dapat didekati dari sifat fisika batuannya. Salah satu metode yang dapat digunakan adalah geolistrik tahanan jenis, yaitu dengan mengukur sifat kelistrikan batuan di bawah permukaan. Pendugaan sifat kelistrikan batuan dengan metode geolistrik dilakukan dengan cara menginjeksikan elektroda arus ke dalam bumi. Dengan menganggap bahwa bumi tersusun atas lapisan batuan yang berbeda resistivitasnya, maka beda potensial akan dapat diukur pada titik-titik tertentu.

Pelapukan merupakan proses perubahan yang terjadi pada batuan karena pengaruh lingkungan, baik atmosfer maupun hidrosfer. Pada daerah tropis, iklim sangat mempengaruhi proses lapuknya batuan. Hancurnya material batuan dikontrol oleh pengaruh eksternal (pemuaian panas) dan kehilanganbeban. Terjadinya pelapukan fisik disebabkan oleh gaya luar yang bekerja pada batuan, yang merusak batuan kemudian membentuk bidang rekahan atau lembaran-lembaran kecil yang lebih kecil. Perbedaan antara batas cair dan batas plastisitas

suatu tanah dinamakan indeks plastisitas (PI). Indeks plastisitas merupakan interval kadar air dimana tanah masih bersifat plastis. Jika tanah mempunyai PI tinggi, maka tanah mengandung banyak butiran lempung dan jika tanah mepunyai PI rendah seperti lanau maka sedikit pengurangan kadar air berakibat tanah menjadi kering.

Pengambilan data geolistrik metode Wenner dilakukan pada 2 lintasan dengan panjang bentangan 100 m dan 120 m. Untuk mendapatkan profile kedalaman maka masing-masing lintasan dibuat variasi panjang spasi elektroda, yaitu 5, 10, 15 dan 20 m.  Lintasan pertama memiliki kemiringan 20,79° dengan elevasi antara 982-1020 m dpl, lintasan kedua dengan kemiringan 11,94°, dengan elevasi antara 975,80-998 m dpl, dan lintasan ketiga berkemiringan 12,12° dan elevasi antara 964,84-999 m dpl. Pengelompokan lapisan batuan berdasarkan interval resistivitas batuan digambarkan dengan menggunakan program Surfer. Batuan yang diuji adalah sampel tanah yang diambil di lokasi penelitian dengan tingkat pelapukan 3, 4, 5 dan 6. Tingkat pelapukan 1 dan 2 didominasi oleh batuan keras, sehingga tidak dapat diuji tingkat plastisitasnya.

Hasil interpretasi ketiga lintasan geolistrik konfigurasi Wenner menunjukkan bahwa litologi bawah permukaan bukit Pawinihan tersusun atas tanah penutup (warna oranye), pasir tufan (kuning) dan batu breksi lapuk (abu-abu). Kehadiran faktor pemicu longsor akan menyebabkan lintasan 1 dan 3 lebih rentan mengalami gerakan dibandingkan lapisan 2. Pada ketiga lintasan, batas antara pasir tufan dan batu breksi lapuklah yang berperan sebagai bidang gelincir. Bidang gelincir ini berada sekitar 6-8 m dari permukaan tanah. Sampel tanah pada derajat pelapukan 6 memiliki batas cair sebesar 55,06, batas plastis 51,47, dan indeks plastisitas 3,59. Berdasarkan nilai indeks plastisitas sebesar 3,59 tanah bersifat plastis rendah dan bersifat kohesif sebagian yang merupakan ciriciri dari jenis tanah lanau.

Pada sampel tanah derajat pelapukan 5 dengan diperoleh nilai batas cair sebesar 51,11, batas plastis sebesar 44,96 dan indeks plastisitas sebesar 6,15. Indeks plastisitas ini bersifat plastis rendah dan kohesif sebagian, memiliki sifat yang sama dengan batuan dengan derajat pelapukan 6. Berbeda dari keduanya, pada sampel dengan derajad pelapukan 4 bersifat non plastik dan non kohesif dengan nilai indeks plastisitas 1,65. Sifat ini dimiliki oleh pasir, yaitu pasir tufan yang merupakan produk letusan gunung api Jembangan. Batas bidang ini dengan batu breksi (derajat 3) inilah yang berfungsi sebagai bidang gelincir. Batuan breksi memiliki sifat kohesif, sehingga kehadiran fluida relatif tidak mempengaruhi sifat batuan.

Kesimpulan dari studi kasus ini adalah litologi bukit Pawinihan tersusun atas tanah penutup, pasir tufan dan batu breksi lapuk. Bidang gelincir merupakan batas pasir tufan dengan batu breksi lapuk dengan kedalaman berkisar antara 6-8 meter dengan nilai antara 30-118 Ωm. Bidang gelincir termasuk dalam batuan dengan tingkat pelapukan 3 dan indeks platisitas 8,27 yang bersifat kohesif.

TUGAS TERSTRUKTUR ANALISIS LANSEKAP TERPADU VULKANISME

March 1st, 2018

TUGAS TERSTRUKTUR

ANALISIS LANSEKAP TERPADU

“Vulkanisme”

 

 

Disusun Oleh:

Tya Lestari

155040201111155

A

 

 

 

 

 

PROGRAM STUDI AGROEKOTEKNOLOGI

FAKULTAS PERTANIAN

UNIVERSITAS BRAWIJAYA

MALANG

2018

Resume Materi Vulkanisme

1. Pengertian Gunung Berapi

Gunung berapi merupakan bukit atau gunung yang mempunyai lubang kepunden sebagia tempat keluarnya magma atau gas kepermukaan bumi. Meneurut Koesoemadinata (1977) menyatakan bahwa gunungapi adalah lubang atau saluran yang menghubungkan suatu wadah berisi bahan yang disebut magma. Suatu ketika bahan tersebut ditempatkan melalui saluran bumi dan sering terhimpun di sekelilingnya sehingga membangun suatu kerucut yang dinamankan kerucut gunung api.

2.Proses Terbentuknya Gunung Api

Kembali ke teori tektonik lempeng, menurut teori ini bahwa kerak bumi adalah suatu lempeng yang rigid/kaku dan bergerak satu terhadap yang lainnya. Lempeng-lempeng tersebut bergerak saling menjauh yang disebut divergen, saling bertubrukan yaitu konvergen dan saling berpapasan. Dari proses tersebut maka terbentuklah pegunungan berapi atau pegunungan tengah samudera. Selain karena pergerakan lempeng, adapula karena adanya gaya endogen. Ketika magma yang bersifat asam akan bergerak keatas sedangkan yang bersifat basa di bagian bawah. Gerakan pemisahan magma didalam dapur magma akan menimbulkan gaya keatas, endorong batuan penyusun kerak bumi  dan jika ada kesempatan akan muncul ke permukaan lewat lubang gunung api.

3.Proses Erupsi Berdasarkan Lubang Keluarnya Magma

a. Erupsi linier, yaiu magma keluar melalui retakan dan celah-celah yang ada di bumi. Magma yang keluar berupa lava cair dan sangat sedikit mengandung material-material lepas.

b. Erupsi sentral, yaitu magma yang keluar melalui diatrema dan kepundan. Erupsi sentral terdiri dari tiga macam seri yang tergantung pada tekanan, yakni:

  1. Erupsi efusif (lelehan), keluarnya magma yang bersifat cair dengan tekanan lemah sehingga hanya menimbulkan lelehan lava melalui retakan yang terdapat pada tubuh gunungapi.
  2. Erupsi eksflosif, keluarnya magma ke permukaan bumi dengan ledakan akibat magma memiliki tekanan yang tinggi.
  3. Erupsi campuran, perselingan antara seri lava dan eksplosif membentuk strato yang terdiri atas pelavisan lava dan bahan-bahan lepas.

4. Struktur Gungungapi

a. Wujud Vulkanik, berupa kaldera, kepunden

b. Batuan beku, berupa intrusif dan ekstrunsif.

c. Magam, berupa magma granitik yakni sangat kental, bergeraknya lambat, magma ini mudah membeku dan menghalagi kepunden ketika terjadi erupsi akan menghasilkan deposit piroklastik. Magma basltik yakni mengalir dengan sangat cepat, tidak selalu menghasilkan erupsi eksflosif dan membentuk deposit piroklastik.

d. Kerucut, berupa kerucut sinder, komposit, dan vulkanik.

5. Tipe Letusan

a. Tipe Hawaiian, yaitu erupsi eksplosif dari magma basaltic atau mendekati basalt, umumnya berupa semburan lava pijar, dan sering diikuti leleran lava secara simultan, terjadi pada celah atau kepundan sederhana;

b. Tipe Strombolian, erupsinya hampir sama dengan Hawaiian berupa semburan lava pijar dari magma yang dangkal, umumnya terjadi pada gunungapi sering aktif di tepi benua atau di tengah benua:

c. Tipe Plinian, merupakan erupsi yang sangat ekslposif dari magma berviskositas tinggi atau magma asam, komposisi magma bersifat andesitik sampai riolitik. Material yang dierupsikan berupa batuapung dalam jumlah besar;

d. Tipe Sub Plinian, erupsi eksplosif dari magma asam/riolitik dari gunungapi strato, tahap erupsi efusifnya menghasilkan kubah lava riolitik. Erupsi subplinian dapat menghasilkan pembentukan ignimbrit;

e. Tipe Ultra Plinian, erupsi sangat eksplosif menghasilkan endapan batuapung lebih banyak dan luas dari Plinian biasa;

f. Tipe Vulkanian, erupsi magmatis berkomposisi andesit basaltic sampai dasit, umumnya melontarkan bom-bom vulkanik atau bongkahan di sekitar kawah dan sering disertai bom kerak-roti atau permukaannya retak-retak. Material yang dierupsikan tidak melulu berasal dari magma tetapi bercampur dengan batuan samping berupa litik;

g. Tipe Surtseyan dan Tipe Freatoplinian, kedua tipe tersebut merupakan erupsi yang terjadi pada pulau gunungapi, gunungapi bawah laut atau gunungapi yang berdanau kawah. Surtseyan merupakan erupsi interaksi antara magma basaltic dengan air permukaan atau bawah permukaan, letusannya disebut freatomagmatik. Freatoplinian kejadiannya sama dengan Surtseyan, tetapi magma yang berinteraksi dengan air berkomposisi riolitik.

Gambar 1. Tipe Letusan Gunungapi

6. Bahaya Letusan Gunungapi

a. Bahaya Langsung

1) Leleran lava, merupakan cairan lava yang pekat dan panas dapat merusak segala infrastruktur yang dilaluinya. Kecepatan aliran lava tergantung dari kekentalan magmanya, makin rendah kekentalannya, maka makin jauh jangkauan alirannya. Suhu lava pada saat dierupsikan berkisar antara 800-1200°C. Leleran lava dapat merusak segala bentuk infrastruktur.

2) Aliran piroklastik (awan panas), dapat terjadi akibat runtuhan tiang asap erupsi plinian, letusan langsung ke satu arah, guguran kubah lava atau lidah lava dan aliran pada permukaan tanah (surge). Kecepatan aliran dapat mencapai 150 250 km/jam dan jangkauan aliran dapat mencapai puluhan kilometer walaupun bergerak di atas air/laut. Awan panas mempunyai mobilitas dan suhu tinggi sangat berbahaya bagi penduduk sekitar gunungapi.

3) Jatuhan piroklastik, terjadi dari letusan yang membentuk tiang asap cukup tinggi, pada saat energinya habis, abu akan menyebar sesuai arah angin kemudian jatuh lagi ke muka bumi. Sebaran abu di udara dapat menggelapkan bumi beberapa saat serta mengancam bahaya bagi jalur penerbangan. Hujan abu dapat merusak tanaman, merobohkan rumah, mengganggu pernafasan dan membahayakan jalur penerbangan pesawat.

4) Lahar letusan, terjadi pada gunungapi yang mempunyai danau kawah. Apabila volume air alam kawah cukup besar akan menjadi ancaman langsung saat terjadi letusan dengan menumpahkan lumpur panas.

5) Gas vulkanik beracun, umumnya muncul pada gunungapi aktif berupa CO, CO2, HCN, H2S, SO2 dll, pada konsentrasi di atas ambang batas dapat membunuh.

b. Bahaya sekunder

1) Lahar Hujan, terjadi apabila endapan material lepas hasil erupsi gunungapi yang diendapkan pada puncak dan lereng, terangkut oleh hujan atau air permukaan. Aliran lahar ini berupa aliran lumpur yang sangat pekat sehingga dapat mengangkut material berbagai ukuran. Bongkahan batu besar berdiameter lebih dari 5 m dapat mengapung pada aliran lumpur ini. Lahar juga dapat merubah topografi sungai yang dilaluinya dan merusak infrastruktur.

2) Banjir bandang, terjadi akibat longsoran material vulkanik lama pada lereng gunungapi karena jenuh air atau curah hujan cukup tinggi. Aliran Lumpur disini tidak begitu pekat seperti lahar, tapi cukup membahayakan bagi penduduk yang bekerja di sungai dengan tibatiba terjadi aliran lumpur.

3) Longsoran vulkanik, terjadi akibat letusan gunungapi, eksplosi uap air, alterasi batuan pada tubuh gunungapi sehingga menjadi rapuh, atau terkena gempabumi berintensitas kuat. Longsoran vulkanik ini jarang terjadi di gunungapi secara umum sehingga dalam peta kawasan rawan bencana tidak mencantumkan bahaya akibat longsoran vulkanik.

 

 

TUGAS TERSTRUKTUR

ANALISIS LANSEKAP TERPADU

“Studi Kasus: Vulkanisme kompleks Gunung Patiayam  di Kecamatan Jekulo, Kabupaten Kudus, Provinsi Jawa Tengah”

 

 

Disusun Oleh:

 Tya Lestari

155040201111155

A

 

 

 

 

PROGRAM STUDI AGROEKOTEKNOLOGI

FAKULTAS PERTANIAN

UNIVERSITAS BRAWIJAYA

MALANG

2018

Daerah Patiayam terletak sekitar 20 km di se-belah timur Kota Kudus. Kompleks per­bukitan ini terdiri atas beberapa bukit kecil dengan ketinggian 200 hingga 350 m di atas permukaan laut (dpl). Data di lapangan menunjukkan bahwa litologi Gunung Patiayam tersusun oleh batuan beku lava dan intrusi basal piroksen yang kaya akan mineral leusit, breksi gunung api (piroklastika dan lahar), batupasir tuf dan breksi batuapung (endapan piroklastika), napal dan batugamping, serta lempung hitam enda­pan rawa. Hipotesis penelitian adalah kompleks Gunung Patiayam bukan sekedar kubah saja, tetapi sebagai kompleks gunung api. Pembentukan kubah yang berada pada lingkup kegiatan vulkanisme pada 2 – 0,5 jtl., mengindikasikannya se­bagai bagian dari suatu sistem vulkanisme. Kompo­sisi litologi yang terdiri atas batuan asal gunung api, didukung oleh kemiringan lapisan batuan yang ke segala arah dengan mengikuti kemiringan lerengnya, menandakan bahwa batuan tersebut dihasilkan oleh erupsi gunung api yang bersumber dari satu titik. Tujuan penelitian adalah mengetahui keterkaitan antara geomorfologi kubah Gunung Patiayam dan susunan batuannya, serta proses geologi yang mempengaruhinya.

Tataan Geologi Gunung Patiayam

Kompleks Gunung Patiayam secara fisiografis berada pada kelompok Semenanjung Muria, bersa­ma-sama dengan kompleks Gunung Genuk, Gunung Muria, dan beberapa maar di sekitar Gunung Muria, seperti Maar Bambang, Maar Gunungrowo, dan Maar Gembong. Dari interpretasi citra landsat, diketahui bahwa geomorfologi Gunung Patiayam berupa kubah de-ngan tingkat erosi sedang sampai lanjut. Di dalam kompleks terdapat bentukan-bentukan melingkar menyerupai cincin kawah gunung api (rim) yang se­cara relatif membuka ke utara. Proses tektonika yang mempengaruhi pembentukan depresi-depresi melingkar tersebut adalah aktivitas gunung api, yang diduga memiliki kesamaan fase tektonisme dengan pembentukan Gunung Lasem dan Gunung Genuk, yaitu Pliosen Akhir – Plistosen (2 – 0,5 jtl.; Zaim, 1989).

Berdasarkan data geologi regional Lembar Ku­dus (Suwarti dan Wikarno, 1992), batuan tertua yang tersingkap di daerah Semenanjung Muria adalah Formasi Bulu. Formasi Bulu tersusun oleh batugamping nonklastika kaya fosil Pelecypoda. Batuan ini tersingkap dengan baik di puncak Gu­nung Muria, diterobos oleh intrusi gang di hulu Sungai Gelis, Desa Semliro. Komposisi litologi Formasi Patiayam adalah batupasir tuf dan breksi batuapung, dengan kedudukan perlapisan bervariasi, dan ditafsirkan oleh peneliti-peneliti terdahulu sebagai batuan klastika (Suwarti dan Wikarno, 1992). Hal itulah yang digunakan sebagai dasar interpretasi oleh peneliti-peneliti sebelumnya, sehingga Gunung Patiayam disebut sebagai kubah.

Secara stratigrafis, Zaim (2006) membagi li­tologi Gunung Patiayam ke dalam enam formasi. Ke enam formasi tersebut dari tua ke muda adalah batulempung kebiruan Formasi Jambe berumur Pliosen, Formasi Kancilan (Plistosen Awal), For­masi Slumprit (Plistosen Awal-Tengah), Formasi Kedungmojo, Formasi Sukobubuk (Plistosen Akhir), dan endapan teras (Holosen). Sartono drr. (1978) dan Zaim (2006) menyebutkan ada dua periode lingkungan pengendapan di daerah Patiayam, yaitu Formasi Jambe pada lingkungan laut dangkal dan empat formasi yang lebih muda lainnya pada ling­kungan darat.

Hasil Penelitian

Penelitian geologi telah dilakukan di daerah Patiayam. Hasil studi menjumpai adanya singkap-an batuan gunung api berupa material klastika (fragmental), batuan beku (lava), serta batuan sedi­men, yaitu batuan karbonatan dan lempung hitam. Hubungan satuan batuan asal gunung api dan satuan batuan sedimen tersebut adalah tidak selaras. Secara umum, batuan yang mendominasi wilayah ini adalah batuan asal gunung api fragmental (klastika).  Secara lebih rinci, batuan gunung api yang menyusun daerah penelitian tersebut sesuai lokasi pengamatannya adalah:

  1. Di lereng timur Gunung Patiayam djumpai sing­kapan lapisan lempung argiliseus setebal 20 – 25 cm dan tuf abu-abu kemerahan setebal 35 – 40 cm yang menumpang di atas lapisan paleosol. Lempung argilaseus tersebut diinterpreta­sikan dibentuk oleh larutan hidro-termal akibat aktivitas magmatisme yang menyentuh tubuh air tanah, sehingga lapisan dengan air tanah tersebut teralterasi.
  2. Di atas lempung argilaseus (secara stratigrafis tersingkap lava, yang ditunjukkan oleh hadirnya bongkah-bongkah lava berukuran 0,5-3m di permukaan. Tubuh lava tersebut makin ke bawah makin masif. Secara megaskopis, batuan ini dicirikan oleh warna abu-abu gelap, kondisi lapuk-segar, berstruktur masif-vesikuler, dan beberapa di antaranya terdapat kekar konsentris. Hal itu mengindikasikan bahwa batuan tersebut membeku di permukaan den­gan cepat.
  3. Sekitar 30-50 m ke arah barat daya dari lokasi bongkah lava tersingkap batuan intrusi gang, yang juga tersusun oleh basal piroksen kaya leusit. Tubuh batuan intrusi ini di permukaan dicirikan oleh morfologi yang melingkar di pun­cak bukit, dengan posisi yang lebih tinggi dari wilayah di sekitarnya. Berjalan ke arah barat laut sekitar 150 m dari posisi intrusi gang, tersing-kap breksi autoklastika yang juga berasosiasi dengan lava basal piroksen kaya mineral leusit. Breksi autoklastika tersebut dicirikan oleh tebal singkapan 2,5 m dan panjang singkapan sekitar 6 m; fragmen berukuran 5 – 10 cm yang tertanam dalam matriks batuan beku.
  4. Di lereng barat – barat daya, sekitar 200-500 m dari lokasi breksi autoklastika pada lembah Sungai Pontang, tersingkap perlapisan breksi piroklastika dan breksi lapili dengan matriks tuf. Breksi piroklastika dicirikan oleh panjang singkapan 10 m, tebal 4 m, berwarna abu-abu kecoklatan sedikit teroksidasi, terdiri atas frag­men blok dan bom batuan beku berukuran kerikil – bongkah, bentuk butir menyudut – membundar tanggung, matriks pasir – granul, kemas terbuka, pemilahan buruk dan kondisinya segar – lapuk.
  5. Ke arah hulu Sungai Pontang, sekitar 50 m ke barat-barat laut, breksi piroklastika secara tidak selaras ditindih oleh batugamping (napal) dengan fosil moluska asal laut, panjang singkapan 10 m, tebal 8 m, berwarna putih keabu-abuan, struktur berlapis-laminasi, kondisi lapuk.
  6. Pada fase yang lebih jauh, yaitu di daerah Jengglong, sisi timur daerah penelitian, ter-singkap batuan epiklastika berupa batupasir yang mengandung tuf, batupasir dengan sedikit fragmen pumis dan skoria berukuran kerikil, konglomerat dan breksi epiklastika (lahar).
  7. Makin ke arah barat, komposisi endapan epiklas­tika makin berkurang dan berganti dengan tuf dan breksi pumis yang diinterpretasikan sebagai batuan piroklastika. Ke arah barat laut, komposisi litologi didominasi oleh perlapisan breksi pumis dan tuf, yang makin ke arah hulu breksi pumis makin dominan. Pada lembah-lembah sungai tersingkap breksi piroklastika yang tersusun oleh fragmen andesit-basal kaya leusit.
  8. Batuan yang tersingkap di bagian utara (daerah Sukobubuk dan sekitarnya) tersusun oleh endapan pasir lepas dan konglomerat/breksi dengan fragmen litik andesit piroksen dan basal dengan bentuk butir.

Pembahasan

Kebanyakan peneliti terdahulu secara implisit berpendapat bahwa morfologi kubah Gunung Patiayam terbentuk oleh proses tektonika setelah pengendapan batuan gunung api tersebut; gaya pengangkatan dipicu oleh intrusi magma di wilayah ini yang mengangkat batuan sedimen tersebut sehingga berbentuk kubah (Sartono drr., 1978; Zaim, 1989, dan 2006). Namun diketahui bahwa, batuan beku intrusi yang tersingkap di wilayah ini adalah andesit basaltik kaya leusit dan piroksen yang bertekstur porfiro-afanitik halus, dan tersebar secara lokal di kaki Gunung Payaman. Proses tektonika memang pernah terjadi di wilayah ini yang membentuk rekahan. Akibat adanya rekahan tersebut, magma muncul ke permukaan melalui re­kahan dan membangun kerucut (tubuh) gunung api. Proses pemunculan magma yang berlangsung secara berulang-ulang memanaskan batuan yang dilaluinya. Karena batuan tersebut mengandung air, maka ter­jadi penguapan dan pelarutan menghasilkan larutan hidrotermal, membentuk lempung argilaseus.

Kegiatan vulkanisme juga dibuktikan oleh bentu­kan morfologi puncak kompleks Gunung Patiayam,  yang tersusun oleh empat bentukan melingkar dari data interpretasi citra landsat. Bentukan melingkar tersebut diinterpretasikan sebagai cincin kawah gunung api daripada akibat depresi oleh proses tek­tonika pasca pengendapan, karena juga berasosiasi dengan batuan gunung api berupa breksi pumis dan tuf. Selama aktivitasnya, Gunung Api Patiayam telah mengalami empat fase pembentukan sistem kaldera, yaitu Rim 1, Rim 2, Rim 3, dan Rim 4. Jadi, pembentukan morfologi kubah Patiayam dikontrol oleh aktivitas gunung api, bukan oleh tektonisme setelah pengendapan batuan asal gunung api tersebut.

Hasil pengukuran penampang stratigrafi di daerah fasies medial (Kancilan – Terban) dan Jeng-glong, hingga fasies proksimal di Sungai Pontang sampai Gunung Payaman, berhasil mendapatkan 2-4 sekuen endapan vulkaniklastika. Aktivitas gu­nung api di kompleks Gunung Patiayam sedikitnya dicirikan oleh letusan eksplosif yang menghasilkan breksi pumis dan tuf dalam empat periode. Letusan tersebut diduga juga disertai dengan penghancuran kawah gunung api, dan menghasilkan kawah baru. Formasi Kedungmojo tersusun oleh batupasir tuf dengan fraksi yang lebih halus dari pada batupasir dan lapili Formasi Slumprit. Oleh Zaim (1989; 2001) batuan ini diinterpretasikan sebagai endapan fluvium. Di beberapa lokasi secara lokal (dasar-dasar sungai), dalam satuan batuan ini juga dijumpai ba-tuan karbonatan. Hal itu mengindikasikan bahwa batuan penyusun Formasi Kedungmojo adalah batuan vulkanik yang telah jauh dari sumber (dis­tal) dan material hasil rombakannya (sedimenter).

Setelah aktivitas Gunung Patiayam, wilayah ini dipengaruhi oleh aktivitas fluviovulkanik Gunung Muria, yang selanjutnya membentuk Formasi Su­kobubuk. Pembentukan formasi tersebut diduga bersamaan dengan pembentukan fluviatil Formasi Kedungmojo. Hal itu dibuktikan oleh tidak adanya perselingan antara material hasil aktivitas Gunung Patiayam dan Gunung Muria dalam Formasi Su­kobubuk.

Kesimpulan dari studi kasus ini yakni kompleks Gunung Patiayam adalah gunung api purba (fosil gunung api). Morfologi Kompleks Gunung Patiayam memang berbentuk kubah, na­mun pembentukan kubah tersebut dipengaruhi oleh proses pengendapan hasil aktivitas gunung api yang berpusat pada satu titik, bukan oleh proses tektonika. Tektonika yang berlangsung di wilayah ini dan membentuk rekahan terjadi sebelum pembentukan Gunung Api Patiayam. Magma muncul ke permu­kaan melalui rekahan tersebut dan membangun tubuh gunung api. Aktivitas gunung api ini berlangsung dalam beberapa periode sejak 2 jtl. hingga 0,5 jtl., meng­hasilkan empat cincin kawah gunung api. Keempat cincin tersebut mengindikasikan telah terjadinya empat periode penghancuran kerucut gunung api sebelum proses pelapukan dan erosi. Jadi, selama aktivitasnya, Gunung Api Patiayam telah bererupsi secara eksplosif, menghasilkan batuan gunung api fragmental kaya akan pumis, yang berlangsung sedikitnya dalam empat periode.

 

 

DAFTAR PUSTAKA

Koesoemadinata, R.P, 1977. Kerangka Sedimenter Endapan Batubara Tersier Indonesia. PIT IAGI ke VI.

Sartono, S., Hardjasasmita, S., Zaim, Y., Nababan, U.P., dan Djubiantono, T., 1978. Sedimentasi Daerah Patiayam, Jawa Tengah. Berita Pusat Penelitian Arkeologi, 19, h.1-21.

Suwarti, T. dan Wikarno, 1992. Peta Geologi Lembar Kudus, skala 1:100.000. Pusat Penelitian dan Pengembangan Geologi, Bandung.

Zaim, Y., 1989. Les formations “Volcano-sedimentaires” Quaternaires de la region de Patiayam (Central Java, Indonesia). Theses Doktorat L’Institut de Paleontologie Humaine, Perancis, Tidak Dipublikasikan, 264 h.

Zaim, Y., 2006. Hominids in Indonesia: From Homo erectus (paleojavanicus) to Homo floresiensis. Dalam: Sar-tono, S., Dari Hominid ke Delapsi dengan Kontroversi, Penerbit ITB, Bandung, h. 73-86.

TUGAS INDIVIDU ANALISIS LANSEKAP TERPADU “Tektonisme”

February 22nd, 2018

TUGAS INDIVIDU

ANALISIS LANSEKAP TERPADU

“Tektonisme”

  

 Disusun Oleh:

Tya Lestari

155040201111155

A

Dr. Ir. Sudarto., MS.

 

 

PROGRAM STUDI AGROEKOTEKNOLOGI

FAKULTAS PERTANIAN

UNIVERSITAS BRAWIJAYA

MALANG

2018

Tektonisme

              Tektonisme merupakan suatu pembentukan lahan yang diakibatkan oleh proses tumbukan, angkatan dan lipatan. Bentuk lahan dimuka bumi berkasitan dengan adanya aktivitas-aktivitas dikulit bumi maupun diluar bumi. Aktivitas dikulit bumi, termasuk didalamnya bentuk, susunan, lapisan bumi, dan perubahan dalam bumi, terdapat dinamika didalamnya. Aktivitas di luar bumi, antara lain pelapukan, pengangkutan, dan pengendapan. Proses aktivitas diluar bumi ini memerlukan waktu yang relative lama dan melibatkan beberapa tenaga, yaitu tenaga dari dalam bumi (endogen) dan tenaga dari luar bumi (eksogen). Proses yang berkaitan dengan pembentukan bumi, yakni:

  1. Proses Endogen, membentuk relief kasar atau halus pada permukaan bumi dari proses dalam bumi.
  2. Proses Eksogen, permukaan bumi pada proses ini terbentuk karena terbawanya material-material akibat longsor, banjir, dan lain-lain.
  3. Pengaruh topografi dan manusia.

Pembentukan relief bumi pada dasarnya memiliki beberapa teori dimana semua orang mempercayainya. Teori terbentuknya angkasa karena adanya ledakan yakni bigbang. Selain itu teori pembentukan relief bumi yakni teori kontraksi, teori Laurasia_Gondwana, teori pergeseran benua, teori konvesi, teori pergeseran dasar laut dan yang terakhir yakni teori tektonik. Teori tektonik lempeng adalah suatu teori yang menjelaskan mengenai sifat-sifat bumi yang mobil/dinamis yang disebabkan oleh gaya endogen yang berasal dari dalam bumi. Dalam teori tektonik lempeng dinyatakan bahwa pada dasarnya kerak-bumi (litosfir) terbagi dalam 13 lempeng besar dan kecil.

Struktur dan Lapisan Bumi

          Ketebalan kulit bumi berbeda pada setiap wilayah tergantung ketinggian wilayah tersebut. Menurut Novitayani (2012) Struktur dan lapisan bumi dapat diurakan sebagai berikut :

  1. Menurut komposisi (jenis dari materialnya), bumi dapat dibagi menjadi lapisan-lapisan sebagai berikut:
    a. Kerak Bumi (crust), merupakan kulit bumi bagian luar (permukaan bumi) dengan massa 0,3% dari massa keseluruhan bumi. Tebal lapisan kerak bumi mencapai 70 km dan merupakan lapisan batuan yang terdiri dari batu-batuan basa dan masam. Lapisan ini menjadi tempat tinggal bagi seluruh mahluk hidup. Suhu di bagian bawah kerak bumi mencapai 1.100°C. Lapisan kerak bumi yang paling atas disebut litosfer. Kerak bumi ini terbagi menjadi dua bagian yaitu:
       1) Kerak benua, merupakan benda padat yang terdiri dari batuan granit di bagian atasnya dan batuan beku basalt di bagian bawahnya. Kerak ini yang meru pakan benua. Kerak benua memiliki kedalaman 40-200 km.
       2)Kerak samudera, merupakan benda padat yang terdiri dari endapan di laut pada bagian atas, kemudian di bawahnya batuan batuan vulkanik dan yang paling bawah tersusun dari batuan beku gabro dan peridolit. Kerak ini menempati dasar samudra. Kerak samudra memiliki ketebalan 50-100 km.
    b. Selimut atau Selubung (mantle), merupakan lapisan yang terletak di bawah lapisan kerak bumi atau lapisan yang terdapat di atas lapisan nife. Selimut/selubung (mantle) disebut juga lapisan pengantara atau astenosfer dan merupakan bahan cair bersuhu tinggi dan berpijar. Tebal selimut bumi mencapai 2.900 km dan berat jenisnya rata-rata 5 gr/cm3. Suhu di bagian bawah selimut bumi mencapai 3.000°C.
    c. Inti Bumi (barisfer atau core), merupakan bahan padat yang tersusun dari lapisan nife (niccolum = nikel dan ferrum = besi). Disebut barisfer karena inti bumi mempunyai massa jenis yang besar yaitu 10,7 gram/cc dibandingkan dengan kulit bumi (litosfer). Jari-jari ± 3.470 km dan batas luarnya ± 2.900 km di bawah permukaan bumi. Temperatur di inti bumi diperkirakan tidak lebih dari 30000 Adanya bahan nikel dan besi ini yang menyebabkan bumi mempunyai sifat kemagnetan yang luar biasa. Lapisan inti dibedakan menjadi inti luar dan inti dalam. Inti luar tebalnya sekitar 2.000 km dan terdiri atas besi cair yang suhunya mencapai 2.200°C. Inti dalam merupakan pusat bumi berbentuk bola dengan diameter sekitar 2.700 km. Inti dalam ini terdiri dari nikel dan besi yang suhunya mencapai 4.500°C.
  1. Menurut sifat mekanik (sifat dari materialnya), bumi dapat dibagi menjadi lapisan-lapisan sebagai berikut :
    a. Litosfer, lapisan ini pada kedalaman 50-200 km, tebalnya sekitar 50-100 km, dengan masa jenis rata-rata 2,9 gram/cc. Lapisan ini merupakan lapisan bebatuan yang mengapung diatas astenosfer.
    b. Astenosfer, lapisan di bawah lempeng tektonik, yang menjadi tempat bergeraknya lempeng benua. Lapisan ini di kedalaman 700 km, wujudnya agak kental tebalnya 100-400 km.
    c. Mesosfer, lapisan ini di kedalaman sekitar 2900 km, wujudnya padat, terletak di bawah astenosfer dengan ketebalan 2400-2750 km.

Gambar 1. Struktur dan Lapisan Bumi

Topografi Dalam Laut

        Pembentukan topografi dasar laut terbentuk sebagai hasil dari dinamika bumi / peristiwa gelogi yang terjadi pada wilayah batas kontinen, yaitu:

  1. Transform yaitu mengalami pergeseran dengan arah yang berbeda terjadi pada wilayah batas kontinen.
  2. Divergen yaitu pergeseran saling menjauh antar batas benua.
  3. Konvergen yaitu pergeseran saling mendekat sehingga terjadi pertumbukan / zone subduksi.
    Gaya tektonik terbagi menjadi dua yakni tektonik epigenesa dan tektonik orogenesa. Tektonik epigenesa merupakan gerakan vertikal yang lambat dan meliputi daerah yang luas. Sedangkan tektonik orogenesa merupakan gerakan yang relatif cepat meliputi wilayah yang sempit seperti pembentukan pegunungan. Struktur diastropik merupakan struktur pelapisan yang disebabkan ileh diastropik, yang terdiri dar pelengkungan, pelipatan, retakan dan pengangkatan.

TUGAS INDIVIDU

ANALISIS LANSEKAP TERPADU

“Studi Kasus Tektonisme”

 

 

Disusun Oleh:

Tya Lestari

155040201111155

A

Dr. Ir. Sudarto., MS.

 

PROGRAM STUDI AGROEKOTEKNOLOGI

FAKULTAS PERTANIAN

UNIVERSITAS BRAWIJAYA

MALANG

2018

Judul   : Pengaruh Gempa Tektonik Terhadap Aktivitas Gunungapi : Studi Kasus G. Talang dan Gempabumi Padang  30 September 2009

Penulis            :  Ahmad Basuki, 2009

Gempa bumi di Padang tanggal 30 September 2009 merupakan gempa tektonik yang dikhawatirkan akan memicu terjadinya letusan G. Talang. Dengan Mw= 7.6 dan jarak antara epicenter gempa dengan pusat aktivitas G. Talang sekitar 96 km dikhawatirkan mampu memberikan pengaruh terhadap sistem magma G. Talang. Gunung Talang sendiri merupakan salah satu gunungapi yang aktivitas vulkaniknya dipengaruhi oleh aktivitas tektonik di sekitarnya. Erupsi freatik pada 12 April 2005 diperkirakan dipicu oleh gempabumi Mentawai Mw=6.7 pada 10 April 2005. Posisi gunungapi yang berada di tengah sesar sumatera yang aktif (Sieh dkk, 2000) semakin meningkatkan kemungkinan terpicunya aktivitas vulknik oleh aktivasi sesar di sekitarnya. Tujuan dari penelitian ini adalah untuk menentukan pengaruh Gempabumi Padang 30 September 2009, terhadap aktivitas vulkanik G. Talang pada saat itu. Metoda yang digunakan dalam menentukan pengaruh gempabumi Padang 2009 terhadap aktivitas vulkanik G. Talang adalah metode visual, seismik, dan deformasi.

Sumber gempa tektonik di sekitar G. Talang adalah Sesar Sumatra dan jalur subduksi di pantai barat Sumatra. Tercatat sejak tahun 2005 terdapat 7 kali gempa tektonik dengan momen magnitude lebih dari 6 dengan jarak episenter dengan kawah G. Talang berkisar 54 – 170 km (sumber :USGS). Gempa Padang dengan Mw = 7.6 terjadi pada tanggal 30 September 2009 mekanismenya berupa sesar naik dan terekam oleh stasiun seismik G. Talang pada pukul 17:16:29 WIB dengan intensitas VI pada skala MMI. Kedalaman gempa sekitar 81 km dengan episenter 60 km dari kota Padang dan 95 km dari kawah G. Talang.

Hasil survey GPS dalam periode sebelum dan sesudah terjadinya Gempa Padang menunjukkan terjadinya deformasi pada tubuh G. Talang. Hasil pengukuran antara bulan Juli – Oktober 2009 menunjukkan baseline yang memanjang pada bagian luar dari puncak Gunung Talang, namun terjadi pemendekan pada bagian puncak dengan arah baratlaut – tenggara. Interpretasi dari data ini agak sulit dilakukan mengingat terjadi variasi distribusi tekanan. Hal ini bisa terjadi pada gunungapi dengan kawah berada pada daerah patahan (De natale dkk, 1996). Namun, jika melihat dari mekanisme fokal setelah gempa padang terjadi, diperkirakan hal ini terjadi akibat sesar naik yang terjadi di sekitar G. Talang.

Manifestasi gunung api yang terpicu oleh gempa tektonik dalam banyak kasus hanya menunjukkan peningkatan kegiatan dan tanpa letusan (Eggert dkk, 2009). Gempa bumi Mentawai tanggal 10 April 2005 memicu terjadinya peningkatan gempa vulkanik dan letusan tanggal 12 April 2005 (Irawan dkk, 2005). Namun Gempa bumi Padang pada 30 September 2009 tidak diikuti oleh letusan. Adanya hembusan pada saat terjadi gempa hanya menunjukkan terjadinya pelepasan gas ke permukaan akibat terjadinya retakan-retakan di permukaan dangkal. Pengaruh gempa tektonik terhadap aktivitas gunungapi diterangkan dalam berbagai model, diantaranya adalah model perubahan tekanan statik dan model induksi tekanan dinamik. Semua model interaksi tersebut berpotensi memicu terjadinya letusan dengan syarat sistem magma telah mencapai titik kritis menjelang letusan.

Kesimpulan dari penelitian ini yakni gempa bumi Padang 2009 tidak memicu terjadinya letusan namun hanya sebatas pelepasan akumulasi tekanan fluida yang ada di kedalaman dangkal G. Talang. Peningkatan gempa vulkanik dan tektonik setelah gempabumi Padang 2009 diperkirakan merupakan aktivasi sesar bukan merupakan indikasi peningkatan kegiatan magmatik G. Talang. Pengaruh gempa tektonik terhadap aktivitas vulkanik G. Talang adalah terjadinya aktivasi sesar di kedalaman yang dangkal dan menyebabkan pelepasan tekanan ke permukaan.

 

TUGAS DISKUSI ANALISIS LANDSKAP TERPADU KELAS A

February 14th, 2018

TUGAS DISKUSI

ANALISIS LANDSKAP TERPADU

 

Disusun Oleh:

Tya Lestari                          155040201111155

Meka Lianasari                   155040201111247

Achmad Azhari Sidik         155040207111090

Muzna Aqila                       155040207111149

Kelas: A

 

 

 

PROGRAM STUDI AGROEKOTEKNOLOGI

FAKULTAS PERTANIAN

UNIVERSITAS BRAWIJAYA

MALANG

2018


 

Mengapa Malang Dikelilingi oleh Banyak Gunung ?

Matahemual (1982) menyebutkan bahwa gunung api (vulkan) adalah suatu bentuk timbulan di muka bumi yang pada umumnya berupa suatu kerucut raksasa, kerucut terpacung, kubah ataupun bukit yang diakibatkan oleh penerobosan magma ke permukaan bumi. Pada umumnya terdapat beberapa jalur tertentu di muka bumi, yakni pada jalur punggung tengah samudra, jalur pertemuan dua buah lempeng kulit bumi dan pada titik-titik panas dimuka bumi tempat keluarnya magma pada benua maupun samudra.

Malang raya merupakan salah satu daerah yang dikelilingi banyak gunung berapi. Sebelum berfokus kepada daerah Malang, maka telebih dahulu mengetahui proses pembentukan gunung berapi pada Indonesia. Menurut Waluyo (2010) menjelaskan bahwa proses pembentukan gunung berapi dapat terbentuk karena adanya jalur aktif yang ditandai dengan seismisitas atau bisa disebut dengan kegempaan yang tinggi dan merupakan batas antar lempeng. Sedangkan di Indonesia sendiri merupakan daerah yang terletak pada tiga lempeng utama bumi yaitu meliputi Lempeng Eurasia, Lempeng Indo-Australia, dan Lempeng Pasifik (Pratama dkk, 2014). Ketika mempunyai tiga lempeng utama maka yang akan terjadi adalah peristiwa subduksi antar kedua lempeng lempeng atau lebih berimbas pada melelehnya material batuan kerak bumi sehingga bergerak ke permukaan karena berat jenih batuan pada kerak bumi yang lebih rendah (Proses Undasi) (Asriningrum dkk, 2004).

Secara keseluruhan maka Indonesia merupakan negara yang disebut dengan “Cincin Api Pasifik” atau Ring of Fire on Pacific Rims. Artinya adalah rangkaian jalur gunung api yang statusnya tergolong aktif tersebar di atas lempeng bumi (Bronto, 2006). Daerah Jawa sendiri termasuk zona pertemuan antar kedua lempeng tektonik dan merupakan jalur vulkan aktif. Lempeng tersebut mempertemukan antara Lempeng Indo Australia yang menumbuk di bawah Lempeg Australia. Akibat tumbukan lempeng tersebut maka Indonesia mempunyai 129 buah gunung api aktif atau sekitar 13% dari gunung aktif di dunia sepanjang Sumatra, Jawa hingga laut Banda. Pulau Jawa sendiri memiliki total 35 gunung yang hingga kini masih aktif. Kantili (1979) menyebutkan bahwa di Indonesia, khususnya Jawa dan Sumatera, pembentukan gunung api terjadi akibat tumbukan kerak Samudera Hindia dengan kerak Benua Asia. Di Sumatera penunjaman lebih kuat dan dalam sehingga bagian akresi muncul ke permukaan membentuk pulau-pulau, seperti Nias, Mentawai, dll. Tumbukan antara lempeng-lempeng tersebut dimungkinkan juga banyak terjadi di Malang sehingga terbentuk berbagai gunung berapi dengan jumlah yang cukup banyak. Sehingga dapat disimpulkan bahwa Malang Raya yang termasuk dalam daerah Jawa akan mempunyai gunung api aktif ataupun tidak dalam jumlah cukup banyak seperti: gunung semeru dan gunung tengger.

Gambar 1. Proses Pembentukan Gunung Api 

Bentang Lahan dan Proses Geomorfologi Gunung Sewu Kabupaten Gunung Kidul, Yogyakarta

A. Posisi Geografis

Kabupaten Gunungkidul merupakan salah satu kabupaten yang terletak di Provinsi Daerah Istimewa Yogyakarta. Secara geografis, Kabupaten Gunungkidul terletak di 110 ̊21′ – 110 ̊50′ Bujur Timur dan 7 ̊46′ – 8 ̊09′ Lintang Selatan. Kabupaten Gunungkidul terletak di bagian selatan Provinsi Daerah Istimewa Yogyakarta. Luas wilayah Kabupaten Gunungkidul adalah 1.485,36 km2 atau sekitar 46,63 % dari luas  wilayah Provinsi DIY. Ibukota Kabupaten Gunungkidul yaitu Kota Wonosari. Kota Wonosari terletak di sebelah tenggara Kota Yogyakarta dengan jarak ±39 km.

Gambar 2. Peta Geografi Kabupaten Gunung Kidul

B. Topografi

Kabupaten Gunung Kidul memiliki topografi karst yang terbentuk dari proses pelarutan batuan kapur. Bentang alam ini dikenal sebagai Kawasan Karst Pegunungan Sewu yang bentangnya meliputi wilayah Kabupaten Gunungkidul, Wonogiri dan Pacitan. Bentang alam pegunungan menyebabkan lahan di Kabupaten Gunungkidul mempunyai tingkat kemiringan yang bervariasi.

Gambar 3. Peta Topografi Kabupaten Gunung Kidul

C. Bentang Lahan dan Proses Geomorfologi Zona Karst Gunung Sewu Kabupaten Gunung Kidul

Daerah Gunung Sewu merupakan perbukitan kerucut karst yang berada di zona fisiografik Pegunungan Selatan Jawa Tengah – Jawa Timur, dan secara administratif termasuk wilayah Kabupaten Gunungkidul, Daerah Istimewa Yogyakarta. Daerah ini seringkali mengalami kekeringan di musim kemarau, karena air permukaan yang langka. Diperkirakan terdapat cukup banyak air di bawah tanah, terbukti dari banyak dijumpainya sungai-sungai bawah permukaan. Geomorfologi Daerah Gunung Sewu, berdasarkan morfogenetik dan morfometriknya dapat dikelompokkan menjadi tiga satuan, yaitu Satuan Geomorfologi Dataran Karst, Satuan Geomorfologi Perbukitan Kerucut Karst, dan Satuan Geomorfologi Teras Pantai. Secara umum karstifikasi di daerah ini sudah mencapai tahapan dewasa.

Lapisan paling bawah stratigafi Daerah Gunungsewu berupa endapan vulkanik yang terdiri dari batupasir tufaan, lava, dan breksi, yang dikenal sebagai Kelompok Besole. Di atas batuan basal tersebut, secara setempat-setempat didapatkan napal Formasi Sambipitu, serta batu gamping tufaan dan batu gamping lempungan Formasi Oyo. Di atasnya lagi dijumpai batu gamping Gunung Sewu Formasi Wonosari yang dianggap merupakan lapisan pembawa air. Di bagian paling atas, berturut-turut terdapat napal Formasi Kepek, endapan aluvial dan endapan vulkanik Merapi.

Daerah Panggang Gunung Sewu ini terletak di kabupaten Gunung Kidul Yogyakarta yang merupakan bentukan asal solusional berupa polye. Daerah ini memiliki relief yang berbukit dengan kandungan batu gamping yang tebal dengan struktur berlapis dengan batuan dasar (basement) berupa batu breksi dan bagian atas berupa batu gamping. Proses pembentukan daerah ini adalah melalui pengangkatan dasar laut dangkal (zona litoral) karena adanya pengaruh tenaga endogen atau tektonik. Polye ini sendiri terbentuk karena adanya gua bawah tanah yang runtuh atau ambles karena tidak mampu menahan bebannya sendiri.

Proses geomorfologi yang terjadi di daerah ini adalah berupa erosi dan pelapukan pada batugamping sehingga lapies lapuk dan berubah menjadi tanah mediteran atau terrarosa. Tanah didaerah ini berupa tanah terrarosa atau mediteran yang bercampur dengan robakan batu gamping kasar, perkembangan tanah tidak terlalu dominan karena didaerah ini jarang terjadi hujan.  Tanah ini sifatnya tidak subur yang terbentuk dari pelapukan batuan yang kapur dan memiliki  kejenuhan basa lebih dari 50 %, bertekstur lempung debuan namun kondisi tanahnya masih dapat diusahakan untuk kepentingan pertanian lahan kering.

Batuan-batuan karbonat Formasi Wonosari yang berumur Mio-Pliosen mendominasi bagian selatan Pegunungan Selatan, membentuk topografi kars yang dikenal dengan nama  Gunung Sewu. Secara umum, perbukitan kars Gunung Sewu melampar dengan arah TTg-BBL. Bagian selatan Gunung Sewu merupakan pesisir yang berbatasan langsung dengan Samudera India oleh gawir-gawir erosi. Bagian utara Gunung Sewu memiliki batas yang  bervariasi dengan fisiografi di sekitarnya. Gunung Sewu dibatasi oleh kelurusan semi-sirkuler dengan arah umum TTg-BBL dengan Cekungan Wonosari dan Cekungan Baturetno.

Selain itu, perbukitan kars tersebut menumpang secara tidak selaras terhadap  batuan beku dan volkaniklastik Oligo-Miosen yang telah tererosi pada ujung baratdaya  Lajur Baturagung, pada ujung selatan Masif Panggung, dan pada bagian timur Cekungan Baturetno. Bidang ketidakselarasan tersebut sering disebut sebagai bidang peneplain Pegunungan Selatan level pertama (Pannekoek, 1949). Penumpangan batugamping Gunung Sewu tersebut menghasilkan suatu transisi morfologi yang bersifat gradual dari  perbukitan volkanik struktural di sebelah utara menjadi perbukitan kars di sebelah selatan. Puncak-puncak perbukitan kerucut kars yang relatif horisontal sering disebut sebagai bidang peneplain Pegunungan Selatan level kedua (Pannekoek, 1949).

Di Pantai Wediombo batuan karbonat Formasi Wonosari menumpang secara tidak selaras diatas batuan beku Miosen. Selaras dengan konsep peneplainisasi pertama dari Pannekoek (1949), selanjutnya Hartono (2000) menginterpretasikan batuan beku tersebut sebagai sisa erosi dari  tubuh gunungapi. Orientasi perbukitan dan lembah lembah kars di Gunung Sewu bervariasi secara geografis. Bagian utara didominasi oleh kelurusan berarah BL-Tg, sedangkan bagian selatan  didominasi oleh kelurusan berarah TTg-BBL yang relatif sejajar dengan garis pantai saat  ini. Pola kelurusan pertama dapat dengan jelas dilihat di selatan Masif Panggung dan selatan Giritontro. Beberapa penelitian menunjukkan pola kelurusan yang kedua tersebut dibentuk oleh undak-undak pantai purba yang kemungkinan disebabkan oleh pengangkatan episodik Pegunungan Selatan (Sartono, 1964; Surono, 2005). Bila interpretasi ini diterapkan pada pola kelurusan pertama di sebelah utara, maka implikasinya adalah adanya perubahan pola pengangkatan Pegunungan Selatan. Bukti pengangkatan Pegunungan Selatan yang bersifat episodik juga datang dari endapan teras sungai di utara Teluk Pacitan (Harloff, 1933; Movius, 1944).

Kliping Studi Kasus Kebencaan

  1. Bencana Banjir di Banyuwangi

2. Bencana Banjir di Wonogiri

3. Bencana Tanah Longsor di Wonogiri

4. Bencana Banjir dan Longsor Di Pacitan

DAFTAR PUSTAKA

Harloff, Ch.E.A. 1933. Geologische kaart van Java. Toelichting bij blad 24.

Hartono, G. 2000. Studi gunung api Tersier: Sebaran pusat erupsi dan petrologi di Pegunungan Selatan, Yogyakarta. Thesis Magister Teknik, Institut Teknologi Bandung, Bandung, 168 p (tidak diterbitkan).

Movius, H.L. 1944. Early Man and Pleistocene Stratigraphy in Southern and Eastern Asia. Mus. Am. Arch. & Ethn. Harv. Univ. XIX, no. 3.

Pannekoek, A.J. (1949) Outline of the Geomorphology of Java. Reprint from Tijdschrift van Het Koninklijk Nederlandsch Aardrijkskundig Genootschap, vol. LXVI part 3, E.J. Brill, Leiden, pp. 270-325.

Sartono, S. 1964. Stratigraphy and Sedimentation of the Easternmost Part of Gunung Sewu (East Djawa). Publikasi Teknik Seri Geologi Umum, no. 1, Direktorat Geologi, Bandung, 95 p.

Surono, B. Toha, dan Ign. Sudarno. 1992. Peta Geologi Lembar Surakarta-Giritontro, Jawa. Pusat Penelitian dan Pengembangan Geologi, Bandung.

Hello world!

February 14th, 2018

Selamat datang di Student Blogs. Ini adalah posting pertamaku!