Diktat Kebumian Free.pdf

Bagian I GEOLOGI

SUMBER: Pedoman Praktikum Geologi Dasar, Teknik Geologi,

Institut Teknologi Bandung; Diktat Praktikum Geomorfologi

dan Penginderaan Jauh, Teknik Geologi, Institut Teknologi

Bandung.

PEDOMAN PRAKTIKUM GEOLOGI DASAR

(Gl-2011) 2009

LABORATORIUM GEOLOGI DINAMIK PROGRAM STUDI TEKNIK GEOLOGI

FAKULTAS ILMU TEKNIK KEBUMIAN INSTITUT TEKNOLOGI BANDUNG

PEDOMAN PRAKTIKUM GEOLOGI FISIK

DAFTAR ISI Pendahuluan 1 1. Definisi dan Ruang Lingkup 1 2. Cabang Ilmu dalam geologi 1 1. Kristal dan Mineral 3 1.1 Definisi 3 1.2 Pengenalan Mineral 3 1.3 Sifat-sifat Mineral 3 1.4 Klasifikasi Mineral 9 2. Batuan Beku 14 2.1 Batuan Beku 14 2.2 Asal Kejadian Batuan Beku 15 2.3 Bentuk dan Keberadaan Batuan Beku 16 2.4 Pengenalan Batuan Beku 17 2.5 Klasifikasi Batuan Beku 20 3. Batuan Sedimen 21 3.1 Kejadian Batuan Sedimen 21 3.2 Tekstur Batuan Sedimen 21 3.3 Struktur Sedimen 23 3.4 Komposisi Batuan Sedimen 24 3.5 Klasifikasi Batuan Sedimen 25 4. Batuan Metamorfik 29 4.1 Kejadian Batuan Metamorf 29 4.2 Jenis Metamorfisme 29 4.3 Tekstur Batuan Metamorf 29 4.4 Struktur Batuan Metamorf 30 4.5 Beberapa Batuan Metamorf ynag Penting 31 4.6 Klasifikasi 32 5. Peta Topografi 35 5.1 Peta Topografi 35 5.2 Garis Kontur & Karakteristiknya 35 5.3 Skala Peta 37 5.4 Cara Membuat Peta Topografi 37 5.5 Penampang Topografi 39 5.6 Analisa Peta Topografi 40 5.7 Foto Udara 44

6. Fosil 46 6.1 Fosil 46 6.2 Kegunaan Fosil 46 6.3 Taxonomi 46 6.4 Umur Geologi 46 6.5 Skala Waktu Geologi 47 7. Peta Geologi 48 7.1 Pengertian Peta Geologi 48 7.2 Penyebaran Batuan Pada Peta 48 7.3 Jurus dan Kemiringan Lapisan Batuan 48 7.4 Hubungan kedudukan lapisan dan topografi 50 7.5 Cara Penulisan Kedudukan Lapisan 53 7.6 Simbol Pada Peta dan Tanda Litologi 53 7.7 Peta Geologi dan Penampang Geologi 54 8. Pengertian dalam Hubungan Geologi 57 8.1 Prinsip Dasar Perlapisan Batuan Sedimen 57 8.2 Prinsip Superposisi 57 8.3 Prinsip Perlapisan Sejajar dan Kesamaan Waktu 57 8.4 Prinsip Kesinambungan 57 8.5 Keselarasan dan Bukan Keselarasan 58 8.6 Ketidakselarasan Bersudut (angular unconformity) 58 8.7 Hubungan antar satuan batuan dan struktur 58 9. Struktur Geologi 62 9.1 Struktur Geologi 62 9.2 Kekar (Joint) 62 9.3 Sesar (Fault) 63 9.4 Lipatan 65

***

Pendahuluan

Geologi Dinamik - Geologi ITB 1

1. Definisi dan Ruang Lingkup Kata geologi berasal dari kata latin, gea berarti bumi, dan logos berarti ilmu. Geologi dapat diartikan sebagai ilmu pengetahuan yang berhubungan dengan pemahaman tentang bumi. Geologi merupakan ilmu yang mempelajari bumi sebagai obyek utama, dan sebagian besar berhubungan dengan bagian terluar dari bumi yaitu kerak bumi. Geologi meliputi studi tentang mineral, batuan, fosil, tidak hanya sebagai obyek, tetapi menyangkut penjelasan tentang sejarah pembentukannya. Geologi juga mempelajari dan menjelaskan gambaran fisik serta proses yang berlangsung dipermukaan dan dibawah permukaan bumi, pada saat sekarang dan juga pada masa lalu. Geologi fisik didalam hal ini merupakan dasar untuk mempelajari kesemuanya ini, dengan dimulai mempelajari unsur utama, yaitu batuan sebagai penyusun kerak bumi, mengenal proses pembentukannya, serta menjelaskan kehadiran serta sifat-sifat fisiknya di bumi. 2. Cabang Ilmu dalam Geologi Ilmu geologi mempunyai ruang lingkup sangat luas, yang didalam pengkajiannya lebih dalam berkembang sebagai cabang ilmu yang bersifat lebih khusus dan terinci. Petrologi adalah studi tentang batuan, asal mula kejadiannya, terdapatnya serta penjelasan lingkungan pembentukannya. Disiplin ini akan berhubungan dengan studi tentang mineral (mineralogi) dan bentuk-bentuk kristal dari mineral (kristalografi). Stratigrafi adalah studi tentang urutan perlapisan pada batuan, membahas tentang hubungannya dan proses-proses sedimentasinya (sedimentologi) serta sejarah perkembangan cekungan sedimentasinya. Paleontologi adalah studi tentang fosil dan aspek kehidupan purba yang terekam didalam batuan. Studi ini akan membahas tentang lingkungan pembentukan batuan, umur relatif, serta menjelaskan keadaan dan proses yang terjadi pada masa lalu (paleogeografi). Geologi struktur adalah studi tentang bentuk batuan dan kerak bumi, sebagai hasil dari proses perubahan (deformasi) akibat tektonik, yaitu proses gerak yang terjadi didalam bumi. Didalam perkembangannya, geologi sebagai dasar dari ilmu kebumian, sangat berhubungan dengan ilmu dasar yang lain yaitu ilmu-ilmu fisika dan kimia. Geofisika adalah ilmu yang membahas tentang sifat-sifat fisika dari bumi,

Praktikum Geologi Fisik


mempelajari parameter fisika, menerapkan hukum dan teori fisika untuk menjelaskan tentang proses yang terjadi di bumi. Demikian pula Geokimia, beberapa sifat kimia dari batuan dan kerak bumi dipelajari lebih lanjut dengan prinsip dan teori kimia untuk dapat menjelaskan proses kejadiannya. Selain itu geologi berhubungan dengan ilmu sebagai dasar ilmu terapan misalnya, dibidang pertambangan (Geologi pertambangan), perminyakan (Geologi Minyak), teknik sipil (Geologi Teknik), hidrologi (Hidrogeologi), lingkungan (Geologi Lingkungan) dan sebagainya.

1. Kristal dan Mineral

Geologi Dinamik - Geologi ITB

3

1.1 Definisi Mineral adalah bahan anorganik, terbentuk secara alamiah, seragam dengan komposisi kimia yang tetap pada batas volumenya, dan mempunyai struktur kristal karakteristik yang tercermin dalam bentuk dan sifat fisiknya. Saat ini telah dikenal lebih dari 2000 mineral. Sebagian merupakan mineral-mineral utama yang dikelompokkan sebagai Mineral Pembentuk Batuan. Mineral-mineral tersebut terutama mengandung unsur-unsur yang menempati bagian terbesar di bumi, antara lain unsur Oksigen (O), Silikon (Si), Aluminium (AL), Besi (Fe), Kalsium (Ca), Sodium (Na), Potasium (K) dan Magnesium (Mg). 1.2. Pengenalan Mineral Mineral dapat dikenal dengan menguji sifat fisik umum yang dimilikinya. Sebagai contoh, garam dapur halite (NaCl) dapat dengan mudah dirasakan. Komposisi kimia seringkali tidak cukup untuk menentukan jenis mineral, misalnya mineral grafit (graphite) dan intan (diamond) mempunyai satu komposisi yang sama yaitu karbon (C). Mineral-mineral yang lain dapat terlihat dari sifat fisik seperti bentuk kristal, sifat belahan atau warna, atau dengan peralatan yang sederhana seperti pisau atau potongan gelas dengan mudah diuji kekerasannya. Mineral dapat dipelajari dengan seksama dengan memerikan dari bentuk potongan (hand specimen) dari mineral, atau batuan dimana dia terdapat, dengan menggunakan lensa pembesar (hand lens/loupe), dan mengujinya dengan alat lain, seperti pisau, kawat baja, potongan gelas atau porselen dan cairan asam (misalnya HCL). Mineral juga dipelajari lebih lanjut sifat fisik dan sifat optiknya dalam bentuk preparat sayatan tipis (thin section) dengan ketebalan 0,03 mm, dibawah mikroskop polarisasi. 1.3 Sifat-sifat Mineral Bentuk Kistal dan Perawakan (Crystal Habit) Suatu kristal dibatasi permukaan (sisi kristal) yang mencerminkan struktur dalam dari mineral. Bentuk kristal merupakan kumpulan dari sisi-sisi yang membentuk permukaan luar kristal. Sifat simetri kristal adalah hubungan geometri antara sisi-sisinya, yang merupakan karakteristik dari tiap mineral. Satu mineral yang sama selalu menunjukkan hubungan menyudut dari sisi-sisi kristal yang disebut sebagai sudut antar sisi (constancy of interfacial angels), yang merupakan dasar dari sifat simetri. Bentuk kristal ditentukan berdasarkan sifat-sifat simetrinya yaitu, bidang simetri dan sumbu simetri.

1 Praktikum Geologi Fisik


Dikenal tujuh bentuk kristal (gambar 1.1) yaitu ; Kubus (Cubic), Tetragonal, Ortorombik (Orthorombic), Monoklin (Monoclonic), Triklin (Triclinic), Hexagonal dan Trigonal.

Gambar 1.1. Karakteristik dari bentuk kristal dan beberapa contohnya

Praktikum Geologi Fisik 1


Beberapa mineral umumnya berupa bentuk kristal (gambar 1.2) yang terdiri dari kristal tunggal atau rangkaian kristal, yang dikenal istilahnya sebagai perawakan (crystal habit).

Gambar 1.2. Beberapa contoh perawakan kristal



Warna dan Gores (Streak) Warna dari mineral adalah warna yang terlihat di permukaan yang bersih dan sinar yang cukup. Suatu mineral dapat berwarna terang, transparan (tidak berwarna atau memperlihatkan warna yang berangsur atau berubah). Warna sangat berariasi, umumnya karena perbedaan kompisisi kimia atau pengotoran pada mineral. Gores (streak) adalah warna dari serbuk mineral. Terlihat bila mineral digoreskan pada lempeng kasar porselen meninggalkan warna goresan. Untuk mineral-mineral logam gores dapat dipakai sebagai petunjuk. Kilap (Luster) Kilap adalah kenampakan hasil pantulan cahaya pada permukaan mineral. Ini akan tergantung pada kwalitas fisik permukaan (kehalusan dan trasparansi).

Tebel 1.1 Beberapa istilah kilap mineral Metallic (logam) Seperti logam terpoles >> digunakan untuk pemerian mineral bijih Dull (tanah) buram seperti tanah Vitrous (kaca) seperti pecahan kaca >> terutama untuk mineral silikat Resinous (minyak) berminyak Silky (sutera) seperti serat benang, sejajar permukaan. Pearly (mutiara) seperti mutiara

Belahan (Cleavage) Belahan adalah kecenderungan dari beberapa kristal mineral untuk pecah melalui bidang lemah yang terdapat pada struktur kristalnya. Arah belahan ini umumnya sejajar dengan satu sisi-sisi kristal. Kesempurnaan belahan diperikan dalam istilah sempurna, baik, cukup atau buruk. Beberapa bentuk belahan ditunjukkan pada gambar 1.3. Sifat pecah adakalanya tidak berhubungan dengan struktur kristal, atau mineral tersebut pecah tidak melalui bidang belahannya, yang disebut sebagai rekahan (fracture). Beberapa sifat rekahan karakteristik, misalnya pada kwarsa membentuk lengkungan permukaan yang kosentris (conchoidal fracture). Beberapa istilah lain adalah, serabut (fibrous) pada asbes, hackly, even (halus), uneven (kasar), earhty, pada mineral yang lunak misalnya kaolinit. Kekerasan (Hardness) Kekerasan mineral adalah ketahanannya terhadap kikisan. Kekerasan ini ditentukan dari dengan cara menggoreskan satu mineral yang tidak diketahui



denga mineral lain yang telah diketahui. Dengan cara ini Mohs membuat skala kekerasan relatif dari mineral-mineral, dari yang paling lunak hingga yang paling keras. Untuk pemakaian praktis, dapat digunakan kuku (± 2,5), jarum tembaga (± 3,5), pisau silet (5 - 5,5), pecahan kaca (± 5,5) dan kawat baja dengan kekerasan (± 6,5).

Gambar 1.3. Beberapa pemerian pada bidang belahan



Tabel 1.2 Skala Kekerasan Mohs 10 Diamond (Intan) 9 Corundum (korundum) 8 Topaz 7 Quartz (Kwarsa) 6,5 > Kawat baja 6 Felspar 5,5 > Kaca 5-5, 5 > Pisau silet 5 Apathite (Apatit) 4 Fluorite (Fluorit) 3,5 > Jarum tembaga 3 Calcite (Kalsit) 2,5 > Kuku 2 Gypsum (Gips) 1 Talc (Talk)

Densitas (Specific Gravity) Densitas mineral dapat diukur dengan sederhana di labolatorium bila kristal tersebut tidak terlalu kecil. Hubungan ini dinyatakan sebagai berikut : Spesific Gravity (SG) = W1 / (W1 - W2) W1 = berat butir mineral di udara W2 = berat butir mineral di dalam air Dilapangan agak sulit menentukan dengan pasti biasanya dengan perkiraan; berat, sedang atau ringan. Beberapa mineral yang dapat dipakai sebagai perbandingan misalnya : - Silikat, Karbonat, Sulfat, dan Halida SG berkisar antara 2,2 - 4,0. - Bijih logam, termasuk Sulfida, dan Oksida berkisar antara 4,5 - 7,5. - Native elemen (logam), Emas dan Perak umumnya termasuk logam berat. Transparansi (Transparency) Transparansi merupakan kemampuan (potongan pipih) mineral untuk meneruskan cahaya. Suatu obyek terlihat jelas melalui cahaya yang menembus potongan mineral yang transparan. Bila obyek tersebut terlihat secara samar, dipakai istilah transculent.



Tabel 1.3 Derajat Transparansi Transparent obyek terlihat jelas Sub-transparent obyek sulit terlihat Transculent obyek tak terlihat, sinar masih diteruskan/menembus kristal. Sub-translucent sinar diteruskan hanya pada tepi kristal Opaque sinar tidak tembus. Keliatan (Tenacity) Keliatan adalah tingkat ketahanan mineral untuk hancur atau melentur. Beberapa istilah untuk memerikan sifat ini seperti pada tabel 1.4. Tabel 1.4 Istilah pemerian Keliatan mineral. Brittle (tegar) mudah hancur/pecah Elastic (lentur) dapat dibentuk, dapat kembali keposisi semula Flexible (liat) dapat dibetuk, tidak kembali ke posisi semula Malleable dapat dibelah menjadi lembaran Sectille dapat dipotong dengan pisau Ductille dapat dibentuk menjadi tipis Reaksi dengan asam Beberapa mineral akan bereaksi bila ditetesi dengan asam hidroklorit (Hcl). Pada kalsit terbentuk gelembung-gelembung CO2, dan pada beberapa sulfida bijih terbentuk H2S. Sifat lain untuk beberapa mineral misalnya rasa (taste), sifat refraksi ganda, dan sifat kemagnetan. Dalam pengenalan mineral sering digunakan asosiasi mineral untuk mengenal jenis mineral yang lain. Beberapa mineral dapat bersamaan, dan adakalanya tidak pernah ditemukan dengan mineral lain. 1.4 Klasifikasi Mineral Mineral Silikat Mineral silikat merupakan bagian terbesar dari mineral pembentuk batuan. Mineral ini merupakan kombinasi unsur-unsur utama yang terdapat di bumi ; O, Si, Al, Fe, Ca, Na, K, Mg. Perbedaan yang mudah dapat dilihat dari contoh potongan dari dua mineral dalam batuan adalah warna, yaitu terang dan gelap. Pengelompokan sederhana ini merupakan dasar yang berguna, karena terdapat hubungan empiris antara warna, kompisisi mineral, serta peranan individu dalam kristalisasi dan pembentukan batuan.



Mineral Silikat Gelap Kelompok mineral ini umumnya memiliki kilap vitrous sampai dull, sifat -sifatnya diringkas dalam tabel 1.5. Tabel 1.5 Sifat fisis Mineral Silikat Gelap Mineral Warna SG H Belahan Olivine (Olivin) hijau (gelap) 3,5+6,5 1 Buruk Pyroxene (piroksen) hitam-coklat 3,3 5,5 2 Hornblende hitam 3,3 5,5 2 Biotit coklat 3,0 2,5 1 sempurna Garnet merah (coklat) 3,5 7 tidak ada Olivin ((Mg, Fe) K2SiO4) adalah mineral yang terbentuk pada temperatur tinggi, mengkristal paling awal. Dalam batuan seringkali dijumpai tidak sempurna karena pelarutan oleh magma sekitarnya sebelum pemadatan selesai. Pengaruh kandungan air yang cukup besar setelah atau saat konsolodasi menyebabkan olivin ber-alterasi ke serpentin. Serpentin berwarna hijau, SG = 2,6, H = 3,5, pembentukannya melibatkan pembesaran volume dari olivin asalnya, sehingga pada beberapa batuan basa seringkali timbul retakan-retakan dan melemahkan struktur batuan. Kehadiran serpentin merubah sifat fisis batuan beku yang banyak mengandung olivin. Beberapa batuan yang baik untuk pelapis jalan (dolerit, basalt, gabro) yang mengandung olivin, dan derajat altrasinya sebaiknya diperiksa. Piroksen (X2Y2 O6) dengan X : Ca, Fe atau Mg, dan Y : Si atau Al. Mineral ini banyak jenisnya yang terpenting dalam batuan beku adalah Augit. Augit mengandung silika dengan presentasi relatif rendah, seringkali terdapat bersamaan dengan olivin. Pengaruh air menyebabkan alterasi menjadi Khlorit (chlorite), mineral yang mirip dengan serpentin. Mineral-mineral ini jarang pada batuan sedimen, umum merupakan mineral batuan Metamorf. Hornblende (X2-3 Y5 Z8 O22 (OH)2) dengan X : Ca, Y : Mg atau Fe, dan Z : Si atau Al. Hornblende mengandung silikat cukup banyak. Kristalisasinya dari magma mengandung komponen air (disebut mineral basah), dan kemungkinan beralterasi menjadi klorit bila kandungan air cukup banyak. Mineral ini sangat tidak stabil pada kondisi permukaan (pelapukan). Biotit (K (Mg, Fe)6 Si6 Al2 O20 (OH)4) merupakan bagian dari kelompok mineral mika (Mica Group) yang berwarna gelap. Ikatan mineral ini sangat lemah, sangat mudah membelah sepanjang bidang kristalnya. Mengkristal dari magma yang mengandung air pada batuan beku yang banyak mengandung silika, juga pada batuan sedimen dan metamorf. Dapat beralterasi menjadi klorit. Biotit



dimanfaatkan untuk bahan isolasi pada peralatan listrik, bila kristalnya cukup besar. Garnet (R3, Al2 Si3 O12) dengan R mungkin Fe, Mg, Ca, Mn, Cr, dll. Terdapat pada batuan metamorf. Kriteria untuk mengenalnya terutama adalah kekerasannya menyamai kwarsa dan hampir tidak ada belahan. Mineral ini digunakan sebagai bahan kertas yang cukup baik, dengan memanfaatkan butirannya. Mineral Silikat Terang Beberapa sifat penting dari mineral-mineral ini ditunjukkan pada tabel dibawah : Tabel 1.6 Sifat Mineral Silikat Terang Mineral Warna SG H Belahan Feldspar (Felspar) putih, merah Clays (Lempung) putih 2,6 2-2,5 1 sempurna Quartz (kwarsa) tak berwarna, putih, merah, beragam 2,65 7 tidak ada Muscovite (Muskovit) tak berwarna 2,7 2,5 1 sempurna Felspar, dibagi dalam dua jenis utama ; Felspar ortoklas (Orthoclase feldspar) atau K feslpar, K Al Si3 O8 dan Feslpar plagioklas (Plagioclase feldspar), (Na-Ca) Si3 O8-Ca Als-Si3 O8. Felspar ortoklas terdapat pada batuan beku yang kaya akan silika. Felspar plagioklas merupakan kandungan utama yang penting dan dipakai sebagai dasar klasifikasi batuan beku. Mineral Lempung terbentuk hasil alterasi dari mineral lain, sebagai contoh hasil alterasi felspar dengan hadirnya air. Ortoklas berubah menjadi Kaolin : Al2 Si2 O5 (OH)4 bila K (K-hidroksida) dipindah oleh reaksi dengan air. Ortoklas + air = Kaolin + silika + K Perubahan menjadi Illite : Al2 Si2 O5 (OH)4 bila K tidak dipindah secara keseluruhan. Ortoklas + air = Illite + K Plagioklas baralterasi menjadi Montmorilonite 2H + 2Al2 (Al Si3) O10 (OH)2 : plagioklas + air = Montmorilonite + Ca hidroksida. Kandungan air yang cukup besar dapat merubah montmorilonite menjadi kaolin. Dalam beberapa hal kaolin merupakan hasil akhir, misalnya, pada proses pelapukan. Mineral lempung dimanfaatkan dibanyak tempat. Kaolin digunakan sebagai bahan industri keramik. Montmorilonite dimanfaatkan kandungan bentonite nya.



Kwarsa (SiO2) tidak berwarna bila murni penambahan zat lain akan merubah warna beragam, misal hadirnya “mangan” memberi warna kemerahan (rose quartz) besi menjadi ungu (amethyst), dan merah coklat (jasper) tergantung pada kandungan kombinasi dengannya. Jenis silika yang lain Kalsedon (Chalcedonic silika) Chert, Flint, Opal dan Agate. Kwarsa dijumpai pada batuan yang kaya akan silika misalnya granit, juga didapat bersama mineral lain, termasuk bijih. Kwarsa digunakan sebagai bahan gelas dan untuk indusri alat-alat listrik. Muskovit K2 Al4 Si6 Al2 O20 (OH)4 termasuk kelompok mika yang hampir sama dengan biotit. Terdapat pada batuan beku yang kaya akan silika. Digunakan sebagai bahan isolasi panas atau listrik. Muskovit terdapat juga pada batuan sedimen dan metamorf. Seperti jenis mika lainnya, muskovit beralterasi menjadi montmorilonite. Mineral Non Silikat Secara garis besar hampir semua mempunyai komposisi kimia yang sederhana ; berupa unsur, sulfida (bila unsur logam bersenyawa dengan sulfur), atau oksida (bila unsur logam bersenyawa dengan oksigen). Native element seperti tembaga, perak atau emas agak jarang terdapat. Sulfida kecuali Pirit, tidak jarang ditemukan, tetapi hanya cukup berarti bila relatif terkonsentrasi dalam urat (Vein) dengan cukup besar. Tabel 1.7 Sifat Mineral Bijih Mineral Warna Gores SG H Belahan Sulfida Galena PbS abu-abu hitam 7,5 2,5 3 sejajar sisi kubus hl Sphalerite T Coklat-kemerahan hitam 4 4 3 Pyrite FeS2 Kuning hitam 5 6 tidak ada Oksida Magnetitte Fe3O4 hitam hitam ± 5 rekahan buruk Limonite Fe2O3 hitam tanah coklat 4 5 rekahan buruk Heamatite Fe2O3 hitam, abu-abu coklat 5 5,5 tidak ada Pirit berbentuk kubus, terdapat dibatuan beku yang kaya silika. Pirit pernah dimanfaatkan untuk diambil sulfurnya. Magnetit terdapat dihampir semua batuan beku, juga batuan metamorf sering kali berasosiasi dengan kholrit. Pada batuan sedimen, mineral-mineral ini dijumpai



sebagai butiran yang terkonsentrasi secara ilmiah karena densitas yang berbeda, kadang-kadang juga karena adanya kandungan besi pada endapan. Hematit, terdapat dari hampir semua batuan, juga terkosentrasi dalam bentuk urat, membentuk jebakan yang ekonomis. Pada batupasir sering kali berfungsi sebagai semen. Limonit dan Geotit terbentuk oleh kombinasi oksida besi dan air. Mineral Non Logam Mineral yang paling umum dijumpai adalah karbonat, sebagian besar kalsit, gips ; yaitu kalsium sulfat. Semuanya berwarna putih atau tak berwarna. Sering dijumpai dalam bentuk urat bersama bijih logam, umumnya bernilai ekonomis dan hanya sebagai gangue mineral. Gips dan asosiasi mineral sulfat, andhidrit, keduanya didapatkan dengan batugaram (halite) pada endapan yang terbentuk karena penguapan garam-garam air laut. Nama yang umum dipakai adalah Kelompok Evaporite, Gips, andhidrit dan halit digunakan bahan industri kimia, bahan bangunan dll. Kalsit adalah mineral yang penting dalam batugamping dan juga terdapat di banyak sedimen. Merupakan unsur mineral yang prinsip dalam marmer dan juga terdapat dalam urat sebagai gangue mineral bersama kwarsa, barite, dan fluorite. Tabel 1.8 Sifat fisik Mineral Non logam, Non Silikat Mineral Warna SG H Belahan Barite, BaSO4 putih 4,5 3,5 2 Fluorite, CaF2 beragam 3 4 4 sejajar sisi oktahedron Kelompok Evaporite Gypsum, CaSO4.2H2O putih-tak berwarna 2 2 1 sempurna Halite, NaCl tak berwarna 2 2 3 sempurna sejajar sisi kubus Kelompok Karbonat Kalsit, CaCO3 putih-tak berwarna 3 2,7 3 sejajar sisi rhombohedron Dolomite, CaMg(CO3)2 putih pucat 4 3 3 sejajar sisi rhombohedron

2. Batuan Beku


2.1 Batuan Batuan adalah kumpulan dari satu atau lebih mineral, yang merupakan bagian dari kerak bumi. Terdapat tiga jenis batuan yang utama yaitu : batuan beku (igneous rock), terbentuk dari hasil pendinginan dan kristalisasi magma didalam bumi atau dipermukaan bumi ; batuan sedimen (sedimentary rock), terbentuk dari sedimen hasil rombakan batuan yang telah ada, oleh akumulasi dari material organik, atau hasil penguapan dari larutan ; dan batuan metamorfik (metamorphic rock), merupakan hasil perubahan dalam keadaan padat dari batuan yang telah ada menjadi batuan yang mempunyai komposisi dan tekstur yang berbeda, sebagai akibat perubahan panas, tekanan, kegiatan kimiawi atau perpaduan ketiganya. Semua jenis batuan ini dapat diamati dipermukaan sebagai (singkapan). proses pembentukannya juga dapat diamati saat ini. Sebagai contoh, kegiatan gunung api yang menghasilkan beberapa jenis batuan beku, proses pelapukan , erosi, transportasi dan pengendapan sedimen yang setelah melalui proses pembatuan (lithification) menjadi beberapa jenis batuan sedimen. Kerak bumi ini bersifat dinamik, dan merupakan tempat berlangsungnya berbagai proses yang mempengaruhi pembentukan ketiga jenis batuan tersebut. Sepanjang kurun waktu dan akibat dari proses-proses ini, suatu batuan akan berubah menjadi jenis yang lain. Hubungan ini merupakan dasar dari jentera (siklus) batuan, seperti yang ditunjukkan pada gambar 2.1.

Gambar 2.1 Siklus batuan, tanda panah hitam merupakan siklus lengkap, tanda panah putih merupakan siklus yang dapat terputus.



2.2. Asal Kejadian Batuan Beku Batuan beku merupakan kumpulan (aggregate) dari bahan yang lebur yang berasal dari selubung bumi (mantel). Sumber panas yang diperlukan untuk meleburkan bahan ini berasal dari dalam bumi, dimana temperatur bertambah dengan 300 C setiap kilometer kedalaman (geothermal gradient) . Bahan yang lebur ini, atau magma, adalah larutan yang kompleks, terdiri dari silikat dan air, dan berbagai jenis gas. Magma dapat mencapai permuakaan, dikeluarkan (ekstrusi) sebagai lava, dan didalam bumi disebut batuan beku intrusif dan yang membeku dipermukaan disebut sebagai batuan beku ekstrusif. Komposisi dari magma tergantung pada komposisi batuan yang dileburkan pada saat pembentukan magma. Jenis batuan beku yang terbentuk tergantung dari berbagai faktor diantaranya, komposisi asal dari peleburan magma, kecepatan pendinginan dan reaksi yang terjadi didalam magma ditempat proses pendinginan berlangsung. Pada saat magma mengalami pendinginan akan terjadi kristalisasi dari berbagai mineral utama yang mengikuti suatu urutan atau orde, umumnya dikenal sebagai Seri Reaksi Bowen. Seri reaksi seperti ditunjukkan pada gambar 2.2 memberikan petunkuk pembentukan berbagai jenis batuan beku dan menjelaskan asosiasi dari beberapa mineral.

Gambar 2.2 Seri reaksi untuk pembentukan batuan beku dari magma

Pada gambar ditunjukkan bahwa mineral pertama yang terbentuk cenderung mengandung silika rendah. Seri reaksi menerus (continuous) pada plagioklas dimaksudkan bahwa, kristal pertama, plagioklas-Ca (anorthite), menerus bereaksi



dengan sisa larutan selama pendinginan berlangsung. Disini terjadi substitusi sodium (Na) terhadap kalsium (Ca). Seri tak-menerus (discontinuous) terdiri dari mineral-mineral feromagnesian (Fe-Mg). Mineral pertama yang terbentuk adalah olivine. Hasil reaksi selanjutnya antara olivine dan sisa larutannya membentuk piroksen (pyroxene). Proses ini berlanjut hingga terbentuk biotite. Apabila magma asal mempunyai kandungan silika rendah dan kandungan besi (Fe) dan magnesium (Mg) tinggi, magma dapat membentuk sebelum seluruh seri reaksi ini terjadi. Batuan yang terbentuk akan kaya Mg dan Fe, yang dikatakan sebagai batuan mafic , dengan mineral utama olivin, piroksen dan plagioklas-Ca. Sebaliknya, larutan yang mengandung Mg dan Fe yang rendah, akan mencapai tahap akhir reaksi, dengan mineral utama felspar, kwarsa dan muskovit, yang dikatakan sebagai batuan felsic atau sialic. Seri reaksi ini adalah ideal, bahwa perubahan komposisi cairan magma dapat terjadi di alam oleh proses kristalisasi fraksional (fractional crystallization), yaitu pemisahan kristal dari cairan karena pemampatan (settling) atau penyaringan (filtering), juga oleh proses asimilasi (assimilation) dari sebagaian batuan yang terlibat akibat naiknya cairan magma, atau oleh percampuran (mixing) dua magma dari komposisi yang berbeda. 2.3. Bentuk dan Keberadaan Batuan Beku Batuan intrusif dan batuan ekstrusif dapat berupa bentuk geometri yang bermacam-macam. Gambar 2.3 menunjukkan bentuk-bentuk batuan beku yang umumnya dijumpai dialam, dan hubungan antara jenis batuan dan keberadaannya ditunjukkan pada tabel 2.1. Tabel 2.1 Hubungan antara jenis batuan dan kebaradaannya pada kerak bumi Jenis Batuan Bentuk Pumice Aliran lava, piroklastik

Scoria Kerak pada aliran lava, piroklastik Obsidian Aliran lava

EKS Ryolit Andesit Aliran lava, intrusi dangkal Basalt Ryolit porfir Korok (Dikes), sill, lakolit, Andesit porfir diintrusikan pada kedalaman

Basalt porfir menengah - dangkal Granit INT Diorit Batolit dan stock berasal dari Gabro intrusi dalam Peridotit



Gambar 2.3 Bentuk umum tubuh batuan beku pada kerak bumi Masa batuan beku (pluton) intrusif adalah batolit (batholith), umumnya berkristal kasar (phaneritic), dan berkomposisi granitik. Stok (stock), mempunyai komposisi yang sama, berukuran lebih kecil (< 100 km). Korok (dike) berbentuk meniang (tabular), memotong arah struktur tubuh batuan. Bentuk-bentuk ini, didasarkan pada hubungan kontaknya dengan struktur batuan yang diterobos disebut sebagai bentuk batuan beku yang diskordan (discordant igneous plutons). Sill, berbentuk tabular, dan Lakolit (lacolith), tabular dan membumbung dibagian tengahnya, memotong sejajar arah umum batuan, yang disebut sebagai bentuk batuan beku yang konkordan (concordant igneous plutons). 2.4 Pengenalan Batuan Beku Batuan beku diperikan dan dikenal berdasarkan komposisi mineral dan sifat tekstur nya. Komposisi mineral batuan mencerminkan informasi tentang magma asal batuan tersebut dan posisi tektonik (berhubungan struktur kerak bumi dan mantel) tempat kejadian magma tersebut. Tekstur akan memberikan gambaran tentang sejarah atau proses pendinginan dari magma.



Komposisi Mineral Pada dasarnya sebagian besar (99%) batuan beku hanya terdiri dari unsur-unsur utama yaitu ; Oksigen, Silikon, Aluminium, Besi, Kalsium, Sodium, Potasium dan Magnesium. Unsur-unsur ini membentuk mineral silikat utama (>> lihat kembali butir 2.2, hal. 16-17) yaitu ; Felspar, Olivin, Piroksen, Amfibol, kwarsa dan Mika. Mineral-Mineral ini menempati lebih dari 95% volume batuan beku, dan menjadi dasar untuk klasifikasi dan menjelaskan tentang magma asal. Komposisi mineral berhubungan dengan sifat warna batuan. Batuan yang banyak mengandung mineral silika dan alumina (felsik) akan cenderung berwarna terang, sedangkan yang banyak mengandung magnesium, besi dan kalsium umumnya mempunyai warna yang gelap. Bagan yang ditunjukkan pada gambar 2.4 merupakan cara pengenalan secara umum yang didasarkan terutama pada komposisi mineral.

Gambar 2.4 Bagan untuk pengenalan dan klasifikasi umum batuan beku

Sebagai penjelasan, muskovit dan biotit adalah mineral tambahan dan bukan mineral utama untuk dasar pengelompokan. Amfibol dan piroksen menjadi mineral tambahan pada kelompok batuan granitik.



Tekstur Tekstur adalah kenampakkan dari ukuran, bentuk dan hubungan keteraturan butiran atau kristal dalam batuan. Didalam pemerian masroskopik, dikenal tekstur-tekstur yang utama yaitu : Fanerik (phaneric) Terdiri dari mineral yang dapat diamati secara makroskopik, berbutir (kristal) kasar, umumnya lebih besar dari 1 mm sampai lebih besar dari 5 mm. Pada pengamatan lebih seksama dibawah mikroskop, dapat dibedakan bentuk-bentuk kristal yang sempurna (euhedral), sebagaian sisi kristal tidak baik (subhedral) bentuk kristal tak baik (anhedral). Afanitik (aphanitic) Terdiri dari mineral berbutir (kristal) halus, berukuran mikroskopik, lebih kecil dari 1 mm, dan tidak dapat diamati dibawah pengamatan biasa. Porfiritik (Porphyritic) Tekstur ini karakteristik pada batuan beku, yang memperlihatkan adanya butiran (kristal) yang tidak seragam (inequigranular), dimana butiran yang besar, disebut sebagai fenokris (phenocryst), berbeda didalam masadasar (groundmass) atau matriks (matrix) yang lebih halus. Vesikuler (Vesicular) Tekstur yang ditujukkan adanya rongga (vesicle) pada batuan, berbentuk lonjong, oval atau bulat. Rongga-rongga ini adalah bekas gelembung gas yang terperangkap pada saat pendinginan. Bila lubang-lubang ini telah diisi mineral disebut amygdaloidal. Gelas (glassy) Tekstur yang menyerupai gelas, tidak mempunyai bentuk kristal (amorph). Beberapa tekstur karakteristik yang masih dapat diamati secara makroskopik diantaranya adalah; tekstur ofitik (ophytic) atau tekstur diabasik (diabasic). Tekstur pada batuan beku merupakan pencerminan mineralogi dan proses pembekuan magma atau lava pada tempat pembentukannya. Tekstur fanerik adalah hasil pembekuan yang lambat, sehingga dapat terbentuk kristal yang kasar. Umumnya terdapat pada batuan plitonik. Tekstur afanitik atau berbutir halus, umumnya terdapat pada batuan ekstrusif, yang merupakan hasil pembekuan yang bertahap, dari proses pendinginan yang lambat, dan sebelum keseluruhan magma membeku, kemudian berubah menjadi cepat. Tekstur vesikuler merupakan ciri aliran lava, dimana terjadi lolosnya gas pada saat lava masih mencair, menghasilkan rongga-rongga. Tekstur gelas terjadi karena pendinginan yang sangat cepat tanpa disertai gas, sehingga larutan mineral tidak sempat membentuk kristal (amorf). tekstur ini umumnya terdapat pada lava.



2.5. Klasifikasi Batuan Beku Dasar untuk mengelompokan batuan beku yang terutama adalah kriteria tentang komposisi mineral dan tekstur. Kriteria ini tidak saja berguna untuk pemerian batuan, akan tetapi juga untuk menjelaskan asal kejadian batuan. Banyak sekali klasifikasi yang dapat dipakai, yang penting untuk diketahui untuk kriteria mineralogi adalah ;

- Kehadiran Mineral Kwarsa Kwarsa adalah mineral utama pada batuan felsik, dan merupakan mineral tambahan pada batuan menengah atau mafik.

- Komposisi dari Felspar K-Felspar dan Na-Felspar adalah mineral-mineral utama pada batuan felsik, tetapi jarang atau tidak terdapat pada batuan menengah atau mafik. Ca-Plagioklas adalah mineral karakteristik batuan mafik. -Proporsi Mineral Feromagnesia (Fe-Mg) Sebagai batasan umum, batuan mafik kaya akan mineral Fe-Mg, dan batuan felsik kaya akan kwarsa. Olivin umumnya hanya terdapat pada batuan mafik. Piroksen dan amfibol hadir pada batuan mafik sampai menengah. Biotit umumnya terdapat pada batuan menengah sampai felsik.

Gambar 2.4 adalah bagan klasifikasi yang umum, yang dapat dipakai untuk pemberian jenis batuan beku secara makroskopik.

3. Batuan Sedimen


3.1 Kejadian Batuan Sedimen Batuan sedimen terbentuk dari bahan yang pernah lepas dan bahan terlarut hasil dari proses mekanis dan kimia dari batuan yang telah ada sebelumnya, dari cangkang binatang, sisa tumbuhan. Proses yang terlihat disini mencakup penghancuran batuan oleh pelapukan dan erosi, hasil keduanya dan pengangkutan hasil tersebut kemudian terubah oleh proses kompaksi, sementasi menjadi batuan yang padat. 3.2 Tekstur Batuan Sedimen Besar butir (grain size) Besar butir adalah ukuran (diameter dari fragmen batuan). Skala pembatasan yang dipakai adalah “skala Wentworth”

Diameter butir Istilah Lebih besar 256 mm Bourder (bongkah) 64 mm s/d 256 mm Cobble (berangkal) 4 mm s/d 64 Pebble (kerakal) 2 mm s/d 4 mm Granuale (kerikil) 1/16 mm s/d 1/16 mm Sand (pasir) 1/256 mm s/d 1/16 mm Silt (lanau) Lebih kecil 1/256 Clay (lempung)

Pemilahan (Sorting) Pemilahan adalah tingkat keseragaman besar butir. Istilah-istilah yang dipakai adalah “terpilah baik” (butir-butir sama besar), “terpilah sedang dan “terpilah buruk (gambar 3.1).

Gambar 3.1 : Perbandingan pemilahan



Kebundaran (roundness) Kebundaran adalah tingkat kelengkungan dari setiap fragmen/butiran. Istilah-istilah yang dipakai adalah (gambar 3.2) : - membundar baik (well rounded) - membundar (rounded) - membundar tanggung (sub rounded) - menyudut tanggung (sub angular) - menyudut (angular)

Gambar 3.2 : Perbandingan kebundaran Kemas (Fabric) Kemas adalah sifat hubungan antar butir di dalam suatu masa dasar atau di antara semennya. Istilah-istilah yang dipakai adalah “kemas terbuka” digunakan untuk butiran yang tidak saling bersentuhan, dan kemas tertutup” untuk butiran yang saling bersentuhan Porositas Porositas adalah perbandingan antara jumlah volume rongga dan volume keseluruhan dari satu batuan. Dalam hal ini dapat dipakai istilah-istilah kualitatif yang merupakan fungsi daya serap batuan terhadap cairan. Porositas ini dapat diuji dengan meneteskan cairan. Istilah-istilah yang dipakai adalah Porositas dangat baik” (very good), “baik” (good) “sedang” (fair) “buruk” (poor)



Semen dan Masa Dasar Semen adalah bahan yang mengikat butiran. Semen terbentuk pada saat pembentukan batuan, dapat berupa silika, karbonat, oksida besi atau mineral lempung. Masa dasar (matrix) adalah masa dimana butiran/fragmen berada dalam satu kesatuan. Masa dasar terbentuk bersama-sama fragmen pada saat sedimentasi, dapat berupa bahan semen atau butiran yang lebih halus. 3.3 Struktur Sedimen Struktur sedimen termasuk ke dalam struktur primer, yaitu struktur yang terbentuk pada saat pembentukan batuan (pada saat sedimentasi). Beberapa struktur sedimen yang dapat diamati pada satuan antara lain : Perlapisan Perlapisan adalah bidang kemasan waktu yang dapat ditunjukkan oleh perbedaan besar butir atau warna dari bahan penyusunannya. Jenis perlapisan beragam dari sangat tipis (laminasi) sampai sangat tebal. Perlapisan bersusun (graded bedding) Merupakan susunan perlapisan dari butir yang kasar berangsur menjadi halus pada satu satuan perlapisan. Struktur ini dapat dipakai sebagai petunjuk bagian bawah dan bagian atas dari perlapisan tersebut. Umumnya butir yang kasar merupakan bagian bawah (bottom) dan butiran yang halus merupakan bagian atas (top). Perlapisan silang-siur (cross bedding) Merupakan bentuk lapisan yang terpotong pada bagian atasnya oleh lapisan berikutnya dengan sudut yang berlainan dalam satu satuan perlapisan (Gambar 3.3). Lapisan ini terutama terdapat pada batupasir. Gelembur gelombang (current ripple) Bentuk perlapisan bergelombang, seperti berkerut dalam satu lapisan (gb 3.3). Flute cast Struktur sedimen berbentuk suling dan terdapat pada dasar suatu lapisan yang dapat dipakai untuk menentukan arus purba (gambar 3.2).



Load cast Struktur sedimen yang terbentuk akibat pengaruh beban sedimen diatasnya (gambar 3.3).

Gambar 3.3 : Struktur-struktur sedimen pada batuan sedimen

3.4 Komposisi Batuan Sedimen Batuan sedimen dibentuk dari material batuan lain yang telah mengalami pelapukan dan stabil dalam kondisi temperature dan tekanan permukaan. Batuan sedimen dibentuk oleh 4 material utama yaitu : a. Kwarsa b. Karbonat c. Lempung d. Fragmen batuan Kwarsa Kwarsa adalah salah satu dari mineral-mineral klastik pada batuan sedimen yang berasal dari batuan granit kerak kontinental, bersifat keras, stabil dan tahan terhadap pelapukan. Kwarsa tidak mudah lapuk walaupun telah mengalami transportasi oleh air, malahan sering terakumulasi seperti endapan pasir fluvial pada lingkungan pantai. Kalsit Kalsit adalah mineral utama pembentuk batugamping (limestones) yang juga dapat berfungsi sebagai semen pada batupasir dan batulempung. Kalsium (Ca) berasal dari batuan-batuan beku, sedangkan karbonat berasal dari air dan karbon dioksida. Kalsium diendapkan sebagai CaCO3 atau diambil dari air laut oleh organisme-organisme dan dihimpun sebagai material cangkang. Ketika organisme



tersebut mati, fragmen-fragmen cangkangnya biasanya terkumpul sebagai partikel klastik yang paling kaya membentuk macam-macam batugamping. Lempung Mineral-mineral lempung berasal dari pelapukan silikat, khususnya feldspar. Mereka sangat halus serta terkumpul dalam lumpur dan serpih. Kelimpahan feldspar dalam kerak bumi dan bukti bahwa pelapukan secara cepat dibawah kondisi atmosfer, terlihat dari mineral-mineral lempung pada batuan-batuan sedimen dalam jumlah yang besar. Fragmen-fragmen batuan Batuan sumber yang telah mengalami pelapukan membentuk fragmen-fragmen berbutir kasar dan endapan klastik seperti kerikil. Fragmen-fragmen batuan adalah juga hadir sebagai butiran dalam beberapa batuan berukuran halus. 3.5 Klasifikasi Batuan Sedimen a. Golongan detritus/klastik Breksi (Breccia) Berukuran butir lebih besar dari 2 mm, dengan fragmen menyudut, umumnya terdiri dari fragmen batuan hasil rombakan yang tertanam dalam masa dasar yang lebih halus dan tersemenkan. Bahan penyusun dapat berupa bahan dari proses vulkanisme yang disebut breksi volkanik. Konglomerat (Conglomerate) Berukuran butir lebih besar dari 1/16 mm - 2 mm. Dapat dikelompokkan menjadi, Batupasir halus, sedang dan kasar. Jenis-jenis batupasir ditentukan oleh bahan penyusunannya misalnya ; “Greywacke” yaitu batupasir yang banyak mengandung material volkanik. “Arkose”, yaitu batupasir yang banyak mengandung felspar dan kwarsa. Kadang-kadang komposisi utama dipakai untuk penamaannya misalnya; Batupasir kwarsa, “Kalkarenit” yaitu hampir keseluruhannya terdiri dari butiran gamping. Batulanau (Siltstone) Berukuran butir antara 1/256 - 1/16 mm, perbedaan dengan batupasir atau betulempung hanya perbedaan besar butirnya. Batulempung (Claystone)



Berukuran butir sangat luas, lebih kecil dari 1/256 mm. Umumnya terdiri dari mineral-mineral lempung. Perbedaan komposisinya dapat dicirikan dari warnanya (berhubungan dengan lingkungan pengendapan) Serpih (Shale) Serpih mempunyai sifat-seperti batulempung atau batulanau, tetapi pada bidang-bidang lapisan memperlihatkan belahan yang menyerpih (berlembar). Napal (Marl) Napal adalah batulempung yang mempunyai komposisi karbonat yang tinggi, yaitu antara 30% - 60%. Sifat ini dapat berangsur menjadi lebh kecil dari 30% yang dikenal dengan nama batulempung gampingan dan dapat lebih besar dari 60% yang disebut batugamping lempungan (umum dijumpai dalam pemerian batuan detrius yang mengandung unsur karbonat). b. Golongan karbonat Secara umum dinamakan batugamping (Limestone) karena komposisi utamanya adalah mineral kalsit (CaCO2). Termasuk pada kelompok ini adalah Dolomit (ca, Mg (CO3)2). Sumber yang utama batugamping adalah “terumbu” (reef), yang berasal dari kelompok binatang laut. Macam-macam batugamping dapat dilihat pada gambar.3.6. Pada batugamping klastik, sedimentasi mekanis sangat berperan, dimana bahan penyusun merupakan hasil rombakan dari sumbernya. Dikenal beberapa jenis batugamping : - Kalkarenit yaitu batupasir dengan butiran gamping/kalsit - Kalsirudit yaitu berukuran butir lebih besar dari 2 mm dan - Batugamping bioklastik atau batugamping kerangka (Skeletal), merupakan

batugamping klastik. Pada sedimentasi organik dikenal “Batugamping terumbu” dimana bahan penyusun terdiri dari Koral, Foraminifera dan Ganggang yang saling mengikat satu sama lainnya. Sedimentasi yang sifatnya kimiawi, merupakan hasil penguapan larutan gamping, dikenal sebagai “Batugamping kristalin”, terdiri dari kristal kalsit. Dapat disebut dolomit, jika terjadi penggantian kristal kalsit menjadi dolomit. Golongan evaporit



Umumnya batuan ini terdiri dari mineral, dan merupakan nama dari batuan tersebut. misalnya : Anhidrit yaitu garam CaSO4 Gypsum yaitu garam CaSO4xH2O Halit (Rocksalt) yaitu garam NaCl. d. Batubara Termasuk dari sisa tumbuhan yang telah mengalami proses tekanan dan pemanasan. Dapat dibedakan jenisnya berdasarkan kematangannya dan variasi komposisi Carbon dan Hidrogen : - Gambut (peat) = 54% C - 5% H - Batubara muda = 67% C - 6% H - Batubara (Coal) = 78% C - 6% H - Antrasit = 91% C - 3% H e. Kelompok yang digolongkan jenis silika Terdiri dari batuan yang umumnya diendapkan pada lingkungan laut dalam, bersifat kimiawi dan kadang-kadang juga berasosiasi dengan organisme seperti halnya radiolaria dan diatomea. Contoh batuan ini adalah : Shert (Rijang) Radiolarit Tanah Diatomea



Gambar 3.4 : Bagan klasifikasi batuan sediment

Gambar 3.5 : Determinasi batuan sedimen

4. Batuan Metamorfik


4.1 Kejadian Batuan Metamorf Batuan metamorf adalah batuan ubahan yang terbentuk dari batuan asalnya, berlangsung dalam keadaan padat, akibat pengaruh peningkatan suhu (T) dan tekanan (P), atau pengaruh kedua-duanya yang disebut proses metamorfisme dan berlangsung di bawah permukaan. Proses metamorfosis meliputi : - Rekristalisasi. - Reorientasi - pembentukan mineral baru dari unsur yang telah ada sebelumnya. Proses metamorfisme membentuk batuan yang sama sekali berbeda dengan batuan asalnya, baik tekstur maupun komposisi mineral. Mengingat bahwa kenaikan tekanan atau temperatur akan mengubah mineral bila batas kestabilannya terlampaui, dan juga hubungan antar butiran/kristalnya. Proses metamorfisme tidak mengubah komposisi kimia batuan. Oleh karena itu disamping faktor tekanan dan temperatur, pembentukan batuan metamorf ini jika tergantung pada jenis batuan asalnya. 4.2. Jenis metamorfisme a. Metamorfisme thermal (kontak), terjadi karena aktiftas intrusi magma, proses

yang berperan adalah panas larutan aktif. b. Metamorfisme dinamis, terjadi di daerah pergeseran/pergerakan yang

dangkal (misalnya zona patahan), dimana tekanan lebih berperan dari pada panas yang timbul. Seringkali hanya terbentuk bahan yang sifatnya hancuran, kadang-kadang juga terjadi rekristalisasi.

c. Metamorfisme regional, proses yang berperan adalah kenaikan tekanan dan

temperatur. Proses ini terjadi secara regional, berhubungan dengan lingkungan tektonis, misalnya pada jalur “pembentukan pegunungan” dan “zona tunjaman” dsb.

4.3. Tekstur batuan metamorf Tekstur batuan metamorf ditentukan dari bentuk kristal dan hubungan antar butiran mineral (gambar 4.1). a. Homeoblastik, terdiri dari satu macam bentuk : “Lepidoblastik”, mineral-mineral pipih dan sejajar



“Nematoblastik”, bentuk menjarum dan sejajar “Granoblastik”, berbentuk butir b. Heteroblastik, terdiri dari kombinasi tekstur homeoblastik

Gambar 4.1 : Tekstur batuan metamorfik 4.4. Struktur batuan metamorf Struktur pada batuan metamorf yang terpenting adalah “foliasi”, yaitu hubungan tekstur yang memperlihatkan orientasi kesejajaran. Kadang-kadang foliasi menunjukkan orientasi yang hampir sama dengan perlapisan batuan asal (bila berasal dari batuan sedimen), akan tetapi orientasi mineral tersebut tidak ada sama sekali hubungan dengan sifat perlapisan batuan sedimen. Foliasi juga mencerminkan derajat metamorfisme. Jenis-jenis foliasi di antaranya : a. Gneissic : perlapisan dari mineral-mineral yang membentuk jalur terputus-

putus, dan terdiri dari tekstur-tekstur lepidoblastik dan granoblastik. b. Schistosity, perlapisan mineral-mineral yang menerus dan terdiri dari selang-

seling tekstur lepodoblastik dan granoblastik. c. Phyllitic, perlapisan mineral-mineral yang menerus dan terdiri dari tekstur

lepidoblastik.



d. Slaty, merupakan perlapisan, umumnya terdiri dari mineral yang pipih dan

sangat luas. Beberapa batuan metamorf tidak menunjukkan foliasi, umumnya masih menunjukkan tekstur “granulose” (penyusunan mineral)berbentuk butir, berukuran relatif sama), atau masif. Ini terjadi pada batuan metamorf hasil metamorfisme dinamis, teksturnya kadang-kadang harus diamati secara langsung dilapangan misalnya; “breksi kataklastik” dimana fragmen-fragmen yang terdiri dari masa dasar yang sama menunjukkan orentasi arah ; “jalur milonit”, yaitu sifat tergerus yang berupa lembar/bidang-bidang penyerpihan pada skala yang sangat kecil biasanya hanya terlihat dibawah mikroskop. 4.5. Beberapa batuan metamorf yang penting a. Berfoliasi Batu sabak (Slate) Berbutir halus, bidang foliasi tidak memperlihatkan pengelompokan mineral. Jenis mineral seringkali tidak dapat dikenal secara megakopis, terdiri dari mineral lempung, serisit, kompak dan keras. Sekis (Schist) Batuan paling umum yang dihasilkan oleh metamorfosa regional. Menunjukkan tekstur yang sangat khas yaitu kepingan-kepingan dari mineral-mineral yang menyeret, dan mengandung mineral feldspar, augit, hornblende, garnet, epidot. Sekis menunjukkan derajat metamorfosa yang lebih tinggi dari filit, dicirikan adanya mineral-mineral lain disamping mika. Filit (Phyllite) Derajat metamorfisme lebih tinggi dari Slate, dimana lembar mika sudah cukup besar untuk dapat dilihat secara megaskopis, memberikan belahan phyllitic, berkilap sutera pecahan-pecahannya. Juga mulai didapati mineral-mineral lain, seperti turmalin dan garnet. Gneis (Gneiss) Merupakan hasil metamorfosa regional derajat tinggi, berbutir kasar, mempunyai sifat “bended” (“gneissic”). Terdiri dari mineral-mineral yang mengingatkan kepada batuan beku seperti kwarsa, feldspar dan mineral-mineral mafic, dengan jalur-jalur yang tersendiri dari mineral-mineral yang pipih atau merabut (menyerat) seperti chlorit, mika, granit, hornblende, kyanit, staurolit, sillimanit.



Amfibolit Sama dengan sekis, tetapi foliasi tidak berkembang baik, merupakan hasil metamorfisme regional batuan basalt atau gabro, berwarna kelabu, hijau atau hitam dan mengandung mineral epidot, (piroksen), biotit dan garnet. b. Tak berfoliasi Kwarsit Batuan ini terdiri dari kwarsa yang terbentuk dari batuan asal batupasir kwarsa, umumnya terjadi pada metamorfisme regional. Marmer/pualam (Marble) Terdiri dari kristal-kristal kalsit yang merupakan proses metamorfisme pada batugamping. Batuan ini padat, kompak dan masive dapat terjadi karena metamorfosa kontak atau regional. Grafit Batuan yang terkena proses metamorfosa (Regional/thermal), berasal dari batuan sedimen yang kaya akan mineral-mineral organik. Batuan ini biasanya lebih dikenal dengan nama batu bara. Serpentinit Batuan metamorf yang terbentuk akibat larutan aktif (dalam tahap akhir proses hidrotermal) dengan batuan beku ultrabasa. 4.6. Klasifikasi Untuk mengindentifikasi batuan metamorf, dasar utama yang dipakai adalah strukturnya (foliasi atau tak berfoliasi), dan kandungan mineral utamanya atau mineral khas metamorf (lihat tabel 4.1 dan 4.2). Sedangkan klasifikasi secara umum dapat mempergunakan gambar 4.2.

Tabel 4.1. Mineral pembentuk batuan metamorf A. MINERAL DARI BATUAN ASAL ATAU HASIL METAMORFOSA Kwarsa Muskovit Plagioclas Hornblende Ortoklas Kalsit Biotit Dolomit B. MINERAL KHAS BATUAN METAMORF Sillimanit 1) Garnet 2) Kyanit 1) Korundum 2)



Andalusit 1) Wolastonit 2) & 3) Staurolit 1) Epidot 3) Talk 1) Chlotit 3) 1). metamorfosa regional 2). metamorfosa thermal 3). larutan kimia

Tabel 4.2. Zona derajat metamorfosa regional DERAJAT METAMORFOSA MINERAL KHAS RENDAH (Low grade Metamorphism) Chlorit Biotit PERTENGAHAN (medium grade metamorphism) Almandit Staurolit Kyanit TINGGI (High grade metamorphism) Sillimanit



Gambar 4.2 : Bagan untuk Determinasi batuan metamorf

Gambar 4.3 : Bagan untuk Determinasi batuan beku

5. Peta Topografi


5.1 Peta Topografi Peta topografi adalah peta yang menggambarkan bentuk permukaan bumi melalui garis‐garis ketinggian. Gambaran ini, disamping tinggi‐rendahnya permukaan dari pandangan datar (relief), juga meliputi pola saluran, parit, sungai, lembah, danau, rawa, tepi‐laut dan adakalanya pada beberapa jenis peta, ditunjukkan juga, vegetasi dan obyek hasil aktifitas manusia. Pada peta topografi standard, umumnya dicantumkan juga tanda‐tanda yang menunjukkan geografi setempat. Peta topografi mutlak dipakai, terutama didalam perencanaan pengembangan wilayah, sehubungan dengan pemulihan lokasi atau didalam pekerjaan konstruksi. Didalam kegiatan geologi, peta topografi terpakai sebagai peta dasar untuk pemetaan, baik yang bersifat regional ataupun detail, disamping foto udara atau jenis citra yang lain. Peta topografi juga dipelajari sebagai tahap awal dari kegiatan lapangan untuk membahas tentang kemungkinan proses geologi muda yang dapat terjadi, misalnya proses erosi, gerak tanah/bahaya longsor dan sebagainya. Selain itu, keadaan bentang alam (morfologi) yang dapat dibaca pada peta topografi sedikit banyak merupakan pencerminan dari keadaan geologinya, terutama distribusi batuan yang membawahi daerah itu dan struktur geologinya. 5.2 Garis kontur & karakteristiknya Pada topografi menunjukkan bentuk dan ketinggian permukaan melalui garis‐garis ketinggian (garis kontur). Garis kontur pada prinsipnya adalah garis perpotongan bentuk muka bumi dengan bidang horizontal pada suatu ketinggian yang tetap. Garis kontur mempunyai sifat‐sifat berikut : ‐ Setiap titik pada garis kontur mempunyai ketinggian yang sama. ‐ Garis‐garis kontur tidak mungkin berpotongan satu dengan yang lain, atau diluar peta. ‐ Setiap garis kontur yang ber‐spasi seragam (uniformly spaced contour) menunjukkan suatu lereng yang seragam. ‐ Garis‐garis kontur yang rapat menunjukkan suatu lereng curam. ‐ Garis‐garis kontur yang renggang menunjukkan suatu lereng landai. ‐ Garis kontur yang bergigi menunjukkan suatu depresi (daerah yang rendah), yang tanda giginya menunjukkan kearah depresi tersebut.



‐ Garis kontur membelok kearah hulu suatu lembah, tetapi memotong tegak lurus permukaan sungai.

Gambar 5.1 Tanda‐tanda pada peta topografi



‐ Garis‐garis kontur umumnya membulat pada punggung bukit atau gunung tetapi membentuk lengkung yang tajam pada alur‐alur lembah sungai. ‐ Nilai garis kontur terbesar suatu punggung bukit dan nilai terkecil pada suatu lembah selalu terdapat berpasangan, yang berarti bahwa tidak terdapat nilai satu kontur yang maksimum atau minimum. Pada peta topografi yang standard, disamping titik ketinggian hasil pengukuran topografi, umumnya dicantumkan tanda‐tanda menunjukkan sifat fisik permukaan, misalnya sifat sungai, garis pantai dan juga obyek hasil aktifitas manusia (gambar 5.1) 5.3 Skala Peta Skala yang dipakai dalam topografi bisa bermacam‐macam misalnya, skala verbal contoh “one inch to the smile”, atau sering kali dipakai Skala grafis berupa pita garis yang dicantumkan pada peta. Skala ini seringkali dipakai sebagai pelengkap dari skala perbandingan angka yang sudah dicantumkan. Di Indonesia, dikenal berbagai ukuran skala perbandingan skala‐skala seperti 1 : 250.000, 1 : 500.000, 1 : 1.000.000 dikenal sebagai skala iktisar. Skala 1 :25.000, 1 : 50.000, 1 : 100.000 merupakan skala standard. Skala 1 : 1.000, 1 : 5.000 atau lebih umumnya disebut skala detail. 5.4 Cara membuat peta topografi Untuk dapat menggambarkan peta topografi yang baik, perlu diketahui unsur‐unsur penting diantaranya ; bukit, lembah atau alur sungai dan juga obyek buatan manusia. Relief atau bentuk tinggi rendahnya bentang alam diukur dengan menggunakan alat ukur seperti ; teodolit, alidade, waterpas, kompas dan lain‐ lain. Titik yang menunjukkan ketinggian (umumnya diambil dari datar permukaan laut diterakan pada peta menurut skala yang tertentu. Cara membuat kontur ketinggian yaitu dengan menggunakan titik ketinggian sebagai kerangka. Contoh pada gambar 5.2 titik‐titik ketinggian adalah A sampai F dan titik‐titik P sampai S adalah yang mewakili ketinggian dari bentang alam diukur. Misalnya pada garis A‐B dengan beda tinggi 150 m akan dibuat kontur ketinggian 600 m dan 650 m, maka spasi antar kontur dapat diinterpolasikan jaraknya dari



selisih harga kontur dengan titik tsb. (A) dibandingkan beda tinggi AB, dikalikan dengan jarak A‐B pada peta. Demikian pula misalnya antara P‐S akan dibuat kontur 650, maka konturnya adalah selisih tinggi P dan harga kontur (650) dibandingkan dengan beda tinggi P‐S dikalikan jarak P‐S sebenarnya pada peta.

Gambar 5.2 Cara membuat peta topografi

Dalam penggambaran garis kontur ketinggian, kadang‐kadang diperlukan gambaran atau sketsa bentang alamnya misalnya bukit‐bukit dan lembah, alur sungainya, sehingga dapat mengurangi kesalahan dalam interpolasi.



5.5 Penampang Topografi Penampang topografi adalah profil yang menunjukkan muka bumi sepanjang garis penampang tertentu. Penampang ini dibuat dengan memproyeksikan titik potong kontur dan garis penampang pada ketinggian (gambar 5.3). Kadang‐kadang skala tegak dibuat lebih besar dengan maksud lebih memperlihatkan profilnya.

Gambar 5.3 Cara membuat penampang topografi



5.6 Analisa Peta Topografi Analisa peta topografi dilakukan sebagai studi pendahuluan sebelum dilakukan penyelidikan dilapangan ataupun pembukaan suatu wilayah. Analisa ini umumnya disertai foto udara, atau dengan bantuan informasi keadaan geologi regional. Seringkali keadaan topografi sangat dicerminkan oleh keadaan geologinya, sehingga studi pendahuluan ini sangat membantu penyelidikan selanjutnya Hal‐hal yang perlu dipelajari pada peta topografi antara lain, pola garis kontur, kerapatan, bentuk‐bentuk bukit, kelurusan punggungan, bentuk lembah atau aliran, pola aliran sungai dan sebagainya. Bebarapa sifat yang menonjol dari topografi misalnya bentuk morfologi yang landai, umumnya ditempati oleh endapan aluvial sungai/pantai, atau batuan‐batuan yang lunak misalnya lempung, napal dan sebagainya. Bentuk perbukitan yang bergelombang, umumnya ditempati oleh batuan yang berselang‐seling, misalnya batupasir dan lempung atau breksi. Bukit‐bukit yang menonjol dan tersendiri, seringkali merupakan suatu tubuh batuan intruksi, misalnya andesit, basalt. Pada batugamping, sangat khas dikenal bentuk “topografi karst” dan sebagainya. Kelurusan punggungan atau sungai biasanya menunjukkan struktur geologi, misalnya perlapisan batuan, jalur patahan atau batas perbedaan jenis batuan. Pola aliran sungai, apabila dapat dikelompokkan menjadi kelompokkan menjadi kelompok yang mendirikan batuan atau struktur tertentu. Beberapa bentuk pola aliran antara lain adalah (gambar 5.4) : ‐ Dendritik Mempunyai pola seperti ranting pohon dimana anak sungai menggabung pada sungai utama dengan sudut yang tajam, menunjukkan batuan yang homogen terdiri dari batuan sedimen yang lunak atau vulkanik. ‐ Rectangular Arah anak sungai dan hubungan dengan sungai utama dikontrol oleh joint (kekar‐kekar), fracture dan bidang folasi, umumnya terdapat pada batuan metamorf. ‐ Angulate Mempunyai anak sungai yang pendek‐pendek, sejajar, anak sungai dikontrol oleh sifat seperti batupasir atau gamping yang mempunyai pola kekar paralel.



‐ Trellis Mempunyai anak‐anak sungai yang pendek‐pendek sejajar, pola ini lebih menunjukkan struktur dari pada jenis batuannya sendiri, umumnya terdapat pada daerah batuan sedimen yang mempunyai kemiringan, serta adanya

Gambar 5.4 Jenis pola aliran Sungai



Perselingan antara batuan yang lunak dan keras dimana sungai utama umumnya dikontrol oleh adanya sesar atau rekahan‐rekahan. ‐Paralel Terbentuk pada permukaan yang mempunyai kemiringan yang seragam. Sudut anak sungai dengan sungai utama hampir sama, sungai utama umumnya dikontrol oleh sesar atau rekahan‐rekahan. ‐ Radial Aliran sungai‐sungai menyebar dari puncak yang lebih tinggi. Umumnya terdapat pada puncak gunung atau bukit‐bukit. ‐ Sentripetal Sungai menuju kesatu arah, umumnya menunjukkan adanya depresi atau akhir dari pada antiklin atau siklin yang tererosi. Pada peta topografi, proses geologi muda, terutama erosi akan tercermin pada bentuk lembah dan aliran sungainya. Pada prinsipnya gaya pengikis “erosi” cenderung untuk meratakan muka bumi ini, sampai pada batas dasar erosi yang berupa, laut, danau atau sungai yang besar. Sehubungan dengan ini dikenal jenjang‐jenjang atau stadium erosi dari tingkat muda (youth), dewasa (mature) dan lanjut (old) untuk suatu wilayah yang terbatas. Suatu wilayah dikatakan stadium erosinya tingkat muda apabila dicirikan oleh bentuk lembah yang curam, berbentuk V, lurus erosi vertikal dasar lembah sangat berperan. Pada stadium dewasa, erosi lateral mulai berperan, dinding lembah mulai landai dan berbentuk U, dan mulai ada pengendapan. Pada stadium lanjut, dinding lembah sudah sangat landai, bahkan berupa dataran limpahan banjir, banyak sekali meander. Seringkali meander tersebut sudah terputus membentuk oxbow lake. Pada peta topografi juga dipelajari keadaan hidrografi terutama hubungan nya dengan curah hujan dan daerah aliran sungai (DAS), dimana batas garis pemisah air (water divide) dapat dipelajari dengan melihat bentuk‐bentuk punggungan yang meliputi aliran sungai utama.



Gambar 5.5 Perkembangan tingkat erosi sungai



5.7 Foto Udara Foto udara adalah alat yang fundamental dalam mempelajari geologi karena foto udara dapat menunjukkan gambaran permukaan bumi secara terinci dari perspektif vertikal. Gambaran vertikal pada foto udara tidak selalu menunjukkan keadaan alamiah seperti tampak pada bentang alam. Objek‐objek seperti jalan, bangunan, sawah, danau akan mudah diketahui. Akan tetapi untuk mengidentifikasi jenis bentang alam, tubuh batuan dan gambaran geologi lainnya, diperlukan pengalaman dan dengan kontrol keadaan geologi yang diketahui. Salah satu kelebihan dari foto udara adalah dapat memberikan gambaran stereoskopik sehingga citra bentang alam akan tampil dalam gambaran tiga dimensi. Foto udara diambil secara berurutan searah jalur terbang dengan kurang lebih 60% mengulangi daerah yang tercakup pada foto (overlap). Apabila dua foto pada satu jalur digabungkan dan dilihat dengan stereoskop dengan konsentrasi pandangan pada kedua foto, akan terlihat gambaran tiga dimensi. Beberapa foto udara vertikal telah ditampilkan dalam cetak pasangan berbentuk stereogram. Untuk melihat gambaran tiga dimensi, letakkan stereoskop diatas stereogram dan lakukan pandangan tepat pada garis tengah (Gambar 5.6). Atur jarak lensa stereoskop sesuai dengan jarak mata

Gambar 5.6: Cara melihat gambaran tiga dimensi dengan menggunakan stereoskop



6. Fosil


6.1. Fosil Fosil adalah sisa kehidupan purba yang telah terawetkan dan terawetkan pada lapisan-lapisan batuan pembentuk kerak bumi. Sisa-sisa kehidupan tersebut dapat berupa cangkang binatang, jejak atau cetakan yang telah terisi oleh mineral lain. Fosil merupakan pencerminan dari sifat binatang atau tumbuhan, lingkungan kehidupan serta evolusi dari kehidupan purba. 6.2. Kegunaan Fosil Suatu kelompok fosil merupakan petunjuk di dalam mempelajari lingkungan kehidupannya selang waktu yang tertentu, serta penyebaran kehidupannya. Oleh karena itu fosil sangat berguna didala : a. Menentukan umur fosil

Fosil yang ditemukan dalam batuan mempunyai selang waktu yang tertentu. Dengan membandingkan urutan perlapisan pada batuan sedimen dan kandungan fosilnya, dapat ditentukan umur relatif suatu lapisan terhadap lapisan yang lain.

b. Urutan korelasi

Korelasi adalah prinsip menghubungkan lapisan yang sama umurnya pada lapisan batuan. Dengan melihat kumpulan fosil yang sama pada satu lapisan dengan lapisan yang lain, maka dapat dihubungkan suatu garis kesamaan waktu pembentukan batuan tersebut.

c. Menentukan lingkungan pengendapan

Beberapa binatang dapat dipelajari lingkungan hidupnya (misalnya : lingkungan laut dalam, laut dangkal, payau, darat dsb). Hal ini akan membantu didalam merekontruksikan paleogeografi dari pengendapan satuan batuan.

6.3. Taxonomi Taxonomi ialah suatu cara pengelompokkan dari kehidupan tumbuhan atau binatang berdasarkan sifat dan hubungan genetiknya. Urutan taxonomi ialah : Kingdom, Phyllum, Subphyllum, klas, ordo, genus dan species. 6.4. Umur Geologi Umur geologi pada umumnya dikaitkan dengan sejarah kehidupan terdahulu (purba), urut-urutan satuan batuan dan peristiwa geologi yang menyangkut skala yang besar, misalnya : pengangkatan, pembentukan pegunungan, pembentukan cekungan dsb.



Penentuan umur geologi didasarkan pada fosil penunjuk yang biasa disebut sebagai umur relatif, sedangkan penentuan umur geologi dengan mempergunakan metoda radioaktif dari unsur-unsur yang terkandung dalam batuan sebagai umur absolut. 6.5. Skala waktu geologi Perkembangan zaman geologi disusun didalam urutan skala waktu geologi yang meliputi : Masa, Zaman, dan skala. Skala waktu geologi ditunjukan pada tabel 6.1.

Umur relatif Umur absolut DALAM TAHUN E R A

MASA PERIOD ZAMAN

E P O C H K A L A JANGA

WAKTU

HOLOSEN PLISTOSEN

PLIOSEN

10.6 10 . 106

MIOSEN 15 . 106 OLIGOSEN 10 . 106

EOSEN 20 . 106

KENOZOIKUM

KWARTER

TERSIER

PALEOSEN 14 . 106

KAPUR

55 . 106

YURA

40 . 106

MESOZOIKUM

TRIAS

35 . 106

PERM

30 . 106

KARBON

60 . 106

DEVON

40 . 106

SILUR

30 . 106

ORDO VISIUM

60 . 106

PALEOZOIKUM

KAMBRIM

80 . 106

Tabel 6.1. Skala Waktu Geologi

7. Peta Geologi


7.1. Pengertian dan Kegunaan Peta geologi adalah gambaran tentang keadaan geologi suatu wilayah, yang meliputi susunan batuan yang ada dan bentuk‐bentuk struktur dari masing‐masing satuan batuan tersebut. Peta geologi merupakan sumber informasi dasar dari jenis‐jenis batuan, ketebalan, kedudukan satuan batuan (jurus dan kemiringan), susunan (urutan) satuan batuan, struktur sesar, perlipatan dan kekar serta proses‐proses yang pernah terjadi di daerah ini. Peta geologi ada kalanya dibuat berdasarkan kepentingan, misalnya untuk kepentingan ilmiah (science), untuk kepentingan pertambangan, teknik sipil (engineering), pertanian, lingkungan dsb. Hal ini akan menghasilkan bermacam‐macam peta geologi, misalnya peta geologi teknik. 7.2. Penyebaran batuan pada peta Peta geologi dihasilkan dari pengamatan dan pengukuran singkapan di lapangan, yang kemudian diplot pada peta dasar yang dipakai (peta topografi). Untuk dapat menggambarkan keadaan geologi pada suatu peta dasar, dipakai beberapa aturan teknis, antara lain : perbedaan jenis batuan dan struktur geologi digambarkan berupa garis. Penyebaran batuan beku akan mengikuti aturan bentuk tubuh batuan beku (misalnya sill, dike, lakolit dsb Bab II, Gb. 2.3), sedangkan penyebaran batuan sedimen akan tergantung pada jurus dan kemiringannya. 7.3 Jurus dan kemiringan lapisan batuan Jurus dan kemiringan adalah besaran untuk menerangkan kedudukan perlapisan suatu batuan sedimen. Pada suatu singkapan batuan berlapis, jurus dinyatakan sebagai garis arah dan kemiringan dinyatakan sebagai besaran sudut (Gb. 7.2).

Gambar 7.2 : Jurus dan kemiringan pada singkapan batuan berlapis



49

Secara geometris jurus dapat dinyatakan sebagai perpotongan antara bidang miring (perlapisan batuan, bidang sesar) dengan bidang horizontal yang dinyatakan sebagai besaran sudut, diukur dari Utara atau Selatan. Kemiringan adalah besaran sudut vertikal yang dibentuk oleh bidang miring tersebut dengan bidang horizontal. Dalam hal ini diambil yang maksimum, yaitu pada arah yang tegak lurus jurus lapisan batuan (Gb. 7.3).

EBCH = bidang perlapisan EH = jurus pada ketinggian 200 m BC = jurus pada ketinggian 100 m α = kemiringan lapisan β = kemiringan semu FG = proyeksi jurus 100 m pada horizontal

Gambar 7.3 : Geometri jurus dan kemiringan suatu lapisan batuan

Jurus umumnya diambil pada selang ketinggian yang pasti, misalnya jurus pada ketinggian 100 m, 200 m, 300 m, dan seterusnya. Pada tampak peta (proyeksi pada bidang horizontal), dengan sendirinya garis‐garis jurus merupakan garis‐garis yang sejajar dengan spasi yang tetap. Pada suatu satuan batuan yang mempunyai ketebalan tertentu dapat dibatasi adanya jurus lapisan bagian atas (top) dan jurus lapisan bagian bawah (bottom) pada ketinggian yang sama. Dari sini dapat ditentukan ketebalan tiap satuan, apabila penyebaran atau jurus top dan bottomnya dapat diketahui (Gb. 7.4).



N

M

DI

E F

a

E

200 bottom

200 top

tI

F

B

top

bottomBA

t

I

A

B

C Satu satuan batuan

C Proyeksi jurus top dan bottom, dan penentuan ketebalan satuan

Penampang ketebalan (t)satuan batuan

t

tt'

B G

F

E

α α

α

Jurus

Jurus

200 bottom

200 top

ketinggian 200 m.

Gambar 7.4 : Penentuan ketebalan lapisan dengan metoda orthografi

7.4 Hubungan kedudukan lapisan dan topografi Penyebaran singkapan batuan akan tergantung bentuk permukaan bumi. Suatu urutan perlapisan batuan yang miring, pada permukaan yang datar akan terlihat sebagai lapisan‐lapisan yang sejajar. Akan tetapi pada permukaan bergelombang, batas‐batas lapisan akan mengikuti aturan sesuai dengan kedudukan lapisan terhadap peta topografi. Aturan yang dipakai adalah, bahwa suatu batuan akan tersingkap sebagai titik, dimana titik tersebut merupakan perpotongan antara ketinggian (dalam hal ini dapat dipakai kerangka garis kontur) dengan lapisan batuan (dalam hal ini dipakai kerangka garis jurus) pada ketinggian yang sama (Gb.7.5).



51

A

C

F

D

E

B

Jurus 200 m.

kontur 200 300 400

Jurus 300 m.

Jurus 400 m.

Titik-titik singkapan(perpotongan kontur dan jurus)

Proyeksi pada peta

300

600m

500

400

300

A K L M N B

Penampang A - B

C.Titik-titik kedudukanlapisan

600

A

B

K L

M

N

500400

300

400500

600

x

x

x

x

Gambar 7.5 : Hubungan jurus lapisan batuan, topografi dan penyebaran singkapan

Aturan ini dapat dipakai untuk menggambarkan penyebaran batuan dipermukaan dengan mencari titik‐titik tersebut, apabila jurus‐jurus untuk beberapa ketinggian dapat ditentukan. Sebaliknya, dari suatu penyebaran singkapan dapat pula ditentukan kedudukan lapisan dengan mencari jurus‐jurusnya.



Sehubungan dengan ini terdapat suatu keteraturan antara bentuk topografi, penyebaran singkapan dan kedudukan lapisan. Pada suatu bentuk torehan lembah, keteraturan ini mengikuti Hukum V (Gb. 7.6).

a b c

d e f

Gambar 7.6 : Pola singkapan menurut hukum V a. Lapisan horizonta b. Lapisan dengan kemiringan berlawanan dengan arah aliran c. Lapisan vertikal d. Lapisan dengan kemiringan searah dan lebih besar dengan arah aliran e. Lapisan dengan kemiringan searah dan sama besar dengan arah aliran f. Lapisan dengan kemiringan searah dan lebih kecil dengan arah aliran



53

7.5 Cara penulisan kedudukan lapisan Kedudukan lapisan batuan diukur dengan kompas geologi di lapangan. Oleh karena itu kerangka yang dipakai umumnya arah Utara atau Selatan. Dikenal dua jenis skala kompas yaitu skala azimut (00 ‐ 3600) dan skala kwadran (00 ‐ 900). Suatu lapisan mempunyai kemiringan berarah Selatan Barat, dituliskan sebagai berikut : ‐ Skala azimuth N 1200 E/45 SW atau ‐ Skala kwadran S 600 E/45 SW (Gb. 7.7)

W E W E

N N

120º 60º

60º

S S

Gambar 7.7 : Cara penggambaran kedudukan lapisan secara skala Azimut dan Kwadran Lazimnya lebih sering dipakai skala azimuth karena lebih praktis karena selalu ditulis N.... 0 E untuk arah jurusnya, sehingga kadang‐kadang tidak dicantumkan pada kwadran arah kemiringan dicantumkan. 7.6. Simbol pada peta dan tanda litologi Peta geologi menggunakan tanda‐tanda yang menunjukkan jenis batuan, kedudukan, serta struktur geologi yang ada pada daerah tersebut. Beberapa simbol yang umum dipakai ditunjukkan pada gambar 7.8. Disamping tanda (simbol) litologi, juga sering dipakai warna, untuk membedakan jenis satuan (Gambar 7.9).



Jurus dan kemiringan lapisan

Arah kemiringan dan kemiringan lapisan

Jurus dan kemiringan lapisan terbalik

Lapisan vertikal

Lapisan horisontal

Jurus dan kemiringan foliasi

Foliasi vertikal

Foliasi horisontal

Jurus dan kemiringan kekar

Kekar vertikal

Kekar horisontal

Sumbu antiklin

Antiklin dengan arah penunjaman

Antiklin rebah

Sumbu sinklin

Sinklin dengan arah penunjaman

Sinklin rebah

Sesar mendatar

Sesar dengan bidang sesar miring ke arah panahU = up, D = down

Sesar normal

Sesar sungkup (thrust fault)

25

25

60

90

20

13

UD

60º

Gambar 7.8 : Tanda-tanda pada peta geologi 7.7. Peta geologi dan penampang geologi Peta geologi selalu dilengkapi dengan penampang geologi, yang merupakan gambaran bawah permukaan dari keadaan yang tertera pada peta geologi. Keadaan bawah permukaan harus dapat ditafsirkan dari data geologi permukaan dengan menggunakan prinsip dan pengertian geologi yang telah dibahas sebelumnya.



55

Konglomerat Jingga / Coklat

Breksi Jingga / Coklat

Batupasir Kuning

Napal (marl) Biru muda

Lempung Hijau

Serpih (shale) Kelabu

Lanau (silt) Kuning muda

Batugamping Biru

Dolomit Biru tua

Evaporit Merah muda

Batubara Hitam

Batuan beku Merah

Tuff Coklat / ungu

Batu Metamorf Ungu / jingga

.

.

.

.

.

.

.

.

.

.

.

.

.

.

.

.

+ + + + + + + +

+ + + + +

v v v

v v v v v

Gambar 7.9 : simbol dan warna batuan

Untuk dapat lebih jelas menunjukkan gambaran bahwa permukaan penampang dibuat sedemikian rupa sehingga akan mencakup hal‐hal yang penting, misalnya ; memotong seluruh satuan yang ada struktur geologi dan sebagainya. Untuk menggambarkan kedudukan lapisan pada penampang, dapat dilakukan penggambaran dengan bantuan garis jurus (Gambar 7.10), yaitu dengan



memproyeksikan titik perpotongan antara garis penampang dengan jurus lapisan pada ketinggian sebenarnya. Apabila penampang yang dibuat tegak lurus pada jurus lapisan, maka kemiringan lapisan yang nampak pada penampang merupakan kemiringan lapisan sebenarnya, sehingga kemiringan lapisan dapat langsung diukur pada penampang, akan tetapi bila tidak tegak lurus jurus, kemiringan lapisan yang tampak merupakan kemiringan semu, sehingg harus dikoreksi terlebih dahulu dengan menggunakan tabel koreksi atau secara grafis.

750 700 650 650 700 750 750

800 750 700 700 750 800 850 850

a, b, c,......h = Garis proyeksi jurusPQ = Garis penampang

a bc d

AB

C

P Q

ef

g hm

METER100 0 100 200 300 400 500

950

900

850

800

750

700

650

600

A

P

ab

cd

ef

g h

A

B

B

Q

900

750

700

650

850

800

750

700

Gambar 7.10 : Cara membuat penampang dengan batuan garis jurus

8. Pengertian dalam Hubunngan Geologi


8.1 Prinsip dasar perlapisan batuan sedimen Peta geologi umumnya menggambarkan bermacam-macam batuan dan struktur geologinya. Gambaran tersebut mengikuti aturan atau pengertian mengenai hubungan dan kejadian geologi suatu lapisan batuan, serta sifat-sifat hubungannya. Pengertian ini meliputi : umur batuan, urut-urutan kejadian dan sejarah pembentukannya. Dalam membahas urut-urutan kejadian dan sejarah pembentukannya. Dalam membahas urut-urutan satuan batuan sedimen, dikenal beberapa prinsip dasar tentang letak (posisi) lapisan batuan dengan lapisan yang lain. 8.2 Prinsip Superposisi Dalam keadaan normal, suatu lapisan batuan yang letaknya diatas satuan lapisan batuan lain, selalu berumur lebih muda dari lapisan batuan dibawah nya. Pada dasarnya lapisan sedimen diendapkan secara horizontal, kecuali pada lingkungan dimana posisi sedimen terhadap cekungan mempunyai kemiringan asal (initial dip). Pada kedudukan lapisan yang sudah terganggu karena tektonik (miring, terlipat dan terbalik), prinsip ini dapat diterapkan apabila dapat diketahui bagian atas (top) dan bawah (bottom) lapisan, dengan mempelajari struktur sedimennya (lihat Gb. 3.3). 8.3. Prinsip perlapisan sejajar dan kesamaan waktu Lapisan sedimen diendapkan dan membentuk perlapisan yang sejajar. Batas perlapisan (garis pengendapan) merupakan garis kesamaan waktu dari satu tempat ke tempat yang lainnya pada lapisan yang sama. 8.4. Prinsip kesinambungan Lapisan sedimen diendapkan secara menerus atau bersinambungan (continuity), sampai batas cekungan sedimentasinya. Suatu lapisan sedimen tidak mungkin terpotong secara lateral dengan tiba-tiba, dan berubah menjadi batuan lain dalam keadaan normal. Kecuali apabila sudah dipengaruhi oleh aktifitas tektonik (misalnya sesar), atau memang terjadi penipisan secara berangsur-angsur, kemungkinan adanya perubahan facies, atau hubungan yang tak selaras. Dengan prinsip-prinsip diatas, digunakan cara korelasi yang menghubung kan satuan batuan di suatu tempat dengan satuan batuan di tempat yang lain didasarkan pada kesamaan waktu pembentukannya. Untuk korelasi ini dapat dipakai sifat-sifat batuan (korelasi litologi = kesebandingan) atau sifat kandungan



fosilnya (korelasi paleontologi) yang pada dasarnya merupakan petunjuk kesamaan waktu kejadian pembentuknya. Bila di dalam menghubungkan satuan sedimen pada satu garis waktu yang sama terdapat perubahan sifat litologinya, misalnya batugamping disuatu tempat berubah menjadi napal ditempat lain, dikatakan bahwa lapisan batuan tersebut “berubah fasies”. Fasies menyangkut aspek lingkungan dan biologisnya. 8.5. Keselarasan dan bukan keselarasan Suatu urutan beberapa satuan batuan sedimen dikatakan mempunyai hubungan yang selaras (conformity), apabila pada pembentukannya, urutan satuan-satuan tersebut secara vertikal merupakan hasil pengendapan yang menerus tanpa adanya selang waktu dalam pengendpan. Adanya selang waktu yang hilang (time gap), dan berhentinya pengendapan menyangkut kejadian pengangkatan, perlipatan dan pensesaran isi cekungan, pengikisan (erosi), penurunan dan pengendapan kembali diatas batuan tersebut. Umumnya bidang ketidakselarasan dicirikan oleh suatu batas hasil erosi, dengan endapan lingkungan darat (misal konglomerat dasar). 8.6. Ketidakselarasan bersudut (angular unconformity) Bentuk ketidakselarasan, dimana urutan batuan di bawah bidang ketidakselarasan membentuk sudut dengan satuan batuan di atasnya. Dalam hal ini pengangkatan sudah disertai dengan pemiringan lapisan (tilting) atau perlipatan (folding). Hubungan bukan keselarasan (Nonconformity), merupakan hubungan antara batuan beku ataupun metamorf dengan batuan sedimen yang diendapkan diatasnya. pada dasarnya hubungan ini juga merupakan ketidak selarasan, mengingat proses pengendapan diatas batuan jenis lain akan menyangkut proses pengangkatan, pengikisan dan penurunan kembali sehingga merupakan alas bagi batuan sedimen di atasnya. 8.7. Hubungan antar satuan batuan dan struktur Pada keadaan geologi dengan berbagai jenis dan satuan batuan, berlaku aturan yang menyangkut kedudukan batuan (lihat Gb. 7.2) dan hubungan antar satuan batuan tersebut. Hubungan antar satuan batuan bisa merupakan hubungan yang teratur (lihat Gb. 8.1), berupa tidak selaras (lihat Gb. 8.2) dan dapat juga saling berpotongan. Keadaan potong memotong ini berhubungan dengan umur relatif dan waktu kejadiannya (lihat Gb. 8.3).



Pada batuan beku intrusi, dapat dipastikan bahwa umurnya akan lebih muda terhadap batuan yang diintrusi. Suatu intrusi dapat menerobos batuan sedimen, beku metamorf. Dengan demikian hubungan potong memotong akan dapat menjelaskan kejadiannya. Demikian halnya dengan hubungan ketidak selarasan dan juga struktur geologi (sesar). Urutan batuan di atas bidang ketidak selarasan merupakan kejadian berikutnya dari satuan batuan dibawahnya yang memungkinkan juga sudah mengalami beberapa kejadian, misal, perlipatan, pensesaran dsb. Umur sesar umumnya dapat ditentukan berdasarkan satuan batuan paling muda yang ikut tersesarkan. umurnya adalah relatif lebih muda dari satuan batuan tersebut.

A B

Menghubungkan lapisan batuan yang sama

Menghubungkan batas lapisan batuan, satuan batuan berubah fasies

Gambar 8.1 : Prinsip kesebandingan dan korelasi pada satuan batuan



+ + + +

+ + +

+ + + + + + + +

+ + + +

Ketidakselarasan sejajar(paralel unconformity)

Ketidakselarasan bersudut(angular unconformity)

Tak selaras(non conformity)

Gambar 8.2 : Jenis-jenis ketidak selarasan (unconformity)



A

B

C

E

DA

Urutan batuan dari tua ke muda ( A - B - C - D - E )

Umur perlipatan patahan lebih tua dari lapisan di atas bidang ketidakselarasan

Urutan kejadian perlipatan intrusi ( C - A - B - D ), intrusi E

B

C

D

E

+ + + + + + + + + + + + + + + + + + + +

+ +

++_

__+

++

+ + + + + + + + + + + + +

+ + + + + +

+ + + + + +

+ + + + + + +

+ + + + + + +

+ + + + +

+ + + + +

Gambar 8.3 : Hubungan antara struktur dengan satuan batuan serta kejadiannya

9. Struktur Geologi

Geologi Dinamik – Geologi ITB 62

9.1. Struktur geologi Struktur geologi adalah gambaran bentuk arsitektur batuan-batuan penyusunan kerak bumi. Akibat sedimentasi dan deformasi. berdasarkan kejadiannya, struktur geologi dapat dibedakan menjadi : - Struktur primer - Struktur sekunder Struktur primer adalah struktur geologi yang terbentuk pada saat pembentukan batuan. Misalnya, struktur sedimen (silang siur, flute cast, dll, lihat gambar 3.3); struktur kekar akibat pendinginan magma (columnar joint dan sheeting joint) dan struktur perlapisan. Struktur sekunder adalah struktur geologi yang mempelajari dan membahas bentuk-bentuk deformasi kerak bumi dan gejala-gejala penyebab pembentukannya. Dibedakan dengan geotektonik atau tektonik, geologi struktur mempunyai ruang lingkup yang lebih sempit, yang meliputi deformasi-deformasi pada isi cekungan, sedangkan tektonik menyangkut skala yang lebih luas dari ini, misalnya proses pembentukan pegunungan (orgenesa) dsb. Struktur geologi terutama mempelajari struktur-struktur sekunder yang meliputi kekar (joint), sesar (fault) dan lipatan (fold). 9.2. Kekar (Joint) Kekar adalah struktur rekahan pada batuan yang tidak memperlihatkan pergeseran. Hampir tidak ada suatu singkapan di muka bumi ini yang tidak memperlihatkan gejala rekahan. Kekar bukan merupakan gejala yang kebetulan, tetapi merupakan hasil kekandasan/kegagalan batuan akibat tegasan (stress). Karena itu kekar akan mempunyai sifat-sifat yang menuruti hukum-hukum fisika. Struktur kekar merupakan gejala yang paling umum dijumpai dan banyak dipelajari secara luas tetapi merupakan struktur yang paling sukar untuk dianalisa. Berdasarkan cara terbentuknya kekar dapat diklasifikasikan menjadi : - Kekar tektonik, misalnya kekar gerus (shear joint) dan kekar tarik (tension joint). - Kekar non tektonik, misalnya mudcrack, columnar joint dan sheeting joint. Struktur ini banyak dipelajari karena sangat berhubungan erat dengan masalah-masalah : a. geologi teknik b. geologi minyak bumi, terutama masalah cadangan dan produksi.



c. geologi untuk pertambangan, baik dalam hal sistim penambangannya maupun pengerahan terhadap bentuk-bentuk mineralisasi dll.

Di dalam teknik sipil dan pertambangan, masalah kekar merupakan hal yang sangat penting, karena meraka merupakan jalur-jalur lemah dalam batuan. Kesukaran yang dihadapi dalam membuat analisa struktur ini terletak pada banyaknya sifat-sifat dasar yang dimilikinya, artinya terdapat bukti-bukti bahwa rekahan-rekahan ini dapat terbentuk pada setiap waktu kejadian. Umumnya, dalam batuan sedimen, kekar dapat terbentuk mulai dari saat pengendapan, atau segera terbentuk setelah pengendapannya, dimana sedimen tersebut masih dalam proses kompaksi. Kekar non-tektonik, yaitu kekar, yang terbentuk bukan karena gaya tektonik, misalnya kekar akibat pendinginan (cooling joint) pada batuan beku, misalnya kekar kolom (columnar joints) atau dapat juga terbentuk akibat pembebanan, misalnya “sheeting joints”. Struktur kekar dipelajari dengan cara statistik, mengukur dan mengelompokkan nya dalam bentuk diagram roset (diagram bunga) atau diagram kontur. 9.3. Sesar (Fault) Sesar adalah rekahan atau zona rekahan pada batuan yang telah mengalami pergeseran sehingga terjadi perpindahan antara bagian-bagian yang berhadapan, dengan arah yang sejajar dengan bidang patahan. Pergeseran pada sesar bisa terjadi sepanjang garis lurus yang disebut sesar translasi atau terputar yang dinamakan sesar rotasi. Pergeseran-pergeseran ini mempunyai demensi berkisar antara beberapa cm sampai mencapai ratusan km. Bahan yang hancur akibat pergeseran yang terdapat pada jalur sesar, dapat berupa “gouge” yaitu suatu bahan yang halus karena lumat akibat gerusan dan “breksi sesar” yaitu zona hancuran yang memperlihatkan orientasi fragmen akibat gerusan. a. Istilah-istilah penting yang berhubungan dengan sesar. - Bidang sesar adalah bidang rekahan dimana terjadi pergeseran antara blok-blok

yang saling berhadapan. Seringkali bidang sesar tercerminkan secara morfologis sebagai “gawir sesar” (gambar 9.1).

- Hanging wall adalah blok patahan yang berada dibagian atas bidang sesar. - Foot wall adalah blok yang ada dibagian bawah bidang sesar (gambar 9.1).



- Throw (loncatan vertikal) adalah jarak slip / separation yang diukur pada

bidang vertikal (gambar 9.1). - Heave (loncatan horizontal) adalah jarak slip / separation yang diukur pada

bidang horizontal (gambar 9.1).

X

X Z = Pergeseran sesar

X Y = Throw

Y Z = Heave

= Kemiringan sesarα

Foot Wall

Hanging Wall

BIDANG SESAR

Jurus S

esar

Y Zα

Gambar 9.1 : Diagram blok yang memperlihatkan bagian-bagian dari sesar b. Klasifikasi Sesar Berdasarkan pada sifat gerak, sesar dapat dibedakan menjadi 3 jenis yaitu : a. Sesar normal yaitu gerak hanging wall relatif turun terhadap foot wall b. Sesar mendatar yaitu gerak relatif hanging wall relatif naik terhadap foot wall c. Sesar mendatar yaitu gerak relatif mendatar pada bagian-bagian yang

tersesarkan. Gerak-gerak ini sangat berhubungan dengan sifat atau posisi tegasan utama yang bekerja pada daerah atau tubuh batuan yang mengalami deformasi (gambar 9.2).



(a)

(b)

(c)

SESAR NAIK

SESAR NORMAL

SESAR MENDATAR

Maximum

Minimum

Maximum

Maxim

um

Intermediate

Minimum

Inter

mediat

e

Inter

mediat

e

Gambar 9.2 : Diagram blok yang memperlihatkan jenis-jenis sesar 9.4. Lipatan Lipatan adalah hasil perubahan bentuk atau volume dari suatu bahan yang ditunjukkan sebagai lengkungan atau kumpulan dari lengkungan akibat pengaruh suatu tegasan (stress). Pada umumnya refleksi pelengkungan ditunjukkan pada perlapisan batuan sedimen atau foliasi batuan metamorf. a. Beberapa definisi pada struktur lipatan - Hinge point adalah titik maksimum pelengkungan pada lapisan yang terlipat

(b. pada gambar 9.3). garis yang menghubungkan titik-titik tersebut, disebut juga “hinge-line” atau “axis line” (sumbu perlipatan) (d pada gb. 9.3).

- Crest point adalah titik tertingi pada lipatan (a. pada gambar 9.3). Garis yang

melalui titik-titik tersebut “crestal-line” (c pada gambar 9.3). - Trough point dan Trough line adalah titik dan garis terendah pada lipatan (g

pada gamb 9.3).



- Garis sumbu lipatan (Axial line) adalah perpotongan antara bidang sumbu dengan bidang horizontal. (Garis ini lazim dicantumkan pada peta geologi).

- Axial plane (bidang sumbu) adalah bidang yang melalui garis sumbu dan garis

pusat perlipatan dan membagi sama besar sudut yang dibentuk sayap-sayapnya (f pada gambar 9.3).

- Crestal plane adalah bidang yang melalui crestal-line dan pusat perlipatan (e

pada gambar 9.3). - Sayap lipatan (Limb) adalah bagian sebelah-menyebelah dari sisi lipatan (I

pada gambar 9.3). - Core adalah pusat lipatan (h pada gambar 9.3)

a c d e

f

bi

h g

Gambar 9.3 : diagram blok yang memperlihatkan bagian-bagian dari lipatan

b. Jenis-jenis lipatan Secara umum bentuk lipatan dapat dibedakan menjadi : - Antiklin yaitu lipatan yang kedua sayaonya mempunyai arah kemiringan yang

saling menjauh. - Sinklin yaitu lipatan yang kedua sayapnya mempunyai arah kemiringan yang

saling mendekat.



Berdasarkan posisi bidang sumbunya, lipatan dapat diklasifikasikan menjadi (gambar 9.4) : - lipatan tegak - lipatan miring - lipatan rebah

Lipatan tegak Lipatan miring Lipatan rebah

Gambar 9.4 : Jenis-jenis lipatan berdasarkan bidang sumbu secara diskriptif (berdasarkan posisi bidang sumbu dan sayap), lipatan diklasifikasikan menjadi : - lipatan simetri yaitu lipatan yang kedua sayapnya mempunyai sudut

kemiringan - lipatan asimetri yaitu lipatan yang kedua sayapnya mempunyai sudut

kemiringan tidak sama besar.

Lipatan simetri Lipatan asimetri

Gambar 9.5 : Jenis-jenis lipatan berdasarkan bentuknya

Peta Topografi - 1

Geologi Dinamik GL – ITB Praktikum Geomorfologi & Penginderaan Jauh

Bab 1 PETA TOPOGRAFI I. PENDAHULUAN Peta merupakan tampilan dari gambaran permukaan. Gambaran ini dapat dinyatakan dalam tampilan dua dimensi misalnya peta planimetrik, yang menunjukkan ukuran panjang dan lebar, atau dalam gambaran dua dimensi. Peta topografi merupakan gambaran tiga dimensi seperti kenampakan bukit, lembah dan sebagainya melalui garis kontur. Peta topografi umumnya juga menunjukkan gambaran aktifitas manusia seperti bangunan, jalan, batas-batas lahan dan sebagainya. Gambaran dari penyebaran batuan yang tersingkap di permukaan dan kaitannya dengan topografi dikenal sebagai peta geologi. Gabungan antara informasi unsur-unsur seperti; topografi, geologi, dataran limpah banjir, lokasi kebencanaan, tanah pertanian, umumnya dianamakan sebagai peta tata-guna lahan. I. KOORDINAT PETA 1.1 Garis Lintang (Latitude) dan Garis Bujur (Longitude) Garis lintang (Latitude) adalah garis lingkaran yang sejajar pada arah barat-timur. Garis katulistiwa adalah salah satu garis lintang yang menunjukkan nol (0° latitude). Suatu titik dikatakan terletak pada 40° N, berarti terletak pada garis lintang 40° di uatara katulistiwa. Kutub geografik terletak pada garis lintang 90° N dan 90° S (Gambar 1.1 A). Garis bujur (Longitude) adalah garis lingkaran yang melalui dan memotong utara-selatan melalui kutub, disebut juga meridian. Garis tersebut dipisahkan satu sama lain oleh interval sudut lancip, yang diukur dari pusat bumi pada bidang katulistiwa (Gambar 1.1 B). Longitude 0° didefinisikan sebagai garis bujur yang melalui Royal Observatory di Greenwich, Inggris, yang dikenal sebagai Prime Meridian. Garis 50° barat dari prime meridian disebut sebagai garis bujur 50° W.

A B

Gambar 1.1 A. Garis lintang (latitude) sejajar katulistiwa dan garis bujur (longitude)

memotong utara-selatan. B. Potongan bumi yang menunjukkan garis lintang 40° N dan garis bujur 50° W.

Peta Topografi - 2


Peta yang digunakan umumnya merupakan bagian kecil dari rangkaian yang dibatasi oleh garis lintang dan bujur. Beberapa peta dibatasi dengan lembar yang disebut sebagai Quadrangle yang diikuti dengan nama tempat yang terbesar (kota, daerah). Pembagian lembar ini ditentukan oleh negara masing-masing, di Indonesia diatur oleh Bakosurtanal. 2.2 Sistem Koordinat UTM Sistem koordinat UTM (Universal Transerve Mercator) dipakai hampir oleh seluruh negara. Koordinat ini didasarkan pada pembagian (grid) dari 60 zona utara-selatan, masing-masing lebarnya 6°. Batas lintang di dalam sistem koordinat ini adalah 80° LS (lintang selatan) hingga 84° LU (lintang utara). Setiap bagian derajat memiliki lebar 8° yang pembagiannya dimulai dari 80° LS ke arah utara. Bagian derajat dari bawah (LS) dinotasikan dimulai dari C, D, E, F, hingga X (tetapi huruf I dan O tidak digunakan). Jadi, bagian derajat 80° LS hingga 72° LS diberi notasi C, 72° LS hingga 64° LS diberi notasi D, 64° LS hingga 56° LS diberi notasi E, dan seterusnya. Setiap zone UTM memiliki system koordinat sendiri dengan titik nol sejati pada perpotongan antara meridian sentralnya dengan ekuator. Dan, untuk menghindari koordinat negatif, meridian tengah diberi nilai awal abis (x) 500,000 meter. Untuk zone yang terletakdi bagian selatan ekuator (LS), juga untuk menghindari koordinat negatif, ekuator diberi nilai awal ordinat (y) 10,000,000 meter. Sedangkan untuk zone yang terletak di bagian utara ekuator, ekuator tetap memiliki nilai ordinat 0 meter. Wilayah Indonesia terbagi dalam 9 zone UTM, mulai dari meridian 90° BT (bujur timur) hingga meridian 144° BT dengan batas parallel (lintang) 11° LS hingga 6° LU. Dengan demikian, wilayah Indonesia dimulai dari zone 46 (meridian sentral 93° BT) hingga zone 54 (meridian sentral 141° BT).

Gambar 1.2 Pembagian zona UTM

Peta Topografi - 3


Gambar 1.3 Contoh salah satu zona UTM III UNSUR-UNSUR PETA 3.1 Skala Skala harus dicantumkan dalam peta. Terdapat tiga jenis skala yang dipakai. Skala rasio atau fraksi misalnya 1:25.000 (atau 1/25.000), yang artinya 1 satuan, misalnya cm di peta akan sebanding dengan 25.000 cm kenyataannya di alam. Skala grafik umumnya berupa garis balok yang menunjukkan jarak km atau mil. Skala verbal umumnya dipakai untuk komunikasi, misalnya ”satu centimeter ke satu kilometer”; artinya 1 cm di peta menunjukkan 1 km di lapangan. 3.2 Deklinasi Magnetik Tanda Utara peta pada umumnya dicantumkan di bagian atas peta. Arah utara tersebut disebut juga sebagai utara geografik yang sebenarnya. Di beberapa tempat jarum kompas tidak menunjukkan arah utara sebenarnya, akan tetapi menunjuk kepada arah utara magnetik. Perbedaan ini disebut sebagai deklinasi magnetik. Arah ini tidak tetap sepanjang tahun. Pada peta umumnya informasi ini dicanumkan dan apabila akan menggunakan kompas harus dilakukan koreksi skala terlebih dahulu. Simbol Peta Pada peta yang standard, misalnya peta yang diterbitkan oleh Bakosurtanal, umumnya dicantumkan semua informasi tentang peta dan juga simbol-simbol yang ada di peta, misalnya objek geografi, perhubungan, lahan dan sebagainya. Beberapa informasi dan symbol dapat dilihat pada lampiran. IV PETA TOPOGRAFI Peta topografi menunjukkan ukuran, bentuk dan distribusi atau gambaran bentang alam, disebut sebagai topografi, atau konfigurasi dari permukaan alam. Gambaran ketinggian (elevasi) ditunjukkan pada garis kontur, yang merupakan semua kedudukan dari titik-titik yang mempunyai elevasi (altitude) sama. Elevasi adalah jarak vertikal yang diukur dari suatu datum, umumnya dipakai rata-rata dari muka laut (mean sea level). Gambar 1.4 menunjukkan wilayah sepanjang pantai, dengan laut sebagai datum rata-rata dengan elevasi 0.

Peta Topografi - 4


Gambar 1.4 Sketsa wilayah pantai dan peta topografi dengan interval kontur 20 kaki

dimulai dengan 0 sebagai rata-rata elevasi laut. 4.1 Karakteristik Garis Kontur Beberapa karakteristik garis kontur ini merupakan dasar untuk membaca dan membuat peta topografi;

1. Setiap titik pada garis yang sama akan mempunyai ketinggian yang sama. 2. Garis kontur akan menyambung atau merupakan garis yang tertutup. 3. Garis kontur tidak pernah bercabang. 4. Garis kontur tidak pernah berpotongan, kemungkinan dapat berimpit pada

topografi tertentu. 5. Antara garis kontur menunjukkan besaran sudut lereng, naik atau turun;

- Spasi kontur yang seragam menunjukkan lereng yang seragam - Spasi kontur yang rapat menunjukkan lereng terjal - Spasi kontur yang lebar menunjukkan lereng yan g landai - Spasi kontur yang tak seragam menunjukkan lereng yang tak teratur

6. Kontur umumnya mengitari bukit, bila puncak bukit berada di daerah peta, titik tertinggi akan berda dibagian kontur yang paling dalam (lihat butir 10)

7. Kontur pada puncak bukit atau di dasar lembah selalu berpasangan dengan ketinggian yang sama (tidak terdapat satur garis kontur dengan harga maksimum atau minimum).

8. Kontur akan berbelok ke arah hulu apabila memotong lembah sungai membentuk belokan tajam (bentuk V) pada lembah sempit.

9. Bila dua garis kontur mempunyai harga sama, perubahan ketinggian akan berda diantara keduanya.

10. Bentuk depresi digambarkan dengan garis kontur bergigi pada sisi yang turun, dan mempunyai harga yang sama dengan garis kontur normal yang berdekatan (Gambar 1.5).

Peta Topografi - 5


Gambar 1.5 Contoh penggambaran bentuk topografi depresi

Interval kontur adalah perbedaan harga kontur yang digambarkan pada peta dengan nilai yang teratur. Pemilihan harga interval kontur tergantung pada tingkat ketelitian peta, skala peta dan tingkat perbedaan ketinggian atau relief. Umumnya untuk peta yang standard digunakan harga interval per 2000 dari skala yang dibuat, misalnya pada skala peta 1: 25.000, interval kontur yang dipakai adalah 12.5 meter. Kontur indeks umumnya ditunjukkan dengan garis tebal, sebagai kelipatan setiap 5 atau 10 kontur, dan diberi harga ketinggian dari kontur tersebut. Suatu besaran tinggi (height) dari bukit dapat dinyatakan sebagai perbedaan elevasi dari puncak dan dasar bukit. Relief adalah istilah yang mirip, namun sebenarnya merupakan perbedaan antar elevasi yang tertinggi dan terendah dari suatu wilayah (Gambar 1.6).

Gambar 1.6 Suatu penampang topografi yang menunjukkan datum (muka air laut)

elevasi, tinggi dan relief. 4.2 Cara Membuat Peta dan Penampang Topografi Peta topografi dapat dibuat dari suatu distribusi titik-titik di peta yang mempunyai elevasi. Hal pertama yang harus dilakukan adalah menentukan interval kontur yang dipilih dari distribusi elevasi yang ada (Gambar 1.7). Carilah titik-titik yang dapat dipakai sebagai acuan bila interval kontur sudah dipilih, lakukan interpolasi dari titik-titik yang berdekatan yang elevasinya diketahui.

Peta Topografi - 6


Gambar 1.7 A. Distribusi titik dengan elevasi (X), interval kontur dipilih 10 m kontur.

B. Dengan cara interpolasi, titik-titik dengan elevasi kelipatan 10 dapat ditentukan (dot). C. Garis kontur ditarik berdasarkan elevasi yang sama.

Penampang topografi umumnya dibuat dengan skala yang sama atau lebih besar dari skala horisontal. Cara membuat penampang ditunjukkan pada gambar 1.8.

Gambar 1.8 Cara membuat penampang topografi. Pilih garis penampang, tandai

perpotongan garis kontur, aluran sungan dan catatlah ketinggian. Pilih skala vertikal yang dipakai dan proyeksikan pada ketinggian yang sesuai.

Peta Topografi - 7


Perbesaran vertikal ditekankan untuk menunjukkan gambaran topografi yang kurang tampak pada penampang. Besaran ini merupakan perbandingan dengan skala horisontalnya. Untuk mendapatkan skala vertikal yang diperbesar lakukan konversi sesuai dengan perbandingan yang diinginkan. Gambar 1.9 merupakan contoh dari penampang gambar 1.8 yang dirubah skala vertikalnya.

Gambar 1.9 Penampang gambar 1.8 dengan skala vertikal yang berbeda. Skala

ditunjukkan pada masing profil A, B dan C. 4.3 Gradien Gradien mencerminkan perubahan dari elevasi dalam jarak yang tertentu, umumnya meter atau feet untuk setiap kilometer atau mile. Suatu gradien 10 m/km berarti bahwa ketinggian dari suatu titik adalah 10 m lebih tinggi dibandingkan titik ditempat lain sejauh 1 km ke arah bawah lereng. Untuk menentukan gradien dapat dipakai interval kontur yang ada (perbedaan elevasi) dan jarak horizontal yang terukur pada peta, kemudian pembagian dari perbedaan elevasi dan jarak horizontal. Sebagai contoh, suatu elevasi sepanjang aliran sungai berubah 10 m pada jarak 5 km. Gradien yang didapat adalah 5 m/km. TUGAS PRAKTIKUM

1. Dari Peta I, Buatlah peta topografi dengan interval kontur 20 atau 10 m 2. Dari Peta II, Tentukan interval kontur, ketinggian titik A, B, C, D, E dan F.

Buatlah penampang topografi melalui A-B dengan skala 1 cm ke 80 m. 3. Dari Peta III, Lakukan pengamatan terhadap peta topografi yang ada,

kemudian berikan analisis pembahasan (hanya berdasarkan topografi) tentang; bentuk perbukitan, sifat lereng dan gawir, sifat sungai yang utama dan cabang-cabangnya dan sebagainya, dengan mengacu koordinat yang ada dan elevasi dari titik triangulasi.

Peta Topografi - 8


Foto Udara & Citra Satelit -


9

Bab 2 FOTO UDARA DAN CITRA SATELIT I. PENDAHULUAN Gambaran bumi dari suatu perspektif pesawat atau satelit sangat berguna untuk berbagai kepentingan geologi. Gambaran ini direkam melalui foto udara atau secara tidak langsung dengan electronic scanning dari panjang gelombang terpilih dari spektrum elekromagnetik. Foto udara, dalam hitam-putih, warna alamiah ataupun warna infra-merah, yang diambil dari pesawat mempunyai skala 1: 50.000 atau 1: 25.000. Pasangan foto udara yang overlapping dapat menunjukkan gambaran 3 dimensi dengan menggunakan stereoscope. Citra satelit (Landsat, Spot, Ikonos dsb. atau Radar), didapatkan dari scan orbit pada ketinggian antara 200 sampai 1000 km, tersedia dalam gambaran hitam-putih atau warna semu (false color). 1.1 Spektrum Elektromagnetik Energi elektromagnetik (e.m.) dipancarkan (radiasi) atau di pantulkan (refleksi) dari suatu obyek dipermukaan dalam bentuk gelombang e.m. Gelombang ini dikarakteristikkan oleh panjang gelombang dan frekwensi yang spesifik. Jenis-jenis yang berbeda dari energi e.m.ini sebagian diringkaskan pada Gambar 2.1, yang disebut sebagai spectrum elektromagnetik. Mata manusia hanya dapat mendeteksi visible light. Film yang lebih khusus dapat mendeteksi seperti infra-merah, dan beberapa instrument dapat mendeteksi seperti gelombang mikro (microwave)

Gambar 2.1 Spektrum gelombang elektromagnetik



10

1.2 Fotografi Foto dapat diambil melalui kamera dan di rekam di film. Jenis-jenisnya diantaranya adalah hitam-putih, warna alamiah, infra-merah hitam-putih, dan berbagai kombinasi dengan menggunakan filter. Hitam-putih dan warna sebenarnya dapat terlihat oleh manusia dan sedikit bagian dari ultra-violet (0,3 – 0,7 µm), sedangkan film infra-merah hitam-putih dan berwarna dapat mendeteksi kearah mendekati infra-merah (0,7-0,9 µm). Filter kamera umumnya digunakan dengan fillm infra-merah untuk menghilangkan semua spectrum visible. Warna yang dihasilkan adalah warna semu (false color). 1.3 Electronic Scanning Scanner adalah detector yang merekam secara elektronik sebagian dari spectrum elektromagnetik. Data ini dapat ditransmisikan dari pesawat atau satelit dan dikorvesikan menjadi gambaran pada layar (televisi, video) atau citra (image) seperti foto Pada umumnya scanner yang digunakan dapat mendeteksi panjang gelombang natural visible dan infra merah yang dipantulkan dari permukaan (reflected i.r.). Disamping itu gelombang radar atau gelombang mikro (1-30 cm) juga banyak dimanfaatkan. Diawali dengan pemotretan miring (Side Looking Airborne Radar, SLAR) dengan memancarkan gelombang mikro yang pantulannya kemudian direkam kembali oleh scanner. Kelebihan dari radar adalah menembus awan dan sebagian vegetasi. Saat ini pengambilan berbagai jenis radar juga telah dilakukan melalui satelit (Synthetic Aperture Radar, SAR) dengan memanfaatkan berbagai panjang gelombang radar. II. FOTO UDARA Foto udara umumnya diambil melalui pesawat, namun untuk berbagai kepentingan dapat pula diambil dengan cara lain (pesawat tanpa awak, pesawat ringan atau satelit). Foto udar diambil secara vertical untuk menghindari kesalahan. Foto udara miring, diambil dari sisi menyudut baik untuk menunjukkan ilustrasi namun akan menunjukkan gambaran yang terganggu. Foto vertikal diambil dengan selang yang teratur pada jalur terbang yang sudah ditentukan dengan ketinggian yang tertentu. Foto yang diambil akan saling overlap, kurang lebih 60 % dalam satu jalur terbang dan 30 % antar jalur terbang. Ukuran foto umumnya 23 cm setiap sisinya. 2.1 Skala Bila jarak antara dua titik yang sama dengan di permukaan dan di foto udara diketahui skala perbandingan rata-rata dapat ditentukan dengan mengalikan rasio dengan skala perbandingan: Skala = (jarak foto/jarak peta) x skala perbandingan Misalnya jarak perpotongan jalan satu dengan yang lain dari foto 31 mm, jarak perpotongan jalan yang sama di peta 25 mm. Bila skala perbandingan pada peta 1:25.000, maka skala foto adalah kurang lebih (31/25) X (1/25.000) = 1/40.000.



11

2.2 Distorsi Pendekatan skala digunakan karena pada kenyataannya permukaan bumi tidak benar-benar datar. Skala foto dari masing-masing lembar tidak sama. Distorsi terbesar terjadi pada daerah pinggir foto sedangkan dan pada topografi yang tinggi. Bila dibandingkan dengan ketinggian rata-rata, titik dengan elevasi tinggi bergeser kearah pusat foto. Ketinggian diatas bukit atau gunung akan lebih rendah dibandingkan dengan diatas lembah, oleh karena itu skala foto akan lebih besar diatas bukit dan lebih kecil diatas lembah. Skala lebih besar dimaksudkan adalah koefisien skala perbandingan adalah lebih besar; skala 1: 50.000 dengan koefisien 0,00002, lebih besar dari pada 1:62.500, dengan koefisien 0,00016). 2.3 Gambaran Stereoskopik Gambaran steroskopik didapatkan dengan dengan melakukan overlap dari dua foto yang bersebelahan dalam satu jalur dan dibantu dengan alat stereoskop. Caranya adalah dengan menemukan obyek yang sama dari masing-masing foto dan disatukan didalam pandangan dua mata sampai terlihat gambaran 3 dimensi (Gambar 2.2).

Gambar 2.2 Stereoskop pada posisi untuk melihat pasangan foto udara Gambaran obyek pada ketinggian akan tampak lebih besar kurang lebih 3 sampai 4 kali. Efek yang terjadi juga tampak pada lereng, misalnya lereng yang besarannya 150 akan tampak seperti 400 dan lereng 300 akan tampak seperti lereng 600. 2.3 Perbandingan dengan Peta Topografi Untuk mendapatkan gambaran yang lebih nyata, setelah melakukan pengamatan foto udara, harus dilakukan perbandingan dengan memakai acuan peta topografi. Perlu diperhatikan bahwa perbesaran vertical dan lereng akan tampak lebih menyolok sehingga perlu dilakukan koreksi.



12

III. CITRA SATELIT Hampr semua satelit penginderaan jauh diambil dari dua jenis orbit yaitu polar (Polar orbit) dan geostationer (Geostationary). Orbit polar mengambil satelit disekitar kutub utara dan selatan pada ketinggian 200 sampai 1000 km (Gambar 2.3).. Sebagaimana satelit mengorbit, Bumi berputar, dengan berjalannya waktu, satelit akan melewati hampir diatas seluruh muka bumi. Orbit geostationer mempunyai altitude yang lebih tinggi (35.900 km) dan mengikuti katulistiwa. Satelit komunikasi dan cuaca umumnya menggunakan orbit ini.

Gambar 2.3 Orbit polar dan geostationer dari satelit Berbagai jenis satelit penginderaan telah dikembangkan hingga sekarang. Misalnya Landsat (umumnya satelit penelitian tentang bumi menggunakan orbit polar) sampai generasi 7, dengan menggunakan berbagai rekaman interval panjang gelombang yang dinyatakan dengan Band tertentu, SPOT Multispectral dan sebagainya. Berbagai satelit Radar juga sudah banyak dikembangkan seperti ERS, JERS, SIR dan sebagainya. Perbedaan utama citra yang dihasilkan dibandingkan dengan foto udara adalah struktur citra direkam dalam data digital dengan struktur berupa rangkaian dalam kolom dan baris (raster array). Setiap komponen yang terkecil atau pixel (picture element) mempunyai harga numerik yang disebut dengan digital number (DN). Dengan demikian pemanfaatan citra tidak hanya dengan melihat gambaran visual tetapi sebelumnya dari berbagai data digital tersebut juga dapat diolah sesuai dengan kepentingannya. Umumnya pemilihan interval panjang gelombang yang dipilih disesuaikan dengan kepentingan penggunaannya. Pengolahan data digital dapat dilakukan dengan cara sederhana, misalnya penajaman, komposit warna, hingga sangat kompleks seperti ekstraksi dari informasi nilai digital. Dari segi interpretasi pemanfaatan citra disamping pemrosesan digital juga dibantu dengan visual dari citra yang dihasilkan. Disamping itu, dengan data digital dapat dilakukan komposit dari berbagai teknologi penginderaan yang ada, misalnya penggabungan antara data citra Landsat dengan SPOT, atau dengan Radar dan sebagainya.



13

TUGAS PRAKTIKUM 1. Latihan melihat obyek tiga dimensi dengan mata telanjang. 2. Dari foto 1a, dibantu dengan stereoskop, kenalilah obyek dengan tanda A s/d H. 3. Dari foto 1b, dibantu dengan stereoskop, bandingkan dengan peta topografinya

(skala 1: 24.000); a. Mana yang dimaksud dengan Menan Buttes pada foto udara ? b. Dari mana datangnya sinar matahari ?. c. Tentukan skala (kurang-lebih) dari foto, tunjukkan perhitungan anda.

4. Dari foto 2, dan 3, Lakukan pengamatan, Deskripsikan bentuk lembah dan profil dari kedua foto tersebut dan sifat dari dataran limpah banjir (floodplain). Apakah bukti yang menunjukkan adanya pengangkatan atau turunnya level sungai pada foto tersebut?.

Sungai & Dataran Fluvial -


14

Bab 3 SUNGAI & DATARAN FLUVIAL I. PENDAHULUAN Aliran sungai merupakan agent yang sangat penting dari erosi karena sangat berperan dalam membentuk bantang alam dari hampir semua permukaan daratan dan merupakan proses geologi yang sangat signifikan. Karakteristik dari suatu individu lembah aliran dan daerah sekitarnya akan ditentukan oleh material yang berkembang didalamnya, iklim, waktu dan perubahan elevasi terhadap base level. Aliran sungai merupakan bagian dari siklus hidrologi Gambar 3.1). Air hujan yang sampai di permukaan (presipitasi) kembali ke laut melalui permukaan (runoff). Sebagian dari air ini kembali ke atmosfer melalui penguapan (evaporasi) dan melalui tumbuhan (transpirasi), dan sebagian menyerap kebawah sebagai air tanah. Air yang masuk dalam aliran dan menyebabkan aliran permukaan (runoff) datang dari suatu limpahan aliran, dan dari air yang bergerak kedalam tanah sebelum dikeluarkan (discharge) melalui sungai.

Gambar 3.1 Siklus Hidrologi Aliran pemukaan (runoff) dapat dirumuskan sebagai ; Air permukaan (runoff) = presipitasi – (infiltrasi + evaporasi +transpirasi) Air di permukaan akan menuju ke bawah dan menuju aliran sungai (stream), yang merupakan jaringan drainase (drainage network) didalam aliran yang lebih besar. Area yang merupakan tempat tumpahan air (drain) disebut sebagai cekungan drainase (drainage basin >> daerah aliran sungai). Derah ini dipisahkan oleh batas yang disebut garis pemisah air.



15

1.1 Paritan Sungai dan Lembah Gambaran penampang topografi melalui sepanjang sungai (Gambar 3.2) merupakan penampang longitudinal yang memperlihatkan perubahan gradient yang menurun dari bagian hulu kea rah mulut sungai (hilir, tempat bertemunya dengan sungai besar). Mulut sungai merupakan base level dari suatu aliran sungai, yang merupakan batas erosi kearah yang lebih dalam. Suatu sungai mengatur salurannya dan penampang longitudinal nya sebagai repon dari perubahan jumlah air yang dipindahkan (discharge), base level, kemampuan batuan yang dilaluinya untuk menahan erosi dan waktu berlansungnya proses. Idealnya penyesuaian ini akan menuju keseimbangan (balance) antara erosi dan sedimentasi sepanjang aliran sungai dan akan membuat penampang longitudinal yang teratur. Sungai yang tidak menunjukkan penampang yang teratur dari hasil erosi atau sediment akan terdapat kemungkinan berikut; air terjun atau jeram yang tererosi, danau atau bendung sepanjang aliran yang terisi.

Gambar 3.2 Penampang longitudinal dari sungai yang memperlihatkan perubahan

gradient sungai Ukuran dari paritan dan kecepatan dan volume air akan bertambah kearah hilir. Jumlah volume air tiap satuan waktu (Discharge) di tentukan dengan; Discharge = kecepatan x luas penampang paritan. (satuan M3/det, ft3/det)



16

1.2 Sungai dan Bentuk Lembah Suatu aliran sungai bervariasi dari mulai aliran turbulen di daerah pegunungan, melalui lembah sempit hingga sungai dengan yang lebar, sampai ke daerah dataran. Karena sifat yang beragam ini, maka suatu aliran juga menunjukkan gambaran yang karakteristik.

Aliran dengan bentuk lereng yang besar cenderung mengerosi kearah bawah lebih cepat dibandingkan dengan kearah lateral. Lembah yang dihasilkan di daerah hulu mempunyai bentuk huruf V (Gambar 3.3 A). Dengan menurunnya gradient, erosi lateral menjadi lebih penting, dan lembah mulai berkembang. Beberapa istilah dari bentuk-bentuk bentang alam pada aliran sungai diantaranya ditunjukkan pada Gambar 3.3 B; - Floodplain (dataran limpah banjir), merupakan wilayah yang ditempati air pada

saat sungai melimpah - Natural levee, pematang yang ditempati oleh endapan pada sat banjir. - Meander, bentuk lengkungan dari paritan. - Cutbank, hasil erosi diluar meander. - Point bar, bentuk hasil pengendapan didalam meander. - Meander belt, jalur didalam limpahan sungai yang terdiri dari beberapa

meander. - Cutoff, pemotongan dari meander akibat perubahan aliran - Oxbow lake, bentuk genangan dari meander yang sebelumnya pernah ada. - Yazoo stream, bentuk atau jejak dari aliran dari cabang sungai akibat levee yang

sudah terlalu tinggi dari limpahan yang lebar. - Stream terrace, bentuk tangga diatas tingkat dataran limpah banjir yang

terbentuk terakhir.

Gambar 3.3 A, Bentuk Lembah akibat erosi dan B, bentuk-bentuk karakteristik dari

system aliran



17

II. POLA ALIRAN DAN PERKEMBANGAN LEMBAH 2.1 Pola Aliran Di daerah dengan iklim tropic dan lembab pada umumnya mempunyai bentuk perbukitan yang membulat, lereng yang tertutup tanah, bentuk punggungan dan lembah, dan endapan sungai yang melimpah. Bentuk bentang alam tidak hanya dipengaruhi oleh iklim akan tetapi juga dikontrol oleh sifat dari material yang mendasarinya dan oleh perubahan dari base level. Pola erosi akan dicerminkan oleh sifat dari material dibawahnya yang tercermin dari pola alirannya (Gambar 3.4). Bila suatu wilayah terangkat atau base level turun, erosi kedasar akan bertambah, bila base level naik atau daratan turun akan terjadi pengendapan.

Gambar 3.4 Perkembangan erosi sungai dan pola aliran yang terbentuk



18

Berbagai jenis pola aliran dan sifat-sifat geologi yang berpengaruh ditunjukkan pada gambar 3.5. dan Tabel 3.1

Gambar 3.5. Berbagai jenis pola aliran, Keterangan geologi dan proses yang

berhubungan ditunjukkan pada Tabel 3.1



19

Tabel 3.1 Pola aliran dan sifat geologi yang berhubungan



20

2.2 Perkembangan Lembah Perubahan sifat aliran akan tercermin dari perkembangan bentang alam. Dengan perkembangan dari cabang-cabang sungai dan pemanjangan sungai maka daerah sekitarnya akan menjadi bagian dari sistem daerah aliran, perbukitan berkurang, daerah pemisah aliran menjadi lebih luas dan gradien sungai akan berkurang. Tahapan ini seringkali disebut sebagai Siklus Erosi yang memperlihatkan perkembangan bentang alam melalui tahap awal, menengah dan akhir yang masing-masing menunjukkan karakteristik. Namun demikian siklus erosi hanya menunjukkan penyederhanaan, karena factor pengontrol tidak selamanya tetap. Misalnya iklim tidak selalu sama dari satu tempat ke tempat lain, perubahan waktu, base level dan perubahan muka laut, serta aktifitas tektonik merupakan factor yang mempengaruhi bagaimana suatu bentang alam akan terbentuk. TUGAS PRAKTIKUM 1. Latihan mengamati peta topografi. Dari peta 1, 2 dan 3, amati sifat karakteristik

sungai sebagai berikut; a. Adanya floodplain, meander. Natural levee, back swamps, yazoo stream, cutoff, oxbow lake, fill channel (paritan).

2. Buatlah profil sepanjang sungai, menentukan besaran gradient, lebar daerah limpahan, lebar jalur meander, perbandingan daerah limpahan dan jalur meander.

3. Buatlah sket bentuk lembah dan paritan. 4. Bahas tentang pentingnya erosi vertical dan lateral.

Pantai -


21

Bab 4 PANTAI I. PENDAHULUAN Pantai merupakan tempat interaksi antara air laut dan daratan. Gelombang, yang dihasilkan dari angin yang menerpa air laut, mempunyai peran utama dari interaksi ini. Gambar 4.1 menggambarkan suatu gelombang yang menunjukkan bagaimana pergerakan dari air laut. Pada saat puncak gelombang berjalan sepanjang air, air tersebut bergerak mundur-maju dalam gerak yang berputar. Pergerakan air menurun sampai batas dasar gelombang (wave base), dengan kedalaman kurang lebih setengah panjang gelombang.

Gambar 4.1 Penampang gelombang yang menunjukkan pergerakan dari air. Bila gelombang mendekati pantai, maka gelombang mulai berinteraksi dengan bagian alas, bentuknya berubah dan pola pergerakan air juga berubah seperti yang ditunjukkan pada gambar 4.2. Bila kedalaman air menjadi lebih dangkal dari dasar gelombang, maka gelombang akan mengerosi dan memindahkan bahan sediment didasarnya. Pada surf zone yang dangkal, bentuk air akan pecah dan akan terjadi turbulensi; butiran pasir dan kerikil akan dihempaskan dalam suspensi oleh turbulansi dan dalam pergerakan yang hamper tetap.

Gambar 4.2 Penampang kedalaman air laut dan sifat interaksi dengan dasar pantai.

Pantai -


22

Gelombang akan menuju pantai dengan puncak gelombang umumnya membentuk sudut dengan garis pantai. Bila gelombang mulaui berinteraksi dengan dasar, gelombang akan melemah, atau dibiaskan (refraksi), dan menjadi lebih sejajar dengan garis pantai, seperti detunjukkan pada gambar 4.3. Gelombang masih akan menerpa tepi pantai dengan arah menyudut. Ini akan menyebabkan air pada didalam surf zone membentuk longshore current, yang bergerak sepanjang tepi pantai dengan arah dorongan dari datangnya gelombang. Sedimen dari surf zone dibawa oleh arus ini yang prsesnya dikenal sebagai longshore drift. Energi angin ini kemudian dipindahkan melalui surf zone, tempat berlangsungnya proses erosi, transportasi dan sedimentasi, bersama untuk merubah garis pantai.

Gambar 4.3 Peta yang menunjukkan pembiasan darigelombang yang mendekati

pantai. II. PROSES PERUBAHAN DI PANTAI 2.1 Erosi Semua tempat di pantai terpengaruh proses erosi, akan tetapi intensitasnya berbeda sepanjang pantai. Bukti erosi terlihat di daerah dengan bentuk pantai yang terdiri dari batuan. Pembiasan gelombang terjadi terutama pada headland, tonjolan yang berupa batuan diantara teluk (lekuk) pantai. Tempat ini secara aktif tererosi membentuk gawir yang disebut wave-cut cliffs. Erosi aktif terkonsentrasi disekitar bawah dan atas dari level air laut. Pengikisan dibawah gawir apabila erosi terlalu kuat akan mengakibatkan ada bagian yang jatuh meninggalkan bentuk hasil erosi yang landai yang disebut sebagai wave-cut platform. Bagian batuan cukup resistan terhadap erosi meninggalkan bentuk yang berada di wave-cut platform membentuk sea stacks.

Pantai -


23

Gambar 4.4 Bagan yang menunjukkan hempasan gelombang pada batuan relative

keras dan bentuk-bentuk tepi pantai yang ditimbulkan. 2.2 Pengendapan Pada saat energi gelombang mengikis daerah headland, pengendapan terjadi di daerah teluk kaera energi gelombang melemah di bagian ini. Pengendapan menghasilkan bentuk beach, umumnya terdiri dari endapan pasir, kerikil dan kerakal yang dierosi dari headland, dan material yang terbawa kelaut dari sungai. Perubahan ini makin lama akan mengurangi ketidakteraturan bentuk pantai. Longshore drift membantu berperan merubah atau membuat keteraturan bentuk lurus pantai, bila longshore current memasuki bagian dalam dan kecepatan berubah, sehingga terjadi pengendapan. Bentuk ini dikenal sebagai spit, punggungan pasir yang muncul searah dengan longshore current (Gambar 4.5).Spit yang berkembang penuh melalui mulut teluk disebut sebagai baymouth bar. Sedangkan punggungan pasir yang menghubungkan pulau ke pantai disebut tombolo. Ini berkembang karena adanya pulau dan membiaskan gelombang dan secara setempat membelokkan arah longshore current, atau mengurangi energi untuk membawa material.

Gambar 4.5 Bagan yang menunjukkan pengaruh bentuk pantai dan perubahan pada

longshore current serta bentuk-bentuk tepi pantai yang ditimbulkan.

Pantai -


24

Sungai memberikan hampir semua sediment untuk pantai dan longshore drift. Bila arus ini kuat sediment dari sungai akan terbawa. Bila arus cukup lemah atau sediment dari sungai cukup banyak, sediment akan diendapkan dimulut sungai sebagai delta. Pada daerah dengan bentuk pantai yang landai dapat berkembang pulau yang terdiri dari sandbar yang sempit, memanjang sejajar dengan pantai disebut sebagai barrier island, yang dipisahkan dengan daratan utama oleh lagoon (Gambar 4.6). Daerah selang antara pulau-pulau tersebut disebut sebagai tidal inlet, yang memungkinkan arus pasang-surut yang kuat membentuk gelombang pasang-surut. Sedimen yang dibawa oleh arus ini disebut tidal delta, baik learah darat maupun laut.

Gambar 4.6 Bagan yang menunjukkan pengaruh pasang-surut dan longshore current

serta bentuk-bentuk tepi pantai yang ditimbulkan. Perubahan pantai dapat terjadi karena aktifitas manusia untuk berbagai hal menurut kepentingannya. Namun perlu diperhatikan bahwa kekuatan proses alam akan sulit dicegah. Misalnya pencegahan erosi dapat dibuat dengan dinding penghalang badai. Walaupun demikian pantulan dari energi gelombang akan memperbesar erosi pantai didepan dindingnya, dan bentuk beach dibawahnya akan hilang. Pelindung yang dipakai untuk menahan erosi dipantai adalah bentuk groins dan breakwater (Gambar 4.7). Bentuk ini akan merubah bentuk pantai apabila peran longshore drift cukup besar. 2.3 Penurunan dan Pengangkatan Pantai Posisi pantai berfluktuasi sepanjang waktu geologi. Ini terjadi tidak hanya karena fluktuasi air di lautan akan tetapi juga kaena proses tektonik atau gaya yang lain yang membuat daratan relative turun atau naik terhadap muka laut. Perubahan yang paling menyolong terjadi pada dua juta tahun yang lalu pada glasiasi Pleistosen. Karakteristik dari pantai yang mengalami penurunan akan tergantung pada bentuk bentang alam sebelum penurunan. Contoh pada bentuk pantai yang tidak teratur dan topografi yang berelief tinggi akan menghasilkan bentuk seperti estuarie (lembah sungai) atau fyord (lembah glasiasi).

Pantai -


25

Gambar 4.7 Bagan yang menunjukkan pengaruh pembuatan groins dan breakwater

serta akibat yang ditimbulkan karena pengaruh longshore drift Pantai yang naik umumnya terjadi di daerah tektonik aktif. Gambaran tentang pantai yang naik umumnya dicirikan dengan hadirnya teras endapan laut yang naik (marine terrace). Sebagian dari teras ini terbentuk di bawah muka laut yang disebut sebagai wave-cut platform. Teras ini merupakan hasil dari pengangkatan yang menerus, dengan pengaruh fluktuasi level air laut selama kala Pleistosen. TUGAS PRAKTIKUM I. Gambar foto udara menggambarkan barrier islands. Pada gambar terlihat bagian

dari Pulau Matagorda, sebuah barrier di luar pantai Texas di Teluk Mexico. Petunjuk Gb. 4.5 dan 4.6 dapat membantu untuk menjawab pertanyaan berikut. a. Foto A menunjukkan tidal inlet (Gren Bayou) tahun 1943, perhatikan jalan

raya pada bagian kiri (barat daya) Berapakah lebar minimum dari tidal inlet ? (skala 1: 10.200).

b. Berdasarkan orientasi gelombang dari foto A, tentukan arah longshore current. Bila ada, apakah bukti yang menunjukkan arah yang ditunjukkan merupakan arah longshore current sebenarnya?

c. Foto B menunjukkan daerah yang sama pada tahun 1957. Perhatikan jalan raya sekarang. Berapakah lebar minimum Green Bayou sekarang? (skala 1:25.400)

d. Dimanakah terjadi erosi? Dimanakan terjadi pengendapan? Jelaskan asal mula garis lengkung dimana Green Bayou pernah berada. Bentuk apakah yang terbentuk pada lagoon di bagian kiri Green Bayou? Jelaskan bagaimana perubahan kondisi sejak 1943 yang memungkinkan pembentukan bentukan tersebut.

e. Foto C memperlihatkan daerah yang sama pada tahun 1961 setelah Topan Carla menerjang pantai Texas. Jalan masih dapat terlihat , namun dapat dilihat dari balik pantai. Berapakah lebar minimum Green Bayou pada foto ini? (skala 1:18.500). Jelaskan apa yang terjadi pada sekitar Green Bayou selama topan terjadi. Apakah barrier island merupakan tempat yang baik untuk mendirikan apartemen ?

Pantai -


26

II. Peta topografi daerah Cayucos, California, lembar 1:62.500.

a. Merupakan pantai berpasir atau pantai berbatu? b. Apakah bentang alam pantai yang ditunjukkan oleh daerah darat berbentuk

lingkaran kecil 2-6 km di lepas pantai utara pantai Morro (contoh, Whale Rock)?

c. Apakan bentuk bentang alam bagian barat Teluk Morro yang diberi nama Morro Bay State Park? Morro Rock diperlihatkan sebagai sebuah pulau pada peta yang lebih tua.

d. Apakah bentuk bentang alam yang sekarang menghubungkan Morro Rock dengan daratan?

e. Apakah yang terjdi pada Morro creeks bila ini mendekati pantai? Jelaskan bagaimana situasi ini dapat berubah selama periode turun hujan yang berlimpah?

f. Mununjukkan apakah titik-titik pada Moro Bay. Apakah bentuk daerah rawa pada bagian timur Moro Bay, bagaimana keadaan Moro Bay di masa datang ?

g. Pada arah mana longshore drift di daerah antara kota Moro Beach dan batas bawah peta yang ditunjukkan pada (1) break water dan (2) natural lanform. Apa buktinya ?

Latihan 14-6 Amati foto udara Pulau Kiawah, yang merupakan mesotidal barrier island di pantai Carolina Selatan (Gb.14-4). 1. Bagaimanakah relief dari barrier island tersebut. Bentukan apa yang terdapat pada

topografi tinggian di daerah ini? 2. Temukan dan tandai contoh bentukan topografi yang terdapat pada foto udara

yaitu pantai (P) modern fordune ridge (FD), Older foredune ridge (OFD), cat-eye (CE) pond, tidal flat (TF), and tidal creeks (TC).

3. Jelaskan pola drainase pada tidal creeks yang lebih kecil yang terdapat di daerah back-barrier.

4. Amati foto udara dengan seksama. Tandai puncak gelombang yang datang. Bagaimanakah arah umum gelombang yang mendekati Pulau Kiawah ? Bagaimanakah arah longshore drift pada pantai? Tunjukkan dengan arah panah pada foto udara.

Latihan 14-7 Di tanjung Cod, Massachusetts terdapat sebuah spit besar yang terbentuk akibat gelombang yang menghasilkan rombakan endapan glasial Pleistosen akhir di sebelah tenggara pantai Inggris. Gelombang mendekati spit ini melalui berbagai arah sepanjang musim, tetapi gelombang terkuat muncul dari barat laut dan barat. 1. Amati foto satelit Tanjung Cod (Gb. 14-5). Gumakan spidol atau pensil warna

untuk menggambarkan puncak dari gelombang berarah barat laut yang kemungkinan mendekat dan terpencar di sekeliling spit. Tunjukkan arah longshore currents yang kemungkinan akan terbentuk oleh gelombang yang akan datang sepanjang spit.

2. Apakah bentuk garis pantai yang akan terbentuk sebagai hasil longshore currents?

Pantai -


27

3. Amati peta topografi ujung bagian utara Tanjung Cod (Peta 14-4). Buatlah profil topografi sepanjang garis mulai dari pemecah air (breakwater) di provincetown Harbor melalui Oak Head hingga tanda kedalaman air 60 kaki pada bagian utara spit. a. apakah asal mula tinggian topografi sepanjang pantai utara spit? Tandai

puncaknya pada peta topografi dengan garis padat. b. apakah asal mula tinggian dan dataran rendah topografi di dalam spit? Tandai

puncaknya pada peta topografi dengan garis putus- putus. c. Apakah umur relatif semua tinggian topografi dan bagaimana hal tersebut

dapat menceritakan sejarah dan pertumbuhan ujung bagian utara Tanjung Cod?

d. Amati tinggian batimetri pada bagian utara profil. Bagaimanakan asal mula bentuk ini? Bagaimanakah hal tersebut dapat menceritakan pertumbuhan lanjut ujung bagian utara Tanjung Cod?

4. Tandai puncak gelombang bagian barat yang mendekat dan berpencar sekitar Long Point. Tunjukkan arah longshore currents dengan panah.

5. Dengan anggapan bahwa suplai sedimen ke longshore currents adalah tetap, apakah kemungkinan fates dataran pasang surut pada Long Point dan bagian selatan Provincetown Harbor? Jelaskan jawaban anda.

Latihan 14-8 Teluk Delaware merupakan pantai estuari yang terbentuk akibat tenggelamnya mulut sungai Delaware. Saat ini, estuari terisi sedimen yang terkumpul sepanjang pantainya pada dataran pasang surut. 1. Amati foto pantai bagian selatan teluk (Gb 14-6). Tentukan dan tandai contoh

dataran pasang surut, tidal creeks dan supratidal marsh dan tentukan posisi garis pasang.

2. Tandai dan jelaskan pola drainase tidal creeks.

Delta -


29

Bab 5 DELTA I. PENDAHULUAN Seperti telah dibahas sebelumnya bahwa pantai merupakan tempat interaksi antara air laut dan daratan. Bentuk dari garis pantai dan jenis bentang alam yang terjadi sepanjang pantai adalah pencerminan dari keseimbangan antara kecepatan dari pasokan sediment dan kecepatan dari olahan dan penyebaran sedimen oleh gelombang, pasang surut dan fluktuasi muka laut. Level dari muka laut tidak selalu tetap untuk periode yang lama, tetapi berfluktuasi sebagai respon dari proses tektonik dan iklim. Beberapa proses ini bersifat global dan menghasilkan fluktuasi muka laut eustatic sepanjang garis pantai di seluruh dunia. Misalnya rifting dan pembentukan punggungan samudera akan diikuti oleh kenaikan muka laut eustatic. Pengaruh utama dari fluktuasi ini adalah kenaikan atau regresi dari pantai atau penurunan pantai atau transgresi. Dua jenis pantai dapat didefinisikan dari sifat keseimbangan ini yaitu; pantai yang bersifat destruktif dan pantai yang konstruktif, yang fenomenanya merupakan proses erosi dan pengendapan di pantai. Bentuk bentuk pantai destruktif telah dikenal sebagai wave-cut clift, platform, terrace, sea arch dan stack. Sedangkan bentuk-bentuk pantai yang konstruktif sangat dipengaruhi oleh dominasi fluvial, gelombang pantai dan pasang surut. II. PANTAI KONSTRUKTIF Pantai yang konstruktif terbentuk apabila kecepatan penyediaan sediment melampaui kapasitas dari gelombang dan pasang-surut untuk menyebarkannya sehingga sediment diakumulasikan sepanjang pantai. Bentuk sediment hasil dari dominasi gelombang pantai dikenal sebagai beach, barrier island, spits, baymouth bar. (lihat bab/sub bab. 4.2). 2.1 Pengaruh Sungai (Fluvial) dan Perkembangan Delta Pantai konstruktif yang didominasi oleh pengaruh aliran sungai, akan terbentuk disekitar dimulut sungai yang besar yang berakhir pada laut yang tenang atau danau. Bentuk ini dikarakteristikkan oleh hadirnya delta dengan bentuk seperti kaki burung (birdfoot deltas), yang merupakan perkembangan dari dataran alluvial yang mencapai laut atau danau. Bentuk delta kaki burung terdiri dari rangkaian-rangkaian cabang yang disebut sebagai distributary channel, yang dibatasi oleh tinggian levee dan dipisahkan swamp (payau) yang luas dan dangkal dan interdistributary bay. Distributary channel mengisi sediment dari lembah alluvial ke garis pantai, yaitu tempat diendapkannya bahan pasir di distributary mouth bar, dan bahan Lumpur akan diteruskan ke laut terbuka. Daerah payau umumnya terdiri dari dataran limpahan yang mempunyai vegetasi lebat, yang merupakan akumulasi dari dari endapan kaya organic seperti peat (gambut) dan lignite (batubara muda). Di daerah teluk merupakan lingkungan laut dangkal yang seringkali diisi oleh bahan pasir berbentuk kipas yang disebut sebagai crevasse splay, didalam channel levee.

Delta -


30

2.2 Pengaruh Gelombang dan Pasang Surut Pantai yang didominasi gelombang dikarakteristikkan oleh adanya aktifitas gelombang yang pengendapannya menghasilkan beach, barrier island, spits, baymouth bar. Bentuk beach terdiri dari daerah pengaruh gelombang antara garis pasang dan surut yang disebut sebagai foreshore. Sedangkan daerah yang dipengaruhi angin diatas pasang disebut sebagai backshore. Batas antara forshore dan backshore umumnya ditandai oleh akumulasi pasir hasil hempasan angina yang ditumbuhi vegetasi yang disebut sebagai foredune ridges. Pertumbuhan kea rah pantai dari beach menghasilkan punggungan yang dipisahkan oleh lekukan rendah yang disebut sebagai cat-eye pond. Pantai yang didominasi oleh pasang surut dikarakteristikkan oleh pengaruh sediment pantai akibat pasang-surut yang diendapkan di tidal flat. Tidal flat umumnya terbentuk sepanjang bagian dalam dari estuarine dan laut terbuka sepanjang pantai macrotidal (lebih besar 4 m, Microtidal < 2 m, Mesotidal 2 – 4 m). Tidal flat umumnya luas, mempunyai relief rendah, terdiri dari endapan Lumpur dari arus pasang-surut. Tidal flat juga dipotong oleh tidal creek yang berupa pasir dan batasnya kearah daratan ditandai oleh supratidal marsh, yang umumnya terdiri dari vegetasi yang lebat.

Delta -


31

TUGAS PRAKTIKUM (Pantai Lanjutan & Delta) Latihan 1 Foto udara Pulau Kiawah, yang merupakan mesotidal barrier island di pantai Carolina Selatan. Amati foto tersebut dan jelaskan pertanyaan berikut; 1. Bagaimanakah relief dari barrier island tersebut. Bentuk apa yang terdapat pada

topografi tinggian di daerah ini? 2. Temukan dan tandai contoh bentuk topografi yang terdapat pada foto udara yaitu

pantai (P) modern fordune ridge (FD), Older foredune ridge (OFD), cat-eye (CE) pond, tidal flat (TF), and tidal creeks (TC).

3. Jelaskan pola aliran pada tidal creeks yang lebih kecil yang terdapat di daerah back-barrier.

4. Tandai puncak gelombang yang datang. Bagaimanakah arah umum gelombang yang mendekati Pulau Kiawah ? Bagaimanakah arah longshore drift pada pantai? Tunjukkan dengan arah panah pada foto udara.

Latihan 2 Di tanjung Cod, Massachusetts terdapat sebuah spit besar yang terbentuk akibat gelombang yang menghasilkan rombakan endapan glasial Pleistosen akhir di sebelah tenggara pantai New England. Gelombang mendekati spit ini melalui berbagai arah sepanjang musim, tetapi gelombang terkuat muncul dari barat laut dan barat. 1. Amati foto satelit Tanjung Cod. Gumakan spidol atau pensil warna untuk

menggambarkan puncak dari gelombang berarah barat laut yang kemungkinan mendekat dan terpencar di sekeliling spit. Tunjukkan arah longshore currents yang kemungkinan akan terbentuk oleh gelombang yang akan datang sepanjang spit.

2. Apakah bentuk garis pantai yang akan terbentuk sebagai hasil longshore currents? 3. Amati peta topografi ujung bagian utara Tanjung Cod. Buatlah profil topografi

sepanjang garis mulai dari pemecah air (breakwater) di provincetown Harbor melalui Oak Head hingga tanda kedalaman air 60 kaki pada bagian utara spit. a. Apakah asal mula tinggian topografi sepanjang pantai utara spit? Tandai

puncaknya pada peta topografi dengan garis padat. b. Apakah asal mula tinggian dan dataran rendah topografi di dalam spit? Tandai

puncaknya pada peta topografi dengan garis putus- putus. c. Apakah umur relatif semua tinggian topografi dan bagaimana hal tersebut

dapat menceritakan sejarah dan pertumbuhan ujung bagian utara Tanjung Cod?

d. Amati tinggian batimetri pada bagian utara profil. Bagaimanakan asal mula bentuk ini? Bagaimanakah hal tersebut dapat menceritakan pertumbuhan lanjut ujung bagian utara Tanjung Cod?

4. Tandai puncak gelombang bagian barat yang mendekat dan berpencar sekitar Long Point. Tunjukkan arah longshore currents dengan panah.

5. Dengan anggapan bahwa pasokan sedimen ke longshore currents adalah tetap, apakah kemungkinan terjadinya dataran pasang surut (tidal flat) pada Long Point dan bagian selatan Provincetown Harbor? Jelaskan jawaban anda.

Delta -


32

Latihan 3 Teluk Delaware merupakan pantai estuari yang terbentuk akibat tenggelamnya mulut sungai Delaware. Saat ini, estuari terisi sedimen yang terkumpul sepanjang pantainya pada dataran pasang surut. 1. Amati foto pantai bagian selatan teluk (Gb 14-6). Tentukan dan tandai contoh

dataran pasang surut, tidal creeks dan supratidal marsh dan tentukan posisi garis pasang.

2. Tandai dan jelaskan pola aliran tidal creeks. Latihan 4 Salah satu contoh dominasi fluvial pada pantai adalah sepanjang pantai Lousiana, disekitar mulut Sungai Mississippi, sungai terbbesar yang mengaliri daerah seluas 3 juta km2. Endapan yang terjadi di pantai kurang dari 1 juta ton setiap hari dengan interval pasang surut kurang dari 1 foot. Selama 7000 tahun sungai ini menghasilkan 7 bentuk delta lobe, sepanjang 130 mil pantai menghasilkan daerah 24.000 km2 daratan baru. 1 Amati foto udara dari Delta Mississippi ini. Tandai gambaran berikut; distributary

channel (D), distributary mouth bar (DMB), levee (L), crevasse splay (CS), swamp (S), dan interdistributary bays (B).

2 Bagaimana kaitan antara morfologi delta dan lokasi-lokasi seperti daerah pertanian, jalan, dan gambaran aktifitas manusia lain ?.

Pegunungan Lipatan -


33

Bab 6 PEGUNUNGAN LIPATAN I. PENDAHULUAN Gambaran bentang alam, bentuk dan topografi, lereng dan jejak aliran sungai, secara umum merupakan refleksi dari sifat struktur dan litologi dari batuan dasar penyususnnya. Hal ini merupakan akibat dari dua proses geologi, pelapukan diferensial dan erosi dari aliran. Pelapukan diferensial merupakan kecenderungan dari batuan pada suatu wilayah yang sama untuk lapuk dan tererosi pada kecepatan yang berbeda. Ini akan menghasilkan perbedaan pada topografi dari batuan yang tersingkap dipermukaan. Batuan yang relatif resistan akan membentuk kubah, punggungan dan bentuk topografi tinggi lainnya. Sedangkan batuan yang relatif tidak resistan cenderung tererosi lebih cepat membentuk lembah dan bentuk topografi rendah. Sifat dari kecenderungan erosi dari suatu aliran akan menghasilkan bentu bentang alam yang berbeda, yang merupakan refleksi dari struktur dan sifat litologi dari batuan dasar (Gambar 6.1)

Gambar 6.1 Topografi dan Pola Aliran dari lapisan miring dari batupasir dan serpih. Sebagai contoh pada gambar 6.1, batupasir yang resistan akan membentuk topografi tinbbi dan serpih yang tak resistan akan membentuk topografi rendah. Tepian yang terangkat dari lapisan batupasir akan membentuk punggungan jurus (strike ridges), ”Hogback” atau ”Cuesta”. Lembah diantara laisan batupasir akan membentuk lembah jurus (strike valley) yang dialiri oleh aliran sejajar jurus (strike stream). Punggungan batupasir akan terdiri dari ”dip slope” yang sejajar lapisan atas dan ”Scarp slope” (back slope) yang berlawanan dengan kemiringan. Punggungan ini di



34

kedua sisi akan dialiri oleh ”consequent stream” (dip stream) dan aliran yang lebih pendek yaitu ”scarp stream” (obsequent stream). Keduanya mengalir pada ”strike stream” atau ”subsequent stream”. II. POLA ALIRAN SUNGAI Pola aliran merupakan susunan atau keteratuan aliran sungai dalam suatu wilayah. Beberapa pola yang umum dijumpai diantaranya adalah; parallel, trelis, annular, rectangular, radial dan dendritic (Gambar 6.2) yang merupakan petunjuk dari struktur batuan dasar.

Gambar 6.2 Pola aliran sungai dan struktur batuan dasar Pola paralel terdiri dari keseluruhan aliran yang sejajar. Ini umumnya didapatkan pada suatu lerung dari lapisan miring atau bidang sesar yang tersingkap. Pola trelis dan anular umumnya dijumpai pada perlapisan yang terlipat. Pola ini terdiri dari 3 aliran yaitu dip dan scarp stream yang mengalir ke arah strike stream dari punggungan, dan aliran utama yang memotong perlapisan (lihat Gambar 6.1). Pola rektangular umumnya terdapat daerah jejak sesar atau rekahan, pada batuan yang beragam. Pola radial merupakan dip stream yang tersebar dari suatu pusat yang dapat berupa kubah atau bentuk kerucut gunung api. Pola dendritik terdiri dari aliran utama dengan cabang-cabang yang arahnya berbeda seperti pohon.



35

III. DATARAN TINGGI, KUBAH DAN PEGUNUNGAN LIPATAN Ekspresi topografi dari perlapisan batuan, termasuk batuan sedimen dan volkanik dapat membentuk topografi dan pola aliran yang karakteristik, yang dipengaruhi oleh sifat litologi dan strukturnya (lihat I & Gambar 6.2). 3.1 Topografi Perlapisan Mendatar Perlapisan mendatar yang terangkat mempunyai ciri relief datar yang terbatas (Plateau) yang dipotong oleh lembah besar dan curam. Batuan tertua tersungkap pada dasar lembah (Gambar 6.3)

Gambar 6.3 Topografi dan pola aliran dari perlapisan horizontal Erosi dari dataran tinggi (plato) ini akan menyisakan bentuk dataran tinggi yang kecil yang disebut Mesa dan bukit terisolasi yang disebut Butte. Singgkapan dari batuan yang resistan akan membentuk lereng terjal mengitari butte dan mesa, sedangkan batuan yang tak resistan akan membentuk lereng landai dengan endapat talus. Pola aliran yang ada umumnya dendritik atau random karena tak ada kontrol struktur. 3.2 Topografi Perlipatan Topografi perlipatan bervariasi terhadap geometri lipatan. Topografi dari lapisan yang tak menunjam akan mirip dengan perlapisan miring (lihat I & II). Punggungan Jurus dari lipatan yang menunjam akan terpotong dengan bentuk lembah V (Gambar 6.4).



36

Gambar 6.4 Topografi dan pola aliran dari lipatan menunjam 3.2 Topografi Kubah Punggungan jurus dari kubah dan cekungan berbentuk melingkar atau elips dan konsentris mengelilingi pusat struktur (Gambar 6.5)

Gambar 6.5 Topografi dan pola aliran dari kubah dan cekungan

Karst -


37

Bab 7 KARST I. PENDAHULUAN Pada umumnya aliran air tanah didalam akuifer (lapisan pembawa air tanah) sangat lambat. Pengecualian dari sifat ini terjadi di daerah Karst, yaitu tempat terjadinya pelarutan dengan skala yang besar dari batuan dasar. Pelarutan oleh air tanah ini akan menimbulkan gerak aliran cepat yang mengalir melalui rongga-rongga (cavern) dan lorong alamiah (natural tunnel) seperti ditunjukkan pada gambar 7.1. Karst pada umumnya terjadi pada batuan gamping dan dolomite, yang mengandung mineral gampingan yang mudah larut (kalsit dan dolomite). Proses Karstifikasi dari suatu satuan batuan memerlukan aliran dari air tanah dengan volume yang besar melalui batuan dasar, karena sifat pelarutan dari mineral-mineral ini sangat rendah. Oleh karena itu proses karstifikasi umumnya terjadi di daerah yang lembab dan beriklim tropic, dengan tingkat penguapan (presipitasi) dan penurapan (recharge) air tanah yang tinggi. Namun demikian tingkat pelarutan kalsit dan dolomite dapat bertambah dengan pengaruh karbon dioksida (CO2) kedalam air, yang menjadikan lebih bersifat asam mengikuti reaksi;

CO2 + H2O → H2CO3 → H+ + HCO3-

Karbon Air Asam Karbon Ion Hidrogen Ion Bikarbonat dioksida (asam)

Karbon dioksida di dalam air tanah dapat berasal dari atmosfer, terutama dari gunung api dan ubahan dari fosil bahan bakar. Unsur itu juga dapat berasal dari sumber yang berasal dari kerak bumi seperti batuan plutonik dan reservoir hidrokarbon, yang melepas CO2 sebagai produk sampingan dari pematangan minyak dan gas bumi. Proses Karstifikasi diawali dengan hadirnya rekahan, kekar dan bidang perlapisan pada batuan dasar, yang menjadikan jalan bagi batuan untuk lebih mudah meluluskan air (permeable), sehingga air tanah dapat bersirkulasi dan melarutkan menjadi jaringan rongga-rongga dan lorong (Gambar 7.1). II. BENTUK BENTANG ALAM KARST Daerah Karst dilimpahi oleh sungai yang mengalir dengan berbagai variasi jarak, baik di permukaan maupun di bawah permukaan. Daerah ini dicirikan pada peta topografi oleh pola aliran permukaan yang tidak teratur (terintegrasi), dan hadirnya bentuk depresi (singking creeks, blind valleys, sinks) dan perbukitan (rises, haystack hills) (Gambar 7.2).

Karst -


38

Gambar 7.1 Kejadian dan pergerakan air tanah. A, Air tanah pada akuifer batupasir

yang didasari serpih, keluar melalui mata air dan mengalir di permukaan. B, Air tanah keluar langsung melalui aliran. C, Air tanah pada batuan rekah, keluar melalui arah rekahan pada batuan dasar. D, Air tanah pada batuan batuan dasar batugamping yang mudah larut, mengalir melalui aliran bawah permukaan, rongga dan terowongan, yang terbentuk pada lapisan yang mudah larut

Gambar 7.2 Bentuk bentang alam Karst

Karst -


39

Pola aliran permukaan dari daerah karst terdiri dari beberapa amblesan (sinking creeks) yang muncul dan mengalir kearah lembah dan berakhir kedalam. Aliran sungai berlanjut mengalir ke bawah permukaan melalui terowongan dan rongga hingga mencapai aliran utama. Sinks (atau sinkholes) merupakan depresi berbentuk sirkuler atau lonjong di permukaan karst. Bentuk ini dapat terbentuk dengan dua cara; runtuhnya atap dari rongga (collaps sinkholes) dan pelarutan melalui rekahan dan bidang perlapisan oleh air tanah kearah bawah (dolines) Bila muka air tanah tinggi, aliran akan mengisi dalam bentuk „sinkhole ponds“. Haystack hills, disebut juga“ pepinos“ adalah bentuk membulat hasil sisa erosi pada permukaan karst. Umumnya terdiri dari batuan yang tidak mudah larut dibandingkan batuan sekitarnya, sehingga lebih lambat untuk dilarutkan.

Karst -


40

TUGAS PRAKTIKUM (Karst) Latihan 1 Interlachen, Florida Latihan 2 Mammoth Cave, Kentacky

Intrusi & Gunung Api -


41

Bab 8 INTRUSI DAN GUNUNG API I. PENDAHULUAN Aktifitas magmatik akan menghasilkan batuan batuan intrusif plutonik maupun batuan dari produk volkanisme (Gambar 8.1). Beberapa bentuk batuan beku plutonik secara umum adalah batolit, stok, lakolit, sill dan dike. Batuan volkanik mempunyai bentuk yang sangat karakteristik, disamping bentuk gunung apinya, juga ragam dari hasil erupsinya. Pada umumnya dari bentuknya terdapat dua bentuk gunung api yaitu bentuk perisai (shield) dan kerucut (cone) yang merupakan cerminan dari sifat magma atau lavanya yang encer dan pekat.

Gambar 8.1 Bagan berbagai kemungkinan bentuk dan kejadian batuan beku. Gunung api di Indonesia umumnya berbentuk kerucut dengan variasi dari berbagai produk dan sifat erupsinya. Produk yang karakteristik diantaranya adalah sisa hasil erupsi yang besar (danau volkanik), kaldera, endapan lahar yang luas. Disamping itu sebagian besar wilayah Indonesaia merupakan bagian dari busur magmatik yang sudah ada sejak awar Tersier, sehingga berbagai kemungkinan bentuk batuan beku dan sisa dari kegiatan volkanik akan tercermin sebagai morfologi volkanik yang kompleks. II. TOPOGRAFI BATUAN INTRUSIF DAN VOLKANIK Gambaran bentang alam yang dibentuk oleh batuan plutonik umumnya merupakan batuan yang resistan terhadap pelapukan dan erosi, yang menunjukkan bentuk topografi yang menonjol dan relief yang tinggi dengan lereng yang terjal. Singkapan batolit dan stok membentuk kubah yang terjal, punggungan atau bentuk bukit yang sirkular atau elips, yang memotong tegas batuan sekitarnya. Singkapan dari dike berbentuk punggungan tabular yang sempit, sedangkan sill atau lakolit berbentuk



42

butte, mesa atau punggungan yang sejajar jurus, yang konkordan terhadap batuan sekitarnya yang diterobos. Batuan sekitarnya cenderung membentuk topografi yang rendah dengan lereng yang lebih landai, karena pada umumnya batuan ini telah terdeformasi secara termal dan kurang resistan terhadap erosi (Gambar 8.2).

Gambar 8.2 Topografi dan Pola Aliran dari batuan plutonik Batuan volkanik mempunyai bentuk dan karakter yang beragam (Gambar 8.3). Hasil erupsi rekahan dari lava yang mempunyai viskositas rendah seperti flood basalts akan membentuk hamparan morfologi berelief rendah seperti lava plateaus. Pada umumnya hasil erupsi ini tidak terlalu resistan terhadap pelapukan dan erosi dan seringkali membentuk mesa dan butte. Serupa dengan ini bentuk gunung api aktif shield akan membentuk kubah dengan kemiringan rendah, yang merupakan merupakan bentukan dari perlapisan lava. Bentuk cinder cone yang aktif umumnya berukuran kecil (ketinggian kurang dari 400 m), umumnya akan tererosi cukup cepat karena terdiri dari material piroklastik yang belum terpadatkan. Bentuk yang spesifik dari sisa hasil erosi ini adalah volcanic neck dan dike yang berpola radial yang terdiri dari batuan intrusif yang mengkristal di saluran erupsi (vent) dan cabang dari dike (feeder dike). Gunung api strato yang aktif mempunyai bentuk menonjol dengan lereng yang landai di kaki gunung dan terjal di bagian puncaknya. Pada umumnya membentuk gunung yang besar dengan puncak yang terjal. Namun karena hasil erupsi yang cukup besar, seringkali meninggalkan bentuk torehan yang besar dari puncaknya pada sisi lerengnya.



43

Kepundan (crater) berbentuk sirkular disekeliling pusat saluran di puncak gunung api. Erupsi yang besar seringkali menyebabkan dinding dan lantai kepundan runtuh kedalam dan membentuk Kaldera.

Gambar 8.3 Topografi dan Pola Aliran dari batuan volkanik. III. POLA ALIRAN SUNGAI Pola aliran pada batuan plutonik akan tergantung pada strukturnya. Pola dendritik sangat umum bila tidak ada kontrol stuktur yang berpengaruh. Bila batuan mempunyai sruktur patahan atau kekar umumnya berpola rectangular, dan berpola radial bila berupa kubah granit yang masif. Kerucut volkanik dikarakteristikkan oleh pola aliran yang radial yang merupakan aliran searah kemiringan kesemua arah. Pola aliran ini juga mungkin terbentuk oleh aliran yang mengalir kearah kepundan dan kalderanya.

Bagian IIOSEANOGRAFI

SUMBER: Materi Pembekalan Peserta 1st InternationalEarth Science Olympiad – IESO 2007 di Seoul, KoreaSelatan, Oleh Ir. Wahyu Budi Setyawan, M.T.

Oseanografi, Pendahuluan.5/22/2012

Materi Pembekalan Peserta1st International Earth Science Olympiad – IESO 2007 di Seoul, Korea Selatan

1

1. PENDAHULUAN

1.1. PENGERTIAN OSEANOGRAFI DAN OSEANOLOGIKata “Oseanografi” di dalam Bahasa Indonesia adalah terjemahan dari kata Bahasa Inggris

“Oceanography”, yang merupakan kata majemuk yang berasal dari kata “ocean” dan “graphy” dariBahasa Yunani atau “graphein” dari Bahasa Latin yang berarti “menulis”. Jadi, menurut artikatanya, Oseanografi berarti menulis tentang laut.

Selain “Oseanografi” kita juga sering mendengar kata “Oseanologi”. Kata “Oseanologi” didalam Bahasa Indonesia adalah terjemahan dari kata Bahasa Inggris “Oceanology”, yang jugamerupakan kata majemuk yang berasal dari kata “ocean” dan “logia” dari Bahasa Yunani atau“legein” dari Bahasa Latin yang berarti “berbicara”. Dengan demikian, menurut arti katanya,Oseanologi berarti berbicara tentang laut.

Menurut Ingmanson dan Wallace (1973), akhiran “-grafi” mengandung arti suatu prosesmenggambarkan, mendeskripsikan, atau melaporkan seperti tersirat dalam kata “Biografi” dan“Geografi”. Akhiran “-ologi” mengandung arti sebagai suatu ilmu (science) atau cabangpengetahuan (knowlegde). Dengan demikian “Oseanologi” berarti ilmu atau studi tentang laut,sedang “Oseanografi” berati deskripsi tentang laut. Meskipun demikian, kedua kata itu seringdipakai dengan arti yang sama, yaitu berarti sebagai eksplorasi atau study ilmiah tentang laut danberbagai fenomenanya. Negara-negara Eropa Timur, China dan Rusia cenderung memakai kataOseanologi, sedang negara-negara Eropa Barat dan Amerika cenderung memakai kata Oseanografi.

Istilah “Hidrografi” yang berasal dari kata Bahasa Inggris “Hydrography” kadang-kadangdigunakan secara keliru sebagai sinonim dari Oseanografi. Hidrografi terutama berkaitan denganpenggambaran garis pantai, topografi dasar laut, arus, dan pasang surut untuk penggunaan praktisdalam navigasi laut (Ingmanson dan Wallace, 1985). Oseanografi meliputi bidang ilmu yang lebihluas yang menggunakan prinsip-prinsip fisika, kimia, biologi, dan geologi dalam mempelajari lautsecara keseluruhan.

1.2. DISIPLIN ILMU TERKAITSecara sederhana, oseanografi dapat disebutkan sebagai aplikasi semua ilmu (science)

terhadap fenomena laut (Ross, 1977). Definisi tersebut menunjukkan bahwa oseanografi bukanlahsuatu ilmu tunggal, melainkan kombinasi berbagai ilmu.

Untuk mempermudah mempelajari laut, para ahli oseanografi secara umum membagioseanografi menjadi lima kelompok, yaitu:

1) Oseanografi kimia (chemical oceanography): mempelajari semua reaksi kimia yang terjadidan distribusi unsur-unsur kimia di samudera dan di dasar laut.

2) Oseanografi biologi (biological oceanography): mempelajari tipe-tipe kehidupan di laut,distribusinya, saling keterkaitannya, dan aspek lingkungan dari kehidupan di laut itu.

3) Oseanografi fisika (physical oceanography): mempelajari berbagai aspek fisika air lautseperti gerakan air laut, distribusi temperatur air laut, transmisi cahaya, suara, dan berbagaitipe energi dalam air laut, dan interaksi udara (atmosfer) dan laut (hidrosfer).

4) Oseanografi geologi (geological oceanography): mempelajari konfigurasi cekungan laut,asal usul cekungan laut, sifat batuan dan mineral yang dijumpai di dasar laut, dan berbagaiproses geologi di laut. Kata lain untuk menyebutkan oseanografi geologi adalah geologi laut(marine geology).

5) Oseanografi meteorologi (meteorological oceanography): mempelajari fenomena atmosferdi atas samudera, pengaruhnya terhadap perairan dangkal dan dalam, dan pengaruhpermukaan samudea terhadap proses-proses atmosfer

Pengelompokan oseanografi menjadi lima kelompok seperti di atas menunjukkan bahwaoseanografi adalah ilmu antar-disiplin. Sebagai contoh, proses atau kondisi geologi suatu kawasanlaut dapat mempengaruhi karakteristik fisika, kimia dan biologi laut tersebut.



2

1.3. MENGAPA MEMPELAJARI OSEANOGRAFI?Orang mempelajari oseanografi antara lain karena alasan-alasan berikut ini:

1). Memenuhi rasa ingin tahu. Di masa lalu, ketika otoritas ilmu pengetahuan masih terbataspada kalangan tertentu, hal ini terutama dilakukan oleh para filosof. Sekarang, di masamoderen, ketika semua orang memiliki kebebasan berpikir dan berbuat yang lebih luas,mempelajari laut hanya untuk memenuhi rasa ingin tahu dapat dilakukan oleh siapa pun.

2). Kemajuan ilmu pengetahuan. Mempelajari oseanografi untuk kemajuan ilmu pengetahuanbanyak dilakukan di masa sekarang. Berbeda dari mempelajari untuk memenuhi rasa ingintahu di masa lalu, mempelajari untuk kemajuan ilmu pengetahuan dilakukan secarasistimatis dan ilmiah berdasarkan hasil-hasil penelitian atau pengetahuan yang telah adasebelumnya. Kemudian, hasil-hasil dari kegiatan ini dipublikasikan secara luas di dalamjurnal-jurnal atau majalah-majalah ilmiah.

3). Memanfaatkan sumberdaya hayati laut: seperti memanfaatkan ikan-ikan dan berbagaijenis biota laut sebagai sumber bahan pangan, dan bahan obat-obatan. Mempelajarioseanografi untuk tujuan ini secara umum dilakukan berkaitan dengan upaya untukmengetahui keberadaan sumberdaya, potensinya, cara mengambil dan, dan upaya-upayamelestarikannya.

4). Memanfaatkan sumberdaya non-hayati laut: seperti mengambil bahan tambang (bahangalian dan mineral), minyak dan gas bumi, energi panas, arus laut, gelombang dan pasangsurut. Berkaitan dengan tujuan ini, studi oseanografi dilakukan untuk mengetahui kehadiran,potensi, dan karakter sumberdaya.

5). Memanfaatkan laut untuk sarana komunikasi: seperti membangun sistem komunikasikabel laut. Studi dilakukan untuk menentukan bagaimana teknik atau cara atau lokasi untukmeletakkan alat komunikasi itu di laut.

6). Memanfaatkan laut untuk sarana perdagangan: misal untuk pelayaran kapal-kapaldagang. Studi oseanografi perlu dilakukan untuk menentukan dan merawat alur-alurpelayaran, serta tempat-tempat berlabuh atau pelabuhan.

7). Untuk pertahanan negara menentukan batas-batas negara. Studi oseanografi untukpertahanan negara terutama berkaitan dengan keperluan pertahanan laut, seperti untukmenentukan alur-alur pelayaran baik untuk kapal di permukaan laut maupun kapal selam,tempat-tempat pendaratan atau berlabuh yang aman, kehadiran saluran suara. Sementara itu,untuk keperluan menentukan batas-batas negara di laut perlu dilakukan studi oseanografiberkaitan dengan penentuan batas landas kontinen yang dipakai sebagai dasar untukmenentukan batas-batas negara di laut.

8). Menjaga lingkungan laut dari kerusakan dan pencemaran lingkungan karena aktifitasmanusia. Berkaitan dengan tujuan ini, oseanografi dipelajari untuk mengetahui bagaimanarespon lingkungan laut terhadap berbagai bentuk aktifitas manusia.

9). Mitigasi bencana alam dari laut, seperti erosi pantai oleh gelombang laut, banjir danbencana karena gelombang tsunami. Bencana alam dari laut berkaitan erat dengan proses-proses yang terjadi di laut. Dengan demikian, untuk dapat menghindari atau mengurangikerugian karena bencana tersebut, kita perlu memahami karakter proses-proses tersebut danhasil-hasilnya.

10).Untuk rekreasi. Sekarang, kegiatan rekreasi banyak dilakukan di laut atau daerah pesisir,seperti menikmati pemandangan laut, berenang di laut, berjemur di pantai, menyelam,berselancar, berlayar. Untuk dapat menentukan lokasi yang sesuai untuk berbagai kegiatanrekreasional tersebut perlu dilakukan studi oseanografi. Sebagai contoh, untuk kegiatanwisata selam untuk menikmati keindahan terumbu karang, perlu dilakukan penelitianmengenai terumbu karang itu sendiri sehingga dapat diketahui lokasi keberadaan tempat-tempat yang menarik. Selain itu, untuk keamanan selama menyelam perlu dipelajari kondisiarus dan hewan-hewan yang berbahaya di lokasi wisata menyelam tersebut.



3

Indonesia adalah suatu negara kepulauan. Diakuinya konsep wawasan nusantara dan negarakepulauan oleh dunia internasional membuat Indonesia menjadi suatu negara kepulauan terbesar didunia. Dengan wilayah negara yang sangat luas dan sebagian besar berupa laut, dan memilikidaratan berpulau-pulau, maka bagi Indonesia mempelajari oseanografi menjadi sangat penting.Banyak sumberdaya alam Indonesia yang berada di laut, baik sumberdaya hayati maupunsumberdaya non-hayati. Sumberdaya laut yang sangat banyak itu hanya akan dapat dimanfaatkandengan berkesinambungan bila kita mempelajarinya.

Selain sebagai sumberdaya, laut juga menjadi sumber bencana, terutama bagi pengunidaerah pesisir dan pulau-pulau kecil. Bagi Indonesia yang memiliki wilayah laut yang sangat luasdan pulau-pulau yang sangat banyak, tentu akan besar pula potensi bencana dari laut. Oleh karenaitu, dalam rangka upaya melakukan mitigasi bencana alam dari laut, maka mempelajari oseanografijuga merupakan suatu keharusan bagi bangsa Indonesia.

DAFTAR PUSTAKAIngmanson, D.E. and Wallace, W.J., 1973. Oceanography: An Introduction, Wadsworth Publishing

Company, Inc., Belmont, California, 325 p.Ingmanson, D.E. and Wallace, W.J., 1985. Oceanography: An Introduction, 3rd Edition, Wadsworth

Publishing Company, Belmont, California, 530 p.Ross, D.A., 1977. Introduction to Oceanography, Prentice-Hall, Inc., Englewood Cliffs, New Jersey,

438 p.

Oseanografi, Samudera5/22/2012


1

2. SAMUDERA

2.1. BEBERAPA DEFINISIApabila diamati dari ketinggian melalui satelit atau pesawat ruang angkasa, secara garis

besar, permukaan Bumi terdiri dari 2 macam, yaitu yang berupa massa padat yang disebut sebagaiBenua (continent, lithosphere) dan massa cair yang disebut Samudera (ocean, biosphere). Benuamenyusun kira-kira sepertiga permukaan Bumi.

Benua (continent) dapat didefinisikan sebagai massa daratan yang sangat besar yang munculdari permukan samudera, termasuk bagian tepinya yang digenangi air dengan kedalaman air yangdangkal (kurang dari 200 meter). Berkaitan dengan massa air itu, ada juga beberapa kata yang seringdipergunakan untuk menyebutkan hal-hal yang berkaitan dengannya, seperti cekungan samudera,laut, teluk atau estuari. Berikut ini adalah pengertian dari masing-masing kata tersebut.

Samudera (ocean) dapat didefinisikan sebagai tubuh air asin yang sangat besar dan menerusyang dibatasi oleh benua.

Cekungan samudera (ocean basin) adalah cekungan yang sangat besar dan dalam yangdipenuhi oleh air asin dan satu atau lebih sisinya dibatasi oleh benua.

Laut (sea). Dalam penggunaan umum, kata laut (sea) dan samudera (ocean) sering dipakaibergantian sebagai sinonim. Di dalam oseanografi atau oseanologi, kedua kata itu memilikiperbedaan. Kata “laut” umumnya dipakai untuk menyebutkan kawasan perairan dangkal di tepibenua, seperti Laut Utara, Laut Cina Selatan dan Laut Arafura; massa air yang terkurung danmemiliki hubungan yang terbatas dengan samudera, seperti Laut Tengah, dan Laut Baltik; ataukawasan laut yang memiliki sifat fisik dan kimia tertentu, seperti Laut Merah, Laut Hitam, LautKaribia, dan Laut Banda. Di samping itu, kata “laut”, kadang-kadang dipakai untuk menyebutkannama danau seperti Laut Kaspi.

Teluk (bay, gulf) adalah tubuh air yang relatif kecil yang tiga sisinya dibatasi oleh daratan.Teluk sering juga disebut sebagai Laut Setengah-tertutup (Semi-enclosed Sea).

Estuari (estuary) adalah kawasan perairan muara sungai yang dipengaruhi oleh pasang surutdengan massa air yang memiliki salinitas lebih rendah daripada air laut dan lebih tinggi daripada airtawar.

2.2. ASAL USUL SAMUDERA DAN CEKUNGAN SAMUDERASampai sekarang, asal usul air laut tidak diketahui dengan pasti. Salah satu hipotesa yang

banyak diterima adalah bahwa air laut berasal dari aktifitas volkanisme. Hipotesa tersebut dibuatberdasarkan fakta saat ini yang menunjukkan bahwa aktifitas volkanisme mengeluarkan banyak uapair, disamping gas nitrogen dan karbon dioksida.

Pertanyaan selanjutnya yang perlu mendapat jawaban adalah tentang asal usul cekungansamudera. Tentang bagaimana cekungan samudera dapat terbentuk?. Berbagai hipotesa dan teoritelah muncul dalam upaya mencari jawaban atas pertanyaan itu. Saat ini, teori yang diterima olehbanyak ahli adalah Teori Tektonik Lempeng (Plate Tectonic Theory). Teori ini adalah teori yangdidukung oleh sangat banyak data dan fakta.

2.2.1. Bebarapa Fakta Tentang Bumi dan LautBerbicara tentang asal usul Cekungan samudera, beberapa fakta berikut ini perlu mendapat

perhatian di awal pembicaraan sebelum melangkah lebih jauh sampai kepada teori pembentukannya.Fakta-fakta tersebut adalah:

1). Bumi berumur kira-kira 4,6 miliar tahun yang lalu, sedang bukti-bukti pertama tentangadanya laut muncul dari sekitar 3,8 – 3 miliar tahun yang lalu.

2). Bukti-bukti tertua tentang adanya samudera ditemukan di benua, bukan di samudera.3). Batuan yang tertua di laut hanya berumur 70 juta tahun.

Serangkaian fakta tersebut memunculkan pertanyaan berikut: “Bagaimana mungkin



2

cekungan samudera yang lebih muda dapat menampung samudera yang lebih tua?”.

2.2.2. Teori Tektonik LempengMenurut teori ini, seluruh kerak Bumi dipandang tersusun oleh beberapa lempengan besar

yang bergerak seperti balok yang kaku di atas permukaan Bumi. Batas-batas lempeng adalahkawasan memiliki aktifitas seikmik tinggi, yang terjadi karena pembentukan material kerak baru disepanjang pematang tengah samudera, maupun karena material kerak yang tua ter-subduksikan didaerah palung. Dengan demikian, batas lempeng ditentukan oleh aktifitas seismik (Gambar 1).

Kontak antar lempeng dapat berupa (Gambar 2):1). Kontak divergen, yang disebut juga dengan spreading center (pusat pemekaran). Pada

kontak ini, lithophere yang baru terus menerus terbentuk karena dua lempeng salingmenjauh. Pembentukan cekungan laut terjadi pada kontak lempeng jenis ini, sepertiSamudera Atlantik.

2). Kontak konvergen, yang terjadi bila dua lempeng bergerak saling mendekat satu sama lain.Pada kontak konvergen, salah satu lempeng menyusup ke bagian bawah yang lain, yangdalam kasus ini kita sebut subduction zone (zona penunjaman atau zona subduksi). Padakontak ini dapat pula terjadi dua lempeng saling benturan, yang disebut sebagai collisionzone (zono kolisi). Zona subduksi adalah zona tempat lempeng samudera dikonsumsi,seperti Palung Jawa di sebelah selatan Pulau Jawa; sedang zona kolisi adalah zona tempatterbentuknya kawasan pegunungan, seperti Pegunungan Himlaya.

3). Kontak transform fault, terjadi bila dua lempeng berpapasan satu sama lain dengan tepi-tepilempeng yang saling menggerus. Gempa bumi sering terjadi di kontak lempeng jenis ini.Contohnya adalah kawasan Sesar San Andreas.

Menurut teori ini, laut baru dapat terbentuk karena pecahnya continental crust (Gambar 3).Selanjutnya, cekungan samudera tidak tetap posisi maupun ukurannya, dan samudera dapatmengalami pembukaan dan bertambah luas, seperti Samudera Atlantik; dan dapat pula mengalamipenutupan dan bertambah sempit, seperti Samudera Pasifik. Selain itu, teori ini juga menerangkantentang pembentukan deretan gunungapi (Gambar 4) dan kawasan pegunungan (Gambar 5).

Gambar 1. Penyebaran lempeng kerak Bumi. Dikutip dari Le Pichon et al. (1973).



3

Gambar 2. Macam-macam kontak antar lempeng. (A) kontak divergen, (B) kontak konvergen dengansatu lempeng mengalami subduksi, (C) kontak konvergen dengan lempeng mengalami kolisi, (D)kontak lempeng berbentuk transform fault. Dikutip dari Skinner dan Porter (2000).

Gambar 3. Mekanisme pembentukan laut baru melalui pecahnya continental crust.Dikutip dari Skinner dan Porter (2000).



4

Gambar 4. Pembentukan gunungapi menurut teori plate tectonic. Dikutip dari Skinner dan Porter(2000).

2.2.3. Sejarah Pembentukan SamuderaMembicarakan tentang asal-usul samudera atau laut tidak dapat dilepaskan dari

membicarakan tentang asal-usul bumi. Sementara itu, membicarakan asal-usul bumi tidak dapatdilepaskan dari membicarakan tentang asal-usul sistem tatasurya. Kita tidak tahu secara tepatbagaimana awal pembentukan sistem tatasurya, tetapi secara garis besar kita dapat mengetahuinyaberdasarkan bukti-bukti yang diperoleh oleh para ahli astronomi, pengetahuan kita tentang sistemtatasurya, dan hukum-hukum fisika dan kimia. Selanjutnya, tentang sejarah bumi, secara garis besardapat kita ketahui dari bukti-bukti geologis dan teori-teori yang berlaku.

Pembentukan MatahariPembentukan bumi dimulai dari suatu ledakan bintang yang telah ada sebelumnya yang oleh

para ahli astronomi disebut Supernova. Ledakan tersebut menyebarkan atom-atom dari berbagaiunsur ke ruang angkasa, dan sebagian besar dari atom-atom yang disebarka itu adalah atom hidrogen(H) dan helium (He). Atom-atom tersebut berputar membentuk turbulensi awan dari gas-gas kosmis.Setelah melewati waktu yang sangat lama, awan gas kosmis tersebut makin tinggi densitasnya danmakin panas, karena gaya gravitasi yang ditimbulkannya menarik atom-atom yang tersebar danbergerak bersama-sama. Di daerah dekat pusat putarannya, temperatur menjadi sangat tinggi danatom-atom hidrogen mendapat tekanan sedemikian tinggi dan sangat panas sehingga terjadi reaksifusi yang menghasilkan atom helium. Matahari lahir ketika reaksi fusi itu terjadi, dan peristiwa ituterjadi sekitar 4,6 milliyar tahun yang lalu (Skinner dan Porter, 2000). Pada suatu tahap tertentu,bagian terluar dari gas kosmis itu menjadi cukup dingin dan densitasnya memadai untuk mengalamikondensasi membentuk objek-objek padat. Objek-objek padat itulah yang kemudian menjadi planet-planet dan bulan-bulan di dalam sistem tatasurya.

Pembentukan Bumi dan AtmosfernyaPada mulanya, bumi adalah suatu massa batuan cair yang berbentuk bulat dengan

temperatur lebih dari 8000oC (Lutgens dan Tarbuck, 1979). Saat itu, temperatur bumi yang sangattinggi dan medan gravitasi awal bumi yang lemah menyebabkan gas-gas yang membentuk atmosfer-awal bumi segera terlepas dari gaya gravitasi bumi dan menghilang ke ruang angkasa. Gas-gaspenyusun atmosfer-awal bumi adalah gas-gas ruang angkasa, yaitu hidrogen dan helium yangkeduanya merupakan gas yang paling ringan di bumi.

Selanjutnya, seinring dengan mendinginnya bumi, kerak bumi yang padat (litosfer)terbentuk, dan gas-gas yang terlarut di dalam massa batuan cair itu secara bertahap dilepaskanmelalui suatu proses yang disebut “degassing”. Dengan demikian, dipercaya bahwa atmosfer yangbaru itu tersusun oleh gas-gas yang sama dengan gas-gas yang dilepaskan oleh bumi melalui proseserupsi gunungapi pada masa sekarang. Gas-gas itu antara lain H2O, CO2, SO2, S2, Cl2, N2, H2, NH3



5

(ammonia), dan CH4 (methan). Kemudian, bukti-bukti dari data geologi menunjukkan bahwa ketikaitu belum ada oksigen bebas (O2), dan kandungan oksigen bebas di dalam atmosfer bertambahdengan berjalannya waktu (Stimac, 2004).

Gambar 5. Salah satu contoh mekanisme penutupan samudera dan pembentukan kawasanpegunungan menurut teori plate tectonic. Dikutip dari Skinner dan Porter (2000).



6

Pembentukan SamuderaPendinginan yang diamali bumi terus berlanjut, awan-awan terbentuk dan akhirnya terjadi

hujan. Pada mulanya air hujan mengalami penguapan kembali sebelum mencapai permukaan bumi.Kondisi ini membantu mempercepat proses pendinginan permukaan bumi. Setelah bumi mencapaitemperatur tertentu, hujan yang sangat lebat terjadi terus menerus selama jutaan tahun, dan airnyamengisi cekungan-cekungan di permukaan bumi membentuk samudera. Peristiwa tersebutmengurangi kandungan uap air dan CO2 di dalam udara (Lutgens dan Tarbuck, 1979).

Perkembangan Benua dan SamuderaPada kira-kira 3 Ga (giga anum) terbentuk ratusan mikrokontien dan busur kepulauan yang

disebut Ur, yang antara lain terdiri dari apa yang kita kenal sekarang sebagai Afrika, India,Australia, dan Antartika.

Pada sekitar 1,2 Ga yang lalu, fragmen-fragmen kerak benua berkumpul menjadi satumembentuk satu superkontinen yang disebut Rodinia melalui gerak tektonik lempeng. Kata“Rodinia” berasal dari bahasa Rusia yang berarti “homeland” atau “daratan asal” (Burke Museum ofNatural History and Culture, 2004). Superkontinen Rodinia dikelilingi oleh samudera tunggal yangdisebut Pan-Rodinia Mirovoi Ocean (vide, Cawood, 2005).

Pada 830 Ma, Superkontinen Rodinia terbelah menjadi Gondwana Barat dan GondwanaTimur. Peristiwa ini menghasilkan Samudera Mirovoi, Mozambique, dan Pasifik. Kemudian pada630 Ma, pecahan kontinen tersebut berkumpul kembali dan membentuk Superkontinen Gondwanaatau Pannotia. Pembentukan superkontiken ini melibatkan penutupan Samudera Adamastor,Brazilide, dan Mozambique. Pada 530 Ma, Superkontinen Gondwana terbelah menjadi Lauresia (intibenua yang sekarang disebut Amerika Utara), Baltika (Eropa Utara), Siberia, dan Gondwana.Peristiwa ini menyebabkan terbukanya Samudera Pasifik dan Iapetus di sisi barat dan timurLaurensia, dan menutup Samudera Mirovoi atau Mozambique. Pada kira-kira 300 Ma, pecahan-pecahan superkontinen itu berkumpul kembali dan membentuk superkontinen yang ke-tiga yangdisebut dengan Pangea (Cawood, 2005). Pembentukan Superkontinen Pangea ini terjadi melaluipenutupan samudera dan pembentukan pegunungan Gondwana, Laurussia dan Siberia, sertapenyelesaian pembentuka Pegunungan Altai

Akhirnya, pada sekitar 200-150 Ma, Superkontinen Pangea terbelah membentuk konfigurasibenua dan samudera seperti yang sekarang. Terbelahnya superkontinen ini menyebabkan lahirnyaSamudera Atlantik, Antartika dan Hindia, serta penyempitnya Samudera Pasifik; pembentukanPegunungan Himalaya dan Kepulauan Indonesia.

2.3. MORFOLOGI DASAR LAUTBerdasarkan pada definisi tentang benua dan samudera maka, dalam membicarakan

morfologi dasar laut, secara garis besar morfologi dasar laut dapat dibedakan menjadi morfologidasar laut yang berada di tepi benua (continental margin), dan morfologi dasar laut yang berasa dicekungan samudera (ocean basin).

2.3.1. Tepi BenuaTepi benua (continental margin) meliputi bagian dari benua yang tenggelam dan zona

transisi antara benua dan cekungan samudera.Berdasarkan pada kondisi aktifitas kegempaan, volkanisme, dan pensesaran, tepi benua

dapat dibedakan menjadi tepi benua aktif (active margin) yang ditandai oleh banyaknya aktifitaskegempaan, volkanisme, dan pensesaran. Sebaliknya, tepi benua pasif (pasif margin) dicirikan olehsedikitnya aktifitas kegempaan, volkanisme, dan pensesaran.

Perbedaan aktifitas tektonik menghasilkan perbedaan struktur batuan dan sedimentasi disepanjang tepi benua. Tepi benua aktif dicirikan dengan perselangan yang sempit antara bank dantrough, sesar-sesar, paparan (shelf) yang sempit. Palung laut dalam (deep sea trench) dan busurkepulauan volkanik umum dijumpai disepanjang tepi benua. Sementara itu, tepi benua pasifmemiliki paparan yang lebar, delta-delta yang luas, atau terumbu karang yang tersebar meluas.



7

Tidak ada pensesaran ataupun volkanisme.Menurut teori tektonik lempeng, tepi benua aktif terjadi pada batas lempeng konvergen.

Hasil dari dua lempeng yang konvergen adalah zona penunjaman (subduction zone) yangmenghasilkan busur kepulauan volkanik dan palung (trench). Sedimen yang terjebab di antara dualempeng konvergen dapat membentuk pegunungan.

Tepi benua pasif terbentuk di sisi jauh dari lempeng divergen. Seiring dengan lempengbergerak menjauhi pusat pemekaran, sedimen diendapkan di dasar laut yang berdampingan denganpantai. Pada saat yang bersamaan, kerak samudera mendingin, mengkerut dan tenggelam.Akumulasi sedimen di sepanjang tepi benua pasif menghasilkan paparan benua yang lebar.Berdasarkan morfologinya, tepi benua dapat dibedakan menjadi:

1). Paparan Benua (continental shelves) adalah bagian benua yang tenggelam dengankemiringan lereng yang sangat kecil (1 meter per 1000 meter). Berbagai kenampakan yangdijumpai di kawasan ini terjadi karena tujuh proses, yaitu glasiasi (glaciation), perubahanmuka laut (sea level changes), aktifitas berbagai kekuatan alam (seperti gelombang laut,aliran sungai, pasang surut), sedimentasi, pengendapan karbonat, pensesaran, danvolkanisme.

2). Lereng Benua (continental slope) adalah tepi benua dengan lereng curam, dimulai daritekuk lereng dari paparan benua sampai daerah tinggian benua (continental rise) denganlereng sekitar 4 dejarad. Di kawasan ini banyak terjadi proses longsoran bawah laut(submarine landslide) dan erosi yang menghasilkan berbagai kenampakan. Sedimen-sedimen di kawasan ini tersesarkan dan terlipat. Kenampakan yang sangat mengesankan dikawasn ini adalah alur bawah laut (submarine canyon).

3). Tinggian Benua (continental rise) adalah daerah transisi antara benua dan cekungansamudera. Kawasan ini tersusun oleh material yang tidak terkonsolidasikan (unconsolidatedmaterials) yang terdiri dari lumpur, lanau dan pasir yang diturunkan dari paparan benua ataulereng benua oleh mekanisme arus turbid (turbidity currents), longsoran bawah laut, atauproses-proses lain. Pola dari tinggian benua ini berkaitan dengan gerakan tektonik lempeng.Pada tepi benua aktif, sedimen-sedimen telah terubah dan dibawa masuk ke dalam manteloleh mekanisme menunjaman. Pada tepi benua pasif, sedimen-sedimen terawetkan danmelampar jauh ke lantai samudera (ocean floor).

2.3.2. Cekungan SamuderaCekungan samudera (ocean basin) didefinisikan sebagai lantai samudera (ocean floor) yang

luas yang terletak pada kedalaman lebih dari 2000 meter. Benua (continent) didefiniskan sebagaidaratan menerus yang besar (Ingmanson dan Wallace, 1985). Definisi ini meletakkan cekungansamudera sebagai lawan dari benua. Bila benua terlihat jelas memiliki gunung-gunung dan lembah-lembah, maka, demikian pula dengan cekungan samudera. Berbagai kenampakan dari cekungansamudera yang utama adalah:

1). Pematang samudera (oceanic ridges) yang keberadaannya berkaitan dengan pembentukansistem retakan (rifting) karena dua blok kerak samudera yang bergerak saling menjauh.Kehadirannya berkaitan dengan proses pembentukan kerak samudera yang baru. Contohnya:Mid-Atlantic Ridge di Samudera Atlantik dan Mid-Indian Ridge di Samudera Hindia.

2). Dataran abisal (abyssal plain) adalah kawasan yang luas dan agak datar dengan kedalamandengan kedalaman berkisar dari 4000 sampai 5000 meter yang dibatasi oleh pematangsamudera atau benua. Dataran abisal umumnya tertutup oleh sedimen pelagis. Di kawasanyang berbatasan dengan lereng benua, bila terdapat alur bawah laut di lereng benua, maka,akan terbentuk kipas bawah laut (submarine fan) atau kipas laut dalam (deep-sea fan).

3). Pulau-pulau terumbu (coral islands) yaitu pulau yang terbentuk karena pertumbuhankoral.

4). Palung (trences), terdapat di zona menunjaman lempeng tektonik.5). Gunung-laut (seamounts) adalah gubungapi bawah laut yang telah mati. Bila gunung-

gunung tersebut muncul maka, menjadi pulau.6). Rangkaian pulau-pulau (island chains).



8

2.4. SEDIMEN LAUTBerdasarkan pada asal usulnya, sedimen laut dapat dibedakan menjadi lima macam, yaitu:

1). Sedimen Litogenik (terigennous), yaitu sedimen yang berasal dari pelapukan batuan yang telahada sebelumnya di daratan atau benua. Komponen sedimen ini adalah lumpur terrigen, endapanlongsoran atau turbidit, dan endapan es. Sekitar 30% dari lumpur terigen itu terdiri dari lanaudan lempung yang. Mineral penyusunnya yang utama adalah kuarsa dan feldspar, dan mineral-mineral lempung seperti illit, kaolinit, dan chlorit.

2). Sedimen Volkanogenik (volcanogenic sediments), yaitu sedimen yang berupa material volkanikyang dilontarkan ketika terjadi erupsi gunungapi. Sedimen ini banyak dijumpai di kawasanbergunungapi.

3). Sedimen Biogenik (biogenic sediments), yaitu sedimen yang dihasilkan oleh organisme atauorganisme itu sendiri. Organisme yang sangat umum adalah foraminifera, diatom, danradiolaria. Mineral-mineral yang utama di dalam sedimen biogenik adalah kalsit, aragonit,silika, dan apatit. Ooze adalah sedimen biogenik berbutir halus yang tersusun oleh cangkang-cangkang organisme mikro yang terakumulasi di laut dalam, seperti di dataran abisal.

4). Sedimen Hidrogenik (hydrogenic sediments), yaitu sedimen yang terbentuk oleh reaksi kimiainorganik dari unsur-unsur yang terlarut di dalam air. Sedimen kelompok ini juga disebutsebagai sedimen autigenik (authigenic sediments). Jenis-jenis sedimen ini yang umum adalahzeolit, nodul mangan, nodul fosfat, dan endapan logam hidrotermal (metalliferous hydrothermaldeposits).

5). Sedimen Kosmogenik (cosmogenic sediments), yaitu sedimen yang berasal dari luar angkasa,seperti meteorit atau debu ruang angkasa yang jatuh ke Bumi.

DAFTAR PUSTAKACawood, P.A., 2005. Terra Australis Orogen: Rodinia breakup and development of the Pacific and

Iapetus margin of Gondwana during the Neoproterozoic and Paleozoic. Earth-ScienceReview, 69: 249-279.

Dias, J.M.A., Gonzalez, R., Garcia, C. and Diaz-del-Rio, V., 2002. Sediment distribution pattern onthe Galicia-Minho continental shelf. Progress in Oceanography, 52: 215-231.

Ingmanson, D.E. and Wallace, W.J., 1985. Oceanography: an introduction, 3rd ed. WadsworthPublishing Company, Belmont, California, 530 p.

Le Pichon, X., Francheteau, J. and Bonnin, J., 1973. Plate Tectonics. Developments in Geotectonics6, Elsevier Scientific Publishing Company, Amsterdam, 300 p.

Skinner, B.J. and Porter, S.C., 2000. The Dynamic Earth: an introduction to physical geology, 4th ed.John Wiley & Sons, Inc., New York, 575 p.

Lutgens, F.K. and Tarbuck, E.J., 1979. The Atmosphere: introduction to meteorology. Prentice-Hall,Inc., Englewood Cliff, New Jersey, 413 p.

Stimac, J.P., 2004. Origin of the Earth’s Atmosphere.[Http://www.ux1.eiu.edu/%7Ecfjps/1400/atmos_origin.html]. Akses: 10 September 2005.



9

Continental Margin. (http://www.harcourtschool.com/glossary/science/define/grb/abyssal_p6c.html)– 10-3-2005



10

Oseanografi, Sifat Air Laut5/22/2012


1

3. SIFAT AIR LAUT

3.1. PENDAHULUANAir adalah penyusun utama laut. Air laut tersusun dari sekitar 97% air, dan mempunyai

beberapa karakteristik yang luar biasa dan sangat penting. Air memiliki titik didih yang tinggisehingga air umumnya dijumpai pada fase cair. Sesungguhnya, air adalah cairan utama di Bumi.

Air sangat penting bagi proses kehidupan. Hal itu karena kemampuan air yang unikmelarutkan hampir semua unsur dalam jumlah sedikit-sedikit. Selain itu, air penting karenaperanannya yang utama di dalam mengendalikan penyebaran panas di Bumi.

Bumi adalah salah satu planet di dalam sistem tatasurya. Di antara planet-planet yang ada didalam sistem tatasurya Matahari itu, Bumi sangat unik, karena adanya air bebas yang sangat banyak.Air bebas di Bumi bergerak di antara daratan, lautan dan atmosfer dalam suatu siklus yang disebutSiklus Hidrologi.

Air dari daratan masuk ke laut melalui aliran sungai-sungai dan air tanah. Di daratan, dalamperjalanan ke laut, air mengerosi batuan dan tanah, dan secara perlahan-lahan melarutkanbermacam-macam mineral dalam jumlah besar untuk selanjutnya dibawa masuk ke laut. Berkaitandengan sifat-sifat air laut yang luar biasa itu, di dalam bab ini akan diuraikan berbagai sifat fisik dankimia air laut yang utama.

3.2. SIFAT-SIFAT AIRAir tersusun oleh dua aton hidrogen dan satu atom oksigen. Setiap atom hidrogen itu secara

kimiawi terikat pada atom oksigen. Atom oksigen memiliki sifat elektronegatif yang tinggi, karenamemiliki tiga pasang elektron bebas pada kulit atomnya. Setiap aton hidrogen yang berikatandengan aton oksigen, menyumbangkan satu elektron kepada aton oksigen, sehingga terbentuk suatukeseimbangan. Ikatan atom-atom itu membentuk molekul air, seperti pada Gambar 1.

Gambar 1. Struktur dan geometri molekul air. Dikutip dari Libes (1992).

Ujung-ujung atom hidrogen memiliki muatan positif yang kecil, sedang dua pasanganelektron oksigen yang tidak berikanan membuat ujung atom oksigen memiliki muatan negatif.Kemudian, karena muatan itu memiliki penyebaran muatan yang tidak sama, maka disebut “polarcovalent bonds” yang bersifat “bipolar”. Dua muatan positif dari atom hidrogen pada satu sisi dandua muatan negatif ganda dari atom oksigen membuat molekul-molekul air bersifat “bipolar”.Akibatnya adalah, molekul-molekul air yang berdampingan cenderung untuk bergabung bersama,tertahan oleh tarikan dari muatan yang berlawanan yang ada pada molekul yang berdampingan.Muatan positif atom hidrogen dari satu molekul tertarik dengan muatan negatif atom oksigen darimolekul yang lain, membentuk suatu ikatan yang disebut ikatan hidrogen (“hydrogen bonds”)(Gambar 2).



2

Gambar 2. Ikatan hidrogen diantara molekul-molekul air. Ikatan hidrogenditunjukkan dengan garis putus-putus. Dikutip dari Libes (1992).

Ikatan molekul air yang bermuatan itu lebih kuat daripada ikatan molekul tanpa muatan.Keadaan itu membuat molekul air lebih stabil dan sulit terpisah untuk menjadi molekul-molekul airyang terpisah. Susunan molekul air adalah susunan molekul yang sangat stabil.

Air adalah satu-satunya unsur di alam yang dijumpai dalam tiga fase (fase padat, cair dangas) secara bersamaan. Air dalam bentuk padat mempunyai susunan molekul yang sangat teratur,sedang bila berada dalam bentuk gas susunan molekulnya sangat jarang (Gambar 3).

Gambar 3. Distribusi molekul unsur dalam fase padat, cair, dan gas. Volumeyang ditunjukkan dalam gambar adalah sama. Dikutip dari Libes (1992).

Tingkat kekompakan disebut dengan densitas (density), yang didefinisikan sebagai berikut:

VolumeMassaDensitas (1)

Densitas air murni pada temperatur 4oC adalah 1 g/cm3. Artinya 1 cm3 air memiliki massa 1gram. Densitas adalah sifat bawaan (intrinsic) dari suatu unsur. Nilai densitas tetap konstan dantidak dipengaruhi oleh banyaknya unsur yang diukur. Misalnya, pada temperatur 4oC densitas 1000kg dan 10 gram air tetap 1 g/cm3. Densitas air adalah fungsi dari temperatur. Makin tinggitemperatur, makin rendah densitasnya (Gambar 3a).

Ikatan hidrogen menyebabkan diperlukan sejumlah energi untuk merubah air dari fase padatmenjadi cair dan gas. Ikatan hidrogen ini menyebabkan air meleleh pada temperatur 4oC danmendidih pada 100oC. Bila tanpa ikatan hidrogen, maka air akan mendidih pada temperatur –68oCdan membeku pada –90oC. Pada pemanasan air, kehadiran ikatan hidrogen menyebabkan panas yangdiberikan pada air bukan terpakai untuk menggerakkan molekul air, tetapi diserap oleh ikatanhidrogen. Setelah ikatan hidrogen rusak, maka penambahan panas akan meningkatkan gerakanmolekul air. Peningkatan gerakan molekul air itulah yang diukur sebagai peningkatan temperaturoleh termometer. Tingginya titik didih air menyebabkan air dapat menyerap panas dalam jumlahbesar (Gambar 4).



3

Gambar 3a. Densitas air tawar dan es sebagai fungsi temperatur.Perhatikan bahwa densitas maksimum air tawar adalah pada temperatur4o C (Data dari Pauling 1953 dan Hutchinson 1957. Dikutip dari Bernerdan Berner, 1987).

Gambar 4. Transisi fase dari air yang disebabkan oleh perubahan kandunganpanas. Garis lereng menunjukkan kapasitas panas. Dikutip dari Libes (1992).

“Specific heat” (“heat capacity”, kapasitas panas) adalah banyaknya energi panas yangdiperlukan untuk menaikkan temperatur suatu unsur dalam jumlah tertentu. Kalori (energi) yangdiperlukan untuk menaikkan temperatur 1 gram cairan air sebesar 1oC didefinisikan sebagai 1 kaloC-



4

1g-1. Kapasitas panas es adalah 0,05 kaloC-1g-1 dan kapasitas panas uap air adalah 0,44 kaloC-1g-1.Panas yang tersimpan di dalam sistem (air) disebut sebagai “latent heat” (panas laten). Panas inibisa dilepaskan ke atmosfer atau ke tubuh air yang lebih dingin.

Arti dari kapasitas panas dapat dipahami dari kasus berikut ini. Bila kita berada di pantaipada siang hari dan memasukkan satu kaki ke air laut sedang kaki yang satunya tetap berada di ataspasir. Kaki yang berada di dalam air akan merasakan air laut yang dingin sementara kaki yangdipasir akan merasakan panas. Mengapa hal itu bisa terjadi, sementara pasir dan air laut menerimaenergi panas dari sinar matahari dalam jumlah yang sama? Hal itu karena air menyerap panasdengan tanpa mengalami peningkatan temperatur, sedang pasir mengalami peningkatan temperatur.

Tingginya kapasitas panas air penting bagi pengaturan iklim dan kehidupan di Bumi. Bilamusim panas, energi panas dapat disimpan oleh laut. Panas yang disimpan itu akan dilepas lagi keatmosfer pada saat musim dingin. Dengan demikian, samudera berperanan memoderatkan iklim,mengurangi amplitudo variasi temperatur musiman.

Dengan demikian, panas laten yang tersimpan di dalam air laut adalah faktor penting didalam pertukaran energi yang menciptakan sistem cuaca di seluruh dunia. Pertukaran energi panasantara samudera dan atmosfer juga merubah densitas massa air. Dengan demikian, energi panas jugaberperan di dalam sirkulasi air samudera (tentang sirkulasi karena densitas akan dibicarakankemudian).

Penambahan garam kepada air tawar akan menyebabkan terjadinya perubahan sifat-sifat air.Penambahan ion garam ke dalam air menyebabkan molekul-molekul air terikat dan terbentuk hidrat.Garam adalah material padat yang atom-atomnya terikat satu sama lain dengan ikatan ionik. Ikatantersebut adalah hasil dari tarikan elektrostatik antara ion-ion bermuatan positif (cation, kation) danion-ion bermuatan negatif (anion, anion). Bila garam dimasukkan ke dalam air, seperti natriumklorida (NaCl), akan mengalami pelarutan karena kation-kation dan anion-anion secaraelektrostatik menarik molekul-molekul air. Kation-kation menarik kutub oksigen dari molekulair, dan anion-anion menarik kutub hidrogen. Karena dikelilingi oleh molekul-molekul air, ion-ionterlalu jauh untuk dapat saling menarik satu sama lain. Dengan demikian, ikatan ionik rusak danion-ion dikatakan terlarut (dissolved) atau terhidrasi (hydrated). Proses tersebut digambarkanseperti pada Gambar 5.

Gambar 5. Dissolusi natrium (sodium) klorida di dalam air. Dikutip dari Libes (1992).

Beberapa perubahan penting yang terjadi itu antara lain (Gambar 6) adalah:1) Kapasitas panas (specific heat, heat capacity) akan turun seiring dengan kenaikan salinitas. Di

pihak lain, pada air dengan salinitas normal, kapaitas panas akan naik seiring dengan naiknyatemperatur. Dengan kata lain, bila temperatur air naik, maka akan makin sulit untuk melepaskanmolekul air dari ion hidrat. Dengan demikian, titik didih air laut akan meningkat seiring dengan



5

peningkatan salinitas.2) Densitas meningkat seiring hampir linier seiring dengan peningkatan salinitas.

Penambahan garam menurunkan temperatur densitas maksimum. Pada salinitas > 20‰, densitasmaksimum terjadi pada temperatur di bawah titik beku normal (0oC).

3) Titik beku menurun seiring dengan penambahan garam. Karakter ini dikombinasikandengan efek temperatur dan salinitas terhadap densitas (densitas air laut naik bila temperaturturun) memberi arti bahwa air dengan densitas tertinggi di samudera adalah air yang palingdingin dan paling tinggi salinitasnya. Air dengan densitas terrendah adalah air dengantemperatur tinggi dan bersalinitas rendah.

4) Tekanan uap (ukuran seberapa mudah molekul air lepas dari fase cair masuk ke fase gas) makinturun seiring dengan peningkatan salinitas, karena garam cenderung membuat molekul air-bebasuntuk penguapan berkurang. Air tawar akan menguap lebih mudah daripada air laut. Diperlukanpanas yang banyak untuk meningkatkan tekanan uap sampai ke tekanan atmosfer, sehinggasehingga titik didih air makin tinggi dengan meningkatnya salinitas.

5) Tekanan osmosis air naik seiring dengan peningkatan salinitas. Tekanan osmosis berkaitandengan aliran larutan melalui membran (selaput tipis berpori) semipermeabel. Banyak aliranmeningkat seiring dengan peningkatan salinitas.

6) Penambahan garam akan meningkatkan viskosita air. Hal ini karena tarikan elektrostatis antaramaterial terlarut dan air. Perbedaan viskositas akan mempengaruhi kecepatan suara di dalam air.Pengetahuan tentang ini penting di dalam teknologi SONAR (sound navigation ranging).

Gambar 6. (a) Tekanan osmosis, (b) tekanan uap, (c) titik beku dan temperaturdensitas-maksimum sebagai fungsi salinitas. Dikutip dari Libes (1992).



6

Suatu konsekuensi penting dari keterkaitan antara salinitas, temperatur densitas-maksimum,dan titik beku adalah:

1). Pada air dengan salinitas < 26‰, temperatur densitas-maksimum lebih tinggi dari padatitik beku.. Dengan demikian, bila air laut terus mendingin, akan terus makin tinggidensitasnya. Karena pendinginan dimulai dari permukaan, air permukaan akan lebih beratdaripada air di bawahnya dan akan turun. Air yang di sebelah bawah, yang lebih hangat danberdensitas lebih rendah, akan naik menggantikan air yang dingin dan, pada gilirannya airitu sendiri akan mengalami pendinginan dan turun. Dengan cara seperti inilah sirkulasi air-dalam terjadi, dan pembekuan akan terjadi bila seluruh tubuh air mengalami pendinginansampai titik beku.

2). Pada air dengan salinitas > 26‰, temperatur densitas-maksimum lebih rendah daripadatitik beku. Densitas air laut 33‰ – 37‰. Kalau air permukaan laut mengalami pendinginanmaka tidak mengalami anomali sifat densitas air tawar. Karena titik beku air laut lebihtinggi daripada titik temperatur densitas maksimum, maka air akan tetap di dekat permukaandan mengalami pendinginan lebih lanjut, meskipun titik beku tercapai dan suatu lapisan esterbentuk di permukaan. Lapisan es yang terbentuk di permukaan laut hampir seluruhnya airtawar. Dengan demikian, hubungan antara salinitas, temperatur densitas-maksimum, dantitik beku mencegah samudera membeku semuanya.

Menurut Tchernia (1980), perpotongan antara garis temperatur densitas maksimum dan titik bekuterjadi pada salinitas 24,7 ‰ (psu: ptactical salinity units).

3.3. KARAKTER UMUM AIR LAUTBerikut diuraikan tentang tiga hal penting yang menggambarkan karakter umum air laut,

yaitu temperatur, salinitas, dan densitas. Selain itu, juga diuraikan tentang kecepatan suara, sinar dilaut, dan warna air laut. Kecepatan suara penting karena berkaitan dengan penerapan teknologiekosounder dalam mempelajari laut, sinar di laut berkaitan dengan kehidupan organisme, dan warnaair laut perlu dipelajari karena berkaitan erat dengan pengetahuan praktis berkaitan dengan berbagaifenomena atau kondisi laut yang tercermin pada warna air laut.

3.3.1. Temperatur Air LautPermukaan samudera mendapat panas dari tiga sumber, yaitu: (1) radiasi sinar matahari, (2)

konduksi panas dari atmosfir, dan (3) kondensasi uap air. Sebaliknya, permukaan laut menjadidingin karena tiga sebab, yaitu: (1) radiasi balik dari permukaan laut ke atmosfer, (2) konduksi panasbalik ke atmosfer, dan (3) evaporasi. Sementara itu, di bawah permukaan laut, arus-arus horizontaldapat mentransfer panas dari satu kawasan ke kawasan lain.

Radiasi sinar matahari adalah sumber panas utama bagi Bumi. Sebagian dari radiasi itu yangsampai ke Bumi diserap dan sebagian yang lain dipantulkan oleh atmosfer. Radiasi yang diserapoleh atmosfer itu selanjutnya sampai ke permukaan Bumi dan dikenal sebut sebagai “insolation”(insolasi). Insolasi yang sampai ke permukaan laut sebagian dipantulkan dan sebagian yang laindiserap oleh molekul-molekul air. Energi panas matahari yang diserap oleh molekul-molekul airitulah yang dapat menyebabkan air menguap.

Insolasi tidak konstan, melainkan bervariasi sesuai dengan posisi geografi dan waktu.Insolasi sinar matahari di suatu tempat di Bumi berkurang seiring dengan makin tingginya posisilintang karena sudut sinar matahari yang sampai ke Bumi juga meningkat (Gambar 7).

Daerah ekuator adalah daerah yang menerima insolasi terbanyak karena posisi matahariberada pada sudut terbesar (90o) di atas ekuator. Sebaliknya, daerah kutub adalah daerah yangmenerima insolasi paling sedikit, karena matahari berada pada posisi sudut yang kecil. Pengaruhsudut matahari adalah tiga kali. Di daerah lintang rendah, 1) sinar radiasi matahari tersebar di daerahyang sempit, 2) sinar matahari juga melewati ketebalan atmosfer yang lebih kecil, dan 3) sedikitinsolasi yang dipantulkan dari permukaan Bumi.



7

Gambar 7. Variasi intensitas penyinaran matahari sesuai dengan posisi lintang dan sudutdatang sinar matahari. Dikutip dari Berner dan Berner (1987).

Pengaruh variasi geografis terhadap insolasi menyebabkan temperatur permukaan airmeningkat seiring dengan menurunnya posisi lintang. Perubahan temperatur permukaan air lautharian terjadi karena rotasi Bumi. Sedang fluktuasi musiman adalah akibat dari gerak revolusi Bumimengelilingi Matahari dan sumbu orbit Bumi yang miring 23,5o terhadap bidang orbit (Gambar 8).

Gambar 8. Revolusi Bumi mengelilingi Matahari. Dikutip dari Libes (1992).

Distribusi temperatur di permukaan samudera terbuka memperlihatkan pola zonal (berzona-zona), dengan garis isotermal secara umum berarah timur—barat (Gambar 9). Di sepanjang sisitimur samudera, temperatur permukaan yang rendah sering terjadi karena “upwelling” air dingin daribawah permukaan, seperti di pantai barat Amerika pada bulan Agustus. Variasi temperatur



8

permukaan dari daerah kutub utara dan selatan ke ekuator disajikan dalam Gambar 10.

Gambar 9A. Distribusi lateral temperatur permukaan di bulan Febuari. Dikutip dari Pickard danEmery (1995).

Gambar 9B. Distribusi lateral temperatur permukaan di bulan Agustus. Dikutip dari Pickard danEmery (1995).

Distribusi temperatur secara vertikal dapat dibagi menjadi tiga zona (Gambar 11), yaitu:1) Lapisan campuran (mixed layer). Zona ini adalah zona homogen. Temperatur dan kedalaman

zona ini dikontrol oleh insolasi lokal dan pengadukan oleh angin. Zona ini mencapai kedalaman50 sampai 200 meter.

2) Termoklin (thermocline). Di dalam zona transisi ini, temperatur air laut dengan cepat turunseiring dengan bertambahnya kedalaman. Zona ini berkisar dari kedalaman 200 sampai 1000meter.

3) Zona dalam (deep zone). Zona ini temperatur berubah sangat lambat atau relatif homogen.



9

Gambar 10. Variasi temperatur, salinitas dan densitas permukaanmenurut posisi lintang. Nilai rata-rata untuk seluruh samudera. Dikutipdari Pickard dan Emery (1995).

Termoklin di daerah kutub tidak terlihat, karena sebagian besar permukaan laut tertutup espada musim dingin dan mendapat radiasi sinar matahari yang kecil pada musim panas. Di daerahtropis, termoklin dapat mendekat ke permukaan. Di daerah-daerah yang memiliki pemanasanmusiman yang kuat, yaitu di daerah lintang menengah, air laut memiliki termoklin temporer ataumusiman di lapisan permukaannya.

Gambar 11. Profil vertikal temperatur samudera pada (a) lintang menengah, (b) lintangrendah, dan (c) lintang tinggi. Dikutip dari Libes (1992).

3.3.2. Salinitas Air LautSalinitas adalah ukuran yang dipergunakan untuk mengukur kandungan garam (saltiness) di

dalam ai laut. Unsur-unsur dalam bentuk ion yang melimpah menyusun kandungan garam di dalamair laut adalah Cl-, Na+, Mg2+, SO4

2-, Ca2+, dan K+. Ion-ion tersebut proporsinya di dalam air laut



10

adalah konstan karena konsentrasinya ditentukan oleh proses-proses fisika. Karena sifatnya yangdemikian itu, ion-ion tersebut disebut ion konservatif (conservative ions). Secara keseluruhan,semua unsur tersebut menyusun lebih dari 99,8% material yang terlarut di dalam air laut. Di antaraion-ion itu, sodium (natrium, Na) dan klorin (Cl) menyusun sekitar 86%. Secara teoritis,salinitas didefinisikan sebagai banyak gram total ion-ion garam yang terlarut di dalam 1 kg air laut.Secara matematis definisi tersebut dapat dituliskan sebagai berikut:

10001

)‰( xlautairkg

terlarutinorganikiongramS (3.1)

Pengukuran salinitas berdasarkan teori itu sangat sulit dilakukan dan terlalu lambat untukdilakukan sebagai pekerjaan rutin. Hal itu terutama bila dilakukan di lapangan ketika penelitiandilakukan dengan menggunakan kapal. Cara yang paling akurat dan teliti untuk mengukur salinitasadalah dengan menggunakan salinometer induktif, yang mengukur konduktifitas sampel air laut.

Sebanyak 99% air laut di samudera mempunyai salinitas antara 33‰ sampai 37‰, denganrata-rata 35‰ yang ekivalen dengan larutan garam 3,5%. Di Laut Baltik, yang banyak curahhujan dan aliran sungai masuk ke dalamnya, tercatat salinitas terrendah, yaitu 12‰. Di Laut Merah,yang sedikit masukan air tawar dan berevaporasi tinggi, tercatat salinitas tertinggi, yaitu 40 sampai42‰.

Salinitas air permukaan laut sangat ditentukan oleh evaporasi dan presipitasi. Salinitas akannaik bila evaporasi naik dan presipitasi turun (Gambar 12). Faktor-faktor lain yang dapat jugamempengaruhi salinitas air laut adalah pembekuan es, masuknya air sungai ke laut, dan pencairanes.

Gambar 12. Salinitas permukaan (S, rata-rata untuk semua samudera) danperbedaan antara evaporasi dan presipitasi (E-P) menurut posisi lintang. Dikutipdari Pickard dan Emery (1995).

Pola distribusi salinitas air permukaan laut pada dasarnya berzonasi, walaupun zona-zonayang ada tidak sejelas temperatur (Gambar 13). Distribusi salinitas permukaan rata-rata memilikinilai minimum di sebelah utara equator dan nilai maksimum di daerah sub-tropis, yaitu kira-kira 25o

Lintang Utara dan Lintang Selatan. Salinitas minimum dan maksimum tampak di setiap samudera.Nilai salinitas menurun ke arah lintang tinggi.



11

Gambar 13. Pola distribusi salinitas permukaan bulas Agustus. Dikutip dari Pickard dan Emery(1995).

Seperti halnya temperatur, profil vertikal salinitas air laut bervariasi sesuai dengan posisilintang. Berlainan dengan profil temperatur, profil vertikal salinitas tidak memperlihatkan adanyapola seragam seiring dengan pertambahan kedalaman. Seperti diperlihatkan pada Gambar 14, didaerah berlintang menengah dan rendah, air-dalam cenderung memiliki salinitas yang lebih rendahdaripada air permukaan. Di daerah berlintang tinggi, di daerah kutub, salinitas permukaan lebihrendah daripada salinitas air-dalam.

Gambar 14. Tipe profil vertikal salinitas di samudera terbuka. Dikutip dariPickard dan Emery (1995).

Profil salinitas memperlihatkan adanya tiga atau empat zona (Gambar 14), yaitu:1) Lapisan campuran (mixed layer). Ketebalannya 50 sampai 100 meter, dan mempunyai salinitas

seragam. Daerah tropis dan daerah berlintang tinggi dan menengah, memiliki salinitaspermukaan tinggi, sedang daerah berlintang tinggi memiliki salinitas rendah.

2) Haloklin (halocline), adalah zona dimana salinitas mengalami perubahan besar.3) Zona dalam (deep zone) adalah zona di bawah haloklin sampai dasar laut, dan memiliki

salinitas relatif seragam.



12

4) Di daerah berlintang rendah dan menengah, terdapat salinitas minimu pada kedalaman 600sampai 1000 meter.

3.3.3. Densitas Air LautNilai densitas air laut dikontrol oleh tiga variabel yang berinteraksi sangat kompleks, yaitu

salinitas, temperatur, dan tekanan. Secara umum, densitas meningkat dengan meningkatnya salinitas,meningkatnya tekanan (atau kedalaman), dan turunnya temperatur. Densitas air laut dapat dihitungbila ketiga variabl itu dapat diketahui. Di permukaan laut, perubahan densitas air laut terjadi karenaproses-proses evaporasi atau pemanasan yang terjadi di permukaan laut. Hubungan antara densitasair laut dan temperatur dapat dilihat dalam Gambar 10.

Profil vertikal densitas (Gambar 15) memperlihatkan bahwa pengaruh yang kuat daritemperatur terhadap densitas, terutama di daerah lintang rendah dan menengah. Di kedua daerahtersebut, termoklin menghasilkan perubahan gradien densitas yang kuat yang disebut piknoklin(pycnocline). Di daerah berlintang tinggi, kutub, tidak terlihat adanya piknoklin yang kuat.

Stratifikasi densitas di daerah lintang rendah dan menengah adalah sebagai berikut:1) Lapisan atas, dengan ketebalan sekitar 100 meter, mempunyai densitas hampir seragam.2) Piknoklin (pycnocline), yaitu zona dimana densitas bertambah dengan cepat seiring dengan

bertambahnya kedalaman.3) Zona dalam, adalah zona di bawah piknoklin, dengan densitas meningkat sangat pelan dengan

bertambahnya kedalaman.

Gambar 15. Profil vertikal densitas samudera. Dikutip dari Libes (1992).

Statifikasi vertikal densitas menghambat terjadinya percampuran air laut secara vertikal.Banyak energi yang diperlukan agar dapat terjadi percampuran vertikal di kedua kawasan tersebut.Di daerah berlintang tinggi, kutub, lebih sedikit energi yang diperlukan untuk terjadinyapercampuran vertikal. Hal itu karena di daerah tersebut tidak terdapat piknoklin yang kuat.

Stratifikasi densitas dan perbedaan densitas diantara dua massa air di laut-dalammencerminkan asal-usul proses permukaan laut. Perubahan densitas disebabkan oleh pemanasan danpendinginan, evaporasi, penambahan air tawar, dan pendinginan oleh es di laut (Berner dan Berner,1987). Di daerah berlintang tinggi, air di permukaan memiliki densitas yang lebih tinggi dari padaair permukaan di daerah berlintang rendah, karena pengaruh pendinginan dari udara dan daripembentukan es. Di tempat-tempat tertentu di Samudera Atlantik di utara dan di selatan, airpermukaan memiliki densitas yang lebih tinggi dari pada air yang ada di bawahnya. Karena gayagravitasi dan gaya apung, air dengan densitas tinggi akan bergerak turun ke dalam laut dan airdengan densitas rendah bergerak naik ke permukaan laut. Kecenderungan ini menyebabkan



13

terjadinya gerakan air laut dengan cara adveksi (advection), yaitu gerakan air laut horizontal danvertikal, seperti yang terjadi pada sirkulasi termohalin (thermohaline circulation) (Gambar 16).Penurunan temperatur di daerah lintang tinggi meningkatkan densitas air laut. Karena densitasnyayang tinggi air laut turun (tenggelam) hingga mencapai tingkat kedalaman dengan densitas yangsesuai. Arus konveksi ini adalah contoh dari gerakan adveksi vertikal. Penenggelaman yangberlanjut menyebabkan air-dalam tertekan secara horizontal di sepanjang daerah dengan densitasyang sesuai, yang menghasilkan arus laut dalam. Arus laut dalam ini adalah contoh adveksihorizontal.

Gambar 16. Sirkulasi termohalin. (a) memperlihatkan gradien temperatur, (b)memperlihatkan gradien salinitas. Dikutip dari Libes (1992).

3.3.4. Suara di LautSuara di dalam air adalah alat yang sangat penting bagi para ahli oseanografi. Suara dipakai

untuk mengukur kedalaman laut, seperti yang dipergunakan para ahli geologi untuk mempelajarikarakter dan ketebalan kerak Bumi. Para ahli oseanografi biologi dapat mempergunakan suara untukmendetaksi dan mempelajari organisme laut. Bagi angkatan laut, suara dipergunakan untukmendeteksi kapal selam dan menentukan posisi suatu objek di dasar laut.

Kecepatan suara di laut tergantung pada temperatur, salinitas, dan tekanan (kedalaman).Kecepatan suara di dalam air laut berkisar dari 1400 sampai 1570 meter per detik. Kecepatan suarameningkat dengan meningkatnya temperatur, salinitas, dan kedalaman. Kecepatan suara di dalam air



14

dengan salinitas 34,85‰ dan temperatur 0oC adalah 1445 m/dt. Penigkatan salinitas sebesar 1%akan meningkatkan kecepatan sebesar 1,5 m/dt; peningkatan temperatur 1oC akan meningkatkankecepatan suara 4 m/dt; peningkatan kedalaman 1000 m akan meningkatkan kecepatan sekitar 18m/dt.

Profil kecepatan suara di dalam samudera dapat dibagi menjadi tiga zona (Gambar 17),yaitu:1) Zona permukaan (ketebalan 100 – 150 m). Di dalam zona ini, kecepatan suara meningkat

dengan bertambahnya kedalaman karena pengaruh tekanan (kedalaman).2) Zona tengah (dapat mencapai kedalaman 1500 m). Di dalam zona ini, kecepatan suara

berkurangkarena berkurangnya temperatur secara cepat (termoklin).3) Zona bawah (di bawah 1500 m). Di dalam zona ini kecepatan suara meningkat dengan

meningkatnya tekanan (kedalaman), sedang temperatur relatif konstan.

Gambar 17. Pola rambatan suara di laut. Menurut R.A.Fosch seperti yang dikutip olehVictoria Kaharl, 1999, Sounding out the ocean’s secrets, dalam Beyond Discovery: ThePath from Research to Human Benefit, National Academic of Sciences.

Gambar 18. Posisi saliran suara di laut. Dikuti dari Victoria Kaharl, 1999, Sounding outthe ocean’s secrets, dalam Beyond Discovery: The Path from Research to HumanBenefit, National Academic of Sciences.

Gelombang suara, seperti gelombang samudera, dapat mengalami refraksi dan dengandemikian akan membelok ke daerah kecepatan suara rendah. Refraksi gelombang berkombinasi



15

dengan variasi vertikal kecepatan suara di dalam laut dapat menghasilkan zona bayangan (shadowzona) dan saluran suara (sound channels) (Gambar 18). Zona bayangan adalah suatu daerah dimanarelatif sedikit suara yang menembusnya. Zona ini terjadi di bagian atas samudera ketika gradienkecepatan suara positif (peningkatan kecepatan suara) berada di atas gradien kecepatan suara negatif(penurunan kecepatan suara) dan suara berada di dalam zona gradien positif (Gambar 18). Suaramengalami refraksi ke arah atas di dalam daerah gradien positif dan ke arah bawah di dalam daerahgradien negatif, dan menghasilkan zona bayangan.

Saluran suara terjadi di dalam area dimana kecepatan suara mencapai nilai minimum. Suarayang terjadi dan merambat di dalam zona bernilai minimum ini mengalami refraksi ke atas dan kebawah ke daerah berkecepatan lebih rendah dan dengan demikian kembali masuk ke dalam zonabernilai minimum. Di dalam zona ini, hanya sedikit energi yang hilang karena penyebaran vertikal,dan suara dapat disalurkan sampai ribuan kilometer. Kecepatan suara minimum umumnya terjadipada kedalaman sekitar 150 m. Zona saluran suara ini disebut saluran SOFAR (sound fixing andranging).

Ketika suara merambat di dalam air, energinya berkurang karena tersebar, diserap, danterhamburkan. Suara hilang karena tersebar sebanding dengan jarak lintasannya. Suara dapat diserapoleh air dan dikonversi menjadi panas. Suara dapat dihamburkan oleh partikel-partikel, organismelaut, gelembung-gelembung gas, dan dasar laut. Suara juga dapat dipantulkan oleh dasar laut.

3.3.5. Sinar di LautSinar matahari hanya dapat menembus lapisan permukaan laut. Kedalaman penetrasi cahaya

menentukan ketebalan zona eufotik (euphotic zone), yaitu zona tempat terjadinya fotosintesis yangmenghasilkan unsur-unsur organik oleh tumbuhan. Zona eufotik membentang dari permukaan lautsampai kedalaman yang hanya 1% sinar dapat masuk. Kedalam zona ini sangat bervariasi. Di LautMediterania dan Karibia, zona eufotik menacapai kedalaman 100 sampai 160 m. Di daerah dekatpantai, penetrasi sinar matahari hanya sampai 15 m.

Tumbuhan adalah sumber makanan yang utama bagi organisme di laut. Oleh karena itu,ketebalan zona eufotik sangat penting. Tumbuhan plankton umumnya tidak dapat tumbuh dikedalaman dengan sinar yang tersedia <1%. Dengan demikian, sebagian besar produktifitas terjadidi dekat permukaan.

Kedalam penetrasi sinar matahari ke dalam laut tergantung pada empat faktor utama, yaitu(1) tutupan awan, (2) sudut inklinasi sinar matahari yang mencapai permukaan Bumi, (3) banyaknyamaterial inorganik yang tersuspensi, dan (4) densitas populasi organisme plankton.

3.6. Warna LautSamudera dan laut di Bumi mempunyai warna yang beraneka ragam. Nama dari beberapa

laut di Bumi mengacu kepada warna, seperti: Laut Hitam (Black Sea) diberi nama itu karena tampakgelap yang disebabkan oleh dasar lautnya yang tertutup oleh sedimen berwarna hitam; Laut Kuning(Yellow Sea) diberi nama itu karena tampak kuning yang disebabkan oleh banyaknya muatan lumpurberwarna kuning yang dimasukkan oleh sungai, terutama selama musim banjir; Laut Merah (RedSea) diberi nama itu karena tampak merah yang disebabkan oleh adanya alga (blue-green algae)yang berwarna merah; Laut Putih (White Sea) diberi nama itu karena permukaannya tampak putiholeh air yang membeku lebih dari 200 hari dalam setahun.

Warna adalah fungsi dari spektrum sinar. Sinar putih tersusun oleh warna merah, oranye,kuning, hijau, biru, dan ungu. Warna laut di kawasan tertentu kita lihat dapat berubah karena awanyang melintas atau karena perubahan sudut matahari. Laut umumnya tampak biru karena sinar biruyang memiliki panjang gelombang yang lebih pendek (dibandingkan warna merah), sehingga lebihmudah dihamburkan oleh partikel-partikel air dan material-material mikroskopis di dalam air.Sesungguhnya, warna laut pada umumnya adalah fungsi dari penghamburan sinar melalui partikel-partikel yang tersuspensi, refleksi warna langit, dan sifat dari material yang tersuspensi dan terlarutdi dalam air. Semua sinar berasal dari Matahari, dan sinar atau warna yang dilihat seseorang tidakmewakili seluruh spektrum radiasi sinar matahari.

Warna laut juga dapat memberikan beberapa indikasi (Gambar 19A dan B), antara lain:1) Laut berwarna biru gelap, bila laut dalam dan airnya jernih, dan tidak banyak mengandung



16

organisme plankton mikroskopis.2) Laut berwarna coklat, coklat muda, coklat kekuningan, atau biru kecoklatan, bila banyak muatan

suspensi di dalam air laut. Keadaan ini umumnya terjadi atau dijumpai di perairan dangkal,dekat pantai, khususnya di sekitar muara sungai pada saat banjir.

3) Laut berwarna biru muda jernih, bila air dangkal dan jernih, seperti di kawasan terumbu karang.4) Laut berwarna merah, merak kecoklatan, hijau, hijau-kuning, oranye atau putih keruh,

mengindikasikan terjadinya blooming fitoplankton atau red tide. Pada peristiwa itu, terjadipenigkatan jumlah fitoplankton dalam jumlah besar dalam waktu yang cepat.

Gambar 19. Warna laut yang memberikan indikasi tentang perbedaan kedalaman (19A-Foto kiri, PantaiBosnik, Biak September 2002), dan juga perbedaan kandungan muatan suspensi (19B-Foto kanan, Pantai utaraPulau Seram bagian timur, difoto dari udara, September 2002).

Pada teknologi penginderaan jauh, intensitas warna air laut yang terekam dipakai sebagaidasar untuk melakukan analisis dan interpretasi, seperti kondisi temperatur perairan laut, kondisilingkungan laut, kedalaman perairan, penyebaran kekeruhan, dan berbagai fenomena lain.

3.4. KOMPOSISI KIMIA AIR LAUTKomposisi kimia air laut secara umum dapat dikelompokkan menjadi: (1) unsur-unsur

inorganik terlarut (dissolved inorganic matter), (2) unsur-unsur organik terlarut (dissolved organikmatter), dan (3) gas-gas terlarut (dissolved gases). Variasi komposis kimia air laut dar satu tempat ketempat lain tergantung pada kondisi lingkungan lokal, seperti kelimpahan biota, kehadiran muarasungai, dan berbagai kondisi geologi dan meteorologi.

3.4.1. Unsur-unsur Inorganik TerlarutMenurut beratnya, air laut terdiri dari sekiar 96,5% air murni dan sekitar 3,5% (atau 35‰)

unsur inorganik terlarut. Sebagian besar unsur-unsur kimia yang sekarang diketahui, dijumpai didalam aiur laut (Gambar 20). Unsur-unsur inorganik tersebut dapat dikelompokkan menjadi tigakelompok, yaitu:1) Unsur Mayor, yaitu unsur-unsur yang jumlahnya lebih besar dari 100 ppm (part per million)

atau 100 mg per liter. Unsur-unsur tersebut adalah Klor (Cl: 19.353 ppm); Sodium atau Natrium(Na: 10.760 ppm); Belerang atau Sulfur dalam bentuk Sulfat (SO4

2-: 2.712 ppm); Magnesium(Mg: 1.294 ppm); Kalsium (Ca: 412 ppm); dan Potasium atau Kalium (K: 387 ppm).

2) Unsur Minor, yaitu unsur-unsur yang konsentrasinya lebih dari 1 ppm tetapi kurang dari 100ppm. Unsur-unsur tersebut adalah Brom (Br: 65 ppm); Karbon (C: 28 ppm); Stronsium (Sr: 8ppm); Boron (B: 4,6 ppm); Silikon (Si: 3 ppm); dan Fluor (F: 1 ppm).

3) Unsur Jejak (Trace Elements), yaitu unsur-unsur yang konsentrasinya kurang dari 1 ppm.Beberapa unsur jejak yang utama adalah Nitrogen (N: 0,5 ppm); Litium (Li: 0,17 ppm);Rubidium (Rb: 0,12 ppm); Fosfor (P: 0,07 ppm); Iodium (I: 0,06 ppm); Besi atau Ferum (Fe:0,01 ppm); Seng (Zn: 0,01 ppm); Molibdenum (Mo: 0,01 ppm). Selain itu terdapat setidaknya



17

52 unsur yang dijumpai dengan konsentrasi lebih kecil.

Gambar 20. Susunan berkala unsur. Unsur-unsur yang tidak di dalam tanda“kurung”, dijumpai di air laut. Dikutip dari Ingmanson dan Wallace (1973).

Sebagian besar unsur-unsur terlarut di dalam air laut dijumpai dalam bentuk ion. Garam-garam laut terdiri terutama dari beberapa unsur mayor yang dijumpai dalam berbagai bentuk variasikombinasi. Sebagian besar ion-ion garam-garam laut dihasilkan dari senyawa-senyawa berikut:Sodium klorida atau Natrium klorida (NaCl); Magnesium klorida (MgCl2); Magnesium sulfat(MgSO4); Kalsium sulfat (CaSO4); Potasium sulfat atau Kalium sulfat (K2SO4); Magnesiumbromida (MgBr2); Kalsium karbonat (CaCO3); Sodium sulfat atau Natrium sulfat (NaSO4); danPotasium klorida atau Kalium klorida (KCl).

3.4.2. Unsur-unsur Organik Terlarut dan NutrienKehadiran unsur-unsur organik di dalam air laut jumlahnya relatif sedikit, dan biasanya

hadir dalam jumlah yang bervariasi antara 0 – 6 mg per liter. Sumber dari unsur-unsur organikadalah dari ekresi organisme dan hancuran dari organisme yang mati. Unsur-unsur yang termasuk kedalam unsur-unsur organik terlarut (dissolved organic matters – DOM) adalah nitrogen (N) danfosfor (P) yang secara kimiawi membentuk senyawa organik dan bahkan teroksidasi, atau kadang-kadangn oleh bakteri, terubah menjadi nitrat (NO3-) dan fosfat (PO4

3-). Nitrogen dan fosfos adalahdua unsur yang dibutuhkan oleh tumbuhan untuk membentuk unsur-unsur organik, karena itu,keduanya disebut sebagai nutrien (nutrient). Di laut, konsentrasi nitrogen dan fosfat relatif kecil.Akibatnya, penyebarannya di dalam air laut dikontrol oleh proses kimia yang berlangsung secarabiologis (biologically mediated redox processes) yang juga mengontrol siklus biogeokimia unsurorganik. Dengan demikian, nitrogen dan fosfor disebut sebagai biolimiting elements. Sebagaipembanding, unsur karbon dan sulfur lebih banyak dijumpai di dalam air laut. Distribusinyadipengaruhi oleh proses-proses fisika dan biogeokimia. Karena proses biologis memiliki pengaruhyang kecil terhadap distribusinya di laut, maka keduanya disebut sebagai biointermediate elements.Selain nitrat dan fosfat, senyawa-senyawa organik terlarut lainnya di dalam air laut adalah karbonorganik, karbohidrat, protein, asam-asam amino, asam-asam organik, dan vitamin-vitamin.

Selain nitrat (NO3-) dan fosfat (PO43-), di laut ada nutrien ke-tiga, yaitu silikat (SiO4

-).Silikat dibutuhkan oleh organisme laut untuk membentuk dinding luar yang keras pada organismebersel tunggal seperti diatom, dan skeletal pada beberapa protozoa. Ketiga unsur nutrien ini masukkelaut melalui sungai dan aliran permukaan bersama-sama unsur terlarut lainnya.

Semua unsur-unsur organik yang terbentuk di perairan permukaan terutama oleh prosesfotosintesis. Proses fotosintesis membutuhkan sinar matahari, oleh karena itu, hanya terjadi dikedalaman air yang dapat ditembus oleh sinar matahari, yaitu hanya sampai 200 meter daripermukaan samudera, yang disebut dengan zona eufotik (euphotic zone). Oganisme yang terlibatdalam proses fotosintesis adalah fitoplankton.



18

Persamaan reaksi fotosintesis adalah sebagai berikut:

216110263106MatahariSinar1

2-24

-132 138OPNOHC18HO122HHPO16NO106CO

Reaksi di atas memperlihatkan bahwa fotosintesis tidak hanya mengkonsumsi CO2 dari larutan danmenghasilkan O2, tetapi juga membutuhkan nutrien, seperti nitrat dan fosfat.

Konsentrasi nitrat dan fosfat di perairan permukaan bervariasi, oleh karena itu, lajufotosintesis, yang dikenal dengan produktivitas planktonik (planktonic productivity), jugabervariasi. Laut dengan produktifitas tinggi terjadi di samudera terbuka melalui proses percampuranyang membawa air dari laut dalam yang kaya dengan nutrien ke permukaan. Di perairan pesisirdekat pantai, produktifitas tinggi terjadi karena nutrien yang dimasukkan oleh aliran sungai daridarat ke perairan pesisir. Konsentrasi nitrat dan fosfat yang sangat tinggi dijumpai di bawah lapisanpermukaan (Gambar 21 dan 22).

Oksige tampak tinggi di lapisan permukaan (Gambar 21), kondisi ini terjadi karenapercampuran dan fotosintesa yang terjadi. Fotosintesa mengkonsumsi nutrien dan karbon dioksida,yang menyebabkan rendahnya konsentrasi ketiga unsur tersebut di permukaan. Selanjutnya,tingginya fosfat dan nitrat di sebelah bawah termoklin menunjukkan banyak material organik(Particulate Organic Matter = POM) yang turun dari lapisan permukaan dan tidak mengalamipengadukan di lapisan termoklin.

Gambar 21. Profil kedalaman (a) salinitas, (b) temperatur, (c) oksigen terlarut (O2), (d)nitrat, (e) fosfat, (f) silikon terlarut (g) inorganik karbon terlarut total di daerah lintangmenengah. Dikutip dari Libes (1992).

Kolom air di bawah lapisan permukaan atau zona eufotik tidak dapat ditembus oleh sinarmatahari, sehingga disebut zona afotik (aphotic zone). Oleh karena itu, proses apapun yangmembawa air dari bawah lapisan permukaan ke dalam zona permukaan yang dapat ditembus olehsinar matahari, akan membantu fotosintesis. Dua proses utama yang dapat menyebabkan hal tersebutadalah “coastal upwelling” (upwelling di perairan pesisir) dan percampuran massa air di lintangtinggi pada sirkulasi air dalam (deep water circulation). Gambaran profil vertikal konsentrasi nitratdan fosfat dari tiga samudera utama dapat dilihat pada Gambar 22.



19

Gambar 22. Prifil kedalaman rata-rata nitrat dan fosfat terlarut di tiga samudera utama. Dikutip dariBerner dan Berner (1987).

Gambar 23. Siklus biogeokimia dari detritus material organik (Particulate Organic Matter – POM). (1)fotosintesis, (2) komsumsi (3) mati, (4) konsumsi detritus, (5) ekskresi POM dan mati, (6) konsumsi,(7) konsumsi detritus, (8) ekskresi POM dan mati, (9) degradasi oleh bakteri, (10) regenerasi nutrien,(11) ekskresi nutrien, (12) POM tenggelam, (13) konsumsi, (14) sedimentasi, (15) regenerasi nutrien,(16) konsumsi, (17) ekskresi, (18) regenerasi nutrien, (19) transportasi nuterien secara vertikal, (20)asimilasi nutrien. Dikutip dari Libes (1992).



20

Fitoplankton dimakan oleh zooplankton, selanjutnya zooplankton dimakan oleh ikan, danseterusnya dalam suatu rantai makanan. Selama proses tersebut berlangsung, respirasi terjadi baikoleh organisme tingkat tinggi maupun bakteri. Respirasi adalah kebalikan dari fotosintesis. Dengankata lain, oksigen diambil dari larutan dan CO2, nitrat dan fosfat dilepaskan ke dalam larutan. Lajufotosintesis dan respirasi teratur dalam keseimbangan yang baik di perairan permukaan, tetapi tidakbetul-betul sama. Sebagian kecil unsur organik yang mati tenggelam ke perairan yang lebih dalam.Unsur-unsur organik yang tenggelam itu kemudian mengalami oksidasi oleh bakteri di air dalam danmenghasilkan CO2, nitrat dan fosfat, dan mengkonsumsi O2 (tanpa fotosintesis) (Gambar 23). Prosesoksidasi oleh bakteri ini menyebabkan tingginya konsentrasi nitrat, fosfat, dan CO2, dan rendahnyaO2 di perairan dalam (Gambar 21 dan 22).

3.4.3. Gas-gas TerlarutGas-gas utama (major gases) yang terdapat di laut adalah nitrogen (N2), oksigen (O2), dan

karbon dioksida (CO2). Gas-gas lain yang hadir dalam jumlah yang sedikit adalah helium (He), dangas-gas “inert” (tidak reaktif), yaitu neon (Ne), argon (Ar), Krypton (Kr), dan Xenon (Xe).

Gas-gas hadir di dalam air laut umumnya masuk melalui atmosfer. Beberapa gas jarang(rare gas) dapat hadir di dalam air laut melalui proses peluruhan radioaktif (radioactive decay) didalam sedimen di dasar laut.

Kelarutan gas, atau kemampuan gas untuk masuk ke dalam larutan, tergantung pada tiga hal,yaitu: (1) temperatur gas dan larutan; kelarutan gas meningkat dengan berkurangnya temperatur, (2)tekanan atmosfer parsial gas; kelarutan gas meningkat dengan menigkatnya tekanan, dan (3)kandungan garam dalam larutan (salinitas); kelarutan gas berkurang dengan meningkatnya salinitas.Kuantitas kandungan gas di dalam air laut, dengan pengecualian oksigen (O2) dan karbon dioksida(CO2), sangat ditentukan oleh ketiga faktor tersebut di atas. Gas-gas yang konsentrasinya dapatdipredikasi, relatif tidak rekatif di dalam lingkungan laut. Oleh karena itu, bila kuantitas gas lebihtinggi atau lebih rendah dari pada yang ditunjukkan oleh ketiga faktor yang menentukan di atas,maka hal itu menunjukkan adanya sesuatu di lingkungan laut yang menyebabkan variasi itu.Oksigen dan karbon dioksida adalah gas-gas yang konsentrasinya dapat bervariasi secaraindependen terhadap faktor di atas. Kedua gas itu dengan demikian bersifat reaktif di dalamlingkungan laut.

3.4.3.1. NitrogenKandungan nitrogen di dalam air laut adalah 64% dari seluruh kandungan gas terlarut di

dalam air laut. Secara biologis, nitrogen terlarut di dalam air tidak penting, karena sebagian hewantidak dapat memanfatkan nitrogen bebas. Senyawa nitrogen yang penting bagi makanan sebagianbesar hewan diperoleh dari tumbuhan dan hewan yang merupakan bagian dari rantai makanan(Gambar 23). Agar bisa dimanfaatkan, nitrogen bebas harus berada dalam bentuk senyawa.Organisme yang berperanan dalam proses ini adalah bakteri pengikat nitrogen (nitrogen-fixingbacteria). Nitrat dihasilkan oleh reaksi kimia selama metabolisme tumbuhan dan hewan. Tumbuhandan hewan itu kemudian menjadi sumber nitrogen bagi tingkat kehidupan lain yang lebih tinggi.

3.4.3.2. OksigenAir laut mengandung oksigen sebanyak 34% dari seluruh total gas yang terlarut di dalam air

laut. Konsentrasi oksigen di dalam air laut sangat bervariasi. Di perairan permukaan (zona fotik),konsentrasi oksigen berkaitan dengan temperatur. Makin tinggi temperatur, kelarutan gas makinrendah. Beberapa ratus meter di bawah zona eufotik, biasanya terdapat zona oksigen-minimum(oxygen-minimum zone) atau lapisan miskin oksigen (oxygen-poor layer) (Gambar 24). Zona ituterbentuk karena fenomena biologis.

Air laut memiliki dua sumber oksigen, yaitu dari atmosfer dan fotosintesis. Seperti telahdiuraikan sebelumnya, fotosintesis menghasilkan oksigen. Unsur-unsur organik dan oksigendipergunakan dan dikonsumsi sebagian besar di dalam zona afotik oleh organisme, termasuk bakteri.Proses ini, yang disebut respirasi (respiration), menyebabkan oksigen dikonsumsi dan dikeluarkan



21

sebagai gas dari air laut. Inilah yang menyebabkan terbentuknya zona oksigen-minimum.Zona oksigen-minimum terjadi terutama karena respirasi hewan dan tumbuhan, dan karena

oksidasi detritus material organik oleh bakteri. Ada tidaknya zona ini tergantung pada apakahdeplesi oksigen oleh respirasi melewati oksigen yang diperbaharui oleh percampuran antara airpermukaan dengan air dalam. Peningkatan oksigen di bawah zona oksigen minimum dipercayaadalah karena pemasukan air yang kaya oksigen dari daerah kutub ke bagian samudera yang dalam(Gambar 25). Kehadiran oksigen di seluruh kedalaman air menunjukkan adanya sirkulasi daninteraksi diantara massa air dari berbagai tingkat kedalaman. Sementara itu, tingginya kandunganoksigen di lapisan permukaan laut (zona eufotik) adalah karena aktifitas fotosintesis darifitoplankton dan pelarutan dari atmosfer.

Gambar 24. Pola distribusi vertikal konsentrasi oksigen dan fosfor disamudera. Dikutip dari Ross (1977).

Gambar 25. Profil vertikal Temperatur, Salinitas, dan Oksigen yang diukurdi Samudera Atlantik Selatan. Dikutip dari Ross (1977).

Oksigen dipergunakan oleh hewan, bakteri, dan mikroorganisme heterotropik untukrespiras. Tanpa oksigen, atau kekurangan oksigen, dapat menyebabkan kematian semua organismetersebut.



22

3.4.3.3. Karbon DioksidaGas karbon dioksida (CO2) adalah penyusun air laut yang penting. Gas ini masuk ke dalam

air laut sebagai gas terlarut, dan kemudian membentuk asam lemah H2CO3. Gas ini kemudianberkombinasi dengan air laut dan menghasilkan material karbonat yang banyak dijumpai di dalambatuan, koral, cangkang hewan laut dan berbagai sedimen laut.

Persamaan reaksi pembentukan karbonat itu adalah sebagai berikut:

11-3

2-3

1

3222

HHCOCO2H

COHOHCO

Gas karbon dioksida diperlukan untuk proses fotosintesis oleh tumbuhan hijau di laut disiang hari. Di malam hari, karbon diosida dihasilkan oleh proses respirasi. Selain dihasilkan secaraalamiah, gas karbon dioksida juga dihasilkan oleh aktifitas manusia membakar bahan bakar fosil,seperti minyak bumi dan batubara. Produksi gas karbon dioksida secara berlebihan dapatmeningkatkan temperatur atmosfer Bumi, yang dikenal sebagai efek rumah-kaca (greenhouseeffect). Oleh karena itu, gas karbon dioksida juga disebut sebagai gas rumah-kaca (greenhouse gas).Kemampuan air laut menyerap gas karbon dioksida secara langsung mempengaruhi iklim global.

3.4.3.4. Hidrogen SulfidaGas hidrogen sulfida (H2S) di dalam air laut hanya sekitar 0,5% dari total gas yang terlarut

di dalam air laut. Meskipun demikian, gas ini penting untuk diperhatikan, karena gas inimenunjukkan aktifitas bakteri, pembusukan material organik, kondisi air yang stagnan (tanpasirkulasi), rendahnya kandungan oksigen terlarut di dalam air, dan yang terpenting adalah bahwa gasini bersifat racun yang mematikan organisme.

Bila suatu daerah terisolasi dari sumber oksigen yang potensial, maka mungkin terjadisebagian besar atau semua oksigen di air dalam akan habis terpakai. Salah satu contoh daerah sepertiini adalah Laut Hitam. Air yang kosong oksigen disebut anaerobik (anaerobic) dan lingkungannyadisebut lingkungan anaerobik. Materil organik di dalam lingkungan itu dapat mengalamidekomposisi oleh bakteri pereduksi sulfat (sulfate-reducing bacteria). Sulfida yang terbentuk dapatberkombinasi dengan hidrogen dan membentuk hidrogen sulfida (H2S) yang sangat berbau (sepertitelur busuk) dan mematikan bagi banyak organisme. Bila air-dalam di daerah anaerobik terbawa kepermukaan oleh suatu proses tertentu, biasanya menyebabkan terjadinya kematian massal organismedi perairan permukaan.

3.4.4. Sifat Kehadiran Unsur Kimia di LautIon-ion utama (unsur mayor) di dalam air laut (Cl, Na, Ca, K, Mg, dan Sulfat) hadir dalam

proporsi yang relatif konstan, karena konsentrasinya di dalam air laut sangat dikendalikan olehproses-proses fisika, seperti penambahan dan pengurangan air. Dalam hal ini, proses fisika yangterjadi atau pergerakan material lebih cepat daripada proses kimia yang terjadi, sehingga proseskimia tidak berpengaruh. Oleh karena itu, unsur-unsur tersebut disebut sebagai unsur konservatif(conservative elements). Konsentrasi dari unsur-unsur konservatif proporsional satu sama lain dansebanding dengan salinitas.

Selain dari unsur-unsur utama di atas, kehadiran unsur-unsur kimia di dalam air laut tidakdalam proporsi yang konstan. Konsentrasi unsur-unsur tersebut sangat ditentukan oleh reaksi kimiayang terjadi di dalam air laut dan sedimen di dasar laut, dan proporsional dengan salinitas secaratidak langsung. Oleh karena itu, unsur-unsur kimia tersebut disebut sebagai unsur nonkonservatif(nonconservative elements). Walaupun sebagian besar unsur-unsur kimia di dalam air laut bersifatnonkonservatif, tetapi jumlahnya merupakan fraksi yang kecil dari total volume air laut.

Kehadiran unsur-unsur kimia di dalam suatu lingkungan adalah tidak tetap. Unsur-unsur



23

kimia tersebut bisa masuk ke suatu lingkungan dan keluar lagi dari lingkungan itu. Waktu rata-ratayang diperlukan oleh suatu unsur berada di dalam suatu lingkungan atau reservoir sampai unsurtersebut dikeluarkan dari lingkungan atau reservoir itu melalui suatu proses transportasi disebutsebagai residence time (waktu-tinggal). Dalam keadaan seimbang (steady state), residence timedidefinisikan sebagai berikut:

itureservoirdariataukeebutunsur tersdarinpengeluaraataupemasukanLaju

reservoirdalamdiunsuralJumlah tot)( timeResidence

Lamanya suatu unsur berada di dalam suatu lingkungan tergantung pada sifat unsur tersebut.Unsur-unsur yang reaktif memiliki residence time yang singkat. Unsur-unsur yang termasuk kedalam kelompok ini adalah unsur-unsur yang di dalam susunan berkala unsur masuk ke dalamkelompok transisi, lantanida, dan aktinida.

Di dalam suatu lingkungan yang terbatas, misalnya sebuah teluk, residence time suatu unsurdi dalam teluk tersebut juga ditentukan oleh keluar dan masuknya massa air dari dan ke dalamperairan teluk tersebut. Pemahaman tentang residence time dari suatu unsur kimia di dalam suatulingkungan tertentu sangat penting bagi pengelolalaan kondisi lingkungan tersebut.

Secara kimiawi, sifat reaktifitas unsur dapat ditentukan dari potensial ionik (ionic potential).Sifat ini didefinisikan sebagai perbandingan antara muatan ion terhadap radius ion. Unsur-unsuryang memiliki potensial ionik rendah, relatif tidak reaktif, dengan demikian cenderung untuk tetapberada di dalam larutan, dan waktu-tinggalnya relatif lama. Ion-ion unsur-unsur mayor masuk kedalam kelompok ini. Unsur-unsur dengan potensial ionik tinggi bersifat reaktif, tetapi cenderungmembentuk senyawa kompleks yang dapat larut (soluble complex). Dengan demikian, unsur-unsuritu cenderung untuk tetap di dalam larutan tetapi tersebar merata di dalam samudera karena rekasikimia yang dialaminya di dalam air laut. Unsur-unsur biolimiting termasuk di dalam kelompok ini.Unsur-unsur dengan potensial ionik menengah bersifat reaktif, tetapi cenderung membentukendapan yang tak dapat larut (insoluble precipitates), terutama endapan hidroksida dan oksida.Akibatnya, unsur-unsur ini secara cepat dikeluarkan dari samudera dan residence time-nya singkat.Logam-logam transisi termasuk dalam kelompok ini.

DAFTAR PUSTAKABerner, E.K. and Berner, R.A., 1987. Global Water Cycle: geochemistry and environment. Prentice-

Hall, Inc., Englewood Cliff, New Jersey.Culkin, F., 1965. The Major Constituents of Sea Water. In: J.P. Riley and G. Skirrow (eds.),

Chemical Oceanography, vol. 1, Academic Press, London, p. 121 – 161.Ingmanson, D.E. and Wallace, W.J., 1973. Oceanography: an introduction. Wordsworth Publishing

Company, Inc., Belmont, California.Kaharl, V., 1999. Sounding out the ocean’s secrets. In: Beyond Discovery: the parth from research

to human benefit. National Academic of Sciences. [Http://www2.nas.edu/bsi]. Akses: 10Maret 2005.

Libes, S.M., 1992. An Introduction to Marine Biogeochemistry. John Wiley & Sons, Inc., NewYork.

Pickard, G.L. and Emery, W.J., 1995. Descriptive Physical Oceanography: an introduction, 5th (SI)Enlarged Edition. Butterworth-Heinemann, Ltd., Oxford.

Ross, D.A., 1977. Introduction to Oceanography. Prentice-Hall, Inc., Englewood Cliffs, New Jersey.Tchernia, P., 1980. Descriptive Regional Oceanography, Pergamon Press, Oxford, 253 p + 19 plates

(English edition).Weisberg, J. and Parish, H., 1974. Introductory Oceanography. McGraw-Hill Kogashuka, Ltd.,

Tokyo.

Oseanografi, Gerakan Air Laut5/22/2012


1

4. GERAKAN AIR LAUT

4.1. PENGANTARAir laut bersifat dinamis, selalu bergerak. Sifat dinamis air laut tersebut terutama disebabkan

oleh interaksi antara samudera dengan atmosfer, pengaruh gerak rotasi Bumi, pengaruh gayagravitasi Bulan dan Matahari. Pada dasarnya gerakan air laut terjadi dalam bentuk: (1) gelombang,(2) pasang surut, dan (3) arus. Gelombang adalah gerakan air laut yang sangat menonjol danmenarik perhatian bila seseorang berdiri di tepi pantai. Di alam, fenomena gelombang muncul bilaada dua massa yang berbeda densitasnya berada pada posisi yang berdampingan dan berinteraksi,dimana yang satu bergerak terhadap yang lain. Oleh karena itu, fenomena gelombang tidak hanyaterjadi di permukaan laut saja – interaksi antara udara dan air laut, tetapi juga terjadi di permukaantanah – interaksi antara udara dengan pasir seperti di daerah gurun, atau di permukaan dasar lautatau pantai – interaksi antara dasar laut dengan air laut. Di permukaan laut, fenomena gelombangdapat terlihat sebagai gerakan air laut yang bergelora atau air laut yang menghempas ke pantai.

Pasang surut adalah gerakan air laut naik dan turun karena pengaruh gaya gravitasi dariBulan dan Matahari. Air laut naik terjadi pada sisi Bumi yang menghadap ke arah Bulan dan sisisebaliknya. Fenomena gerakan pasang surut baru dapat terlihat bila kita mengamati ketinggian mukalaut di pantai selama antara 12 sampai 24 jam. Secara visual, gejala pasang naik terlihat daribertambah dalamnya genangan dan bergesernya genangan oleh air laut ke arah daratan, sedanggejala surut terlihat dari berkurangnya kedalaman air dan bergesernya ke arah laut.

Arus laut adalah fenomena berpindahnya massa air laut dari satu tempat ke tempat lain,yang terjadi antara lain terutama karena interaksi antara lautan dengan udara di atasnya maupunkarena pengaruh gerak rotasi Bumi. Fenomena ini dapat terjadi dalam skala kecil di perairan pantaiatau selat-selat, maupun skala besar seperi arus-arus yang terjadi di samudera-samudera yangmembentuk pola sirkulasi massa air global.

4.2. GELOMBANG

4.2.1. Teori Gelombang

4.2.1.1. Beberapa definisi gelombangGelombang bergerak secara periodik, yaitu bergerak berulang-ulang pada suatu periode

waktu tertentu. Sifat-sifat gelombang dapat diterangkan dengan bentuk gelombang sederhana untukmenggambarkan panjang gelombang, tinggi gelombang, dan periode gelombang (Gambar 1).

Gambar 1. Gambar gelombang yang disederhanakan yang menunjukkan berbagai parametergelombang dan gerakan partikel air di dalam suatu bentuk gelombang. Lingkaran menunjukkangerakan partikel air yang diperbesar. Dikutip dari Ross (1977) dengan modifikasi.



2

Perioda gelombang (T) adalah waktu yang dibutuhkan oleh puncak (atau lembah) gelombang yangberurutan untuk melalui titik tetap tertentu. Panjang gelombang (L) adalah jaral horizontal di antaradua puncak (atau lembah) gelombang yang berurutan. Tinggi gelombang (H) adalah jarak vertikaldari dasar lembah sampai puncak gelombang. Kedalaman air (d) adalah jarak vrtikal antara nukalaut rata-rata sampai dasar laut.

4.2.1.2. Perambatan gelombangKecepatan merambat gelombang (C) adalah:

Bila gelombang merambat di perairan dangkal, maka faktor kedalaman air adalah parameter pentingyang mempengaruhi gerakan gelombang.

Berdasarkan kedalaman relatif, yaitu perbandingan antara kedalaman air d dan panjanggelombang L, perairan dapat diklasifikasikan menjadi tiga kelas (Triatmodjo, 1999), yaitu:

1) Perairan dalam (deep water), bila d/L >1/2.2) Perairan kedalaman menengah (intermediate water), bila 1/2>d/L>1/20.3) Perairan dangkal (shallow water), bila d/L<1/20.

Di perairan dalam, yaitu bila rasio d/L > 1/2:

Bila kita bekerja dengan unit SI, maka kita bisa menukan g = 9,81 m/dt2 dan p = 3,14,sehingga:

Dari persamaan tersebut terlihat bahwa panjang gelombang di perairan dalam hanyaditentukan oleh perioda gelombang. Dengan kata lain, di perairan dalam panjang gelombang dapatdiketahui hanya dengan mengukur perioda gelombang.

Selanjutnya, bila persamaan (1) dan persamaan (4) dikombinasikan, maka kita dapat denganmudah mendapatkan kecepatan gelombang:

Persamaan (6) ini memperlihatkan bahwa di laut dalam, gelombang dengan perioda yang panjangmerambat lebih cepat dari pada gelombang dengan perioda yang pendek.

(1).....................TLC

(4)......................2. 2

TgL

(5)......................56,1 2TL

(6)......................2.Tg

TLC



3

Untuk perairan dangkal, dimana d/L <1/20:

Karena C=L/T, maka:

Dari persamaan (9) terlihat bahwa, di lingkungan perairan dangkal, bila perairan makindangkal, maka kecepatan gelombang makin rendah. Demikian pula sebaliknya, bila perairan makindalam maka kecepatan gelombang di perairan dangkal makin besar.

4.2.1.3. Energi dan kekuatan gelombangBila kita perhatikan gerakan gabus yang mengapung di laut ketika gelombang melintas, kita

akan melihat bahwa gabus itu bergerak naik turun dan sementara itu juga bergerak maju danmundur. Gerakan gabus tersebut sesungguhnya memperlihatkan gerakan melingkar (lihat Gambar 1)dengan diameter sama dengan tinggi gelombang H dan dengan periode T. Keadaan tersebutmenunjukkan bahwa gelombang sesungguhnya adalah rambatan energi dan momentum melaluipermukaan air. Air laut itu sendiri tidak bergerak atau berpindah mengikuti rambatan gelombang.

Ketika gelombang merambat, permukaan air laut naik. Hal itu menunjukkan air memberienergi potensial kepada gelombang. Pada waktu yang sama, gerakan air laut yang melingkar (orbitalmotion) ketika gelombang lewat, memberikan energi kinetik. Dengan demikian, energi gelombangadalah energi total yang merupakan gabungan energi potensial (Ep) dan energi kinetik (Ek).Sehingga:

dimana:E = energi gelombang g = percepatan gravitasiρ = densitas air laut H = tinggi gelombang

Dari persamaan (10) terlihat bahwa energi gelombang sangat ditentukan oleh tinggigelombang.

Kekuatan gelombang (wave power) atau “energy flux” adalah banyaknya energi gelombangyang disalurkan pada arah rambatan gelombang. dan dinyatakan dengan persamaan:

dimana:P = kekuatan gelombang atau wave power. C = kecepatan gelombangE = energi gelombang n = angka gelombang

(9)......................gdC

......(8)....................gdTL

(10)......................gH81 2

E

EkEpE

(11)..................ECnP



4

Untuk laut dalam, n = ½, dan untuk perairan dangkal, n = 1.

Untuk perairan dangkal, bila persamaan (11) dan (9) dikombinasikan maka akandiperoleh:

Persamaan ini memperlihatkan bahwa di perairan dangkal, makin bila kedalaman air bertambahmaka kekuatan gelombang akan bertambah pula.

Untuk perairan dalam, bila persamaan (11) dan (6) dikombinasikan, maka akan tampakbahwa gelombang yang memiliki perioda yang panjang lebih kuat daripada gelombang yangmemiliki perioda pendek.

4.2.1.4. Perambatan gelombang laut dalamGelombang di laut dalam hadir dalam bentuk kelompok gelombang dan terjadi karena

tiupan angin.Kecepatan merambat kelompok gelombang di laut dalam, dimana energi gelombang dan

kelompok gelombang secara keseluruhan merambat adalah:

dimana:Cg = kecepatan kelompok gelombang g = percepatan gravitasiC = kecepatan individu gelombang T = periode gelombang

Dari persamaan tersebut terlihat bahwa kecepatan gelombang merambat tergantung pada periode,dimana gelombang denga periode yang lebih panjang akan merambat lebih cepat dari padagelombang dengan periode yang lebih pendek.

Bila gelombang dengan periode T tercetus di suatu tempat yang berjarak R dari suatutempat, misalnya A (Gambar 2), maka waktu tob pertama kali gelombang sampai di titik A adalah:

(13).................2.

21

21

TgCCg

(14)...................

4TgR

CRt

gob

(11)..................gdnEP



5

Gambar 2. Kelompok gelombang bergerak dari daerah sumber menuju ke lokasipengamatan di titik A. Dikutip dari Komar (1976) dengan modifikasi.

Selanjutnya, tob adalah waktu gelombang dengan perioda T pertama sampai, dan lama tiupan anginD, maka gelombang yang terakhir sampai di titik A adalah tob + D. Untuk “fetch” yang panjang, adaerror yang perlu dikoreksi.

Bila gelombang melintasi samudera, setelah meninggalkan daerah pembentukannya, makaia akan kehilangan energi selama dalam perjalanan. Hal itu dapat terjadi karena:1) Peredaman internal oleh viskositas air,2) Penyebaran gelombang ke arah yang lain karena variasi arah tiupan angin,3) Angin yang bertiup berlawanan arah dengan arah rambatan gelombang, dan4) Interaksi dengan gelombang-gelombang lain, baik dengan gelombang yang terjadi oleh tiupan

angin yang sama, maupun dengan gelombang yang terjadi oleh tiupan angin yang lain.

4.2.2. Gelombang PecahBila gelombang dari laut dalam menuju ke pantai, maka ketika gelombang itu memasuki

perairan dangkal, akan terjadi perubahan bentuk. Perubahan bentuk itu mulai terjadi ketikakedalaman air sama dengan ½ panjang gelombang, dan mulai berubah secara tegas ketikakedalaman air ¼ panjang gelombang (batas air dalam menurut teori gelombang Airy). Perubahanbentuk yang terjadi pada gelombang itu adalah kecepatan dan panjang gelombang berkurang,tinggi gelombang bertambah, sedang periode gelombang tetap. Di bagian perairan yang tidak jauhdi belakang zona tempat gelombang pecah (breaker zone), puncak-puncak gelombang menjadibertambah runcing dan dipisahkan oleh lembah yang relatif datar (Gambar 3). Akhirnya, gelombangpecah setelah menjadi sangat curam dan tak stabil. Gelombang menjadi tidak stabil karenakecepatan gerakan partikel-partikel air di puncak gelombang melebihi kecepatan fase gelombang.



6

Gambar 3. Gambaran transformasi gelombang dari perairan dalam ketikamendekati pantai. Dikutip dari Komar (1976) dengan modifikasi..

Gambar 4. Macam-macam gelombang pecah di pantai. Gambar sebelah kiri adalah tiga tipegelombang pecah yang mudah di kenal. Gambar sebelah kanan diperoleh dari rekaman film,dan menunjukkan adanya satu jenis pecahan transisi, jenis Collapsing, antara Plunging danSurging. Tanda panah menunjukkan titik awal pecahnya gelombang. Dari Komar (1976).

Dikenal ada empat tipe gelombang pecah (Gambar 4), yaitu:1) Spilling breaker. Pecahan gelombang jenis ini terjadi bila gelombang menjalar di pantai dengan

dasar yang landai. Pada pecahan jenis ini, puncak gelombang yang tidak stabil turun sebagai“white water” (gelembung-gelembung dan buih).

2) Plunging breaker. Pecahan jenis ini terjadi bila gelombang menjalar di pentai yang miring. Padapecahan jenis ini, gelombang yang mendekat ke pantai memiliki lereng depan yang menghadapke daratan menjadi vertikal, puncak gelombang kemudian menggulung ke depan, dan akhirnyamenghunjam ke depan.

3) Surging breaker. Pecahan jenis ini terjadi bila lereng pantai sangat curam. Pada pecahan jenis



7

ini, puncak gelombang naik seperti akan menghunjam ke depan, tetapi kemudian dasargelombang naik ke atas permukaan pantai sehingga gelombang jatuh dan menghilang.

4) Collapsing breaker. Pecahan ini adalah bentuk menengah antara pecahan tipe plunging dansurging.

Tipe gelombang pecah di atas, dari urutan satu sampai tiga adalah tiga macam gelombang pecahyang umum mudah dikenal. Adapun tipe gelombang yang ke-empat, adalah tipe gelombang pecahtransisi antara plunging breaker dan surging breaker. Tipe ini ditemukan oleh Galvin tahun 1968yang mempelajari gelombang mempergunakan film berkecepatan tinggi (Komar, 1976).

4.2.3. Refraksi GelombangKetika gelombang air dalam memasuki perairan dangkal, gelombang itu mengalami

refraksi (refraction, Gambar 5), yang menyebabkan arah rembatan gelombang berubah sesuaidengan berkurangnya kedalaman air. Keterkaitan antara perubahan arah dengan perubahankedalaman dapat kita lihat pada hubungan antara kedalaman air dan kecepatan gelombang sepertiterliat pada persamaan (9). Karena sifat tersebut, maka ketika memasuki perairan dangkalgelombang akan membelok ke bagian perairan yang lebih dangkal. Perubahan arah gelombang ituterjadi sedemikian rupa sehingga puncak gelombang cenderung sejajar dengan garis konturkedalaman.

Topografi dasar laut yang tidak teratur dapat menyebabkan gelombang mengalami refraksiyang sangat rumit dan menghasilkan variasi tinggi gelombang dan energi di sepanjang pantai.Gelombang akan mengalami refraksi dan divergensi di atas perairan yang dalam di atas palung-palung pantai (Gambar 5, atas) sehingga di bagian pantai yang berhadapan dengan palung akanterjadi pengurangan tinggi gelombang. Sementara itu, di pantai yang terletak di kedua sisinya terjadikonvergenasi dan gelombang menjadi lebih tinggi.

Bila gelombang mendekati suatu tanjung (headland), maka gelombang akan mengalamirefraksi dan konvergensi atau dibelokkan ke arah tanjung tersebut, sehingga energi gelombangterkonsentrasi ke arah tanjung atau headland itu (Gambar 5, bawah).

Gambar 5. Pola divergen (atas) dan konvergen(bawah) pada gejala refraksi gelombang di daerahpalung dan tanjung. Dari Komar (1976).



8

4.2.4. Difraksi GelombangGejala difraksi gelombang terjadi apabila gelombang melewati suatu penghalang, seperti

pulau, tanjung atau bangunan teknik di pantai. Apabila gelombang datang terhalang oleh suaturintangan, maka gelombang akan membelok di sekitar ujung rintangan dan masuk ke daerahterlindung (daerah bayangan atau shadow zone) di belakang rintangan. Dalam difraksi terjaditransfer energi yang sejajar dengan puncak gelombang atau tegak lurus dengan arah penjalarangelombang (Gambar 6). Transfer energi itu menyebabkan terjadinya gelombang di daerah bayanganmeskipun tidak sebesar gelombang di luar daerah bayangan.

Gambar 6. Difraksi gelombang di daerahbayangan suatu penghalang gelombang di lepaspantai. Dari Komar (1976).

4.2.5. Jenis-jenis Gelombang Menurut PenyebabnyaGelombang dapat terjadi karena berbagai sebab alamiah. Berdasarkan faktor yang

menyebabkan timbulnya gelombang dan karakter gelombang yang terjadi, gelombang dapatdibedakan menjadi beberapa macam. Berikut ini akan diuraikan secara singkat mengenai macam-macam gelombang tersebut.

4.2.5.1. Gelombang karena tiupan angin (wind-generated wave).Gelombang ini terjadi di permukaan laut karena angin yang bertiup di atas permukaan laut.

Bila angin bertiup melintasi permukaan laut, maka akan terjadi transfer energi dari angin ke laut, dandi bidang antar-mukanya (interface, permukaan laut) terjadi gelombang. Ada hubungan antarakecepatan angin dengan energi gelombang, panjang gelombang, tinggi gelombang, dan periodegelombang. Di perairan dalam faktor lain yang berpengaruh terhadap gelombang adalah konstansitiupan angin (wind constancy) dan lama tiupan angin (wind duration). Tabel 4.1 memperlihatkanhubungan antara kecepatan angin dan panjang fetch dengan berbagai parameter gelombang.

Dari tabel tersebut terlihat bahwa angin dengan kecepatan tertentu dapat menghasilkangelombang dengan ketinggian dan periode yang lebih tinggi bila fetch diperpanjang. Selanjutnya,bila bila angin yang bertiup di atas permukaan laut tidak memenuhi waktu minimum, makaketinggian dan periode gelombang optimum tidak akan tercapai.



9

Tabel 4.1. Waktu minimum dan kondisi yang diperlukan untuk menghasilkan karakteristik yangoptimum gelombang. Dikutip dari Swan, (1983)

Panjang fetch (km) 8 80 800

Kecepatan angin 25 km/jamTinggi gelombang (m) 0,5 1,0 1,4Periode (dt) 2,7 4,0 5,0Durasi (jam) 2,2 14,2 103,0



(Generalisasi nilai-nilai dari kurva peramalan gelombang laut dalam yang dikembangkan oleh Bretschneider dariU.S. Coastal Engineering Research Center)

Gambar 6A. Gelombang samudera karena tiupan angin badai. Pada dasarnya badai bertiup melingkar, dangelombang sesungguhnya bergerak menjauhi pusat lingkaran angin ke segala arah. Gamar di atas hanyamenggambarkan pembentukan gelombang pada satu arah. Garis putus-putus adalah batas relatif dari sistemangin. Dikutip dari Ingmanson dan Wallace (1985) dengan modifikasi.

Gambaran mekanisme terjadinya gelombang karena tiupan angin diberikan oleh Ingmansondan Wallace (1985) berikut (Gambar 6A). Bayangkan suatu permukaan laut yang licin tanpa angindan tanpa gelombang sama sekali. Selanjutnya bayangkan angin secara bertahap bertiupmenggerakkan permukaan air. Angin yang bertiup (breeze) dengan kecepatan 0,5 knot dapatmenimbulkan riak (ripples, rippel) dipermukaan laut. Rippel terbentuk sebagai respon permukaanlaut atas variasi tekanan angin yang bergerak dipermukaan laut dan respon atas gaya gesekan yangtimbul dari angin terhadap permukaan laut. Rippel menyebabkan makin banyak bagian permukaanlaut yang terbuka terhadap tiupan angin, dan kemudian gesekan dan tekanan secara bertahapmeningkatkan ukuran rippel menjadi gelombang kecil. Permukan laut menjadi berombak (choppy)dengan gelombang bergerak secara garis besar dalam arah yang sesuai dengan tiupan angin. Biolakecepatan angin meningkat, maka tinggi gelombang rata-ratapun juga meningkat. Selanjutnya,



10

)15....(..........2 gHLT

lamanya angin bertiup serta panjang lintasan angin (fetch) mempengaruhi ukuran gelombang.Kemudian, bila tiupan angin berhenti atau gelombang keluar dari sistem tiupan angin (stormsystem), maka gelombang berubah menjadi alun (swell). Alun terus bergerak, dan bila mencapaipantai akan mengalami perubahan dan menjadi gelombang pecah seperti yang telah diuraikansebelumnya di depan.

4.2.5.2. Gelombang internal (internal wave).Gelombang ini terjadi di dalam laut, terjadi di antara dua massa air laut yang berbeda

densitasnya. Kehadiran gelombang ini tidak terlihat langsung secara visual di permukaan laut.Kehadirannya dapat diketahui dari pengamatan secara sistimatis terhadap berbagai parameter air laut– seperti temperatur, salinitas dan densitas; atau gerakan perlahan dari “slick” di permukaan laut.Slick tersebut dapat tersusun oleh plankton, sedimen berbutir halus, atau air permukaan laut yangtercemar.

4.2.5.3. Gelombang Badai (storm surge atau storm wave)Gelombang ini terjadi karena tiupan angin badai. Fenomena gelombang ini umum terjadi di

daerah Subtropis dimana badai sering terjadi. Di daerah pesisir, gelombang ini dapat menyebabkanair laut naik ke daratan, dan menimbulkan kerusakan.

4.2.5.4. Seiche.Femomena seiche adalah fenomena gelombang stasioner, yaitu gelombang yang tidak

memperlihatkan gerakan maju dari bentuk gelombang yang terjadi. Pada gelombang jenis ini, ditempat-tempat tertentu, permukaan air akan tetap stasioner sementara permukaan air yang lainnyabergerak naik turun (Gambar 7). Gelombang ini umumnya terjadi di perairan tertutup, seperti danau;atau perairan semi tertutup, seperti teluk. Di danau, seiche terjadi karena tiupan angin badai, atauperubahan tekanan udara (atmosfir) yang cepat. Di daerah teluk, seiche dapat terjadi karena pasangsurut atau tsunami.

Di danau, periode dominan dari gelombang seiche dapat dihitung sebagai lebar danaudengan jarak L. Bila kita memandang tinggi air maksimum sebagai puncak gelombang seiche, makagelombang harus berjalan sejauh 2L sebelum puncak berikutnya terlihat. Selanjutnya, karenasebagian besar danau lebih dimensi lebarnya lebih besar daripada dalamnya, maka seichemerupakan gelombang perairan dangkal yang merambat dengan kecepatan √(gH). Dengan demikianperiode gelombang seiche adalah:

Rumus tersebut dikenal sebagai Formula Merian (Beer, 1997).



11

Gambar 7. Dua macam pola fenomena seiche. DariIngmanson dan Wallace (1973).

4.2.5.5. Gelombang karena longsoran (landslide surge atau landslide wave)Gelombang jenis ini terjadi karena batuan atau es yang dalam jumlah besar longsor dan

masuk ke laut.

4.2.5.6. Tsunami atau seismic waveTsunami sering disebut gelombang pasang (tidal wave), tetapi sesungguhnya gelombang ini

tidak ada hubungannya dengan pasang surut air laut. Tsunami disebut juga sebagai seismic wavekarena kejadiannya dicetuskan oleh gerakan kerak bumi yang cepat dan tiba-tiba. Tsunami dapatterjadi karena: (1) gempa bumi yang berasosiasi dengan terjadinya patahan vertikal di dasar laut,atau (2) longsoran di dasar laut (Gambar 8), atau (3) letusan gunungapi di laut. Tsunami adalahgelombang yang sangat panjang. Panjangnya dapat mencapai 240 km, dan dapat merambat dengankecepatan 760 km/jam. Di daerah pesisir, gelombang tsunami yang naik ke darat dapat mencapaiketinggian 30 meter dan masuk ke darat sampai 3,5 km. Indonesia sangat berpotensi terkenabencana tsunami (Tabel 4.2). Kejadian tsunami yang terkenal di Indonesia terjadi tahun 1883, yaitutsunami yang terjadi karena letusan Gunung Krakatau. Sementara itu, tsunami yang terjadi karenagempa antara lain terjadi di Flores tahun 1992, Banyuwangi 1994, Biak 1996, dan Aceh 2004.Contoh dari tsunami yang terjadi karena longsoran bawah laut adalah tsunami yang terjadi padatahun 1988 di sebelah utara Papua New Guinea (Synolakis dan Okal, 2002).

Tsunami adalah gelombang yang memiliki panjang gelombang yang sangat panjang, dapatmencapai 240 km. Dengan panjang gelombangnya yang sedemikian besar itu, maka meskipun disamudera yang memiliki kedalaman rata-rata 4600 m, gelombang tsunami relatif masih sangatpanjang. Dengan demikian maka gelombang tsunami akan berkelakuan seperti gelombang perairandangkal (Ingmanson dan Wallace, 1985), yang kecepatannya tergantung pada kedalaman air sepertiditunjukkan oleh persamaan (9).

Beberapa tsunami terdiri dari satu paket yang terdiri dari tiga atau empat gelombang denganinterval kedatangan setiap gelombang sekitar 15 menit (Ingmanson dan Wallace, 1985). Gelombangyang pertama belum tentu yang paling besar. Sebelum gelombang tsunami mencapai pantai,biasanya air laut di dekat pantai tertarik ke laut sehingga dasar laut tersingkap ke udara.



12

Gambar 8. Gambaran dua pencetus tsunami. (a) patahan bawah laut, (b) longsoran bawah laut. DariIngmanson dan Wallace (1985).

Tabel 4.2. Kejadian tsunami di Indonesia dalam periode 1990 – 2006.

No. Lokasi Tahun Kawasan1. Alor, Nusa Tenggara 1991 Timur2. Flores, Nusa Tenggara 1992 Timur3. Banyuwangi, Jawa Timur 1994 Barat4. Biak, Papua 1996 Timur5. Obi, Makulu 1998 Timur6. Banggai, Maluku 2000 Timur7. Manokwari, Papua 2002 Timur8. Aceh, Nanggroe Aceh Darussalam 2004 Barat9. Buru, Maluku 2006 Timur10 Pangandaran, Jawa Tengah 2006 Barat

Sumber: Diolah dari Fauzi dan Ibrahim (2002), Gambar 1; Setyawan (2002). Nomor urut 8 - 10 daripenulis.

Gambar 8A. Penyebaran peristiwa tsunami di Indonesia periode 1990-2006. Data dari Tabel 4.2.



13

4.2.6. Tipe-tipe Gelombang Menurut PeriodenyaGelombang di permukaan laut dapat juga diklasifikasikan secara memuaskan berdasarkan

pada periode gelombangnya (Beer, 1997) seperti diperlihatkan pada Tabel 4.3.

Tabel 4.3. Tipe-tipe gelombang permukaan. Dikutip dari Beer (1997) denganmodifikasi

Periode (T) Tipe Gelombang Kenampakan Umum sebagai<1 detik Capillary waves Ripples, Riak 1 detik Wind waves (chop) Gelombang 10 detik Swell Breakers, Alun

Menit Seiches Gelombang pelabuhanJam Pasang surut Pasang surut

Angin adalah pembangkit utama gelombang maupun alun. Wind waves atau chop ataugelombang memiliki panjang gelombang yang pendek, melonjak-lonjak (bumpy), puncak-puncakgelombang tajam, dan tampak pada kondisi berangin. Swell atau alun adalah gelombang yangbergerak lambat, bergerak dengan tenang (gently rolling waves) dan menghempas ke pantaimeskipun pada kondisi laut yang tenang. Alun dihasilkan oleh badai yang terjadi sangat jauh daridaerah pengamatan gelombang. Sebaga contoh, alun di pantai California adalah hasil dari badai disekitar Selandia Baru. Di pihak lain, wind waves atau chop terjadi karena tiupan angin yang kerasyang dihasilkan oleh angin lokal. Sementara itu, capillary waves atau ripple atau riak terbentuk padagelombang besar, meskipun saat itu tidak ada angin, dan tampak sangat bila ada angin.

4.3. PASANG SURUT

4.3.1. Penyebab Pasang SurutPasang surut adalah gerak fluktuasi muka air laut karena pengaruh gaya gravitasi Matahari

dan Bulan. Jarak yang lebih dekat antara Bulan dan Bumi dibandingkan dengan jarak Matahari danBumi, menyebabkan gaya gravitasi Bulan berpengaruh lebih besar terhadap pasang surutdibandingkan gaya gravitasi Matahari. Besarnya gaya gravitasi Bulan yang berpengaruh terhadappasang surut adalah 2,2 kali lebih besar dari pada gaya gravitasi Matahari.

Bumi dan Bulan bersama-sama ber-revolusi mengelilingi “bary center”, yaitu titik pusatgravitasi bersama di antara dua benda langit (Gambar 9). Di dalam sistem Bumi – Bulan, barycenter terletak sekitar 1718 km dari permukaan Bumi. Gaya gravitasi Bulan menyebabkan air laut diBumi menggelembung ke arah luar pada sisi Bumi yang menghadap ke arah Bulan. Pada sisisebaliknya, gaya sentrifugal yang terjadi karena gerak Bumi menyebabkan terjadi gelembungan kearah luar yang ke-dua. Dengan demikian, Bumi memiliki dua gelembungan atau air pasang yangterlihat pada garis lurus terhadap Bulan, dan air surut yang terjadi pada sisi arah garis yang tegaklurus terhadap Bulan.

Bumi berbentuk oblate spheroid, artinya adalah diameter ekuatorial lebih besar dari padadiameter polar (kutub). Bumi ber-revolusi pada sumbunya sehari sekali terhadap matahari. Lamasatu hari matahari (solar day) adalah 24 jam, 0 menit, dan 0 detik.

Posisi bumi tidak tepat di pusat orbit Bulan yang berbentuk ellips. Jarak rata-rata Bulanterhadap Bumi adalah 384.404 km, pada perigee (titik terdekat) jarak Bulan adalah 356.400 km, danpada apogee (titik terjauh) adalah 406.700 km. Panjang waktu satu hari bulan (lunar day) adalah24 jam dan 50,47 menit.

Orbit Bumi mengelilingi matahari juga berbentuk ellips. Jarak rata-rata bumi terhadap pusatMatahari adalah 150.000.000 km. Jarah terdepat pada posisi perihelion yang terjadi pada bulanJanuari adalah 147.000.000 km, dan jarak terjauh pada aphelion terjadi pada bulan July yaitu153.000.000 km. Panjang satu orbit yang disebut dengan tropical year adalah 365 hari, 5 jam, 48



14

menit, dan 46 detik.

Gambar 9. Gaya-gaya yang menghasilkan pasang surut di Bumi. Gambar kiri: dari Weisberg danParish (1974), dengan modifikasi; gambar kanan: dari Triatmodjo (1999).

Selanjutnya, adalah fakta bahwa bidang orbit bulan miring terhadap bumi dengan sudut 5o9’dan sumbu rotasi Bumi miring terhadap bidang orbit Matahari sebesar 23o27’. Dengan demikiandeklinasi Bulan terhadap ekuator berkisar dari 28o36’ sampai 18o18’, dan pasang surut bervariasisesuai dengan deklinasi itu.

4.3.2. Kurva Pasang SurutGambaran kondisi pasang surut dapat ditampilkan secara visual dalam bentuk kurva pasang

surut. Kurva tersebut menggambarkan ketinggian air laut pada suatu waktu tertentu. Sumbu xmenunjukkan waktu, sedang sumbu y menunjukkan ketinggian muka laut (Gambar 10). Tinggipasang surut adalah jarak vertikal yang diukur dari puncak air tertinggi sampai posisi air terendah.Periode pasang surut adalah waktu yang diperlukan dari posisi muka air tertinggi (atau terrendah)sampai ke muka air tertinggi (atau terrendah) berikutnya. Periode ketika muka laut bergerak naikdisebut periode pasang, sedang periode ketika muka laut bergerak turun disebut periode surut.

Gambar 10. Kurva pasang surut. Dari Triatmodjo (1999).



15

4.3.3. Tipe-tipe Pasang SurutTipe pasang surut yang terjadi di bumi tidak sama di semua tempat. Perbesaan tipe pasang

surut ini terjadi karena: (1) bentuk dan konfigurasi cekungan yang mempengaruhi gerakan air, (2)kondisi topografi dasar laut lokal, dan (3) pengaruh efek Coriolis.

Gambar 11. Contoh empat tipe pasang surut. Dari Pethick (1992).

Secara umum, ada 4 tipe pasang surut (Gambar 11), yaitu:

1) Pasang surut harian tunggal (diurnal tide). Pada pasang surut tipe ini, perubahan pasang surutharian menghasilkan satu kali pasang dan satu kali surut. Periode pasang surut ini 24 jam 50



16

menit 47 detik. Faktor yang menyebabkannya adalah rotasi bumi dan deklinasi matahari danbulan.

2) Pasang surut harian ganda (semidurnal tide). Pada pasang surut tipe ini, dalam satu hari terjadidua kali pasang dan dua kali surut dengan tinggi yang hampir sama. Periode pasang surut inirata-rata 12 jam 24 menit 23,5 detik. Faktor yang menyebabkannya adalah rotasi bumi.

3) Pasang surut campuran dominan harian ganda (mixed tide predominant semidiurnal). Padatipe ini, dalam satu hari terjadi dua kali pasang surut dan dua kali surut dengan tinggi danperiode berbeda.

4) Pasang surut campuran dominan harian tunggal (mixed tide predominant diurnal). Pada tipeini, dalam satu hari terjadi satu kali pasang dan satu kali surut, tetapi kadang-kadang terjadi duakali pasang dan dua kali surut dengan tinggi dan periode yang sangat berbeda.

Penyebaran tipe-tipe pasang surut yang terdapat di kawasan Kepulauan Indonesia dansekitarnya dapat dilihat pada Gambar 11a.

Gambar 11a. Distribusi tipe-tipe pasang surut di kawasan Kepulauan Indonesia ansekitarnya. Dikutip dari Triatmodjo (1999).

4.3.4. Variasi Pasang SurutVariasi pasang surut dapat dibedakan menjadi:

1) Variasi harian (Gambar 12) adalah variasi yang terjadi dalam satu hari matahari. Variasi initerjadi karena gerak rotasi Bumi dan gerak revolusi Bulan mengelilingi Bumi. Ada perbedaanantara hari matahari dan hari-bulan (lunar day). Lama hari bulan adalah 24 jam 50,47 menit.Jadi, setiap hari pasang yang terjadi di suatu tempat selalu terlambat sekitar 50 menit dari harisebelumnya.



17

Gambar 12. Rekaman pasang surut yang disederhanakan. Memperlihatkanvariasi harian pasang surut. Dari Pethick (1992).

Gambar 13. Siklus pasang surut dalam satu bulan “lunar month”.Memperlihatkan variasi pasang surut bulanan. Dari Pethick (1992).

2) Variasi bulanan (Gambar 13) yaitu variasi yang tejadi dalam periode satu bulan. Variasi initerjadi karena revolusi Bulan mengelilingi Bumi. Periode Bulan mengelilingi Bumi adalah 29,5hari, sehingga pada setiap hari-bulan, pasang surut bergeser. Selain itu, gerak revolusi Bulanterhadap Bumi menyebabkan pada waktu-waktu tertentu posisi Matahari – Bumi – Bulan beradapada satu garis lurus, dan pada waktu-waktu yang lain membentuk sudut siku-siku dengan Bumisebagai titik sudutnya. Pada susunan yang membentuk garis lurus dengan Bumi berada ditengah, terjadi Bulan Purnama; sedang bila Bulan berada di tengah, terjadi Bulan Mati. Padasaat Purnama di setiap tanggal 15 hari bulan, terjadi pasang purnama (spring tide at full moon),sedang pada saat bulan mati di setiap tanggal 1 hari bulan, terjadi pasang bulan mati atau pasang



18

bulan baru (spring tide at new moon). Pada saat terjadi susunan Matahari – Bumi – Bulanmembentuk sudut siku-siku di setiap tanggal 7 dan 21 hari bulan, terjadi pasang yang rendahatau pasang kecil (pasang perbani atau neap tide).

Gambar 14. Siklus pasang surut yang memperlihatkan variasitahunan. Dari Pethick (1992).

3) Variasi tahunan (Gambar 14) adalah vaiasi yang terjadi dalam periode satu tahun. Variasi initerjadi karena gerak revolusi Bumi mengelilingi Matahari, sumbu rotasi bumi yang membentuksudut 23,5o terhadap bidang orbit Bumi, dan karena bentuk orbit Bumi terhadap matahari yangberbentuk ellips. Posisi sumbu rotasi yang menyudut terhadap sumbu bidang orbit itumenyebabkan pasang surut berdeviasi antara 23,5o Lintang Selatan dan 23,5o Lintang Utara.Dalam periode satu tahun, dua kali Matahari berada pada posisi “equinoxe” – posisi Mataharitepat berada di khatulistiwa, yaitu pada tanggal 21 Maret dan 21 September. Pada saat itu terjadi“High spring tide” (pasang tinggi yang tinggi atau equinoctial spring tide). Pada ketika yanglain, dalam periode satu tahun, dua kali Matahari berada pada posisi “soltice” – posisi Matahariposisi tinggi, yaitu satu kali berada di posisi Lintang Utara – tanggal 21 Juni, dan satu kaliberada di posisi Lintang Selatan – tanggal 21 Desember. Pada saat-saat itu terjadi “Low springtide” (pasang tinggi yang rendah atau soltice spring tide) (Gambar 14). Kemudian, lintasan orbitBumi yang berbentuk ellips membuat pada waktu tertentu Bumi sangat dekat dengan Matahari.Pada saat itu di Bumi akan terjadi pasang tertinggi dan surut terrendah sepanjang tahun.

Kemudian, secara kasar berdasarkan pada variasi tinggi air pasang surut, menurut Davies(1964 vide Komar, 1976) pasang surut dapat dibedakan menjadi tiga tipe, yaitu:1). Mikrotidal (microtidal), kisaran pasang surut < 2 meter.2). Mesotidal (mesotidal), kisaran pasang surut 2 - 4 meter.3). Makrotidal (macrotidal), kisaran pasang surut > 4 meter.

Selanjutnya disebutkan bahwa pasang surut jenis mikrotidal dan mesotidal umumnyadijumpai di pantai-panti terbuka di tepi samudera, dan laut-laut yang terkurung daratan seperti Laut



19

Mediterania, Laut Hitam dan Laut Merah. Pasang surut makrotidal dijumpai secara lokal di teluk-teluk di sepanjang pantai. Penyebaran variasi pasang surut di seluruh dunia disajikan pada Gambar14a.

Gambar 14a. Penyebaran variasi pasang surut di seluruh dunia menurut Davies (1964).Dikutip dari Komar (1976) dengan modifikasi.

4.4. ARUSDalam skala global, berbicara tentang arus berarti berbicara tentang sirkulasi massa air

global. Untuk kemudahan, kita dapat membedakan sirkulasi massa air menjadi dua bagian yangsaling berkaitan satu sama lain, yaitu: (1) sirkulasi massa air permukaan yang sebagian besardisebabkan oleh sirkulasi atmosferik atau angin, dan (2) sirkulasi laut dalam, yaitu pergerakan massaair yang disebabkan oleh perubahan densitas massa air yang disebabkan oleh perubahan temperaturdan salinitas.

4.4.1. Sirkulasi-Massa Air PermukaanAir laut dalam gerakan yang konstan melintasi samudera, membentuk gerakan berputar

raksasa yang bergerak searah jarum jam di Hemisfer Utara (Northern Hemisphere) dan bergerakberlawanan arah dengan gerak jarum jam di Hemisfer Selatan (Southern Hemisphere). Setiapgerakan berputar, atau “gyre” (gir), dapat dibagi menjadi beberapa aliran kecil dengan karakteristikyang bervariasi (Gambar 15).

Setiap samudera memiliki pola arusnya sendiri dalam bentuk gerakan massa air yangmelintasi zona iklim yang satu ke zona iklim lain. Meskipun demikian, setiap samudera memilikipola umum sirkulasi permukaan yang sama satu sama lainnya, karena faktor-faktor yangmencetuskan arus dan memodifikasinya sama di seluruh dunia.

4.4.2. Faktor-faktor Yang BerpengaruhAngin yang bertiup melintasi permukaan laut menciptakan friksi yang menyebabkan air

bergerak. Gerakan air tersebut adalah fungsi dari kecepatan angin dan energ yang ditransfer kepermukaan laut. Kecepatan arus permukan yang ditimbulkan oleh tiupan angin hanya 3% darikecepatan angin (Ingmanson dan Wallace, 1985).

Arus-arus permukaan dapat dipandang sebagai fungsi dari kecepatan angin dan pola-polaangin. Karena angin bertiup dengan pola tertentu di sekeliling Bumi (Gambar 15a,dan 15b), maka



20

kita dapat mengharapkan bahwa arus-arus permukaan juga akan menikuti pola yang sama. Namunternyata tidak demikian, karena ada benua-benua, pulau-pulau di tengah samudera, dan pematang-pematang laut yang membuatnya terdistorsi. Selain itu faktor fisik tersebut, banyak faktor yangmempengaruhi pola pergerakan arus permukaan, tetapi di sini hanya akan diuraikan dua faktor yangutama, yaitu efek Coriolis dan Transportasi Ekman.

Gambar 15. Pola sirkulasi massa air global. Dari Weisberg dan Parish (1974).

Gambar 15a. Pola angin global menurut Sturman dan Tapper (1996) untuk kawasan 40S –0 – 40U. Dikutip dari Tapper (2002) dengan modifikasi. ITCZ = intertropicalconvergence zone.



21

Gambar 15b. Pola sirkulasi atmosfer global. Dikutip dari Bernerdan Berner (1987).

4.4.2.1. Efek CoriolisFenomena ini muncul sebagai konsekuiensi dari gerak rotasi Bumi. Gejala ini diungkapkan

pertama kali oleh Gaspard G.. Coriolis (1792-1843), seorang ahli matematika dan fisika bangsaPerancis, di abad ke-19. Efek ini adalah gerak semu dari suatu objek yang bergerak melintasipermukaan Bumi, sementara itu Bumi berrotasi di bawahnya. Efek ini mempengaruhi semua objekyang bergerak melintasi permukaan Bumi, seperti arus laut, angin, dan peluru kendali. Gambarandari efek ini adalah seperti pada Gambar 16.

Gambar 16. Efek Coriolis di berbagai tempat di Bumi.Dari Weisberg dan Parish (1974).

Bila seseorang berdiri pada satu titik di Hemisfer Utara dan menghadap ke arah gerakanarus, maka akan orang tersebut akan melihat bahwa arus berbelok ke arah kanan. Sebaliknya, bilahal yang sama dilakukan di Hemisfer Selatan, maka arus akan terlihat berbelok ke arah kiri.Pengaruh dari efek Coriolis tersebut menyebabkan terjadinya gerakan arus berputar searah gerakjarum jam di Hemisfer Utara, dan gerak berputar berlawanan arah gerak jarum jam di Hemisfer



22

Selatan.

4.4.2.2. Transportasi EkmanAngin adalah tenaga penggerak pertama dan utama yang menggerakkan arus-arus

permukaan. Meskipun demikian, sesungguhnya garakan arus tidak tepat searah dengan arah tiupanangin, melainkan membentuk sudut ke arah kanan. Demikian pula, arus di permukaan samuderatidak memberikan efek yang sama ke seluruhan kedalaman perairan, tetapi terbatas beberapa ratusmeter. Gerak menyimpangnya arah arus dari arah angin yang menggerakkannya itu adalah karenapengaruh dari efek Coriolis terhadap gerakan arus. Hal ini pertama kali dijelaskan oleh V.W. Ekman(1874-1954) seorang ahli oseanografi bangsa Norwegia, pada tahun 1905. Sejarahnya, Nansensecara kualitatif mengamati Gunung Es yang hanyut ke arah kanan dari angin angn yang bertiup diHemisfer Utara. Dia kemudian mengkomunikasikan hal itu kepada Ekman yang kemudianmengembangkan teori kuantitatif upper-layer wind-driven circulation (sirkulasi lapisan atas yangdigerakkan oleh angin).

Bayangkan bahwa P adalah tubuh air (Gambar 17,a). Ketika angin bertiup di atasnya, terjadigaya friksi Ft yang searah dengan arah tiupan angin dan kemudian menggerakkan massa air itu serahdengan arah angin. Setelah aris bergerak, segera gaya Coriolis Fc bekerja ke arah kanan dengansudut tegak lurus dengan arah tiupan angin, dan menyebabkan aliran Vo berbelok ke kanan (diHemisfer utara, dan ke kiri di Hemisfer selatan). Pada saat yang sama, massa air yang bergerak itumenunculkan gaya gesekan dengan massa air di sebelah bawahnya. Secara sederhanya dapatdikatakan bahwa Vo berarah 45o terhadap arah angin. Dengan logika yang sama, arah gerakan arusdi bawahnya akan terus menyimpang sebesar 45o dari arah arus di atasnya. Sampai kedalamantertentu, arah arus akan berlawanan arah dengan Vo. Apabila arah-arah arus itu digambarkan padasatu bidang, maka akan tergambar Spiral Ekman (Gambar 17,d). Kedalaman DE dimana air bergerakberlawanan arah dengan air di permukaan Vo, disebut sebagai depth of frictional influence(kedalaman pengaruh friksi). Kedalaman ini diambil sebagai ukuran kedalaman pengaruh anginpermukaan terhadap gerakan air laut. Lapisan ini disebut sebagai Lapisan Ekman (Pickard danEmery, 1995). Arah transportasi massa air yang menyudut 90o terhadap arah angin permukaandisebut Transportasi Ekman (Ingmanson dan Wallace, 1985).

Gambar 17. Spiral Ekman. Dari Pickard dan Emery (1995).



23

4.4.3. Sirkulasi Laut-DalamGerakan air-dalam terjadi karena perbedaan densitas air laut. Perbedaan densitas air laut

terutama karena variasi salinitas dan temperatur air laut. Sirkulasi massa air laut yang terjadi karenaperbedaan densitas itu disebut “Thermohaline circulation” (sirkulasi termohalin). Kata“thermohaline” berasal dari kata “thermo” yang berarti “panas”, dan “haline” yang berarti “garamatau halite” Jadi sirkulasi termohalin adalah gerakan massa air yang terjadi karena perubahandensitas air laut yang disebabkan oleh perubahan temperatur dan salinitas. Sirkulasi termohalin disamudera terjadi karena peningkatan densitas di lapisan permukaan, baik karena pendinginanlangsung maupun karena pencairan es yang melepaskan garam-garam ke laut. Sirkulasi ini adalahproses konveksi dimana air dingin dengan densitas tinggi terbentuk di daerah lintang tinggi turundan secara perlahan mengalir ke arah ekuator. Sirkulasi termohalin berjalan sangat lambat, karenaitu tidak dapat dilihat secara langsung. Sebagian besar informasi tentang sirkulasi ini diperoleh daripengukuran temperatur, salinitas, densitas di bawah laut.

Siskulasi thermohalin terjadi di Samudera Atlantik, Pasifik dan Hindia. Secara keseluruhan,sel-sel sirkulasi thermohalin bergabung membawa massa air berkeliling dunia, membangun suatusistem transportasi massa air yang kemudian disebut “Global Ocean Conveyor System” (Gambar17a). Dalam sistem sirkulasi seperti itulah massa air laut global terjadi.

Sistem sirkulasi massa air global yang tampak di dalam Gambar 17a adalah sistem sirkulasiyang terjadi di masa sekarang. Sebagaimana kita ketahui bahwa, dalam sejarah Bumi konfigurasibenua-benua selalau berubah, oleh karena itu, sistem sirkulasi massa air global di masa lalu tentuberbeda dengan yang ada pada masa sekarang.

Gambar 17a. Global Ocean Conveyor System. Dikutip dari Skinner dan Porter (2000) denganmodifikasi.



24

4.4.4. Arus-arus dengan Sebab KhususSelain dari arus-arus yang berskala global, ada arus-arus lain yang bersifat lokal yang

penting yang terjadi karena sebab-sebab khusus, seperti arus sepanjang pantai, arus rip, arus turbid,arus pasang surut, upwelling dan downwelling.

4.4.4.1. Arus sepanjang pantai (longshore current)Arus sepanjang pantai adalah arus yang bergerak sejajar dengan garis pantai. Arus ini timbul

karena dua sebab: (1) gelombang yang mendekati pantai dengan arah tegak lurus terhadap garispantai, dan (2) gelombang datang mendekati pantai dengan sudut miring. Arus sepanjang pantai iniberperanan dalam transportasi sedimen menyusur pantai (Gambar 18).

4.4.4.2. Arus Rip (Rip current)Arus rip adalah arus yang bergerak ke arah laut dengan arah yang tegak lurus atau miring

terhadap garis pantai. Arus ini adalah arus balik yang timbul setelah gelombang mencapai garispantai, dan kehadirannya umumnya berasosiasi dengan arus sepanjang pantai dalam suatu sistemsirkulasi sel (cell circulation system). Arus ini berperanan dalam transportasi sedimen dari pantai kearah laut. (Gambar 18).

4.4.4.3. Arus Turbid (Turbidity current)Arus turbid adalah arus dasar laut yang terjadi karena perbedaan densitas air laut. Perbedaan

densitas itu terjadi karena kandungan muatan sedimen. Arus ini telah berhasil dihasilkan dalampercobaan di laboratorium. Di alam arus ini dapat terjadi di danau atau waduk. Di samudera, arusturbid dicetuskan oleh gempa bumi, longsoran bawah laut, dan badai. Di daerah muara sungai, arusturbid dapat terjadi pada waktu banjir.

Gambar 18. Pola pembentukan arussepanjang pantai dan arus rip. Dari Komar(1976).



25

4.4.4.4. Arus pasang surutArus pasang surut adalah arus yang terjadi berkaitan dengan peristiwa pasang surut. Arus ini

terjadi pada saat periode pasang dan periode surut. Arus ini terlihat jelas di daerah estuari atau muarasungai. Arus ini mempengaruhi pola pengendapan muatan sedimen dan pola penyebaran alur-alursungai di kawasan delta sungai.

4.4.4.5. Upwelling dan DownwellingTelah dibicarakan di depan bahwa tiupan angin menyebabkan gerakan air laut horizontal.

Selain itu, tiupan angin dapat juga menimb ulkan gerakan vertikan yang dikenal sebagai upwelling –bila air bergerak naik, dan downwelling – bila air bergerak turun. Selanjutnya, juga telah kitabicarakan tentang Efek Coriolis dan Transportasi Ekman, dua fenomena gerakan massa air karenatiupan angin.

Sebagai contoh, bila angin bertiup ke arah selatan dengan sejajar pantai barat Amerikamaka, bila di belahan Bumi utara akan terjadi trasportasi massa air kearah laut, yang kemudiandiikuti oleh naiknya massa air dari bagian laut yang lebih dalam ke permukaan (Gambar 20).Peristiwa naiknya massa air itulah yang disebut sebagai upwelling. Upwelling menyebabkan massaair laut dalam yang dingin dan kaya akan nutrient dan oksigen terlarut naik ke permukaan, sehinggamenyebabkan kawasan tersebut menjadi sangat tinggi produktifitasnya, sangat kaya secara biologiatau merupakan daerah yang subur bagi perikanan. Sekitar 90% aktifitas perikanan tangkap duniaberada di daerah upwelling (Ingmanson dan Wallace, 1985). Sebaliknya, di pantai barat Peru yangterletak di belahan Bumi selatan, upwelling terjadi bila angin bertiup ke arah utara. Kemudian,berdasarkan tempat kejadiannya, yaitu kawaan pesisir, maka dua contoh upwelling yang disebutkandi atas dikenal sebagai Coastal upwelling (upwelling daerah pesisir).

Selain di daerah pesisir, upwelling dapat juga terjadi di sepanjang ekuator, sehingga disebutsebagai Equatorial upwelling (Gambar 21). Arus ini terjadi di Samudera Pasifik dan Atlantik. Anginyang bergerak di sepanjang ekuator dari timur ke barat, karena pengaruh Spiral Ekmanmenyebabkan massa air membelok ke utara – di belahan Bumi utara, dan ke selatan – di belahanBumi selatan. Selanjutnya, massa air di ekuator yang terdorong ke samping itu menyebabkannaiknya masa air yang lebih dingin dari kedalaman yang lebih dalam ke permukaan. Kemudian,karena massa air yang lebih hangat memiliki densitas yang lebih rendah, maka bila angin bertiupkencang, permukaan air di bagian barat lebih tinggi daripada di bagian timur. Efek selanjutnyaadalah, lapisan termoklin yang merupakan batas antara air hanyat dan yang lebih dingin akanmiring. Di bagian timur lebih tinggi daripada di bagian barat. Di Samudera Pasifik bagian timur,termoklin hampir mencapai permukaan.

Gambar 20. Upwelling yang terjadi di Hemisfer utara, di daerahpantai barat Benua Amerika atau bagian timur Samudera Pasifik.Dikutip dari Ingmanson dan Wallace (1985).



26

Gambar 21. Equatorial upwelling dan arus-arus yang berasosiasi dengannya.Sumber: [http://www.atmos.washington.edu/gcg/RTN/Figures/RTN12.html].Akses: 9 Npember 2006.

DAFTAR PUSTAKABeer, T., 1997. Environmental Oceanography, 2nd edition. CRC Press, London, 367.Fauzi dan Ibrahim, G., 2002. Lessons learned from large tsunami that occurred in Indonesia. Paper

presented in International Workshop on Tsunami Risk and Its Reduction in the Asia-PacificRegion, Bandung, March 18-19, 2002.

Ingmanson, D.E. and Wallace, W.J., 1973. Oceanology: an introduction, Wadsworth PublishingCompany, Inc., Belmont, 325 p.

Ingmanson, D.E. and Wallace, W.J., 1985. Oceanology: an introduction, Wadsworth PublishingCompany, Inc., Belmont, 530 p.

Komar, P.D., 1976. Beach Processes and Sedimentation, Prentice-Hall, Inc., Englewood Cliff, NewJersey, 429 p.

Pethick, J., 1992. An Introduction to Coastal Geomorphology, Edward Arnold, London, 260 p.Pickard, G.L. and Emery, W.J., 1995. Descriptive Physical Oceanography: an introduction, 5th ed.,

Butterworth Heinemann, London, 320 p.Ross, D.A., 1977. Introduction to Oceanography, Prentice-Hall, Inc., Englewood Cliffs, New Jersey,

438 p.Setyawan, W.B., 2002. Bahaya Tsunami dan Upaya Mitigasinya di Indonesia. Year Book Mitigasi

Bencana 2002. Pusat Pengkajian dan Penerapan Teknologi Pengelolaan Sumberdaya Lahandan Kawasan, Badan Pengkajian dan Penerapan Teknologi, 16-22.

Skinner, B.J. and Porter, S.C., 2000. The Dynamic Earth: an introduction to physical geology, 4th

edition. John Wiley & Sons, Inc., New York, 575 p.Swan, B., 1983. The Coastal Geomorphology of Sri Lanka: an introdustory survey. Dept. of

Geography, University of New England, Armidale, New South Wales: 182 p.Synolakis, C.E. and Okal, E.A., 2002. The 1988 Papua New Guinea tsunami: evidence for an

underwater slump (abstract). Presented in International Workshop on Tsunami Risk and ItsReduction in the Asia – Pasific Region, Bandung, March 18-19, 2002.

Tapper, N., 2002. Climate, climatic variability and atmospheric circulation patterns in the MaritimrContinent region. In: P. Kershaw, B. David, N. Tapper, D. Penny and J. Brown (editors),Bridging Wallace’s Line: the environmental and cultural history and dynamic of the SE-Asian_Australian region. Advances in Geoecology 34, International Union of Soil Sciences(IUSS), Reiskirchen, Germany, 5-28.

Triatmodjo, B., 1999. Teknik Pantai, Beta Offset, Yogyakarta, 397 p.Weisberg. J. and Parish, H., 1974. Introductory Oceanography. McGraw-Hill Kogashuka, Ltd.,

Tokyo, 320 p.

Oseanografi, Lingkungan Laut5/22/2012Edit terakhir: 9 Nop 2006

Page 1 of 7

5. LINGKUNGAN LAUT

5.1. PENDAHULUANKehidupan di lingkungan laut sangat bervariasi. Tumbuhan dan hewan hadir dalam berbagai

ukuran, bentuk, warna, dan cara hidup. Berbagai kelompok hewan dan tumbuhan tampak hadir dalamjumlah yang berbeda-beda, baik dalam hal jumlah jenis atau spesiesnya, jumlah individu, maupunluas areal penyebarannya.

Penelitian dasar oleh ilmuwan tentang biologi laut ditekankan pada bagaimana hewan dantumbuhan berinteraksi satu sama lain dan lingkungan tempat hidupnya. Pengetahuan tentanglingkungan ini meliputi pengetahuan detil tentang sifat kimia air laut yang penting bagi kehidupan dilaut, dan pemahaman tentang proses-proses biologi yang mendasar. Sementara itu, penelitian terapandifokuskan terutama pada efek dan bagaimana mendeteksi polusi yang terjadi di laut, dan bagaimanameningkatkan produksi makanan dari laut serta obat-obatan (Ross, 1977).

Di dalam bab ini uraian akan difokuskan pada laut sebagai lingkungan yang mendukungkehidupan di laut. Adapun hal tentang tumbuhan dan hewan di laut, polusi dan sumberdaya hayati lautakan iuraikan di dalam bab-bab mendatang.

5.2. LAUT SEBAGAI LINGKUNGAN BIOLOGISOrganisme laut secara terus menerus berhubungan langsung dengan air laut. Dengan

demikian, kondisi fisika dan kimia air laut akan dengan cepat mengenai organisme itu. Suatu hal yangmenguntungkan adalah karakter fisika dan kimia air laut cenderung relatif stabil, dan organisme lauttidak dihadapkan pada perubahan kondisi lingkungan yang mendadak sebagaimana dialami olehorganisme yang hidup di darat. Organisme laut dipengaruhi secara langsung oleh sifat kimia laut,karena organisme laut itu mendapatkan berbagai unsur kimia untuk proses kehidupannya dari air laut.Berikut ini diuraikan beberapa sifat fisika dan kimia air laut yang penting bagi kehidupan laut.

5.2.1. Sifat-sifat Air Laut Yang Penting Secara BiologisBeberapa sifat air laut yang penting bagi kehidupan tumbuhan dan hewan di laut adalah

sebagai berikut:1). Kemampuan melarutkan (sebagai pelarut). Air laut dapat melarutkan dan membawa banyak

material untuk memenuhi kebutuhan berbagai mineral dan gas yang dibutuhkan bagikehidupan organisme laut.

2). Densitas (pendukung kehidupan). Air laut itu sendiri memberikan dukungan bagi banyakorganisme, dan sampai pada tingkat tertentu menghilangkan kebutuhan akan struktur rangkatubuh. Sebagai cotoh: ubur-ubur dan berbagai hewan kecil dapat mengapung di laut, dan lautdapat mendukung kehidupan ikan paus yang sangat besar.

3). Sebagai larutan penyangga (buffer). Sifat ini membuat air laut tetap netral dan melawanperubahan untuk menjadi lebih asam ataupun lebih basa atau alkalin. Air laut bersifat sedikitalkalin dengan pH 7,5 – 8,4. Sifat alkalin ini diperlukan oleh organisme untuk membentukcangkang dari kalsium karbonat (CaCO3). Bila air laut bersifat asam, maka karbonat akanlarut. Keuntungan lain adalah, dalam kondisi buffer, barbon dalam bentuk CO2 dapat hadirdalam jumlah besar di dalam air laut dengan tidak merubah pH. Karbon diperlukan olehtumbuhan untuk memproduksi material organik.

4). Transparansi. Air laut yang transparan membuat sinar dapat menembus air laut sampaikedalaman yang besar. Sinar dibutuhkan dalam proses fotosintesis. Dengan demikian, prosesfotosintesis tidak hanya terjadi pada kedalaman beberapa meter dari permukaan laut,melainkan dapat mencapai kedalaman sampai 200 meter, tergantung pada tingkat kejernihanair.

5). Kapasitas panas dan panas laten penguapan yang tinggi. Kedua sifat ini mencegahterjadinya perubahan temperatur air laut yang cepat, yang membahayakan kehidupan laut.

6). Mengandung banyak unsur kimia. Unsur kimia yang ada di dalam air laut sangat penting


Page 2 of 7

bagi kehidupan organisme laut. Rasio beberapa unsur itu di dalam air laut sama dengan yangdikandung oleh cairan tubuh dari sebagian besar organisme laut. Kesamaan antara mediumluar (air laut) dan medium dalam (cairan tubuh) sangat penting bagi proses osmosis.Organisme laut harus melawan tekanan osmosis untuk mempertahankan komposisi cairandalam tubuhnya. Di lingkungan laut, ada kesamaan antara cairan tubuh dengan medium luar,sehingga hanya sedikit tekanan osmosis yang terjadi. Keadaan ini berarti hanya sedikit energiyang dibutuhkan untuk mempertahankan cairan tubuh, dan banyak energi yang dapat dipakaiuntuk pertumbuhan.

5.2.2. Karakter Umum Samudera Sebagai Lingkungan BiologisBeberapa kondisi parameter lingkungan air laut yang mempengaruhi kehidupan organisme

laut adalah:1). Temperatur – berkisar dari -2oC sampai 40oC. Di samudera, banyak kawasan yang sangat

luas memiliki kisaran temperatur yang seragam.2). Salinitas – berkisar dari mendekati nol di estuari dan dekat pantai sampai sekitar 4‰ di Laut

Merah. Meskipun demikian, di permukaan samudera terbuka, salinitas air laut sangat konstanberkisar antara 3,3 – 3,7‰. Di air yang lebih dalam, salinitas lebih seragam dengan kisarannormal 3,46 – 3,5‰.

3). Kedalaman laut – berkisar dari nol meter sampai mencapai ribuan meter meter di palungatau cekungan samudera.

4). Tekanan – berkisar dari 1 atm di permukaan laut sampai lebih dari 1000 atm di perairan yangsangat dalam. Dari permukaan, tekanan air laut bertambah 1 atm untuk setiap turun 10 meterkedalaman.

5). Penetrasi cahaya – dapat mencapai 1000 meter.6). Oksigen terlarut – berkisar dari lingkungan yang aerob sampai anaerob.7). Sirkulasi. Sirkulasi air laut sangat penting secara biologis, antara lain karena: (1) membawa

oksigen dari permukaan laut ke bagian-bagian laut yang dalam, (2) membawa nutrien dari airyang dalam ke permukaan laut, sehingga dapat dipergunakan oleh tumbuhan, dan (3) sebagaimekanisme penyebaran bahan buangan (waste products), telur-telur, larva-larva atau individudewasa dari berbagai kehidupan laut.

Semua parameter-parameter lingkungan itu membuat di laut terdapat berbagai variasi kondisilingkungan hidup organisme, yang disetiap lingkungan itu dihuni oleh organisme yang spesifik.Berikut ini akan diuraikan tentang pembagian dari lingkungan laut dan karakter umumnya.

5.3. KLASIFIKASI LINGKUNGAN LAUTBerasarkan pada dua komponen utamanya, yaitu bumi sebagai wadah dan massa air sebagai

sesuatu yang diwadahi, lingkungan laut dapat dibedakan menjadi dua lingkungan utama, yaitu: (1)lingkungan bentik (benthic), yang mengacu kepada dasar samudera atau dasar laut, dan (2)lingkungan pelagis (pelagic), yang mengacu kepada massa air laut. Kedua kelompok utamalingkungan laut itu meliputi dasar laut dan perairan dengan kisaran kedalaman yang sangat besar,mulai dari nol meter di tepi laut sampai kedalaman ribuan meter di daerah palung. Oleh karena itu,kedua lingkungan itu dibedakan lagi menjadi beberapa zona lingkungan berdasarkan beberapaparameter lingkungan laut. Beberapa penulis – seperti Hedgpeth, 1957 vide Nybaken, 1993, Ross,1977, Ingmanson dan Wallace, 1985, dan Webber dan Thurman, 1991, telah membagi-bagilingkungan laut menjadi berapa zona. Dasar yang dipakai untuk menentukan batas-batas dari setiapzona lingkungan itu adalah salinitas, kedalaman air, kedalaman penetrasi cahaya, dan temperatur air.Kriteria yang paling umum dipakai adalah kedalaman air. Beberapa skema zonasi pernah diajukan dandireview oleh Menzies at al. (1973 vide Nybakken, 1991). Tidak skema zonasi tunggal yang diterimasecara universal. Sebab utamanya adalah karena kurangnya informasi tentang ekologi. Zonasilingkungan laut yang dipakai disini adalah seperti pada Gambar 5.1, dan Tabel 5.1.


Page 3 of 7

Gambar 5.1. Zonasi lingkungan laut. Dikutip dari Webber dan Thorman (1991) denganmodifikasi.

Tabel 5.1.A. Zonasi lingkungan laut dangkal.Cahaya Zona Pelagis Kisaran Kedalaman (m) Zona Bentik Kisaran Kedalaman (m)

Supralitoral Di atas pasang tinggi

EufotikLitoral Pasang tinggi – surut rendah

Neritik 0 - 200 Sublitoral Inner Surut rendah (0 ) - 50Outer 50 (?) - 200

Sumber: Kompilasi dari Ross (1977), Ingmanson dan Wallace (1985), dan Webber dan Thurman (1991).

Tabel 5.1. B. Zonasi lingkungan laut dalam.Cahaya Zona Pelagis Kisaran Kedalaman (m) Zona Bentik Kisaran kedalaman (m)

Eufotik (99%) Epipelagis 0 – 200 Sublitoral 0 – 200Disfotik (1%) Mesopelagis 200 – 1000 (?) Batial 200 – 4000 (?)

Afotik (0%)Batipelagis 1000 (?) – 4000 (?)

Abisalpelagis 4000 (?) - 6000 Abisal 4000 (?) – 6000Hadalpelagis > 6000 Hadal > 6000

Catatan: (?) = batas tidak tentu.Sumber: Hedgpeth (1957 vide Nybakken, 1993) dengan modifikasi.

Berdasarkan pada posisinya terhadap konfigurasi benua dan samudera, lingkungan pelagisdapat dibedakan menjadi dua, yaitu: (1) lingkungan neritik (neritic)atau sistem neritik, yaitu yangmengacu kepada air laut dangkal yang menutupi paparan benua; kedalamannya mencapai 200 meter,dan (2) lingkungan oseanik (oceanic) atau sistem oseanik, yaitu yang mengacu kepada air laut dalamyang menutupi lereng benua sampai cekungan samudera; kedalamannya lebih dari 200 meter.

Lingkungan oseanik dibedakan menjadi lima zona lingkungan, yaitu: (1) epipelagis


Page 4 of 7

(epipelagic) – dari permukaan laut sampai kedalaman 200 meter, (2) mesopelagis (mesopelagic) –dari 200 sampai 700-1000 meter, (3) batipelagis (bathypelagic) – dari 700-1000 sampai 2000-4000meter, (4) abisalpelagis (abyssalpelagic) – dari 2000-4000 sampai 6000 meter, dan hadalpelagis(hadalpelagic) – kedalaman lebih dari 6000 meter. Sementara itu, berdasarkan pada penetrasi sinarmatahari, lingkungan pelagis dapat dibedakan menjadi tiga zona, yaitu: (1) eufotik (euphotic) –mulai dari permukan laut sampai batas kedalaman dimana 99% sinar matahari diserap; mencakupkedalaman sampai 200 meter atau sebanding dengan zona neritik atau epipelagis, (2) disfotik(dysphotic) – dari batas bawah zona eufotik sampai kegelapan total; kedalaman dari 200 – 1000 meteratau sebanding dengan zona mesopelagis, dan (3) afotik (aphotic) – zona tidak ada sama sekalicahaya yang menembus; mencakup zona batipelagis, abisal pelagis, dan hadal. Kedalaman 1000 meteryang menjadi awal dari zona afotik adalah batas dari deep scattering layer (DSL), yaitu suatu zonapenghamburan suara (sound scatter) di dalam jalur gelombang yang sempit. DSL bergerak naik kepermukaan di malam hari dan turun di siang hari. Fenomena DSL ini berkaitan dengan aktivitashewan laut (Ingmanson dan Wallace, 1985). Hewan-hewan laut yang yang ada di dalam jalur ituberkisar dari hewan-hewan mikriskopis zooplankton sampai copepoda, udang, ikan dan cumi-cumi.

Sementara itu, lingkungan bentik – dengan dasar yang sama seperti pelagis, dapat dibedakanmenjadi dua, yaitu: (1) lingkungan litoral (littoral) atau sistem litoral, yaitu dasar laut yang berupapaparan benua; kedalaman mencapai 200 meter, dan (2) lingkungan laut dalam (deep sea) atau sistemlaut dalam, yaitu dasar laut mulai dari lereng benua sampai cekungan samudera; kedalaman air lebihdari 200 meter.

Selanjutnya, berdasarkan pada kedalaman air, lingkungan litoral dapat dibedakan menjaditiga, yaitu: (1) supralitoral (supralittoral) – dasar laut di atas pasang tinggi, (2) eulitoral (eulittoral)– mulai dari dasar laut batas pasang tinggi sampai surut rendah, dan (3) sublitoral (sublittoral)– mulaidari dasar laut surut rendah sampai dengan kedalaman 200 meter. Pembagian ini umum diterima olehilmuwan. Webber dan Thurman (1991), lingkungan sublitoral dapat dibedakan menjadi dua, yaitu (1)inner sublittoral – kedalaman dari surut rendah (0 meter) sampai kedalaman 50 meter yangmerupakan batas tumbuhan yang menempel dapat tumbuh dan berfotosintesis, dan (2) outersublittoral – kedalaman dari 50 meter sampai 200 meter. Ross (1977) menetapkan batas zona eulitoralke arah laut sampai kedalaman 40 – 60 meter, yang merupakan batas tumbuhan yang menempel dapattumbuh dan berfotosintesis. Batas dari Ross itu identik dengan batas sisi laut dari zona innersublittoral dari Webber dan Thurman (1991). Sedang zona sublitoral dari Ross (1977) identik denganzona outer sublittoral dari Webber dan Thurman (1991).

Lingkungan laut dalam – berdasarkan kedalaman air, dapat dibedakan menjadi tiga, yaitu:(1) batial (bathyal) – kedalaman dari 200 sampai 2000-4000 meter, (2) abisal (abyssal) – kedalamandari 2000-4000 sampai 6000 meter, dan (3) hadal (hadal) – kedalaman > 6000 meter.

Batas kedalaman pembagian zona lingkungan bentik batial dan abisal, bertepatan denganbatas kedalaman antara lingkungan pelagis batipelagis dan abisalpelagis. Lingkungan MenurutIngmanson dan Wallace (1985), batas antara batial dan abisal ditentukan pada kedalaman 2000 meterdengan anggapan bahwa sebagian besar lantai samudera terletak di kedalaman dari 2000 sampai 6000meter. Ross (1977) juga menempatkan batas antara batial dan abisal pada kedalaman 2000 meter,meskipun tanpa penjelasan. Di pihak lain, beberapa buku teks Biologi Laut menempatkan batas itupada kedalaman 4000 meter (seperti Weber dan Thurman, 1991; McConnaughey, 1974). Sementaraitu, Hedgpeth (1957 vide Nybakken, 1993), dengan mempertimbangkan parameter temperaturmenempatkan batas antara batipalagis – abisalpelagis pada kisaran kedalaman dari 2000 sampai4000 meter, yaitu bertepatan pada kedalaman dengan temperatur 4oC. Selain itu, ia jugamenempatkan batas antara mesopelagis – batipelagis pada kisaran kedalaman dari 700 sampai 1000meter, yaitu pada kedalaman dengan temperatur 10oC.

Berikut ini akan diberikan uraian lebih lanjut tentang karakteristik dari berbagai zonalingkungan laut tersebut di atas.


Page 5 of 7

5.4. KARAKTERISTIK LINGKUNGAN LAUT

5.3.1. Lingkungan Bentik

5.4.1.1. Lingkungan SuparlitoralLingkungan supralitoral berada di atas pasang tinggi. Lingkungan ini lebih banyak tersingkap

ke udara, dan hanya akan tergenang pada saat air laut mengalami pasang tertinggi. Sehari-harinya,lingkungan ini basah oleh air laut oleh cipratan air dari gelombang yang pecah di pantai atau bilaterjadi badai.

Kondisi permukaan lingkungan ini sangat kasar. Organisme yang hidup di lingkungan inihampir terus menerus tersingkap ke udara, dan hanya basah bila terjadi air laut pasang tertinggi,cipratan air dari gelombang yang pecah di pantai atau bila terjadi badai. Hewan yang hidup dilingkungan ini, sama di seluruh dunia.

5.4.1.2. Lingkungan EulitoralUmum diterima bahwa lingkungan eulitoral, sering juga disebut litoral, meliputi daerah yang

secara periodik tersingkap ke udara pada waktu laut surut (daerah pasang surut atau intertidal). Lebardaerah pasang surut (intertidal) tergantung pada kisaran tinggi pasang surut dan kemiringan lerengdasar laut. Hewan yang hidup di daerah ini adalah hewan yang sanggup bertahan terhadap pukulangelombang. Ross (1977) menarik batas sisi laut lingkungan ini sampai daerah dengan kedalaman 40sampai 60 meter. Batas sisi laut dari lingkungan ini adalah sampai kedalaman dimana sebagian besartumbuhan yang menempel masih dapat tumbuh dan mendapatkan cukup cahaya untuk fotosintesis.

Hewan dan tumbuhan di kawasan ini sangat banyak dan bervariasi. Selain itu, kawasan inijuga sangat baik untuk mempelajari kondisi lingkungan biologi laut, karena kondisi lingkungan inidapat diamati secara langsung dengan cara menyelam.

5.4.1.3. Lingkungan SublitoralLingkungan sublitoral mencakup daerah dengan kedalaman 200. Menurut Ross (1977) batas

sisi laut lingkungan ini bahkan sampai 400 meter. Batas ini didasarkan pada kedalaman maksimumdimana algae (tumbuhan) dapat hidup,. Batas bawah lingkungan ini umumnya bertepatan denganbatas bawah zona eufotik. Selain itu batas sisi laut dari lingkungan ini bertepatan dengan tepi paparanbenua.

Faktor lingkungan yang penting adalah cahaya dan temperatur. Selain itu, faktor lain yangkadang-kadang juga penting adalah kondisi geologi dasar perairan, gelombang, dan arus. Beberapahal yang penting yang perlu dicatat dari lingkungan ini adalah bahwa di lingkungan ini terbentukdelta-delta, terumbu karang, atau alur-alur bawah laut (submarine canyon).

Pada rentangan dari lingkungan eulitoral sampai sublitoral, terdapat penurunan kehidupantumbuhan dan peningkatan kehidupan hewan laut. Adanya berbagai jenis hewan yang bernilaiekonomis itu menyebabkan kawasan sublitoral yang sangat ekstensif dieksploitasi oleh para nelayankomersil.

5.4.1.4. Lingkungan Laut DalamLingkungan laut dalam yang meliputi lingkungan batial, abisal, dan hadal, kosong dari

kehidupan tingkat tinggi, tetapi bakteri dapat hidup di lingkungan yang dalam ini.Kondisi oseanografi di lingkungan laut dalam ini seragam. Temperatur turun perlahan sesuai

dengan kedalaman, salinitas relatif konstan, dan tekanan meningkat 1 atm setiap turun dengankedalaman 10 meter. Organisme yang hidup di dalam lingkungan ini sebagian besar tersusun oleh air.Oleh karena itu, tekanan tidak mempengaruhi proses kehidupan hewan laut dalam.

Kondisi oseanografi yang seragam di dalam lingkungan ini menunjukkan bahwa musimmusim memiliki pengaruh yang kecil terhadap berbagai fenomena kehidupan, seperti musimberkembang biak, yang di perairan dangkal dipengaruhi oleh musim.


Page 6 of 7

Makanan di lingkungan laut dalam tidak sebanyak di lingkungan litoral. Hewan-hewan lautdalam diperkirakan mendapat makanan dari material organik yang jatuh dari perairan dekatpermukaan ke dasar samudera.

Zona hadal meliputi daerah palung laut dalam, temperatur mencapai <1oC, dan tekananmencapai 600 atm. Jumlah hewan di daerah ini kira-kira sepersepuluh kehidupan di zona abisal.

5.4.2. Lingkungan Pelagis

5.4.2.1. Lingkungan NeritikLingkungan neritik pelagis umumnya memperlihatkan kondisi keanekaragaman yang tinggi

bila di lingkungan itu terdapat air tawar yang masuk dari aliran sungai. Organisme yang hidup dilingkungan ini dengan demikian harus bertahan hidup dalam kisaran salinitas yang lebar.

Nutrien yang masuk ke dalam lingkungan ini berasal dari laut dalam yang masuk melaluimekanisme “upwelling” – yang terjadi karena angin di daerah pesisir, dan dari daratan yang masukmelalui aliran sungai. Banyak ikan dan berbagai tipe makanan dari laut diambil dari daerah ini.

5.4.2.2. Lingkungan OseanikTelah disebutkan di depan bahwa lingkungan oseanik dibedakan menjadi zona eufotik,

dysfotik, dan afotik. Berdasarkan kedalamannya dari permukaan laut, lingkungan eufotik oseaniksetara dengan lingkungan neritik. Meskipun demikian, terdapat perbedaan kondisi lingkungandiantara keduanya yang disebabkan oleh perbedaan kedekatan fisiknya dengan daratan. Berbedadengan lingkungan neritik, salinitas di lingkungan eufotik oseanik relatif konstan, temperatur turunsesuai kedalaman dan perubahan temperatur terbesar terjadi pada kedalaman sekitar 100 meter – didaerah termoklin. Temperatur air permukaan bervariasi sesuai dengan posisi lintang. Nutrien biasanyarendah di perairan permukaan dan meningkat sesuai dengan kedalaman. Secara biologis, zona eufotikoseanik memiliki produktifitas rendah dibandingkan zona neritik.

Zona disfotik adalah zona dengan penetrasi sinar matahari kurang dari 1%. Hanya sedikitsinar biru yang masuk ke dalam zona ini. Batas bawah zona ini adalah daerah dengan oksigenminimum dan sinar matahari nol persen. Di dalam zona ini bakteri mengurai fitoplankton danzooplankton yang mati dan tenggelan ke dalam zona ini dari zona eufotik. Pengurai itu menghasilkannutrien. Nutrien tersebut kemudian dibawa kembali ke dalam zona eufotik dengan mekanismeupwelling. Deep scattering layer (DSL) terdapat di dalam zona ini dengan ketebalan 50 sampai 200meter. DSL bergerak ke arah permukaan pada malam hari dan turun lagi pada pagi hari, dan jugabergerak sedikit naik turun bila ada awan lewat di atasnya. Fenomena naik turunnya DSL terjadikarena hewan-hewan laut yang ada di dalam DSL naik ke atas untuk memakan plankton di malamhari dan kembali ke kedalaman di siang hari untuk menghindari predator (Ingmanson dan Wallace,1985).

Zona afotik adalah zona bertemperatur sangat rendah, tekanan sangat tinggi, dan tanpa sinar.Zona ini meliputi zona batipelagis, abisalpelagis, dan hadal. Zona abisalpelagis adalah satu daribeberapa unit ekologi terbesar di dunia, karena tiga per empat dari volume total samudera terletak didalam zona ini. Di dalam zona ini, densitas air naik sesuai dengan pertambahan kedalaman, danstratifikasi air laut terjadi karena densitas. Sementara itu, temperatur turun dengan bertambahnyakedalaman. Temperatur di dasar laut sekitar 1,6oC.

5.5. LINGKUNGAN KHUSUS

5.5.1. Lingkungan Hidrotermal Laut DalamLingkungan ekosistem lubang hidrotermal laut dalam (deep-sea hydrothermal-vent

ecosystem) pertama kali ditemukan pada tahun 1977 ketika kapal selam Alvin dipakai untukmempelajari lubang hidrotermal di Galapagos Rift di lingkungan laut dalam dengan kedalaman 2,5km (Igmanson dan Wallace, 1985). Lingkungan ini sangat kaya secara biologis. Temperatur di dekatlubang mencapai 400oC, tekanan tinggi, dan air bersifat asam dengan pH mencapai 2,8. Perairanbanyak mengandung methan dan sulfur.


Page 7 of 7

Secara biologis, lingkungan ini sangat produktif, tetapi produser primer fotosintesis tidakditemui. Produktifitas yang tinggi terjadi karena aktifitas bakteri autotrophic (chemosynthetic).Bakteri tersebut mengoksidasi hidrogen sulfida menjadi sulfur dan menggunakan energi kimia untukmensintesa protein, karbohidarat dan lemak.

5.5.2. EstuariEstuari atau mulut sungai adalah lingkungan transisi di antara sungai dan laut. Kondisi fisik

lingkungan ini, seperti bentuk, panjang, lebar dan dalamnya, sangat ditentukan oleh sejarah geologiestuari tersebut. Secara fisik, konfigurasi lingkungan estuari menyerupai sebuah teluk.

Di dalam estuari terjadi pertemuan antara air tawar dari aliran sungai dan air laut. Fenomenaitu membuat salinitas air di dalam estuari sangat bervariasi, mulai dari salinitas air laut sampai kurangdari 5% di tempat masuknya air sungai. Pola penyebaran salinitas di dalam estuari sangat rumit. Halitu karena dalam estuari terjadi pola arus yang sangat kompleks sebagai hasil dari interaksi antarapasang surut, aliran air sungai, rembesan air tawar, dan efek Coriolis.

Nutrien banyak masuk ke dalam estuari dari daratan melalui aliran sungai. Suplai nutrienyang banyak dan ditambah sinar matahari membuat lingkungan estuari sangat subur.

DAFTAR PUSTAKAIngmanson, D. E. and Wallace, W. J., 1985. Oceanography: an introduction, 3rd ed., Wadsworth

Publishing Company, Belmont, California, 530 p.McConnaughey, B. H., 1974. Introduction to Marine Biology, 2nd ed., The C.V. Mosby Company,

Saint Louis, 544 p.Nybakken, J. W., 1993. Marine Biology: an ecological approach, 3rd ed., HarperCollins College

Publisher, New York, 462 p.Ross, D. A., 1977. Introduction to Oceanography, Prentice-Hall, Inc. Englewood Cliffs, New

Jersey, 437 p.Weber, H. H. and Thruman, H. V., 1991. Marine Biology, 2nd ed., HarperCollins Publisher Inc., New

York, 424 p.

Oseanografi, Kehidupan di Laut5/22/2012


1

6. KEHIDUPAN DI LAUT

6.1. PENDAHULUANKehidupan di laut sangat beraneka ragam. Biologi Laut (Marine Biology) adalah cabang

ilmu yang mempelajari seluruh organisme dan habitatnya di laut dan estuari di seluruh dunia, danjuga mempelajari faktor-faktor fisika dan kimia yang mempengaruhi keberadaannya. Organisme lautdipelajari untuk berbagai tujuan, seperti: (1) penelitian ilmu dasar, (2) analisis dampak lingkungan,(3) eksploitasi sumberdaya alam, (4) kesejahteraan hidup, dan (5) penentuan lokasi prioritas untukkonservasi.

Organisme pada mulanya hanya dibedakan menjadi dua kelompok besar atau kingdom,yaitu hewan dan tumbuhan. Perkembangan ilmu dan teknologi menyebabkan perubahan skemaklasifikasi itu. Sekarang, skema klasifikasi yang umum diterima adalah yang membagi organismemenjadi lima kingdom, yaitu: Monera (bakteri), Plantae (tumbuhan yang sesungguhnya), Metazoaatau Animalia (hewan bersel banyak), Protozoa (organisme bersel tunggal), dan Fungi (jamur)(Webber dan Thurman, 1991). Hampir semua kelompok itu mempunyai anggota yang hidup di lautdengan fungsi ekologis yang jelas, kecuali Fungi. Kelompok Fungi hanya sedikit yang hidup di lautdan tidak memuli peran ekologis yang jelas. Oleh karena itu, Fungi tidak kita bicarakan di sini.

Selanjutnya, untuk mempermudah penguraian, kelompok organisme itu dikelompokkan lagiberdasarkan pada karakteristiknya dalam memperoleh energi, yaitu (1) bakteri – organismedekomposer yaitu organisme yang memperoleh energi dengan cara menguraikan organisme yangmati atau melalui sintesa material inorganik, (2) flora atau tumbuhan – semua organisme berklorofilyang dapat menghasilkan makanannya sendiri atau produser primer, dan (3) fauna atau hewan –semua organisme yang memperoleh energi dengan cara memakan tumbuhan atau hewan lain.

Di dalam bab ini akan diperkenalkan macam-macam organisme, proses-proses biologi, danhabitatnya yang umum di lingkungan laut dan estuari.

Dalam mempelajari kehidupan di laut, kita dapat mempelajarinya melalui pendekatansistimatika atau klasifikasi atau melalui pendekatan cara hidupnya (mode of existence) di lingkunganlaut. Studi organisme melalui pendekatan sistimatikanya dilakukan bila kita hanya inginmempelajari organisme untuk mengetahui perkembangannya atau hubungan evolusinya. Adapunmempelajari organisme melalui pendekatan cara hidupnya dilakukan bila kita mempelajariorganisme dan hubungannya dengan lingkungan tempat hidupnya. Disini, dipakai pendekatan yangke-dua sebagai titik tolak dalam mempelajari kehidupan di laut.

6.2. CARA HIDUP ORGANISME DI LAUTPada dasarnya ada tiga cara hidup organisme di laut, yaitu planktonik, bentonik, dan

nektonik. Organisme yang hidup secara planktonik disebut plankton, secara bentonik disebut bentos,dan secara nektonik disebut nekton. Selanjutnya akan diuraikan secara singkat tentang ketiga carahidup tersebut.

6.2.1. PlanktonKata “plankton” berasal dari bahasa Yunani yang berarti bergerak dari satu tempat ke

tempat lain. Kelompok organisme ini biasanya kecil dengan kekuatan untuk berpindah tempatsangat lemah atau terbatas, dan berpendah tempat terutama karena arus laut. Plankton dapat berupahewan (zooplankton) maupun tumbuhan (fitoplankton). Sebagian besar plankton berukuranmikroskopis, tetapi ada juga yang berukuran besar seperti ubur-ubur atau ganggang Sargassum.Plankton meliputi kelompok terbesar organisme di laut. Selain itu, banyak hewan laut memiliki fasekehidupan sebagai plankton; biasanya ketika baru lahir.

6.2.2. BentosKata “bentos” berasal dari bahasa Yunani yang berarti dalam atau laut dalam. Bentos adalah



2

organisme yang hidup di atas atau di bawah dasar laut. Beberapa organisme bentos pada fase awalkehidupannya memiliki bentuk larva planktonik. Beberapa tipe kehidupan bentonik adalah (1)menggali lubang di dasar laut, seperti cacing, (2) merayap perlahan di atas permukaan dasar laut,seperti bintang laut, (3) menimbun diri di dasar laut, seperti teripang, dan berbagai jenis moluska,dan (4) menambatkan diri di dasar laut, seperti koral, dan berbagai jenis tumbuhan laut.

6.2.3. NektonKata “nekton” berasal dari bahasa Yunani yang berarti berenang. Nekton meliputi hewan

yang dapat berenang bebas, bebas dari gerakan arus. Kelompok ini meliputi berbagai bentukkehidupan hewan tingkat tinggi, seperti ikan, ikan paus, dan berbagai jenis mamalia laut. Tumbuhantidak termasuk di dalam kelompok ini.

Nekton memiliki kemampuan secara aktif mencari makanan dan menghindar dari predator.Kelompok hewan ini juga dapat bermigrasi jarak jauh ke seluruh samudera, dan dijumpai dipermukaan laut atau di dekat dasar permukaan laut, atau di laut dalam di atas dasar laut.

6.3. BAKTERIBakteri adalah makhluk bersel tunggal prokaryotik (Gambar 6.1). Bakteri laut memainkan

peranan penting di dalam lingkungan laut sebagai pengurai (decomposer) material organik, sebagaipengubah (transformer) yang merubah berbagai substrat organik menjadi senyawa-senyawainorganik, dan sebagai agen yang mempengaruhi sifat-sifat fisika-kimia sistem pesisir yang dangkal(Kennish, 1994).

Gambar 6.1. Berbagai macam bentuk bakteri di laut.Dari Webber dan Thurman (1991).

Di alam terdapat lebih dari 5000 spesies bakteri yang dapat diklasifikasikan dengan berbagaicara. Dalam kaitannya dengan peranannya di dalam lingkungan, klasifikasi berdasarkan pada carabakteri memperoleh energi bermanfaat, karena secara tegas menunjukkan fungsinya di dalamlingkungan. Berdasarkan pada cara memperoleh energi, bakteri dapat dibedakan menjadi tiga, yaitu:



3

(1) bakteri heterotropik – yang mendapatkan energi dengan menguraikan material organik dariorganisme lain yang mati, (2) bakteri fotosintetik (autotrofik) – yang memperoleh energi melaluiproses fotosintesis, dan (3) bakteri kemosintetik (chemosyntethic) – yang mendapatkan energi darioksidasi senyawa inorganik, seperti besi, ammonia, dan sulfur.

Berdasarkan pada kemampuannya memperoleh energi atau makanannya, bakteri secaragaris besar dapat dibedakan menjadi dua kelompok, yaitu (1) bakteri autotropik – yang dapatmemenuhi kebutuhan makananya secara mandiri melalui fotosintesis dengan bantuan sinarmatahari, atau melalui kemosistesis (sintesa kimiawi, chemosynthetic), dan (2) bakteriheterotropik – yang memenuhi kebutuhan makanannya melalui sumber lain di luar dirinya atauorganisme lain.

Bakteri heterotropik, berdasarkan pada keterlibatan oksigen dalam proses respirasinya,dapat dibedakan menjadi dua, yaitu (1) bakteri heterotropik aerobik – yang melibatkan molekuloksigen dalam respirasinya; bakteri kelompok ini hadir di dalam lingkungan yang mengandungoksigen atau lingkungan oksidasi, dan (2) bakteri heterotropik anaerobik (fermentasi) – yangtidak melibatkan molekul oksigen dalam respirasinya; bakteri kelompok ini hadir di dalamlingkungan yang tidak mengandung oksigen atau lingkungan reduksi.

Bakteri adalah transformer utama di lingkungan anoxis – lingkungan yang tidakmengandung oksigen. Kondisi anaerobik secara khas ada di dalam lapisan-lapisan sedimen yangdalam, di dalam sistem yang memiliki sirkulasi air yang sangat buruk karena pembatasan fisik, dandi beberapa daerah yang mengalami polusi. Kedalam zona anaerobik di dalam sedimen adalahfungsi dari sifat-sifat fisika-kimia dan proses-proses biologi.

Metabolisme mikroba anaerobik menghasilkan sejumlah unsur penting yang dapatdipergunakan oleh organisme aerobik. Ada dua jalur dekomposisi anaerobik, yaitu: (1) fermentasi;fermentasi oleh bakteri menghasilkan hidrogen, karbon dioksida, ammonia, dan sekelompoksenyawa organik seperti alkohol dan asam lemak, dan (2) dissimilatory sulfate reduction; bakteripereduksi sulfat mempergunakan ion sulfat sebagai terminal yang menerima elektron selamadekomposisi material organik, dan menghasilkan hidrogen sulfida (H2S) yang memberikan warnahitam di dalam sedimen (Kennish, 1994).

6.4. FITOPLANKTONFitoplankton adalah tumbuhan mikroskopis – terdiri dari berbagai spesies yang berbentuk

uniselular (sel tunggal, unicellular), filamen (lempengan, filamentous), atau berbentuk rantai, yangmengapung bebas di air permukaan (zona fotik) samudera dan peraira pesisir. Fitoplankton meliputiberbagai jenis kelompok alga yang sebagian besar merupakan organisme autotropik.

Berdasarkan ukurannya, fitoplankton dibedakan menjadi ultraplankton ( < 5 μm),nanoplankton ( 5 – 70 μm), mikroplankton ( 70 – 100 μm), dan makroplankton ( > 100 μm). Didalam opeasional, plankton dibedakan menjadi dua fraksi berdasarkan pada jaring plankton yangdipergunakan. Semua fitoplankton tertahan oleh jaring plankton (bukaan 64 μm), dan yang lolosdari jaring plankton disebut nanoplankton.

Jenis-jenis plankton yang utama adalah diatom (klas Bacillariophyceae), dinoflagellata (klasDinophyceae), coccolithophore (klas Prymnesiophyceae), silicoflagellata (klas Chrysophyceae), danblue-green algae (klas Cyanophyceae).

Diatom (Gambar 6.2.A) sering mendominasi komunitas fitoplankton di daerah berlintangtinggi, perairan dekat pantai di daerah temperat, dan di dalam sistem “upwelling”. Diatom cenderungtenggelam di dalam perairan yang nonturbulen, walaupun morfologi, fisiologi, dan adaptasi fisikmendukung pengapungannya.

Dinoflagellata (Gambar 6.2.B)juga tersebar luas di lingkungan samudera dan estuari, dandominan di banyak daerah subtropis dan tropis, dan melimpah di daerah temperate. Sebagiandinoflagellata berreproduksi secara sexual, dan sebagian besar secara asexual. Laju reproduksibervariasi, tergantung pada kondisi lingkungan. Sebagian besar dinoflagellata bersifat autotrofik.Sejumlah spesies dinoflagellata menghasilkan racun yang bila dilepaskan ke perairan sering dapatmenyebabkan kematian massal pada ikan, kerang-kerangan, dan organisme lain. Efek dari racun itusangat jelas pada saat terjadi peristiwa “Red Tide”, saat terjadi blooming (ledakan populasi) algae.



4

6.2.B. Macam-macam Dinoflagelata.

6.2.A. Macam-macam Diatom. 6.2.C. Coccolith.

6.2.D. Silikoflagelata. 6.2.E. Cyanobacteria atau Blue-green algae.

Gambar 6.2. Macam-macam jenis fitoplankton di laut. Dari Webber dan Thurman (1991).

Coccolithophore adalah algae uniselular (Gambar 6.2.C), yang melimpah di perairansamudera terbuka di daerah tropis dan subtropis, dan kadang-kadang juga di lingkungan pesisir.Sebagian besar plankton ini bersifat autotropik, dan beberapa bersifat heterotropik di bawah zonafotik.

Silicoflagelata (Gambar 6.2.D) adalah organisme bersel tunggal yang kecil yang disebut



5

nanoplankton dan memiliki skeleton eksternal berkomposisi silika.Blue-green algae (Gambar 6.2.E) adalah sebutan lain bagi cyanobacteria atau blue-green

bacteria. Organisme ini memiliki pigmen phycocyanin yang dapat menyebabkannya berwarna biru-hijau atau merah, dan klorofil yang membuat organisme ini dapat melakukan fotosintesis.Kemampuannya melakukan fotosintesis menyebabkannya dikelompokkan ke dalam kelompokfitoplankton. Trichodesmium adalah salah satu jenis blue-green algae yang dapat “blooming” danmemberi warna merah, dan mengeluarkan racun yang dapat mematikan organisme lain. Laut Merahmendapatkan namanya karena fenomena ini. Di lingkungan laut, blue-green algae penting karenakemampuannya melakukan fiksasi nitrogen – merubah ammonia menjadi nitrit dan nitrat.Organisme ini berperanan penting dalam memperkaya nutrien di perairan terumbu karang (Webberdan Thruman, 1991).

Penyebaran populasi fitoplankton tidak merata, tergantung pada respon organisme ituterhadap kondisi hidrografi, sinar, dan distribusi nutrien, predasi dan simbiosis, dan agregasimekanik oleh proses-proses fisik.

Produktifitas fitoplankton berkaitan dengan laju fiksasi karbon (sintesis organik), yangditentukan dengan pengukuran laju fotosintesis atau respirasi. Metode yang biasa dipergunakanuntuk menaksir produktifitas fitoplankton adalah dengan mengukur: (1) oksigen yang dilepas selamafotosintesis, (2) penyerapan karbon dioksida, (3) pH, (4) laju pemunculan biomassa alga yang barupada suatu waktu, dan (5) penyerapan radioaktif 14C. Metode radioaktif adalah metode yang sangatluas diterima dalam memperkirakan produktifitas plantonik primer di laut. Produktifitas fitoplanktonsangat bervariasi dalam ruang dan waktu.

Produktifitas primer fitoplankton adalah fungsi dari interaksi sejumlah faktor fisik, kimia,dan biologi, dan faktor yang sangat penting adalah cahaya, temperatur, sirkulasi air, salinitas, nutriendan pemangsaan (grazing). Energi cahaya dipandang sebagai faktor pembatas yang mengontroldistribusi fitoplankton. Variasi musiman penyinaran matahari pada lintang tertentu menghasilkanpola produksi musiman yang berbeda di daerah tropis, temperate, boreal, dan kutub.

Banyak penyinaran matahari di laut tergantung pada sudut datang sinar matahari sepanjanghari, musim dalam setahun, posisi lintang, dan kondisi iklim lokal – seperti tutupan awan. Di dalamkolom air, absorpsi dan penyebaran sinar oleh molekul-molekul air, partikel suspensi, dan materialterlarut mengurangi sinar. Sinar dan temperatur mempengaruhi blooming (ledakan populasi)fitoplankton musiman di dalam sistem di lingtang tinggi dan menengah.

Nutrien diperlukan bagi pertumbuhan dan produksi fitoplankton yang memadai. Unsurnutrien yang utama adalah nitrogen, fosfor, dan silikon. Peristiwa blooming fitoplankton terjadi biladi perairan terdapan kandungan nutrien yang tinggi dan perairan banyak mendapat penyinaran sinarmatahari.

6.5. ZOOPLANKTONZooplankton (Gambar 6.3) dapat diklasifikasikan berdasarkan pada ukuran atau lama

kehidupan planktoniknya. Berdasarkan pada lamanya kehidupan planktonik, zooplanktondiklasifikasikan menjadi:1). Holoplankton – organisme tetap dalam bentuk plankton sepanjang hidupnya: copepod,

cladoceran, dan rotifer.2). Meroplankton – hewan yang hanya sebagian dari siklus hidupnya sebagai plankton: larva

invertebrata bentos, cordata bentos, dan ikan.3). Tychoplankton – zooplankton demersal yang secara periodik terhambur menjadi plankton oleh

arus dasar, adukan gelombang, dan bioturbasi: amphipod, isopod, cumacean, dan mysid.

Berdasarkan pada ukurannya, zooplankton dapat dibedakan menjadi tiga kategori, yaitu:1). Mikrozooplankton (< 202 μm), seperti: protozoa dan tintinid, larva meroplankton dari

invertebrata bentik, dan copepod nauplii.2). Mesozooplankton (202 – 500 μm), seperti: cladocerans, copepod, rotifer, dan meroplankton

besar.3). Makrozooplankton (>500 μm), terdiri dari tiga kelompok, yaitu: (1) ubur-ubur (jellyfish:

hydromedusa, combjellies, true jellyfish), (2) crustacea: amphipod, isopod, mysid shrimp, true



6

shrimp, dan (3) cacing polychaeta.

6.3.B. Rotifer

6.3.A. Copepod 6.3.C. Amphipod.

6.3.D. Isopod. 6.3.E. Radiolaria.



7

6.3.F. Tintinid.

Gambar 6.3. Macam-macam zooplankton. Dari Webber dan Thurman (1991), kecuali 6.3.B dari Ingmansondan Wallace (1985).

Sejumlah faktor biotik dan abiotik mempengaruhi dinamika dan struktur komunitaszooplankton. Sinar adalah faktor lingkungan utama yang mengatur migrasi vertikal organisme ini.Perubahan penyinaran pada saat matahari terbit dan terbenam menyababkan gerakan vertikanpopulasi zooplankton.

Zooplankton memainkan peranan penting dalam rantai makanan di laut dan estuari sebagaiperantara antara produsen primer (fitoplankton) dan konsumen sekunder. Beberapa zooplankton jugaomnivora.

6.6. FLORA BENTOSJenis-jenis flora bentos sangat bervariasi, mulai dari tumbuhan tingkat rendah – seperti

algae, sampai tumbuhan tingkat tinggi – seperti mangrove, dan hidup diberbagai habitat di wilayahpesisir. Makrofita (alga dan tumbuhan vascula) menyusun fraksi utama biomassa bentik di dalamsistem pesisir. Sedimen dasar sering kosong dari makroalga yang biasanya menempel di permukaankeras, termasuk struktur-struktur buatan manusia, cangkang hewan, batu, dan pantai batu (rockyshore). Makrofita sering hanyut secara pasif di atas dasar laut estuari dan perairan pesisir. Padangrumput yang padat dari tumbuhan vascula (misalnya: seagrass) umumnya terdapat di perairandangkal daerah subtidal. Rumput rawa garam (salt mars) adalah kenampakan yang mudah dijumpaidi daerah pasang surut daerah temperate, sedang mangrove di daerah tropis.

Flora bentos yang hidup di habitat-habitat dekat pantai dapat dibedakan menjadi duakelompok, yaitu: mikroflora dan makroflora.

6.6.1. MikrofloraMikroflora, yang sangat ekstensif berkembang di dalam habitat pasang surut. Koloni

mikroflora bersel tunggal atau berfilamen melekat pada sedimen dan juga menempel di permukaanbatuan, tumbuhan lain, binatang, dan barang-barang buatan manusia. Flora yang termasuk kelompokini adalah (Gambar 6.4) alga merah (Rhodophyta), alga coklat (Phaeophyta), dan alga hijau(Chlorophyta).



8

6.6.1.1. Alga MerahAlga merah (Rhodophyta) (Gambar 6.4.A) umumnya hidup di pantai batu (rocky coast).

Flora ini adalah tumbuhan yang relatif kecil, biasanya kurang dari satu meter panjangnya. Beberapagenera alga ini, seperti Porphyra, tumbuh di daerah pasang surut (intertidal zone). Beberapa spesiesalga merah tumbuh di perairan yang lebih dalam yang tidak terpengaruh oleh gelombang.

6.4.A. Alga merah.

6.4.B. Alga coklat.

6.4.C. Alga hijau.

Gambar 6.4. Macam-macam mikroflora bentos. Dari Webberdan Thurman (1991).



9

Satu kelompok utama dari alga merah, yaitu coralline algae (genus Corallina) dijumpai diseluruh dunia. Coralline algae adalah komponen penting dari terumbu karang, yang membantumemperkuat struktur terumbu melalui penyemenan.

Warna merah alga ini berasal dari pigmen phycoerythrin. Banyak pigmen ini di dalam algamerah bervariasi. Di dalam habitat pasang surut, alga ini kadang-kadang berwarna hujau, hitam, atauungu. Di perairan yang lebih dalam, alga ini berwarna merah terang (brilliant rose red).

Beberapa ekstrak alga merah dipergunakan secara komersil sebagai perekat (sizing), kanji(starch), dan perekat cat (paint binder), dan diproduksi dalam bentuk agar komersil yangdipergunakan untuk media ilmiah (scientific media), dalam obat-obatan, dan berbagai keperluanlain.

6.6.1.2. Alga CoklatAlga coklat (Phaeophyta) (Gambar 6.4.B) sering tumbuh besar. Sebagian alga ini hanya

berbentuk filamen-filamen bercabang sederhana, dan sebagian lainnya berupa ganggang raksasa(seaweeds) yang dapat mencapai panjang 60 meter. Alga ini tumbuh terutama di zona pasang surutbawah (lower intertidal) dan di zona subtidal, dan melekat pada substrat. Warna coklat alga iniberasal dari pigmen fucoxanthin. Jenis alga ini adalah makanan penting bagi herbivora.

Beberapa alga ini hidup terapung-bebas (free-floating) di laut yang jauh dari pantai.Contohnya genus Sargassum yang membentuk kelompok-kelompok raksasa di perairan AtlantikUtara bagian barat di Laut Sargasso.

Alga coklat dapat dimanfaatkan sebagai makanan tambahan, pupuk, dan sumber bagiberbagai jenis garam.

6.6.1.3. Alga HijauAlga hijau (Chlorophyta) memiliki ukuran, bentuk, sejarah hidup (life history), dan habitat

yang sangat bervariasi. Alga ini memiliki pigmen chlorophyll dan carotenoid. Di lingkungan laut,alga ini adalah produsen primer.

Di laut, jenis yang besar dari alga ini menempel pada substrat yang keras dan membentuklapisan (mat) yang besar. Contoh dari kelompok ini adalah Penicillus, Halimeda, dan Ulva (Gambar6.4.C).

Beberapa jenis alga ini hidup secara komensalisme di dalam cangkang moluska, danbeberapa hidup di dalam sel protista dan hewan. Alga ini memberikan oksigen dan karbohidrat, yangmerupakan hasil fotosintesis, kepada hewan tempat hidup.

6.6.2. MakrofloraMakroflora terdiri dari kelompok komunitas tumbuhan utama, yaitu rumput rawa garam

(salt marsh), lamun (seagrass), dan bakau atau mangrove (mangrove). Secara global, rawa garamterdapat dalam kisaran daerah mid-temperate sampai lingtang tinggi. Di daerah tropis, posisi rawagaram digantikan oleh mangrove. Lamun memiliki penyebaran yang luas, dan dapat dijumpai diperairan dangkal di berbagai posisi lintang, kecuali di daerah kutub.

6.6.2.1. Rumput Rawa GaramTumbuhan rawa garam mendominasi vegetasi zona intertidal di daerah-daerah lintang

menengah dan tinggi. Beberapa genera tumbuhan rawa garam yang kosmopilitan adalah Spartina,Juncus, dan Salicornia (Gambar 6.5). Perairan pesisir yang terlindung, yang didalamnya terjadisedimentasi dan tingkat erosi rendah, adalah lokasi ideal bagi pembentukan rawa garam.

Sistem rawa garam minimal memberikan lima fungsi ekologi yang penting, yaitu (1)sebagai produsen primer, (2) habitatnya sebagai sumber makanan, tempat berlindung danreproduksi, (3) akar-akar vegetasi menahan sedimen dan mengurangi erosi, (4) sebagai sumber dantempat pencucian trace metal dan nutrien, dan (5) tumbuhan yang mati menjadi sumber bahanorganik.



10

Gambar 6.5. Macam-macam rumput rawa garam. Dari Webber dan Thurman (1991).

6.6.2.2. Lamun / SeagrassLamun hanya tumbuh terbatas di antara daerah intertidal bagian bawah dan subtidal di

lingkungan estuari dan perairan pesisir. Tumbuhan ini memiliki akar, rhizoma, batang dan daun(Gambar 6.6.A), dan dapat tumbuh membentuk hamparan seakan padang rumput yang dijumpai didaratan, yang kemudian disebut sebagai padang lamun atau seagrass bed (Gambar 6.6.B). Denganpola pertumbuhan yang demikian itu, lamun menciptakan habitat bagi berbagai jenis organisme laut.

6.6.A. 6.6.B.

Gambar 6.6. Morfologi eksternal Lamun (6.6.A, dari Tomascik et al., 1997), dan padang lamun (6.6.B,internet)

Pertumbuhan dan distribusi lamun sangat dipengaruhi oleh salinitas, cahaya, dan tingkatkekeruhan perairan. Di perairan keruh di estuari, pertumbuhan lamun terbatas pada kedalaman



11

kurang dari satu meter, sedang di perairan yang beraira jernih, lamun dapat tumbuh sampaikedalaman 30 meter.

Lamun memiliki beberapa fungsi ekologis yang penting, seperti:1). Sebagai pempentuk habitat, sehigga dikenal adanya ekosistem lamun (seagrass ecosystem).

Banyak populasi invertebrata dan ikan mempergunakan habitat lamun sebagai tempat asuhan(nursery ground), tempat mencari makan (feeding ground), dan tempat berkembang biak(reproduction ground).

2). Sebagai produsen primer yang penting karena memiliki produktifitas primer yang tinggi.3). Detritus dalam jumlah besar yang dihasilkan oleh lamun sangat penting bagi aliran energi pada

banyak ekosisten estuari.4). Berperan dalam siklus unsur-unsur nutrien yang penting.5). Struktur tumbuhan dan cara tumbuhnya menyebabkan lamun dapat menangkap sedimen dan

mengurangi erosi.6). Tumbuhan lamun itu sendiri menjadi makanan bagi herbivora seperti penyu dan dugong.

6.6.2.3. MangroveMangrove (Gambar 6.7) adalah tumbuhan halofita yang dapat membentuk hutan di zona

supratidal sampai subtidal dangkal di perairan tropis dan subtropis. Tumbuhan ini tumbuh denganbaik di perairan yang terlindungi, lagoon pasang surut, dan estuari yang terletak di antara 25oNsampai 25oS. Mangrove memperlihatkan pola pertumbuhan berzonasi yang berkaitan antara laindengan toleransi terhadap salinitas, dan genangan pasang surut.

6.7.A. Hutan mangrove, di Pulau Bangka. 6.7.B. Mangrove “soliter”, di Cirebon, Jawa Barat.

Gambar 6.7. Mangrove. Bisa membentuk hutan mangrove di pantai (6.7.A) dan bisa tumbuh soliter (6.7.B).Oleh: Wahyu Budi Setyawan, 2006.

Mangrove memiliki beberapa fungsi ekologi yang penting seperti:1). Sebagai pembentuk habitat, sehingga dikenal adanya ekosistem mangrove.2). Memiliki produktifitas primer yang tinggi.3). Berbagai jenis hewan mempergunakan mangrove sebagai habitat, seperti: serangga, reptil, dan

berbagai jenis mamalia.4). Jumlah besar detritus yang dihasilkan oleh mangrove sangat penting bagi aliran energi.5). Sistem perakaran mangrove dapat berperanan sebagai pelindung garis pantai, meningkatkan

stabilitas tebing, meningkatkan pertambahan garis pantai, dan meringankan bahaya erosi.6). Bernilai ekonomis, baik dari vegetasi mangrove itu sendiri maupun dari berbagai jenis

kehidupan yang menjadikan mengrove sebagai habitatnya.



12

6.7. FAUNA BENTOS

6.7.1. Macam-macam Fauna BentosSecara garis besar, macam-macam fauna bentos adalah dari kelompok filum-filum berikut

ini:1). Porifera. Filum ini adalah hewan multiseluler yang paling sederhana yang secara umum dikenal

sebagai “sponge”. “Sponge” (Gambar 6.8.A) adalah organisme bentos yang hidup di berbagailingkungan. Organisme ini menempel di dasar laut dan dijumpai di berbagai kedalaman.“Siliceous sponge” sangat melimpah di perairan dalam bila dibandingkan dengan jenis “sponge”yang lain.

2). Cnidaria. Filum ini sebelumnya sebagai Coelenterata. Klas yang penting dari filum ini adalahAnthozoa, yang meliputi sebagian besar koral, anemon laut, dan alcyonarian. Koral pentingkarena skeleton kalkareousnya dapat membentuk terumbu karang, yang dapat membentukekosistem terumbu karang di laut. Koral hidup di perairan dangkal dan hangat di daerah tropisdan subtropis. Kelas lainnya adalah Cubozoa (Ubur-ubur Kotak), Hydrozoa (Hidroid, KoralApi), dan Scyphozoa (Ubur-ubur). Koral akan dibahas lagi pada ekosistem terumbu karang.

3). Brachiopoda. Kelompok hewan ini penting bagi geologis karena banyak terawetkan sebagaifosil. Pada suatu waktu dalam sejarah geologi, hewan ini pernah sangat pelimpah, tetapisekarang sedikit. Hewan ini memiliki dua cangkang kalkareous yang bertangkup, hidupmenempel pada substrat dengan menggunakan penyangga (stalk) atau burrowing (Gambar6.8.B), terutama di daerah litoral.

4). Annelida. Filum hewan ini adalah kelompok cacing bersegmen, dan sebagian besar spesiesnyaadalah fauna bentos. Klas yang penting dari filum ini adalah Polychaeta yang tersebar luas dilingkungan laut, dan umumnya dijumpai di zona intertidal (Gambar 6.8.C). Sebagian besarAnnelida adalah organisme bentos yang bergerak di permukaan dasar laut (surface crawler), dansebagian lagi adalah organisme pembor (burrower).

6.8.A. Sponge. 6.8.B. Brachiopoda. 6.8.C. Polychaeta.

Gambar 6.8. Beberapa macam fauna bentos. Sumber: Gambar 6.8.A dari Missouri Botanical Garden (2002);Gambar 6.8.B dan C dari Webber dan Thurman (1991).

5). Arthropoda. Kelompok hewan berkerangka luar (external skeleton) yang bersegmen-segmen.Sub-filum yang penting adalah Crustacea, karena sangat umum dijumpai di lingkungan laut.Beberapa jenis crustacea memiliki nikai ekonomi penting, yaitu kepiting (crab), udang, danlobster dari klas malacostraca, order Decapoda. Klas Cirripoda (Barnacles) adalah hewan yanghidup menempel permanen pada substrat di lingkungan laut (Gambar 6.9). Sekilas, hewan inimirip dengan moluska karena memiliki cangkang kalkareous yang berat.



13

Gambar 6.9. Barnakel, hewan yang hidup di dalamkerangka luar karbonatan yang menempel permanenpada substrat di lingkungan laut. Dari Webber danThurman (1991).

6). Moluska. Sebagian besar filum moluska adalah hewan bertubuh lunak yang dilindungi olehcangkang yang keras. Ada tiga kelas moluska yang sangat umum yang merupakan hewanbentos, yaitu Polyplacophora (Amphineura), Gastropoda, Pelecypoda (Bivalvia).

6.10.A. Chiton

6.10.C. Pelecypoda atau Bivalvia. 6.10.B. Gastropoda.

Gambar 6.10. Macam-macam moluska. Dari Webber dan Thurman (1991).



14

Klas Polyplacophora adalah kelas dari hewan Chiton yang memiliki cangkangbersegmen (Gambar 6.10.A). Hewan ini hidup di bawah permukaan sedimen,ukurannya 2 – 30 cm.

Klas Gastropoda adalah kelas yang sangat umum dari filum moluska ini. Hidupnya dilingkungan laut di atas dasar yang keras dan lunak. Ciri cangkang gastropoda adalahberbentuk tabung atau kerucut terputar (coiled) (Gambar 6.10.B). Cangkang gastropodasangat disukai oleh kolektor cangkang karena ukiran dan warna cangkang yang sangatindah dan mengesankan.

Klas Pelecypoda (Bivalvia) hidup membenamkan diri di dalam sedimen pasiran danlumpuran. Hewan ini mempunyai dua cangkang yang setangkup (Gambar 6.10.C).Sebagian besar bivalvia adalah “filter feeder”.

7). Echinodermata. Semua anggota filum ini adalah hewan laut bentos. Filum ini dibedakanmenjadi lima kelas, yaitu Asteroidea, Ophioroidea, Echinonoidea, Holothuroidea, dan Crinoidea. Klas Asteroidea dikenal sebagai bintang laut (sea star) (Gambar 6.11.A). Hidup di atas

substrat keras (rocky), berpasir, dan berlumpur. Klas Ophiuroidea memiliki bentuk yang sama dengan bintang laut, tetapi umumnya

lebih kecil, dan kakinya lebih kecil dari pada bintang laut (Gambar 6.11.B). Kaki yangkecil itu menyebar radial dari tubuh yang berbentuk cakram. Hidup di atas dan di bawahbatu, dan di atas lumpur di zona intertidal sampai perairan dangkal.

Klas Echinoidea memiliki tubuh ditumbuhi jarum-jarum (Gambar 6.11.C). Bentuktubuhnya membulat (contohnya: bulu babi), atau memipih (contohnya: sand dollar).Bulu babi (Acanthaster) adalah hewan pemakan koral. Pertumbuhan populasinyadapat terjadi sangat cepat dan berkembang dengan cepat pula. Hewan ini dapatmenyebabkan keruskan yang meluas dalam waktu singkat di kawasan terumbu karang.

Klas Holothuroidea dikenal sebagai teripang (sea cucumber, timun laut) (Gambar6.11.D). Bertubuh lunak dan memanjang. Hewan ini adalah deposit feeder yang hidup dipermukaan atau menggali substrat pasir dan lumpur. Hewan ini memiliki nilai ekonomiyang tinggi dan banyak dibudidayakan.

Klas Crinoidea dikenal sebagai lilia laut (sea lilies) (Gambar 6.11.E). Hewan ini terdiridari dua tipe, yaitu yang hidup menempel (sessile) dan bergerak bebas. Hidup diperairan tropis mulai dari subtidal dangkal sampai perairan dalam.

6.11.A. Macam-macam Bintang Laut atau Sea Strar. Dari Webber dan Thurman (1991).



15

6.11.B. Ophiuroid atau Brittle Star. 6.11.C. Macam-macam Echinoid.

6.11.D. Holothuroid atau teripang atau timun laut. 6.11.E. Crinoid atau lilia laut.

Gambar 6.11. Macam-macam Echinodermata. Dari Webber dan Thurman (1991), kecuali 6.11.D dari AsikinDjamali, koleksi pribadi, 2006.



16

6.7.2. Klasifikasi Fauna BentosBerdasarkan pada ukurannya, fauna bentos dapat empat kelompok (Kennish, 1994), yaitu:

1). Mikrofauna – lolos saringan 0,04 – 1 mm. Kelompok ini sebagia besar terdiri dari protozoa.2). Meiofauna – tertahan pada saringan 0,04 – 1 mm. Meiofauna dapat dibedakan menjadi dua,

yaitu (1) meiofauna temporer – meiofauna yang berupa juvenil, dan (2) meiofauna permanenseperti: nematoda, rotifer, dan ostracoda. Komposisi spesies meiofauna di suatu lokasi tertentusebagian ditentukan oleh tipe sedimen. Misalnya, meiofauna di endapan pasir adalah vermiform,yang hidup di dalam rongga antar butiran. Pada endapan berlumpur, meiofauna pembor sangatdominan.

Dari daerah intertidal sampai subtidal, distribusi meiofauna setempat-setempat. Hal inikarena pengaruh berbagai faktor lingkungan (seperti: temperatur, selinitas, pengeringan, danukuran butir sedimen), dan interaksi biologis (seperti: pemangsaan, kompetisi, dan bioturbasi).Salinitas sangat mempengaruhi densitas kehadiran meiofauna di suatu tempat. Makin tinggisalinitas, kehadirannya makin tinggi. Perubahan komposisi spesies dan kelimpahannya jugaberkaitan dengan perubahan temperatur musiman.

Distribusi vertikal meiofauna di dalam sedimen dipengaruhi oleh konsentrasi oksigenterlarut, kelimpahan material organik, ukuran butir sedimen, dan pemangsaan selektif.

3). Makrofauna – tertahan pada saringan 0,5 – 2,0 mm. Komposisi spesies dan kelimpahanmakrofauna bentos memiliki variasi temporal dan spasial yang lebar. Perubahan besarkelimpahan makrofauna selama setahun disebabkan oleh periodisitas normal reproduksi,rekruitmen, dan mortalitas.

4). Megafauna – fauna kesar yang dapat di-identifikasi dengan mata telanjang.

Fauna bentos dapat juga diklasifikasikan berdasarkan pada kebiasaan hidup dan adaptasimenjadi: (1) epifauna – yang hidup di atas dasar laut atau menempel pada substrat, dan (2) infauna– yang hidup di dalam sedimen dasar laut.

Selanjutnya, berdasarkan pada kebiasaan makannya (feeding habit), fauna bentos dapatdibedakan menjadi lima macam, yaitu: (1) suspension feeder – pemakan suspensi, (2) depositfeeder – pemakan endapan sedimen, (3) herbivor – pemakan tumbuhan, (4) carnivor – pemakanhewan, dan (5) scavenger – pemakan detritus.

6.7.3. Distribusi Spasial Makrofauna BentosDistribusi spasial makrofauna bentos dapat dibedakan menjadi tiga tingkat, yaitu (1)

distribusi lokal – seperti lokasi-lokasi di dalam suatu estuari, (2) distribusi regional – seperti dalamskala estuari, dan (3) distribusi global. Faktor-faktor yang mempengaruhi penyebaran itu adalahfaktor fisika, kimia, dan biologi. Faktor-faktor tersebut juga mempengaruhi morfologi fungsional,dan sifatnya (behavior).

Komposisi spesies dan distribusi lokal makrofauna bentos berkaitan dengan berbagai faktorfisik, seperti: gelombang dan arus, karakter sedimen, dan kedalaman air; faktor biologi, seperti:pemangsa dan kompetisi; faktor kimia, seperti: konsentrasi oksigen. Sementara itu, komposisispesies makrofauna di dalam suatu habitat sangat dipengaruhi oleh tipe sedimen (ukuran butirsedimen).

Pola distribusi skala besar dari makrofauna bentos dipengaruhi oleh: (1) gradasi perubahankondisi lingkungan, dan (2) penyebaran larva dan keberhasilan rekruitmen.

Pada skala global, sangat sedikit makrobentos yang mempunyai penyebaran kosmopolitan.Spesies-spesies fauling (penempel, Gambar 6.12) cenderung memiliki penyebaran yang luas.Distribusi skala global dapat terjadi karena: (1) migrasi dewasa, (2) hanyut terbawa arus (rafting),dan (3) aktifitas manusia.



17

12.A. 12.B.

Gambar 12. Organisme makrobentos yang merupakan spesies-spesies fauling yang menempel pada jaringkeramba, di Bangka Timur (12.A) dan pada Current meter di Teluk Kombal, Lombok Barat (12.B). Oleh:Wahyu Budi Setyawan, 2006.

6.7.4. DiversitasSecara sederhana, diversitas adalah banyaknya jenis di dalam suatu komunitas tertentu.

Makin banyak jenis organisme di dalam suatu komunitas, berarti diversitasnya makin tinggi.Penjelasan lebih jauh tentang diversitas akan diberikan di dalam bab Ekologi Laut.

Tampak perbedaan yang nyata antara fauna bentos di paparan benua pada berbagailingkungan dengan fauna bentos laut dalam. Bila kita bergerak dari habitat bentik di paparan benua– zona supratidal, intertidal, subtidal, terus ke sepanjang lereng benua di laut dalam – zona batial,maka fauna bentos (seperti: bivalvia, polychaeta, gastropoda, foraminifera bentos) menurun sedangdiversitas spesiesnya maningkat. Selanjutnya, dari tinggian benua sampai ke dataran abisal,diversitas spesies menurun lagi. Pengecualian terjadi pada “deep-sea hydrothermal vent” (lubanghidrotermal laut dalam) di pematang tengah samudera. Di kawasan tersebut komunitasmemperlihatkan karakteristik biomassa dan diversitas seperti halnya komunitas perairan dangkal(Kennish, 1994). Produksi primer kemosintetik yang tinggi (high chemosynthetic primaryproduction) pada semburan hidrotermal memberikan nutrisi langsung menyuburkan populasikehidupan di lingkungan itu.

6.8. NEKTONHewan yang termasuk dalam kategori ini adalah Klas Chepalopoda dari Filum Moluska,

udang dari Klas Malacostraca dari Subfilum Crustacea dari Filum Arthropoda, ikan, mamalia laut,dan reptilia laut.

6.8.1. ChepalopodaKelompok hewan ini mempunyai kemampuan berenang yang aktif. Hewan yang termasuk

dalam kelompok ini antara lain cumi-cumi dan gurita (Gambar 6.13). Ukurannya dapat mencapai 12meter. Beberapa jenis hewan dari kelompok ini mempunyai nilai ekonomis.

6.8.2. UdangUdang ada yang hidup sebagai fauna bentos dan ada yang sebagai nekton. Hidup di perairan

pesisir sampai laut dalam. Hewan ini mempunyai nilai ekonomis sangat penting.



18

Gambar 6.13. Macam-macam Chepalopoda. Dari Webber dan Thurman (1991).

6.8.3. IkanIkan adalah hewan laut yang sangat dikenal dan memiliki nilai ekonomis sangat penting.

Ada tiga kelas vertebrata laut yang memiliki spesies yang biasa kita sebut sebagai ikan, yaitu:1). Klas Cyclostomata – ikan yang tidak memiliki rahang (Gambar 6.14). Hidup terutama sebagai

parasit.2). Klas Chondrichthyes – kelompok ikan bertulang rawan. Anggota kelompok ini adalah ikan pari

(Gambar 15) dan ikan hiu (Gambar 6.16). Ikan hiu umumnya dijumpai di lingkungan lautdalam, sedang ikan pari cenderung dijumpai di lingkungan bentos dan berenang di ataspermukaan dasar laut.

3). Klas Osteichthyes – kelompok ikan bertulang keras.

Jenis-jenis ikan di daerah epipelagis dan mesopelagis berbeda satu sama lain. Jenis-jenisikan epipelagis, seperti ikan tuna, cenderung untuk menjadi besar (lebih dari 1 meter panjangnya),bersifat aktif, dan karnivora. Jenis-jenis ikan di daerah ini sebagian besar adalah ikan daerah tropis,tetapi secara teratur bermigrasi ke daerah temperate untuk mencari makan pada musim semi.Sebaliknya, ikan-ikan mesopelagis umumnya kecil (panjang sekitar 15 cm) dan memakan plankton.Pergerakan utama ikan mesopelagis adalah migrasi harian secara vertikal.

Kemudian, berdasarkan pada pola hidupnya, ikan dapat dibedakan menjadi:1). Ikan demersal – ikan-ikan yang hidup di dasar atau dekat dasar laut. Ikan-ikan kelompok ini

memiliki tubuh yang panjang seperti belut dan lebih panjang dari pada tubuh ikan-ikan pelagisdan berenangnya relatif lambat .

2). Ikan pelagis – ikan-ikan yang hidup jauh dari dasar laut atau di tengah air (mid-water) dan dekatke permukaan laut. Ikan-ikan kelompok ini ada yang melakukan migrasi jarak jauh seperti ikantuna dan salmon. Sebagian migrasi ikan berkaitan dengan kegiatan reproduksi dan mencarimakan. Yang dimaksud dengan migrasi adalah perpindahan dari satu tempat ke tempat lain yang



19

dapat diprediksi pada waktu yang dapat diprediksi (Webber dan Thurman, 1991). Jarak migrasiterdekat sekitar 25 km.

Gambar 6.16. Macam-macam ikan tanpa rahang. DariWebber dan Thurman (1991).

Gambar 6.15. macam-macam ikan pari. Dari Webberdan Thurman (1991).

Gambar 6.16. Macam-macam ikan hiu. Dari Webber dan Thurman (1991).



20

6.8.4. Reptilia LautReptilia laut adalah hewan amfibi yang hidup di perairan tropis dangkal dekat pantai.

Hewan yang termasuk kelompok ini adalah ular laut dan penyu (Gambar 6.17). Ular laut adalahpredator yang memakan ikan kecil-kecil; sedang penyu makanannya sangat bervariasi, antara laindaun lamun, ubur-ubur, “sponge”, dan kepiting. Penyu dimakan oleh ikan hiu.

Gambar 6.17. Macam-macam penyu. Dari Webber dan Thurman (1991).

6.8.5. Mamalia LautAda tiga kelompok mamalia laut, yaitu:

1). Serenian – terdiri dari dugong (Gambar 6.18.A), manatee, dan “sea cow”. Kelompok ini adalahherbivora, dan sebagian besar hidup di daerah tropis, dan memakan lamun.

2). Pinniped – terdiri dari anjing laut, singa laut, dan walrus (Gambar 6.18.B). Hewan ini terutamadijumpai di daerah temperate dan kutub. Kelompok hewan ini banyak menghabiskan waktu didarat.

3). Cetacean – terdiri dari ikan paus, dan lumba-lumba (dolphin) (Gambar 6.18.C). Semuanyaadalah carnivora. Kelompok hewan ini melakukan migrasi yang ditentukan oleh pola makan danreproduksi.



21

Gambar 6.18.A. Gambar 6.18.B.

Gambar 6.18.C.

Gambar 6.18. Macam-macam mamalia laut: Dugong (6.18.A), macam-macam Pinniped (6.18.B), dan macam-macam anggota Cetacea (6.18.C). Dari Webber dan Thurman (1991).



22

DAFTAR PUSTAKAIngmanson, D.E. and Wallace, W.J., 1985. Oceanography: an introduction, 3rd ed., Wadsworth

Publishing Company, Belmont, California, 530 p.Kennish, M.J. (ed.), Practical Handbook of Marine Science, 2nd ed., CRC Press, Boca Raton,

Florida, 566 p.McConnaughey, B.H., 1974. Introduction to Marine Biology, The C.V. Mosby Company, Saint

Louis, 544 p.Missouri Botanical Garden, 2002. Ocean Animals: Sponge.

[http://www.mbgnet.net/salt/coral/indexfr.htm]. Akses: 1 Juli 2007.Nybakken, J.W., 1993. Marine Biology: an ecological approach, HarperCollins College Publisher,

New York, 462 p.Ross, D.A., 1977. Introduction to Oceanography, 2nd ed., Prentice-Hall, Inc., Englewood Cliffs,

New Jersey, 437 p.Tomascik, A., Mah, A.J., Nontji, A. and Moosa, M.K., 1997. The Ecology of the Indonesian Seas,

Part Two. The Ecology of Indonesia Series, Vol. VIII. Periplus Edition, Singapore, 643-1388.

Webber, H.H. and Thurman, H.V., 1991. Marine Biology, 2nd ed., HarperCollins Publisher Inc.,New York, 424 p.

Bagian IIIMETEOROLOGI

SUMBER: Earth Science; twelfth edition, Oleh Edward J.Tarbuck, Frederick K. Lutgens, dan Dennis Tasa; PearsonInternational Edition.

1

1 KOMPOSISI, STRUKTUR, DAN TEMPERATUR ATMOSFER

1.1. Karakteristik AtmosferCuaca ialah kondisi atmosfer pada tempat tertentu dan rentang waktu yang

pendek. Sedangkan iklim ialah kondisi umum cuaca pada suatu tempat dalam satuperiode yang panjang. Unsur-unsur yang penting yang dapat diukur secara terus menerusuntuk menentukan cuaca dan iklim ialah:

1. Temperatur udara2. Kelembaban3. Jenis dan jumlah awan4. Jenis dan jumlah presipitasi5. Tekanan udara6. Kecepatan dan arah angin

Gas komponen atmosfer

Jika uap air, debu, dan komponen variabel lainnya dihilangkan dari atmosfer, makakomposisi udara kering akan berupa nitrogen (N) sekitar 78% dan oksigen (O2) sekitar 21%volume atmosfer. Karbon dioksida (CO2) meskipun hanya sekitar 0,036%, berperanpenting karena dapat menyerap radiasi panas dari bumi dan menjaga atmosfer bumitetap hangat. Di antara komponen variabel udara, uap air yang paling penting karenamerupakan sumber untuk membentuk awan dan presipitasi, dan seperti CO2 juga mampumenyerap panas.

Ozon (O3) merupakan oksigen yang membentuk triatomik, terkonsentrasi di kisaranketinggian 10 – 50 km dan sangat penting untuk kehidupan di bumi karena mampumenyerap radiasi ultraviolet yang berbahaya dari matahari.

2

Atmosfer secara gradasi semakin ke atas semakin menipis sehingga tidak ada batasyang tegas di bagian paling atas. Berdasarkan temperaturnya atmosfer dibagi menjadi 4lapisan secara vertikal.

a. Troposfer: lapisan paling bawah. Temperatur biasanya berkurang mengikutipeningkatan ketinggian. Laju penurunan temperatur umumnya bervariasi, namun rata-rata 6,5OC/km. Pada dasarnya semua fenomena cuaca terjadi di troposfer.

b. Stratosfer: menunjukkan adanya pemanasan karena terdapat ozon yangmenyerap radiasi ultraviolet.

c. Mesosfer: temperatur menurun kembali seperti pada troposfer.d. Termosfer: lapisan atmosfer dengan fraksi massa paling kecil. Tidak ada

batas jelas pada bagian atasnya.

Struktur vertikal atmosfer

3

2 gerak utama dari bumi ialah:

Rotasi: putaran bumi pada sumbunya, menghasilkan siklus harian siang dan malam Revolusi: pergerakan bumi pada orbitnya mengitari matahari.

Ada beberapa faktor yang menyebabkan adanya pergantian musim. Yang utamaialah karena sumbu rotasi bumi miring sebesar 23 ½ O dari tegak lurus terhadap bidangorbit mengitari matahari dan sumbunya menunjuk ke arah yang relatif tetap (bintangutara). Dan sebagai konsekuensinya, orientasi bumi terhadap matahari selalu berubah-ubah. Hal ini mengakibatkan fluktuasi sudut matahari dan berimplikasi pada perubahanpanjang siang dan malam. Dan inilah yang disebut pergantian musim.

4

1.2. Pemanasan Atmosfer

Transfer panas

3 mekanisme transfer panas:

Konduksi: transfer panas melalui material dan aktivitas molekular. Konveksi: transfer panas dengan pergerakan massa atau substansi dari satu

tempat ke tempat lain. Radiasi: transfer panas melalui gelombang elektromagnetik

Gelombang elektromagnetik

5

Radiasi elektromagnetik ialah energi yang dipancarkan dalam bentuk sinar, yangdisebut gelombang elektromagnetik. Semua radiasi dapat memancarkan energi melaluiruang hampa. Perbedaan yang penting untuk dicermati pada gelombang elektromagnetikialah panjang gelombangnya, yang berkisar dari yang palin panjang yaitu gelombangradio dan yang paling pendek sinar gamma. Cahaya tampak hanya sebagian darigelombang elektromagnetik yang dapat kita lihat. Ada beberapa hukum yang mengontrolradiasi ketika terjadi pemanasan atmosfer:

Semua obyek meradiasikan energiObyek yang lebih panas meradiasikan lebih banyak energi dibanding obyek yang

lebih dingin Semakin panas temperatur obyek yang meradiasi, semakin pendek panjang

gelombang radiasi maksimumObyek yang dapat menyerap radiasi dengan baik, juga dapat meradiasikan

energinya dengan baik

Penurunan temperatur secara umum seiring dengan kenaikan ketinggian ditroposfer, menunjukkan bahwa atmosfer mengalami pemanasan yang lebih intensif daribagian bawah (tanah). Dari seluruh energi matahari yang mengenai bagian atasatmosfer, sekitar 50%-nya diserap oleh permukaan bumi. Bumi, meradiasikan kembalienergi yang diterimanya dalam bentuk radiasi gelombang panjang. Kemudian radiasi inidiserap oleh atmosfer, yang dilakukan oleh molekul uap air dan karbondioksida, yangberperan dalam pemanasan atmosfer.

6

1.3. Pengontrol Temperatur

Faktor-faktor yang mempengaruhi variasi temperatur di suatu tempat dengantempat yang lain ialah:

Perbedaan penerimaan radiasi matahari (sebab utama) Pemanasan yang tidak sama antara daratan dan perairan. Daratan lebih cepat

untuk terpanaskan dan menjadi lebih hangat daripada air, dan lebih cepat terdinginkandan menjadai lebih dingin daripada air.

Altitude (ketinggian) Posisi geografis Tutpan awan dan albedo Arus laut

Distribusi temperatur dapat digambarkan dengan peta isotherm, yang merupakangaris yang menghubungkan tempat-tempat yang bertemperatur sama. Perbedaantemperatur antara bulan Januari dan Juli dapat dijelaskan dengan dasar pengontroltemperatur.

7

8

2 UAP AIR, AWAN, DAN PRESIPITASI

2.1. Air di AtmosferUap air, ialah gas yang tidak berwarna dan berbau, yang dapat berubah-ubah fase

(padat, cair, atau gas) pada temperatur dan tekanan yang dapat dialami di permukaanbumi. Proses-proses perubahan fase tersebut merupakan evaporasi, kondensasi,peleburan, pembekuan, sublimasi, dan deposisi. Pada tiap proses tersebut terjadipenyerapan atau pelepasan kalor laten.

Perubahan wujud air

Kelembaban ialah istilah yang menggambarkan jumlah uap air yg dikandung olehudara. Metode untuk menyatakan kelembaban ada beberapa cara:

1. mixing ratio: massa uap air dalam udara dibagi massa udara kering.Umumnya dalam gr/kg

2. tekanan uap: merupakan sebagian dari tekanan atmosfer total yangdisebabkan karena mengandung uap air

3. kelembaban relatif: perbandingan jumlah uap air yang dikandung olehudara dengan jumlah total uap air yang dapat dikandung oleh udara tersebut padatemperatur tertentu. Umumnya dinyatakan dalam persen.

4. Titik embun: temperatur yang harus dicapai oleh udara untuk menjadijenuh.

Kelembaban relatif dapat berubah dengan 2 cara. Pertama, dengan menambahatau mengurangi jumlah uap air dalam udara. Kedua, dengan merubah temperaturudara. Jika udara mendingin, kelembaban relatif bertambah.

9

Kelembaban relatif yang bervariasi terhadap temperatur

Embun pada jaring laba-laba (kiri) dan Psikrometer putar (kanan)

2.2. Pembentukan AwanPendinginan udara seiring naik dan mengembangnya udara, karena tekanan udara

yang rendah ialah proses dasar pembentukan awan. Perubahan temperatur akibattertekan atau mengembangnya udara disebut perubahan temperatur adiabatik. Udaratak jenuh mengalami peningkatan temperatur ketika tertekan dan mengalami penurunantemperatur ketika mengembang dengan kecepatan perubahan temperatur 10 OC/1000 mperubahan ketinggian, dan disebut laju adiabatik kering. Jika udara naik cukup tinggi,maka akan cukup dingin untuk menyebabkan kondensasi dan membentuk awan. Mulaititik kondensasi tersebut, udara akan mengalami laju adiabatik basah, jika terus naik,dengan kecepatan penurunan temperatur 5-9 OC/1000 m. Perbedaan kecepatan

10

adiabatik basah dan kering disebabkan oleh uap air yang telah terkondensasi melepaskanpanas laten, sehingga mengurangi kecepatan udara mendingin.

Pembentukan awan dengan pendinginan adiabatik

Ada 4 mekanisme yang dapat menyebabkan udara bergerak naik, yaitu:

a. pengangkatan orografis: ketika dataran yang tinggi, seperti pegunungan,bertindak sebagai penghalang bagi udara yang mengalir.

b. Frontal wedging: ketika massa udara dingin bertindak sebagai penghalangbagi udara yang lebih hangat dan lebih ringan, sehingga udara yang lebih hangat naik.

c. Konvergensi: ketika udara bergerak bersama-sama dan terbentuk gerakanke atas.

d. Pengangkatan konvektif lokal: terjadi ketika pemanasan pada suatupermukaan tidak merata, sehingga udara yang lebih ringan karena pemanasan tersebutbergerak naik.

Pengangkatan orografis dan frontal wedging (atas), konvergensi dan pengangkatan konvektif lokal(bawah)

11

Stabilitas udara dapat diketahui dengan melihat temperatur atmosfer padaketinggian yang bervariasi. Udara disebut tidak stabil apabila laju penurunan temperaturlingkungannya (laju penurunan temperatur seiring bertambahnya ketinggian di troposfer)lebih besar daripada laju adiabatik kering.

Agar terjadi kondensasi, udara harus dalam kondisi jenuh uap air. Kejenuhanterjadi jika udara mencapai titik embunnya atau ketika kandungan uap airnyaditambahkan. Kondesasi juga dapat terjadi di dekat permukaan. Dalam pembentukanawan dan kabut, inti kondensasi juga memiliki peran yang besar.

2.3. Jenis Awan dan PresipitasiAwan diklasifikasikan berdasarkan bentuk dasarnya dan ketinggiannya. Ada 3

bentuk dasar awan:

a. cirrus (tinggi, putih, tipis, berserat)b. cumulus (gumpalan, terpisah-pisah)c. stratus (lembaran atau lapisan yang menutupi sebagian besar atau seluruh

langit)

Awan cirrus

12

Klasifikasi Awan

Sementara, berdasarkan ketinggian ada 4 kategori:

a. awan tinggi (bagian dasarnya umumnya di atas 6000 meter)b. awan menengah (2000-6000 meter)c. awan rendah (dibawah 2000 meter)d. awan yang tumbuh vertikal

Kabut didefinisikan sebagai awan yang bagian dasarnya sangat dekat atau tepat diatas tanah. Kabut terbentuk ketika udara mendingin hingga dibawah titik embunnya atauada penambahan uap air dalam udara yang membuatnya jenuh uap air. Ada beberapajenis kabut:

a. kabut adveksib. kabut radiasic. kabut upsloped. kabut steame. kabut frontal (presipitasi)

Untuk membentuk presipitasi, jutaan tetes air di awan harus bergabung untukmembentuk tetes hujan yang besar. Ada 2 mekanisme pembentukan presipitasi yangtelah dirumuskan:

1. dalam awan yang temperaturnya dibawah titik beku, maka Kristal esterbentuk dan jatuh dalam bentuk kepingan es. Pada ketinggian yang lebih rendah,kepingan es mencair dan menjadi tetes hujan sebelum mencapai tanah.

2. Tetes air hujan yang besar terbentuk di dalam awan yang cukup hangat danmengandung inti higroskopik (“water-seeking”) seperti partikel garam. Ketika tetesan inibergerak turun, mereka bertumbukan dan bergabung dengan tetes air yang lebih kecil.Setelah banyak tumbukan, tetes air ini menjadi cukup besar dan dan jatuh ke tanahsebagai hujan.

13

Proses Bergeron (pembentukan kepingan es) (kiri) dan Hailstone terbesar (kanan)

Ada beberapa bentuk presipitasi: rain, snow, sleet, freezing rain (glaze), hail, danrime

14

3 TEKANAN UDARA DAN ANGIN

3.1. Memahami Tekanan UdaraUdara memiliki berat. Di permukaan laut, udara memberikan tekanan 1 kg/cm2.

Tekanan udara ialah gaya yang diberikan oleh berat udara yang di atas. Seiringbertambahnya ketinggian, udara yang menekan dan berada di atas semakin sedikit,sehingga tekanan udara dikatakan menurun seiring bertambahnya ketinggian, pertama-tama dengan cepat, kemudian menjadi melambat kemudian. Satuan yang digunakan olehmeteorologist untuk mengukur tekanan atmosfer ialah milibar. Tekanan muka air lautstandar ialah 1013,2 milibar. Dan isobar ialah garis pada peta cuaca yangmenghubungkan tempat-tempat dengan tekanan udara yang sama.

Barometer raksa mengukur tekanan udara menggunakan sekolom raksa dalam pipakaca yang disegel pada bagian ujungnya dan dibalik dalam secawan raksa. Ketikatekanan udara meningkat, kolom raksa di pipa akan naik; dan sebaliknya, ketika tekananudara turun, tinggi kolom raksa juga turun. Barometer raksa mengukur tekanan atmosferdalam satuan inci raksa, yang merupakan tinggi kolom raksa dalam barometer. Tekananatmosfer standar di muka laut sama dengan 29,92 inci raksa. Barometer aneroid (tanpaair) terdiri dari rongga logam yang bergerak tertekan ketika tekanan udara naik danmengembang ketika tekanan udara turun.

Barometer Raksa (kiri) dan Isobar (kanan)

Faktor Penyebab Angin

Angin ialah aliran udara yang horizontal dari area yang bertekanan tinggi ke areabertekanan rendah. Angin dikontrol oleh kombinasi gaya berikut:

1. Gaya gradien-tekanan (sejumlah perubahan tekanan pada jarak tertentu)

15

2. Efek Coriolis (efek pembelokan akibat rotasi bumi, ke kanan di HemisferUtara, ke kiri di Hemisfer Selatan)

3. Gesekan dengan permukaan bumi (memperlambat gerakan udara danmengubah arah angin).

Efek Coriolis (atas) dan Efek Gesekan (bawah)

Angin udara atas, disebut angin gesotropik, bertiup sejajar isobar dan menunjukkankeseimbangan antara gaya gradien tekanan dan efek Coriolis. Angin ini bergeraklebihcepat dibanding angin permukaan karena gesekan sangat sedikit. Gesekan berperanmemperlambat udara, dan mengakibatkan efek Coriolis pada angin tersebut jugaberkurang. Dan menghasilkan pergerakan angin yang memotong isobar menuju ke daerahbertekanan lebih rendah.

3.2. Pusat Tekanan dan AnginAda 2 jenis pusat tekanan, yaitu:

1. siklon, atau pusat tekanan rendah.2. Antisiklon, atau pusat tekanan tinggi.

16

Angin siklon dan antisiklon

Pada belahan bumi utara, angin di sekitar siklon, bergerak berlawanan arah jarumjam dan mengarah ke pusat. Di sekitar antisiklon, angin bergerak searah jarum jam danmengarah menjauhi pusat. Di belahan bumi selatan, efek Coriolis menyebabkan anginbergerak searah jarum jam di sekitar siklon, dan berlawanan arah jarum jam di sekitarantisiklon. Karena udara bergerak naik dan mendingin secara adiabatik di pusat siklon,sehingga kondisi siklon sering berasosiasi dengan cuaca berawan dan hujan. Dansebaliknya di pusat antisiklon, udara bergerak turun, dan menghangat, sehingga tidakterbentuk awan dan presipitasi, dan cuaca cerah.

Pola aliran udara, permukaan dan ketinggian

Pembagian zona tekanan global:

1. equatorial low2. subtropical high3. subpolar low4. polar high

17

Sirkulasi udara jika bumi tidak berotasi (kiri) dan Sirkulasi udara pada Bumi yang berotasi (kanan)

Angin global permukaan juga berasosiasi dengan zona tekanan ini. Yakni anginpasat, angin timuran, dan angin baratan.

Tekanan pada permukaan

Khusus di belahan bumi utara, adanya perbedaan temperatur musiman yang besardi kontinen, menyebabkan terganggunya pola pembagian zona tekanan dan angin.Misalnya pada musim dingin, temperatur yang rendah dan tekanan udara yang besarpada daratan menyebabkan terbentuknya sistem tekanan tinggi musiman, yang anginbertiup dari tempat itu. Dan pada musim panas, daratan terpanaskan dan tekanan udara

18

rendah terbentuk di atas daratan, menyebabkan arah angin bertiup mengarah ke daratantersebut. Perubahan arah angin musiman ini disebut muson.

Di lintang tengah, 30 – 60 derajat, pola umum angin baratan terganggu oleh adanyamigrasi siklon dan antisiklon. Jalur yang dilalui oleh sistem pusat tekanan ini terkait eratdengan adanya aliran udara atas dan arus jet kutub. Posisi arus jet kutub, yang diikutioleh siklon, bergerak ke arah ekuator, dan dibatasi oleh musim dingin dan musim panas.

3.3. Sistem angin regionalAngin lokal, ialah angin berskala kecil yang dihasilkan oleh gradien tekanan yang

bersifat lokal. Contohnya:

1. angin darat dan laut (terbentuk pada sepanjang pesisir, disebabkan olehperbedaan tekanan harian karena perbedaan pemanasan daratan dan lautan)

2. angin gunung dan lembah (angin harian seperti angin laut dan darat, namunpada daerah pegunungan dimana udara di sepanjang lereng mengalami perbedaanpemanasan dengan udara pada elevasi yang sama di atas lembah)

3. angin Chinook dan Santa Ana (angin yang hangat dan kering terbentukketika udara turun pada sisi “bawah angin” (leeward) di gunung, dan mengalamikompresi sehingga menghangat.

Ada 2 pengukuran dasar dari angin, yakni pengukuran arah dan kecepatan. Anginselalu diberi nama berdasarkan arah datangnya angin tersebut bertiup. Arah angin diukurdengan wind vane dan kecepatan angin diukur dengan anemometer.

El Nino ialah nama yang diberikan untuk peristiwa pemanasan laut secara periodicyang terjadi di Pasifik tengah dan timur. El Nino berasosiasi dengan periode terjadinyapengurangan gradien tekanan yang menyebabkan angin pasat melemah. El Nino memicuterjadinya cuaca ekstrim di banyak belahan dunia. Sedangkan La Nina, terjadi ketika

19

temperatur permukaan pada Pasifik bagian timur lebih dingin dari temperatur rata-ratanya.

Kondisi normal (atas), kondisi El Nino (bawah)

Distribusi global presipitasi dipengaruhi oleh pola global tekanan udara dan angin,lintang, dan distribusi daratan dan perairan

20

4 POLA CUACA DAN BADAI

4.1. Massa UdaraMassa udara ialah tubuh udara, biasanya berukuran 1600 km (1000 mil) atau lebih,

yang dicirikan oleh kesamaan temperatur dan uap air pada ketinggian tertentu. Tempatmassa udara berasal disebut source region. Jika massa udara bergerak ke tempat lain, iaakan tetap membawa sifat temperatur dan kelembabannya, dan dapat mempengaruhidaerah yang dilaluinya.

Kerusakan akibat tornado

Massa udara diklasifikasikan berdasarkan pada kondisi alamiah permukaan danlintang source region-nya. Continental (c) ialah symbol untuk massa udara yang berasaldari daratan dan biasanya kering. Maritime (m) ialah massa udara yang terbentuk di atasperairan dan umumnya lembab. Polar (P) dan arctic (A) ialah massa udara yang berasaldari lintang tinggi dan dingin. Tropical (T) ialah massa udara yang terbentuk di lintangrendah dan hangat. Berdasarkan skema klasifikasi ini, jenis dasar massa udara ialahcontinental polar (cP), continental arctic (cA), continental tropical (cT), maritime polar(mP), dan maritime tropical (mT).

21

Massa udara dingin dari Kanada yang bergerak ke selatan

Klasifikasi massa udara berdasarkan regional

Massa udara mP

22

4.2. FrontFront ialah batas antara 2 massa udara yang

berbeda densitas, salah satunya lebih hangat, danseringkali lebih tinggi kandungan uap airnya. Fronthangat terjadi ketika posisi front di permukaanbergerak karena udara hangat menempati territorialyang ditutupi oleh udara dingin. Sepanjang frontpanas, massa udara hangat menindih massa udarayang lebih dingin, yang cenderung bergerak mundur.Ketika udara hangat bergerak naik, udara tersebutakan mengalami pendinginan adiabatik yangmenghasilkna awan dan presipitasi ringan – moderatdalam satu area yang luas. Front dingin terbentukketika udara dingin secara aktif bergerak masuk kedaerah yang ditutupi oleh udara yang lebih hangat.Front dingin sekitar dua kali lebih miring danbergerak lebih cepat dibanding front panas. Karenaperbedaan ini presipitasi sepanjang front dingin lebihintens dan berdurasi pendek daripada presipitasipada front panas.

Pembentukan front panas (atas) dan front dingin (bawah)

23

Penghasil cuaca utama di lintang tengah ialah pusat tekanan rendah yang besaryang secara umum bergerak dari barat ke timur, yang disebut siklon lintang tengah.Yang umumnya membawa cuaca berbadai, sirkulasi berlwanan arah jarum jam dibelahan bumi utara, dan aliran udara mengarah ke pusat. Kebanyakan siklon lintangtengah memiliki front dingin dan sering pula front panas yang memanjang dari pusatdaerah tekanan rendah. Konvergensi dan gaya pengangkatan ke atas sepanjang frontmenmicu pembentukan awan dan sering menghasilkan presipitasi. Siklon lintang tengahbersama front yang berasosiasi dengannya, jika melewati suatu daerah, sering akanmembawa perubahan cuaca mendadak di daerah tersebut. Cuaca tertentu yang dialamioleh suatu daerah akibat siklon, dipengaruhi oleh jalur yang dilalui oleh siklon tersebut.

Model siklon lintang tengah

24

Pergerakan udara di atmosfer atas

4.3. BadaiThunderstorms disebabkan oleh pergerakan ke atas udara yang hangat, lembab,

tidak stabil, yang dipicu oleh sejumlah proses-proses yang berbeda. Umumnyaberasosiasi dengan awan cumulonimbus yang menghasilkan hujan deras, guntur, petir,dan kadang-kadang hujan es serta tornado.

Tahapan perkembangan thunderstorm

Tornado ialah badai yang berskala lokal, destruktif, dan berdurasi pendek,berasosiasi dengan thunderstorms, yang berbentuk kolom udara yang berotasi danmemanjang ke bawah dari awan cumulonimbus. Tornado paling sering muncul disepanjang front dingin pada siklon lintang tengah, umunya pada musim semi.

25

Perkembangan mesosiklon

Skala intensitas tornado – Fujita

Hurricane ialah badai terbesar yang terjadi di Bumi, merupakan siklon tropisdengan kecepatan angin lebih dari 119 km/jam. Badai ini terbentuk di atas lautan tropisdan disokong oleh kalor laten yang dilepaskan ketika uap air dalam jumlah yang besarberkondensasi. Hurricane terbentuk paling sering pada akhir musim panas ketikatemperatur permukaan laut mencapai 27OC atau lebih tinggi dan mampu untuk memasokkalor dan uap air yang dibutuhkan oleh udara. Hurricane akan berkurang intensitasnyaapabila

1. Bergerak ke lautan yang dingin yang tidak dapat menyuplai kalor dan uap airyang memadai.

2. Bergerak ke daratan.3. Mencapai lokasi yang tidak tersedia aliran udara ke atas dalam skala besar.

26

Pandangan satelit hurricane Floyd

Penampang melintang hurricane

27

Skala hurricane Saffir-Simpson

28

5 IKLIM

Iklim ialah agregat kondisi cuaca untuk satu daerah dalam jangka waktu yangpanjang. Sistem iklim di Bumi melibatkan pertukaran energy dan uap air yang terjadiantara atmosfer, hidrosfer, batuan, biosfer, dan kriosfer (es dan salju yang ada dipermukaan bumi).

Zona iklim

Klasifikasi iklim membutuhkan informasi yang sangat banyak, yang dapatmembantu dalam memahami dan memfasilitasi analisis dan penjelasan. Temperatur danpresipitasi ialah elemen yang sangat penting dalam mendeskripsikan iklim. Sudah banyakklasifikasi iklim yang dibuat, dengan masing-masing memiliki nilai berdasarkan tujuanpembuatannya.

Klasifikasi Koppen, yang menggunakan nilaitemperatur dan presipitasi rata-rata bulanan dantahunan, dan merupakan sistem klasifikasi yang sudahdigunakan secara luas. Batas-batas yang digunakanKoppen secara umum berdasarkan batas asosiasitumbuhan tertentu. Ada 5 kelompok iklim utama, dengansubdivisi yang telah diakui.

Iklim pada 2 kota berbeda (kiri) dan Efek bayangan hujan (kanan)

29

Tiap kelompok didesain dengan huruf capital. Empat kelompok iklim (A, C, D, danE) didefinisikan berdasarkan karakteristik temparatur, dan yang kelima, kelompok B,kriteria utamanya ialah presipitasi.

5.1. Iklim AHumid tropical (A) climates: tanpa musim dingin, dengn seluruh bulan memiliki

temperatur rata-rata di atas 18OC.

Hutan hujan tropis

Wet tropical climates (Af dan Am): terletak di dekat ekuator, konstan memilikitemperatur tinggi dan curah hujan yang cukup untuk mendukung tumbuh suburnyavegetasi (hutan hujan tropis).

Sabana Afrika

Tropical wet and dry climates (Aw): terletak di arah kutub dari wet tropic dan diarah ekuator dari subtropical deserts, dimana hutan hujan digantikan oleh padangrumput dan pohon-pohon yang tahan dengan kondisi kering tersebar pada sabana. Ciriyang paling khusus dari iklim ini ialah karakter curah hujan yang berbeda setiap musim.

5.2. Iklim BDry (B) climates: presipitasi tahunan lebih kecil dari potensi hilangnya air akibat

evaporasi, dibagi atas 2 arid atau deserts (BW) dan semiarid atau stepa (BS).

30

Perbedaan keduanya hanya kecil, dengan semiarid yang merupakan marjinal atau ariddengan kondisi lebih lembab.

Gurun dan stepa pada lintang rendah akan memberikan cuaca yang cerah, karenapergerakan udara yang ke bawah akibat sabuk tekanan tinggi subtropics. Gurun danstepa lintang tengah secara prinsip ada karena posisinya berada di bagian tengahbenua/daratan yang memisahkannya jauh dari lautan. Karena banyak gurun lintangtengah terletak pada daerah bawah angin (leeward) dari pegunungan, maka gurunlintang tengah dapat juga diklasifikasikan sebagai rain shadow deserts.

5.3. Iklim CMiddle-latitude climates with mild winters (C): temperatur rata-rata bulan

terdingin ialah di bawah 18OC dan di atas -3OC. ada beberapa kelompok dari iklim C.

Iklim lintang tengah

Humid subtropical climates (Cfa): terletak di sebelah timur benua, pada lintang25-40 derajat. Musim panas ditandai dengan cuaca yang panas dan gerah, dan musimdingin yang sejuk.

Marine west coast climate (Cfb, Cfc): pengaruh massa udara maritimemenyebabkan musim dingin dan musim panas yang sejuk.

Dry-summer subtropical climates (Csa, Csb): terletak di pantai barat kontinenpada lintang 30-45 derajat. Pada musim panas region ini didominasi oleh kondisi yangstabil dan kering, berasosiasi dengan tekanan tinggi subtropics oseanik. Pada musimdingin kemungkinan untuk terkena badai siklon dari front kutub.

5.4. Iklim DHumid middle-latitude climates with severe winters (D): sangat terpengaruh oleh

keberadaan daratan, sehingga iklim ini tidak ada di belahan bumi selatan. Iklim ini

31

memiliki cirri musim dingin yang keras. Temperatur rata-rata bulan terdingin ialah -3OCatau lebih rendah, dan bulan terpanas rata-ratanya dapat melebihi 10OC.

Iklim lintang tengah

Humid continental climates (Dfa, Dfb, Dwa, Dwb): dibatasi oleh sisi timur amerikautara dan Eurasia, dan berkisar pada lintang 40-50 utara. Musim panas dan dingin dapatdigolongkan relatif keras. Presipitasi umumnya lebih besar pada musim panas dibandingmusim dingin.

Subarctic climates (Dfc, Dfd, Dwc, Dwd): terletak di utara humid continentalclimates dan selatan polar tundras. Cirri yang paling menonjol pada iklim ini ialahdominasi musim dingin pada sepanjang tahun. Namun sebaliknya, pada musim panastemperaturnya sangat hangat, meskipun durasinya sangat pendek. Kisaran temperaturtertinggi di bumi terjadi di wilayah ini.

5.5. Iklim EPolar (E) climates: tiada musim panas, rata-rata temperatur pada bulan terhangat

di bawah 10OC. ada 2 jenis iklim polar.

Tundra climate (ET): tidak ditemukan pepohonan, pada belahan bumi utara.

Ice cap climate (EF): tidak satu bulanpun dalam setahun yang temperaturnya diatas 0OC. akibatnya, tidak ada vegetasi yang dapat tumbuh, dan bentang alam satu-satunya ialah es dan salju yang permanen sepanjang tahun.

32

Ice cap climate

5.6. Perubahan dan Variasi IklimJika dibandingkan dengan tempat yang dekat dan lebih rendah, iklim pada dataran

tinggi akan lebih dingin dan biasanya lebih basah. Karena atmosfer sangat dipengaruhioleh ketinggian dan penyinaran, sementara iklim menggambarkan variasi dankemampuan atmosfer setempat untuk berubah.

Manusia telah memodifikasi lingkungan selama ribuan tahun. Dengan mengubahatau menghilangkan tumbuhan yang menutupi tanah, dan dengan itu manusia juga telahmengubah faktor-faktor klimatologi, seperti albedo, laju evaporasi, dan anginpermukaan.

Dengan menambahkan kadar karbondioksida dan gas-gas sisa (metana, nitrogenoksida, dan kloroflurokarbon) maka kita telah berkontribusi secara signifikan dalamterjadinya global warming.

Erupsi Pinatubo dan Efek El Nino

33

Ketika ada satu komponen dari sistem iklim yang berubah, saintis harus dapatmemperkirakan kemungkinan outcome yang terjadi, yang disebut climate-feedbackmechanisms. Perubahan yang dilakukan untuk memperkuat perubahan awal disebutpositive-feedback mechanisms. Dan sebaliknya, apabila perubahan yang dilakukan untukmelawan dan cenderung untuk mengimbangi perubahan awal, disebut negative-feedbackmechanisms.

Iklim global juga terpengaruh oleh aktivitas manusia dalam kontribusi berupamenambahkan kandungan aerosol pada atmosfer (kecil, seringkali mikroskopik, partikelcair dan padat yang terbawa oleh udara). Dengan memantulkan sinar matahari kembalike angkasa, aerosol memberikan efek pendinginan.

Peningkatan gas rumah kaca dan perubahan temperatur

Efek yang dihasilkan oleh aerosol pada hari ini ialah hasil dari emisi aerosol pada 2minggu sebelumnya, sementara karbondioksida memiliki rentang waktu yang lebihpanjang dan mempengaruhi iklim untuk puluhan tahun.

Konsentrasi dan emisi karbondioksida

34

Karena sistem iklim sangat kompleks, maka untuk memprediksi perubahan yangspesifik pada satu regional karena peningkatan kadar karbondioksida di atmosfer tentusangat sulit dan sangat spekulatif. Namun begitu, beberapa konsekuensi dari pemanasanglobal yang telah diketahui ialah:

1. Mengubah distribusi sumber daya air dunia.2. Kemungkinan meningkatkan muka air laut.3. Perubahan dalam pola cuaca, mislanya peningkatan intensitas siklon tropis.4. Peningkatan luas es Laut Arktik.

Bagian IV ASTRONOMI

SUMBER: Earth Science; twelfth edition, Oleh Edward J.

Tarbuck, Frederick K. Lutgens, dan Dennis Tasa, Penerbit:

Pearson International Edition; Astronomy principles and

practice by A.E Roy; Astrofisika by Winardi Sutantyo; Diktat

Pelatihan Astronomi tingkat Nasional; Philip’s Pocket Star

Atlas by John Cox; Software Starry Night

(www.StarryNight.com); Wikipedia (www.wikipedia.com);

PENDAHULUAN

Astronomi adalah ilmu yang erat kaitannya dengan ilmu Matematika dan Fisika, konsekuensinya untuk menguasai materi olimpiade Astronomi diperlukan dasar yang kuat dari ilmu-ilmu tersebut. Pengetahuan Astronomi umum dan kemampuan berbahasa Inggris (beberapa soal akan diberikan dalam bahasa Inggris) akan membantu anda, namun yang lebih utama adalah kemampuan Matematika, Fisika, serta kemampuan analisis anda.

Untuk mempelajari materi astronomi dalam diktat ini, akan lebih mudah bagi anda apabila telah menguasai materi-materi dibawah ini,

Matematika : - Trigonometri dasar (dalam derajat dan radian)- Logaritma - Lingkaran & persamaan lingkaran- Dimensi dua dan tiga- Grafik Y-X, Grafik Log Y-X, Grafik Y-Log X, Grafik Log Y – Log X

Fisika :- Mekanika Dasar- Gerak Parabola dan jatuh bebas.- Gerak Melingkar- Persamaan Energi- Momentum dan tumbukan.

Diktat ini hanya memberikan materi astronomi yang bukan bersifat pengetahuan umum atau hapalan. Materi pengetahuan umum kami asumsikan dapat anda cari sendiri dari literatur atau internet, meskipun nantinya dalam olimpiade anda tidak akan banyak menemukan pertanyaan yang bersifat murni hapalan (biasanya dibutuhkan analisa dan pemahaman konsep astronomi) apalagi untuk tingkat propinsi keatas.

Untuk mempersiapkan diri menghadapi olimpiade tingkat kota (OAKK) anda disarankan untuk memperdalam pengetahuan umum astronomi, serta memperkuat dasar matematika dan fisika anda minimal setingkat materi kelas 3 SMU, sebab materi ujian juga mencakup pelajaran tersebut. Namun fisika dan matematika tidak lagi masuk materi ujian untuk tingkat propinsi, sehingga anda sudah dapat berkonsentrasi pada materi astronomi saja terutama bab-bab awal dari diktat ini. Sedangkan untuk tingkat nasional, selain harus sudah menguasai diktat ini (dan mungkin membaca bacaan Astronomi tingkat lanJut), anda harus pula mempersiapkan diri untuk ujian praktek yang meliputi observasi, simulasi observasi, dan pengolahan data. Nilai uJian praktek dalam Astronomi cukup besar dan sangat berpengaruh dalam perolehan nilai.

--= SELAMAT BERJUANG =--

Daftar Isi :

1 Fenomena Geosentrik1.1 Bola langit 41.2 Bintang & Rasi Bintang 51.3 Matahari 81.4 Planet 91.5 Periode Sinodis Planet 131.6 Bulan 141.7 Gerhana, Transit, Okultasi 151.8 Presesi & Nutasi 161.9 Objek Langit Lain 16

2 Pengukuran Sudut dan Paralaks2.1 Sudut 182.2 Jarak / diameter Sudut 182.3 Paralaks Trigonometri 19

3 Astrofisika 13.1 Gelombang 223.2 Hukum Pancaran 233.3 Terang bintang 253.4 Magnitudo 263.5 Spektrum 283.6 Kelas spectrum 293.7 Diagram HR 313.8 Evolusi Bintang 32

4 Mekanika 14.1 Hukum Kepler 384.2 Hukum Gravitasi Newton 414.3 Mekanika Orbit Lingkaran 434.4 Titik Netral dan Titik Pusat Massa 454.5 Gaya Pasang Surut 48

5 Tata Koordinat 5.1 Koordinat Geografis 515.2 Koordinat Horizon 525.3 Koordinat Ekuatorial 535.4 Koordinat Ekliptika 555.5 Konsep Waktu 555.6 Siang dan Malam 595.7 Bintang Sirkumpolar 615.8 Tiang Dan Bayangan 63

2

5.9 Koreksi Ketinggian Pengamat 65

6 Astrofisika 26.1 Absorpsi 686.2 Gerak Bintang 68

3

1. FENOMENA GEOSENTRIK

Bab ini disebut fenomena geosentrik, sebab kita menggunakan asumsi bumi diam dan benda-benda langit lain mengitarinya.

Benda-benda langit terletak pada jarak yang berbeda-beda. Namun untuk memudahkan pemetaan posisi bintang bagi pengamat di Bumi, semuanya diasumsikan berada pada jarak yang sama jauhnya, seolah-olah ditempatkan pada suatu bola khayalan mahabesar yang menyelubungi bumi, yang disebut bola langit. Dalam bola langit kita memperhitungkan arah dari suatu bintang tanpa mempedulikan jaraknya.

1.1 BOLA LANGITBola langit memiliki bagian-bagian yang penting, yaitu ekuator langit, Kutub Langit Utara (KLU), Kutub Langit Selatan (KLS), dimana masing-masing adalah perpanjangan dari saudaranya di bola Bumi.

Bagian lain yang penting ialah ekliptika (Bidang edar tahunan matahari) , dan titik aries dan titik libra(perpotongan ekuator langit-ekliptika).Bagi pengamat di bumi (yang diam), bola langit tampak berputar (lihat tanda panah) dengan arah timur ke barat atau dilihat dari arah Utara searah jarum jam, dengan periode 23 jam 56 menit. Akibat dari putaran bola langit, semua bintang akan nampak bergerak mengikuti lintasan harian bintang. Sementara matahari akan mengikuti lintasan harian matahari. Perlu diingat bahwa selama bola langit berputar, matahari pun bergerak mengikuti lintasan tahunan, sehingga membutuhkan 1 derajat atau 4

4

Gambar 1:Bola langit

KLU

ekuator langit

lintasan harian bintang

lintasan tahunan matahari(ekliptika)

lintasan harian matahari(berubah-ubah)

Titik Aries

menit tambahan untuk memenuhi satu putaran lintasan hariannya, sehingga periode 1 hari matahari ialah 24 Jam.Bola langit akan berbeda-beda penampakannya tergantung pada posisi pengamat di permukaan bumi.

Di ekuator (lintang 0 0 ) :Pada pengamat yang berada di ekuator, Ekuator langit akan nampak tegak lurus horizon, dan kutub langit utara akan berimpit dengan arah utara. Lintasan harian bintang akan tegak lurus horizon.

Di lintang utara (0 0 < lintang <90 0 ) :Pada pengamat di lintang utara. Kutub langit utara akan tampak naik dari arah Utara sebesar lintang pengamat tersebut. Misalnya untuk pengamat di lintang 300 Utara, maka KLU akan naik 300 dari titik Utara. Ekuator langit akan membentuk sudut 900 terhadap arah KLU, dan lintasan harian bintang akan sejajar dengan ekuator langit.

Di Kutub Utara (lintang 90 0 ) :Pengamat di kutub Utara akan melihat KLU tepat di atas kepala (zenith), dan ekuator langit tepat berimpit dengan horizon. Maka, ia dapat melihat semua bintang yang berada di Utara ekuator langit (deklinasi positif) tidak akan pernah tenggelam (sirkumpolar), dan lintasan harian bintang akan sejajar horizon.

1.2 BINTANG & RASI BINTANGTitik-titik yang berkelap-kelip di langit yang disebut bintang sebenarnya masing-

masing adalah sebuah benda serupa Matahari kita. Karena jaraknya yang sangat jauh cahayanya tampak sangat redup dibandingkan dengan cahaya Matahari kita. Bahkan pada zaman dahulu orang membedakan antara Matahari dengan bintang. Padahal sesungguhnya matahari bukan suatu bintang yang spesial.

5

U S

U S

KLU

U S

KLU

Menurut imajinasi manusia, bintang-bintang di langit nampak membentuk pola-pola yang menggambarkan bentuk khusus. Oleh karena itu bintang-bintang yang dekat arah datang cahayanya dikelompokan dan dinamai berdasarkan figur yang terbentuk olehnya (rasi bintang), yang kebanyakan berdasarkan mitos dan legenda setempat.

Namun, akibatnya penamaan menjadi berbeda-beda bergantung pada tempat. Misalnya rasi disamping dikenal sebagai rasi Scorpio (kalajengking) oleh bangsa Yunani, namun oleh orang Jawa disebut rasi Kelapa Doyong, karena dinilai mirip pohon kelapa yang miring.

Di zaman modern ini, rasi bintang digunakan bukan hanya untuk menamai bentuk, namun juga untuk membagi daerah. Seluruh bola langit dibagi ke dalam 88 daerah rasi bintang, yang dinamakan berdasarkan tata penamaan orang Yunani.

Tiga belas diantara rasi-rasi bintang itu dilintasi oleh matahari sepanjang tahun, dan 12 diantaranya dinamakan rasi zodiak. Seseorang dikatakan memiliki rasi Aries bila saat dia lahir matahari berada di rasi tersebut. Satu rasi lagi Ophiucus (sang pemegang ular) tidak diikutsertakan dalam zodiak namun letaknya berada diantara rasi scorpio dan Sagittarius.

Bintang paling terang dalam satu rasi dinamakan bintang Alpha (misal Alpha cygnii adalah bintang paling terang dari rasi cygnus), kedua Beta, ketiga Gamma, dan seterusnya menurut abjad Yunani.

Bintang-bintang dalam satu rasi tidak harus dekat dalam kenyataannya, namun hanya tampak dekat dilihat dari bumi. Sebagai contoh bintang Alpha Centauri yang merupakan bintang terdekat dengan matahari, berjarak 4,26 tahun cahaya, sementara Beta Centauri berjarak 360 tahun cahaya, namun keduanya nampak bersebelahan dilihat dari bumi.

6

Berikut adalah daftar beberapa rasi, dan kapan dia bisa dilihat di meridian pengamat (lingkaran besar yang melalui KLU, Zenith, dan KLS) saat tengah malam waktu lokal.

Rasi Bintang terang / hal menarik WaktuAndromeda Alpheratz (α), terdapat galaksi Andromeda, ikut

membentuk segiempat Pegasus Oktober

Aquila Altair (α), (Altair-Deneb-Vega membentuk Summer Triangle)

Juli

Auriga Capella (α) DesemberBootes Arcturus(α)adalah bintang terterang diUtara ekuator langit AprilCanis Major Sirius (α) adalah bintang paling terang di seluruh langit DesemberCanis Minor Procyon (α) DesemberCarina Canopus (α) DesemberCassiopeia Berbentuk seperti hurup M atau W SeptemberCentaurus Rigil Kent (α), Agena/Hadar (β). MaretCrux Acrux (α), Mimosa (β), dikenal sebagai rasi salib

selatan/layang-layang, sebagai penunjuk arah selatan.Maret

Cygnus Deneb (α) AgustusEridanus Achernar (α) SeptemberGemini Castor (α), Pollux (β), (kenyataannya Pollux lebih terang

dari Castor), merupakan rasi zodiak paling utara.Desember

Leo Regulus (α), Denebola (β) FebruariLyra Vega (α) JuniOrion Betelgeuse (α), Rigel (β), 3 bintang sabuk Orion (Alnitak,

Alnilam, Mintaka), dikenal sebagai rasi Waluku/bajakNovember

Oktans Rasi yang ada tepat di arah Kutub Langit Selatan -Pisces Rasi tempat dimana titik Aries berada sekarang SeptemberSagittarius Tidak ada bintang yang menonjol, namun membentuk

figure mirip poci (teapot), titik winter solstice (titik Capricorn) berada di sini sekarang.

Juni

Scorpio Antares (α), merupakan rasi zodiak paling selatan. MeiTaurus Aldebaran (α), ciri : huruf V taurus, terdapat gugus bintang

Pleiades yang terkenal sebagai ekor dari banteng, titik summer solstice (titik cancer) berada di sini sekarang.

November

Ursa Major Dubhe(α),Merak(β),dikenal sebagai rasi biduk/gayung sebagai penunjuk arah utara.

Maret

Ursa Minor Polaris (α), bintang yang berada di arah Kutub langit Utara - Virgo Spica (α), titik dimana titik libra berada sekarang. Maret15 bintang paling terang di langit dan magnitudo tampak (skala keterangan) masing-masing ialah:1.Sirius (-1,46) 5. Vega (0,03) 9. Achernar (0,46) 13. Aldebaran(0,85)2.Canopus (-0,72) 6. Capella (0,08) 10. Betelgeuse(0,50) 14. Acrux (0,87)3.Rigil Kent (-0,27) 7. Rigel (0,12) 11. Agena (0,60) 15. Antares (0,96)

7

4. Arcturus (-0,04) 8. Procyon (0,34) 12. Altair (0,77)

1.3 MATAHARIKetika siang hari tiba, langit yang penuh bintang akan tertutupi oleh cahaya Matahari yang mendominasi langit. Sebenarnya langit berwarna biru karena adanya fenomena penyebaran cahaya matahari (scattering) oleh atmosfer Bumi, dimana cahaya dengan panjang gelombang terpendek (biru) akan paling efisien disebarkan.

Di bola langit, Matahari memiliki lintasan tahunan yaitu bidang ekliptika. Dimana Matahari akan menempuh lintasan tersebut dengan periode satu Tahun. Apabila kita mengambil acuan bintang tertentu, periode tersebut bernilai 365,25636 hari atau 1 tahun sideris. Namun apabila kita mengambil acuan titik Aries, periode tersebut bernilai 365,2422 hari atau 1 tahun tropis. Mengapa terdapat perbedaan dalam dua periode tersebut ?

Akibat lintasan ekliptika yang berinklinasi terhadap ekuator, deklinasi Matahari (jarak sudut Matahari terhadap ekuator langit) akan berubah-ubah dari +23,5 0 hingga –23,50. Deklinasi Matahari juga berhubungan dengan panjang siang, perubahan musim, dan titik terbit Matahari di suatu tempat (problem yang sering keluar ialah mengenai panjang bayangan tongkat di suatu tempat, prinsip dasar yang harus anda ingat ialah panjang bayangan tongkat akan nol pada pukul 12 waktu local hanya saat deklinasi matahari = lintang pengamat) .

Dari gambar diatas, keadaan yang tercapai bila Matahari berada pada titik-titik tersebut ialah,

KEADAAN A (Titik Aries, deklinasi 00, bujur ekliptika 00) dicapai saat 21 Maret. Disebut titik Vernal equinox (equinox = sama), karena panjang siang sama di semua tempat di muka bumi yaitu 12 jam. Titik ini adalah titik awal musim Semi bagi lintang sedang Utara. Matahari akan terbit tepat di titik timur dan tenggelam tepat di titik barat di semua tempat di Bumi.KEADAAN B (Titik Cancer, deklinasi +23,50, bujur ekliptika 900 ) dicapai saat 22 Juni. Disebut titik Summer solstice (sol stice = berhentinya matahari), karena pada saat ini Matahari berhenti menambah deklinasinya ke Utara dan mulai berbalik ke Selatan. Saat

8

A

B

C

D

Ekliptika

Ekuator langit

23,50

itu, tercapai lama siang terpanjang (lebih dari 12 jam) bagi belahan bumi Utara, dan lama siang terpendek bagi belahan Bumi selatan. Titik ini adalah titik awal musim Panas bagi lintang sedang Utara. Matahari akan terbit di titik terbit paling jauh ke Utara dari titik Timur, dan akan terbenam di titik terbenam paling jauh ke Utara dari titik Barat. Apabila dilihat dari Ekuator, Matahari akan terbit 23,50 ke Utara dari Titik Timur, dan terbenam 23,50 di Utara titik Barat.

KEADAAN C (Titik Libra)dicapai saat 23 September. Disebut titik Autumnal Equinox. Panjang siang sama untuk semua bagian Bumi. Titik ini adalah titik awal musim gugur bagi lintang sedang Utara. Matahari akan terbit di titik Timur di semua bagian Bumi.

KEADAAN D (Titik Capricornus) dicapai tanggal 22 Desember. Disebut titik Winter solstice. Lama siang terpendek bagi belahan bumi Utara. Merupakan titik awal musim dingin bagi lintang sedang Utara. Matahari akan terbit di titik terbit paling jauh ke selatan dari titik Timur.

Sebelum terbenam atau sesudah terbit Matahari tidak berbentuk bulat sempurna (saat jauh dari horizon diameter sudut matahari sekitar 0,50) namun akan berbentuk agak benjol. Ini disebabkan karena efek refraksi atmosfer yang menyebabkan kedudukan benda langit nampak lebih tinggi dari sebenarnya, dan efek ini berdampak paling kuat bagi benda langit di dekat horizon, sehingga bagian piringan matahari yang lebih dekat ke horizon akan naik.

1.4 PLANETPara astronom sejak zaman dahulu telah menyadari bahwa tidak semua benda melekat di bola langit. Ada beberapa objek yang tidak tunduk pada gerakan bola langit, misalnya matahari. Selain itu termasuk planet-planet yang artinya pengembara, sebab planet tampak bergerak terhadap latar belakang bintang-bintang.

Di langit, planet-planet dapat dibedakan dari bintang, karena cahayanya yang tidak berkelap-kelip. Hal tersebut disebabkan oleh dekatnya jarak planet dengan bumi. Selain itu, diameter sudut planet akan jauh lebih besar dari diameter sudut bintang (yang berupa benda titik) dan dari teleskop akan tampak seperti piringan.

9

Timur

23,50

22 Juni 22 Desember21 Maret

23 September

Utara

Titik terbit Matahari pada tanggal-tanggal tertentu di lintang 00

Lintasan harian

Planet-planet tidak akan ditemui terlalu jauh dari ekliptika bumi sebab bidang orbit semua planet hanya membentuk sudut kecil terhadap ekliptika. Maka planet-planet bisasanya ditemui berada pada rasi zodiak.

Planet-planet yang dapat dilihat oleh mata telanjang hanya Merkurius, Venus, Mars, Jupiter, dan Saturnus. Astronom terlatih dan beberapa orang dengan kemempuan khusus dapat melihat planet Uranus, yang sangat redup dan berada pada batas penglihatan manusia normal.

Planet-planet juga memiliki fase (seperti layaknya bulan) yang tergantung pada posisi matahari, planet, dan bumi. Akibatnya terang (magnitudo) semu akan berubah-ubah. Sudut pisah antara suatu planet dengan matahari dilihat dari bumi disebut sudut elongasi.

Diamati dari Bumi dari hari ke hari, planet akan terlihat bergerak dengan latar belakang bintang-bintang, dengan arah barat ke timur (berlawanan arah bola langit). Gerakan ini disebut gerak direct dan menggambarkan arah yang benar dari arah revolusi planet inferior mengitari Matahari. Namun ada kalanya planet tampak bergerak dari timur ke barat dan disebut gerak retrograd.

Gambar disamping menunjukkan konfigurasi planet inferior. Gerak retrograd terjadi ketika planet melintas diantara Bumi dan Matahari (saat bergerak dari B ke F). Namun karena kebanyakan planet inferior hanya dapat diamati saat senja/fajar maka gerak retrograd ini tidak teramati.

Posisi Planet inferior :C – Elongasi Timur Maksimum (ETM)- senjaD – Konjungsi InferiorE – Elongasi Barat Maksimum (EBM)- fajarA – Konjungsi Superior

Perlu diingat bahwa keadaan C dan E terjadi saat sudut Matahari-planet inferior-Bumi 900.

Sekarang perhatikan kembali gambar diatas, dan sekarang tukar Bumi menjadi yang di orbit dalam, sehingga gambar di atas menunjukkan konfigurasi planet superior.Posisi Planet superior, saat Bumi di posisi..A – Konjungsi ( Elongasi 0 )C – Kuadratur Barat ( Elongasi 900) D – Oposisi (Elongasi 1800 –maks-)E – Kuadratur Timur ( Elongasi 900)

10

Gerak retrograd bagi planet superior terjadi karena semakin dekat suatu planet ke Matahari, semakin cepat kecepatan orbitnya, maka akan ada periode ketika Bumi melintas diantara planet superior dan Matahari, planet akan “tersusul” oleh bumi, sehingga tampak bergerak mundur, seperti diilustrasikan gambar disamping. Gerak retrograd selalu terjadi beberapa waktu sebelum dan sesudah planet superior mencapai fase oposisi.

Seandainya kita mengetahui waktu antara satu oposisi ke oposisi berikutnya atau satu fase ke fase yang sama

lagi (Periode Sinodis) yang dapat diamati dengan mudah dari bumi, dapatkah anda menghitung periode revolusi planet tersebut terhadap matahari ? (Perhitungan ini dipakai Astronom purba untuk menghitung secara kasar periode revolusi suatu planet, dan nantinya berujung pada jarak planet ke Matahari)

a. MerkuriusMerkurius sangat sulit untuk dilihat, karena sebagai planet inferior dan terdekat dengan Matahari, sudut elongasi Venus tidak pernah lebih besar dari 280. Saat terbaik melihat Merkurius adalah sekitar 40 menit sebelum Matahari terbit atau setelah Matahari terbenam. Merkurius akan tampak seperti bintang yang sangat terang (magnitudo tampak saat elongasi maksimal, bervariasi sekitar –0,2), terletak 6 – 18 derajat diatas horizon di daerah yang terpendarkan oleh cahaya matahari yang tersembunyi.

Merkurius akan mencapai elongasi maksimum timur (tampak senja) berikutnya tanggal 2 Juni 2007, 28 September 2007. Dan akan mencapai elongasi maksimum barat (tampak pagi) berikutnya tanggal 22 Maret 2007, 21 Juli 2007, 9 November 2007. Dari satu ETM ke ETM berikutnya dibutuhkan waktu sekitar 4 bulan (periode sinodis 115,88 hari). Sementara dari ETM ke EBM hanya butuh 45 hari, sementara dari EBM ke ETM butuh sekitar 75 hari.

b. VenusVenus adalah benda paling terang ketiga di langit dengan magnitudo tampak saat elongasi bervariasi disekitar –4,2 (sekitar 15 kali lebih terang dari Sirius). Seperti halnya Merkurius, Venus tidak akan jauh dari Matahari. Saat elongasi maksimum (sekitar 460), untuk mata telanjang Venus akan tampak seperti bintang, namun dengan binokular / teleskop akan terlihat seperti sabit.

Venus akan mencapai ETM (saat senja) berikutnya tanggal 10 Juni 2007 dan 14 Januari 2009. Mencapai EBM (saat fajar) berikutnya tanggal 29 Oktober 2007, dan 9 Juni 2009. Periode Sinodis planet Venus sekitar 19 Bulan (583,92 hari). Dari ETM ke EBM butuh 20 minggu dan dari EBM ke ETM butuh 63 minggu.

11

c.MarsSeperti halnya semua planet superior, 1-2 bulan setelah fase konjungsi, planet akan tampak mulai pagi hari di sebelah timur, setiap harinya lalu Planet akan terbit lebih awal. Saat kuadratur barat, planet akan terbit tengah malam dan mencapai meridian saat fajar. Ketika fase oposisi dimana planet akan mencapai kecerlangan maksimal, (untuk Mars dengan magnitudo sekitar –1 sampai –2.8), dia akan terbit sekitar saat matahari terbenam (senja), melintas meridian saat tengah malam, dan tenggelam saat fajar. Mars akan terlihat seperti bintang berwarna merah yang sangat terang dan sepintas mirip dengan bintang Antares, yang dinamakan dengan nama dari lawan-lawan dewa perang Yunani/Romawi (Mars = Ares) yaitu Antares atau anti-Ares.

Dari satu oposisi ke oposisi berikutnya membutuhkan sekitar 780 hari, dan gerak retrograd akan dimulai sekitar lima minggu sebelum setiap oposisi dan berlangsung 10 minggu, mencakup jarak 150 di langit. Oposisi Mars berikutnya akan terjadi tanggal 24 Desember 2007, dan 29 Januari 2010.

d. JupiterJupiter akan nampak oleh mata telanjang saat oposisi dengan magnitudo sekitar –2,5; akan lebih terang dari bintang manapun. Dengan teleskop kecil, kita bahkan bisa melihat satelit-satelit Jupiter yang terbesar (Bulan Galilean) bergerak mengitarinya. Oposisi Jupiter akan berlangsung sekitar satu bulan lebih lambat setiap tahun, dengan setiap oposisi akan berlangsung sekitar 30 0 lebih timur dari sebelumnya. Gerak Retrograd akan berlangsung selama 8 minggu sebelum dan sesudah oposisi, dan mencakup jarak 100. oposisi Jupiter berikutnya ialah tanggal 5 Juni 2007 dan 9 Juli 2008.

e. SaturnusMagnitudo semu dari Saturnus saat oposisi akan sekitar 0,7; tidak terlalu terang dan akan tampak seperti bintang biasa namun kita dapat membedakannya dengan mudah. Dengan teleskop kita dapat mengamati cincin Saturnus yang anggun, dan cincin ini akan berbeda-beda penampakannya dari bumi tergantung posisi Bumi-Saturnus saat itu. Saturnus akan kembali ke oposisi dua minggu lebih lambat setiap tahun, dengan setiap oposisi berlangsung kurang lebih 130 lebih ke timur dari oposisi sebelumnya. Gerak retrograd akan berlangsung 10 minggu sebelum oposisi, berlangsung selama 20 minggu dan mencakup 70 di langit. Oposisi berikutnya akan berlangsung tanggal 24 Februari 2008 dan 8 Maret 2009.

f. Uranus & NeptunusBagi pengamat biasa, Uranus tidak akan terlihat lewat mata telanjang. Namun bagi pengamat yang berpengalaman akan dapat mengamati Uranus saat cuaca bagus dan di tempat sangat terpencil dari lampu kota. Uranus akan terlihat seperti bintang yang sangat redup sehingga sulit dibedakan, sehingga lebih mudah dengan bantuan binokuler dan peta bintang yang akurat, sebab magnitudonya saat oposisi hanya sekitar

12

A1 B1

A2B2

A3

B3

+5,5 yang sangat dekat dengan batas penglihatan manusia. Maka tidak heran Uranus adalah planet pertama yang memiliki “penemu”, yaitu oleh William Herschel tahun 1781. Herschel adalah orang pertama yang menyatakan cahaya redup Uranus sebagai cahaya sebuah Planet.

Neptunus akan memiliki magnitudo 7,9 dan jauh dibawah batas penglihatan manusia, sehingga hanya dapat diamati melalui teleskop.

1.5 PERIODE SINODIS PLANETAstronom purba mengetahui periode orbit planet mengelingi matahari dengan mengamati periode dari satu oposisi planet ke oposisi berikutnya. Bagaimana metoda perhitungan mereka ?

Perhatikan gambar diatas yang menunjukan orbit 2 planet A dan B yang dilihat dari kutubnya dan diasumsikan orbitnya berbentuk lingkaran. Menurut pengamat di planet A, oposisi planet B terjadi pada posisi 1. Setelah oposisi, kedua planet akan bergerak dengan kecepatan sudut masing-masing, dimana planet A akan bergerak dengan

kecepatan sudut TsidAA

360=ω , yaitu 360 derajat dibagi dengan periode sideris/orbit A.

Lalu, Kecepatan sudut planet B TsidBB

360=ω .

Karena periode orbit kedua planet berbeda, maka kecepatan sudut kedua planet pun berbeda, sehingga akan membuat perbedaan sudut setiap satuan waktu. Karena kecepatan sudut planet A lebih besar, maka perbedaan sudut per satuan waktu kedua planet ialah

TsidBTsidABA

360360 −=−ωω

13

Oposisi berikutnya (keadaan 3) akan tercapai apabila perbedaan sudut mencapai 3600, sehingga akan satu garis kembali. Dimana waktu yang diperlukan disebut periode

sinodis, atau BA

Tωω −

=360sin ,

Dengan menggabungkan dua persamaan di atas didapat persamaan

TsidBTsidAT11

sin1 −= (1.1)

Persamaan diatas berlaku bagi semua planet atau benda lain yang mengelilingi matahari dengan orbit mendekati lingkaran. Bila pengamat berada di bumi dan mengamati planet Mars, maka bumi menjadi planet A dan Mars menjadi planet B. Keadaan harus ditukar dalam kasus pengamat di bumi mengamati planet Venus.

Contoh soal :Seorang pengamat mengamati bahwa dari satu oposisi ke oposisi berikutnya Mars membutuhkan waktu 2,14 tahun bumi. Berapakah periode revolusi Mars ?Jawab :Periode orbit bumi = 1 tahunPeriode sinodis Mars = 2,14 tahun.

Maka, TsidMarsTsidBumiT

11sin1 −=

Atausin111TTsidBumiTsidMars

−=

14,21

111 −=

TsidMars = 0,5327

Maka Tsid Mars = 1,88 tahun

1.6 BULANBulan adalah satelit alami Bumi satu-satunya. Dan Bulan memiliki periode revolusi yang sama dengan periode rotasi sebesar 27,32 hari, akibatnya Bulan akan selalu menampakan bagian yang (nyaris) sama kepada bumi. Periode Revolusi diukur dengan acuan posisi Bulan terhadap bintang tertentu. Orbit bulan memiliki kemiringan sekitar 50 terhadap ekliptika, sehingga akan nampak memiliki kemiringan 18,50 hingga 28,50

terhadap ekuator langit. Setiap hari, bulan terbit terlambat sekitar 48-56 menit.

Akibat konfigurasi Bulan-Bumi-Matahari yang berubah-ubah, bulan tampak memiliki fase-fase. Namun waktu yang dibutuhkan dari satu purnama ke purnama berikutnya tidak sama dengan periode revolusinya, yaitu sekitar 29,53 hari dan disebut periode

14

Barat

sinodis. Bagaimana kita membedakan fase awal (waxing) dengan fase akhir (waning) ? Pertama waktu terbit bulan akan berbeda-beda sesuai fasenya. Kedua, jika bagian barat dari Bulan yang tersinari matahari, maka ia sedang berada dalam fase awal, seperti gambar sabit awal diatas.

Mengapa bulan membutuhkan waktu lebih lama dari kuartir awal ke kuartir akhir dibanding dari kuartir akhir ke kuartir awal ?

1.7 GERHANA, TRANSIT, DAN OKULTASIInklinasi orbit bulan terhadap ekliptika membuat tidak setiap konjungsi/oposisi terjadi gerhana. Gerhana hanya akan terjadi apabila bulan,bumi, dan matahari berada pada satu garis DAN satu bidang. Keadaan itu hanya akan terjadi bila saat konjungsi/oposisi bulan berada pada titik simpul bidang orbit bulan dan ekliptika (analogi titik simpul ialah serupa dengan titik aries dan libra untuk bidang ekuator dengan ekliptika). Gerhana total hanya akan terjadi apabila saat terjadi gerhana, Bumi/Bulan memasuki Umbra. Gerhana Matahari cincin terjadi apabila hanya perpanjangan kerucut Umbra (antumbra) yang sampai ke bumi. Saat gerhana bulan, bulan tidak akan gelap total, melainkan agak kemerahan karena adanya refraksi cahaya matahari oleh atmosfer bumi, yang jatuh di permukaan bulan.

Besar kerucut Umbra akan maksimal apabila jarak benda penghalang dengan pengamat minimal, dan jarak sumber cahaya maksimal.

Diameter benda penghalang juga berpengaruh, misalnya besar kerucut umbra bumi jauh lebih besar dari besar kerucut umbra bulan.

Bagian piringan matahari sebelah mana (barat atau timur) yang akan tertutup Bulan duluan ketika gerhana matahari Total ?

Saat Venus / Merkurius berada pada Konjungsi Inferior, ada kemungkinan terjadi transit, Yaitu lewatnya planet di depan matahari, layaknya gerhana, namun diameter sudut benda penghalang jauh lebih kecil dari benda yang dihalangi. Transit tidak terjadi di setiap kunjungsi Inferior karena orbit Venus memiliki inklinasi 3,40 terhadap ekliptika. Apabila diameter benda penghalang jauh lebih besar dari benda yang dihalangi, disebut okultasi, misalnya bulan lewat didepan planet Saturnus.

15

1.8 PRESESI & NUTASISaat ini, sumbu rotasi Bumi memiliki kemiringan 23,50 terhadap ekliptika, dan arah sumbu Rotasi (hampir) ke arah bintang polaris. Namun ternyata dari catatan peradaban dulu, arah sumbu rotasi bukan ke arah polaris, tapi ke arah Thuban (α Draco). Ternyata fenomena yang menyebabkannya ialah presesi sumbu Bumi. Yaitu peristiwa berubahnya arah kemiringan sumbu rotasi bumi (dengan mempertahankan besar kemiringan) , dengan periode sekitar 26.000 tahun. Pada gambar di samping, garis tebal menunjukan kemiringan sumbu bumi saat ini (mengarah ke titik P), dan garis putus-putus menunjukkan kemiringan bumi 13.000 tahun mendatang (arah titik P’). Akibat presesi, bintang terang (yang terdekat dengan) kutub Utara Langit

berubah-ubah diantaranya Thuban-Polaris-Er Rai (γ Cepheus)-Alderamin (α Cepheus)-Vega (α Lyra).Penyebab presesi ialah pengaruh gravitasi Bulan dan matahari terhadap bentuk bumi yang tidak bulat sempurna. Seperti gasing yang berputar mengalami gangguan. Selain bintang kutub, Presesi menyebabkan titik Aries bergerak, dahulu ada di rasi Aries, dan sekarang berada di rasi Pisces. Begitu pula titik Libra, yang sekarang ada di rasi Virgo saat ini. Presesi juga menyebabkan asensio rekta dan deklinasi bintang berubah.

Dalam presesi, ternyata sumbu rotasi tidak bergerak mulus dan agak “bergoyang” yang disebut Nutasi. Nutasi menyebabkan sumbu rotasi bergoyang dari lintasan presesinya dengan amplitudo sekitar 9 detik busur.

1.9 OBJEK LANGIT LAINNYAa. Galaksi, Nebula, Kluster Bola

Apabila kita mengamati langit di tempat yang jauh dari polusi cahaya kota, dan di malam tanpa Bulan, maka kita akan mendapati di langit terdapat kabut putih tipis yang membentang luas seperti sungai di angkasa, namun bentuknya tidak berubah, dan tampak bergerak mengikuti bola langit. Sebenarnya itu adalah bagian galaksi bima sakti (milky way) galaksi dimana matahari berada. Terlihat seperti kabut karena terlalu jauhnya bintang-bintang tersebut sehingga mata kita tidak bisa membedakan satu sama lain, dan hanya menangkap energi cahaya redup gabungannya.

Arah pusat galaksi bima sakti kira-kira sekitar arah rasi Sagittarius, dan arah berlawanan arah pusat galaksi ialah arah rasi Auriga. Sehingga kita bisa melihat kabut putih tersebut sangat pekat di daerah dekat Sagittarius.Galaksi diluar Bima Sakti karena jaraknya yang sangat jauh tidak akan tampak oleh mata telanjang kecuali 4 galaksi : Awan Magellan besar di rasi Dorado, Awan Magellan kecil di rasi Tucana, Galaksi

16

PP’

Andromeda(M31) di rasi Andromeda, dan galaksi Triangulum (M33) di rasi Triangulum.

Galaksi, Nebula, dan Globular Cluster didaftar oleh Astronom Perancis Charles Messier dalam katalog yang dinamakan atas namanya. Benda-benda itu diberi kode M1, M2, M3 dan seterusnya hingga M110. Hingga kini penamaan Messier masih dipakai meskipun perkembangan teleskop menunjukkan ada lebih dari 110 benda-benda tersebut. Dalam keperluan pendataan objek redup langit modern dibuat katalog baru misalnya NGC, HIP, TYC, dan lain lain.

b. KometKomet atau bintang berekor ialah anggota tata surya yang dari bumi terlihat

gerakannya sangat tidak tunduk terhadap gerakan bola langit, dan terlihat hanya saat tertentu lalu menghilang. Masyarakat zaman dahulu belum bisa memprediksi dan menghitung gerakan dan posisi komet, ketidaktahuan tersebut menimbulkan ketakutan pada masyarakat zaman dahulu bahwa komet adalah pembawa pesan khusus dari langit atau bencana. Barulah setelah ilmu pengetahuan astronomi berkembang, dan Edmund Halley (teman dari Isaac Newton) berhasil memprediksi kedatangan komet dan posisinya di langit, masyarakat mulai percaya bahwa komet hanyalah salah satu anggota tata surya yang mengelilingi matahari dan tunduk pada hukum-hukum Newton.

Bagi pengamat dengan mata telanjang, beberapa Komet akan tampak cemerlang dan memiliki ekor yang panjang dan selalu melawan arah dari Matahari, dengan magnitudo bervariasi dan maksimal saat paling dekat dengan matahari. Kebanyakan komet hanya dapat dilihat dengan bantuan alat. Komet yang memiliki lintasan elips (biasanya memiliki eksentrisitas elips mendekati 1, artinya sangat lonjong) disebut komet periodic, karena akan mengitari matahari dengan suatu periode tertentu. Misalnya komet Halley dengan periode 76 tahun bumi. Komet-komet yang memiliki lintasan parabola hanya akan mendekati Matahari sekali dan tidak akan kembali lagi.

c. Planet Kerdil dan AsteroidPlanet kerdil di tata surya ada 3 : Pluto, Ceres, dan Eris. Ketiganya hanya akan

terlihat dengan bantuan teleskop. Begitu pula dengan Asteroid dan benda-benda kecil tata surya lainnya.

d. MeteoroidMeteoroid adalah benda-benda serpihan yang berada di Tata surya. Karena

massanya kecil, kadangkala ia tertarik oleh gravitasi suatu planet dan jatuh ke planet tersebut. Saat memasuki bumi, akibat gesekannya dengan atmosfer ia akan tampak seperti bintang jatuh/bintang beralih, disebut meteor. Apabila Meteor tidak terbakar habis di atmosfer dan mencapai permukaan bumi disebut meteorit. Mengapa Meteor akan terlihat paling banyak di langit setelah tengah malam menjelang pagi ?

17

2. PENGUKURAN SUDUT DAN PARALAKS

2.1 SUDUTDalam kehidupan sehari-hari sudut dinyatakan dalam satuan derajat, dimana 360 derajat sama dengan satu lingkaran penuh. Namun ternyata angka 360 tersebut tidak memiliki latar belakang ilmiah yang pasti, maka dirumuskan satuan sudut radian dimana 1 radian didefinisikan sebagai besar sudut yang dibentuk oleh busur lingkaran sepanjang jari-jari lingkaran tersebut (lihat gambar disamping). Maka besar sudut satu lingkaran penuh (dalam radian) ialah sudut yang dibentuk oleh busur lingkaran sepanjang keliling lingkaran tersebut atau senilai 2π radian.

Besar satu derajat dibagi-bagi lagi ke dalam 60 bagian yang sama besar untuk memperbesar keakuratan, dimana satu bagiannya ( 1/60 derajat) disebut satu menit busur (dinyatakan dengan ‘ ). Satu menit busur juga dibagi-bagi lagi kedalam 60 bagian sama besar yang disebut satu detik busur (“).

Dapat kita tarik kesimpulan bahwa :1 Radian = 3600 / 2π ≈ 57,29578 0

21600’ / 2π ≈ 3437,75 ‘1.296.000”/ 2π ≈ 206265 “

2.2 JARAK SUDUTLebar bentangan sudut suatu benda dilihat oleh pengamat pada jarak tertentu disebut jarak sudut.

Besar diameter sudut benda (θ) dengan lebar r, dan berada pada jarak d dari pengamat, dinyatakan dengan persamaan sederhana

dr=θtan (2.1)

(Diameter sudut sebesar 1”didapat bila kita meletakkan tiang sepanjang 1 m pada jarak 206.265 m atau sekitar 200 km)

Dalam pengukuran diameter sudut benda-benda langit dengan kondisi d >> r (d jauh lebih besar dari r), maka berlaku

θθ ≈tanDengan syarat besar sudut dinyatakan dalam radian. Contohnya tangen 0,01 = 0,010000333 (gunakan kalkulator dalam mode radian).

18

rr

r

θr

d

Maka persamaan (2.1) akan menjadi

drrad =)(θ (2.2)

Bila dinyatakan dalam derajat menjadi

dr29,57)(0 =θ (2.2a)

Dalam detik busur menjadi

dr206265)(" =θ (2.2b)

Perlu diingat, untuk benda piringan (misalnya matahari), apabila faktor r ialah radius matahari, maka θ akan menyatakan setengah diameter sudut matahari.

2.3 PARALAKS TRIGONOMETRI

Perhatikan gambar kedudukan bumi (B), matahari (M), dan bintang (S) di samping! Pada suatu saat bumi berada di kedudukan B1, maka saat itu pengamat di bumi akan melihat bintang memiliki kedudukan S1. Akibat revolusi bumi mengelilingi matahari, kedudukan bintang akan berubah-ubah relatif terhadap bintang-bintang jauh yang ada di latar belakangnya, misalnya saat bumi di B2, bintang akan nampak di S2. Sudut B1 – S – B2 disebut 2 sudut paralaks. Adapun yang disebut sudut paralaks ialah sudut B1 – S – M. Besar sudut paralaks (p) ialah

MSjarakMBjarakp 1tan =

Persamaan di atas analog dengan persamaan (2.1) dan memenuhi syarat SM >> B1M. Maka sudut paralaks dalam detik busur dapat dinyatakan dengan

drp 206265)(" =

Dimana r adalah jarak bumi-matahari dan d adalah jarak bintang-matahari (keduanya harus dalam satuan yang sama, misalkan meter). Namun karena sudut p mendekati nol,

19

S1 S2

S

M B1B2

maka cosinus p mendekati 1 dan SB1 ≈ SM. Maka besaran d dapat dianggap sebagai jarak bintang ke bumi.

Bila r dan d dinyatakan dalam satuan astronomi (SA) atau astronomical unit (AU) dimana 1 SA = jarak (rata-rata) bumi-matahari, maka persamaan paralaks menjadi

)(206265)("SAd

p =

Dari persamaan diatas kita bisa lihat bahwa benda yang memiliki jarak 206265 SA akan memiliki sudut paralaks 1 detik busur.

Untuk mempersingkat persamaan, ditetapkan satuan panjang baru yaitu parsec (parallax second) dimana satu parsec didefinisikan sebagai jarak bintang yang memiliki sudut paralaks sebesar satu detik busur diukur dari bumi. Sehingga 1 SA = 1/206265 parsec. Bila persamaan (2.4) kita nyatakan r dan d dalam satuan parsec kita akan mendapat persamaan

(2.7)

Persamaan (2.6) memberikan hubungan yang sangat sederhana antara besar sudut paralaks yang diamati dari bumi dengan jarak bintang tersebut terhadap bumi. Dari sini kita bisa mengukur seberapa jauh sebuah bintang tanpa harus meninggalkan bumi, disinilah hebatnya ilmu astronomi.

Apabila pengukuran dilakukan bukan dari bumi, maka persamaan (2.7) akan menjadi

(2.7b)

Dimana besaran r ialah jarak posisi pengamat terhadap matahari dinyatakan dalam SA.

Tentunya semakin jauh suatu bintang, sudut paralaksnya akan semakin kecil, semakin sulit pula untuk mengukurnya dengan tingkat keakuratan yang baik. Maka metode ini hanya dapat dipakai untuk menentukan jarak bintang-bintang yang tidak terlalu jauh dari matahari. Untuk menentukan jarak bintang-bintang yang jauh digunakan metode paralaks spektroskopi.

Contoh soal :1. Berapakah sudut paralaks bintang α Centauri (jaraknya = 4,26 tahun cahaya) diukur dari a) bumi

b) mars (jarak Matahari-mars = 1,52 SA)

20

drp =)("

dp 1)(" =

drpM =)("

Jawab :a) Jarak α centauri = 4,26 tahun cahaya = 4,26 x 365,25 x 24 x 60 x 60 x kecepatan

cahaya = 4,033 x 1016 m1 parsec = 206265 SA = 206265 x 1,5 x 1011 = 3,093 x 1016 mMaka didapat jarak α centauri = 1,3 parsec

Maka paralaks α centauri dari bumi =

= 3,11

= 0,77 detik busur

b) Paralaks α centauri dari Mars = = 3,152,1

= 1,17 detik busur

21

dp 1)(" =

3. ASTROFISIKA 1

3.1 GELOMBANG

Dalam penelitian bintang, satu-satunya informasi yang bisa didapat ialah cahaya dari bintang tersebut. Cahaya adalah gelombang elektromagnet, yang merambat tegak lurus arah getarannya (transversal). Dalam perambatannya, jarak yang ditempuh cahaya per detik yaitu panjang gelombang ( λ ) dikalikan banyak gelombang dalam satu detik ( f ), selalu konstan (disebut c), dinyatakan dengan

fc λ= ……………………………….(3.1)Dimana besar c dalam ruang vakum ialah = 299.792 km/s, atau mendekati 3x108 m/s.

Karena banyak gelombang dalam satu detik (frekuensi) ialah kebalikan dari periode gelombang (T ), maka bentuk lain dari persamaan (3.1) ialah

Tc λ= ……………………………………..(3.1 b)

Apabila c dalam m/s, maka λ harus dalam meter dan T dalam detik.

Contoh soal :Berapakah waktu yang dibutuhkan cahaya dengan panjang gelombang 4500 Angstrom (Å) untuk menempuh jarak sebesar satu panjang gelombangnya?Jawab :

cT λ= =

smxmx

/1031045008

10−

= 1,5x10-15 detik.

Berdasarkan panjang gelombangnya, cahaya dibedakan menjadi :Gelombang Radio 1 mm < λ

Inframerah 7500 Å – 1 mmVisual 3800-7500 Å

Ultraviolet 100-3800 ÅSinar X 1 – 100 Å

Sinar Gamma λ < 1 Å

22

λ

Mata manusia normal hanya mampu melihat cahaya dengan panjang gelombang visual, sementara untuk panjang gelombang lainnya, perlu digunakan detektor lain.

Gelombang visual dibagi lagi menjadi daerah warna-warna :Merah 6300-7500 Å

Merah-Oranye 6000-6300 ÅOranye 5900-6000 ÅKuning 5700-5900 Å

Kuning-hijau 5500-5900 ÅHijau 5100-5500 Å

Hijau-biru 4800-5100 ÅBiru 4500-4800 Å

Biru-Violet 4200-4500 ÅViolet 3800-4200 Å

3.2 HUKUM PANCARANSifat-sifat pemancaran cahaya bintang ternyata mendekati sifat-sifat pancaran benda hitam (benda ideal yang menyerap semua energi cahaya yang diterimanya), yaitu bintang memancarkan cahaya pada seluruh panjang gelombang, mulai dari sinar gamma hingga gelombang radio, namun intensitas (kekuatan) pancarannya tidak merata untuk semua panjang gelombang, artinya ada panjang gelombang tertentu dimana bintang akan paling kuat memancarkan cahaya.

Secara matematis, panjang gelombang dimana intensitas mencapai maksimum berbanding terbalik dengan suhu efektif benda. Hal tersebut dinyatakan oleh hukum pergeseran Wien,

efTmaks 2898,0=λ ........................................(3.2)

Dimana λ dinyatakan dalam cm, dan temperatur dalam Kelvin.

Contoh Soal :Apabila matahari memiliki suhu 5880 K, maka pada panjang gelombang berapakah matahari akan memancarkan intensitas terbesar ?Jawab :

efTmaks 2898,0=λ = 492810928,4

58802898,0 5 == − cmx Å.

Matahari memancarkan cahaya dengan intensitas maksimum pada bagian Hijau-biru dari gelombang visual.

Dari hukum Wien, kita dapat menjelaskan mengapa bintang-bintang berwarna biru lebih tinggi temperaturnya dari bintang-bintang berwarna merah atau kuning.

23

Besaran-besaran yang penting untuk diketahui dalam penyebaran cahaya bintang yaitu:1. Energi yang melewati satu satuan luas permukaan bintang untuk satu panjang gelombang secara tegak lurus disebut intensitas spesifik atau )(TBλ . Dinyatakan

dengan persamaan 1

12)( /5

2

−= kThce

hcTB λλ λ Dimana h = konstanta planck, k =

konstanta Boltzmann, c = kecepatan cahaya, dan T = temperatur benda

2. Energi yang melewati satu satuan luas permukaan bintang untuk seluruh panjang gelombang secara tegak lurus disebut intensitas atau )(TB . Yaitu merupakan integrasi persamaan intensitas spesifik, untuk seluruh panjang gelombang. Dinyatakan dengan

persamaan 4)( TTBπσ= Denganσ adalah konstanta stefan-boltzmann=5,67x10-8 W/m2K4.

3. Energi yang melewati satu satuan luas permukaan bintang ke segala arah disebut radiance (ℜ ), dinyatakan dengan persamaan )(. TBπ=ℜ = 4Tσ

4. Energi yang melewati seluruh permukaan bintang ke segala arah disebut luminositas (L). Luminositas ini juga menyatakan daya yang dipancarkan bintang dan menentukan kecerlangan asli sebuah bintang. Didapat dari mengalikan radiance dengan luas permukaan bintang, atau dinyatakan oleh

424 TrL σπ= ................................................. (3.3)Dimana r adalah radius permukaan bintang (m)dan luminositas memiliki satuan Watt (dapat diibaratkan bintang adalah bola lampu yang watt-nya sangat besar).

Intensitas / Intensitas spesifik

Radiance

Luminositas

24

Contoh soal :Sebuah bintang radiusnya setengah radius matahari, namun suhunya 4 kali suhu matahari, apabila keduanya berada pada jarak yang sama dari pengamat, bintang manakah yang akan tampak lebih terang ? Berapa perbandingan terangnya ?Jawab :

42

42

44

MMM TrTr

LL

σπσπ= =

42

MM TT

rr

= =

42

14

21 64

Bintang tersebut akan tampak 64 kali lebih terang dari matahari.

3.3 TERANG BINTANG Tingkat keterangan suatu bintang di langit ditentukan oleh seberapa besar energi cahaya yang kita terima dari bintang tersebut. Namun apakah bintang yang memiliki luminositas paling besar akan tampak paling terang di langit ? Jawabannya tentu saja tidak, apabila bintang tersebut terletak sangat jauh, tentu cahaya yang datang akan redup. Hal ini menegaskan faktor lain yang mempengarhi keterangan bintang, yaitu jarak.

Energi yang diterima pengamat (Elluminance/flux) ialah sama dengan luminositas bintang dibagi dengan luas permukaan sebuah bola yang memiliki radius jarak bintang dari pengamat. Hal ini karena bintang meradiasikan cahaya ke segala arah, dan dianggap energi total yang dipancarkan tidak berubah. Maka energi (E) yang diterima pengamat berjarak d dari suatu bintang berluminositas L ialah

24 dLE

π= ..............(3.4)

Dimana L bersatuan Watt, d dalam meter, sehingga E dalam W/m2.Bentuk-bentuk lain dari persamaan elluminance/flux antara lain,Dengan menggabungkan persamaan 3.3 dan 3.4, didapat hubungan

42

TdrE σ

= ..........................................................(3.5)

Apabila anda ingat persamaan 2.2 maka bisa kita masukkan ke persamaan 3.5, didapat( ) 42 TE RAD σθ=

Atau dalam detik busur, 42

206265" TE σθ

= ...............................................(3.6)

Dimana θ ialah setengah diameter sudut matahari

25

Luminositas (L) Pengamat (E)

d

Contoh Soal :Apabila diukur energi yang diterima bumi dari matahari per satuan luas ialah 1380 W/m2, dan jarak bumi-matahari = 1,5 x 1011 m, maka hitung berapa energi yang dipancarkan matahari per detiknya !Jawab :

24. dEL π= = 2112 )105,1(4)./1380( mxmw π = 3,9x1026 Watt.

Dapat dilihat bahwa per detiknya matahari memancarkan energi sebesar 3,9x1026 Joule.

3.4 MAGNITUDOUntuk menyatakan terang suatu bintang, astronom biasa menggunakan satuan magnitudo, yang merupakan logaritma dari jumlah energi yang diterima. Hipparchos (astronom yunani kuno) membagi bintang-bintang menjadi enam satuan magnitudo dimana bintang paling terang memiliki magnitudo 1 dan yang paling redup 6.

Seiring dengan semakin majunya teknologi pengamatan, skala magnitudo pun didefinisikan semakin tegas. Oleh pogson dinyatakan bintang bermagnitudo 1 seratus kali lebih terang dari bintang bermagnitudo 6. Atau setiap beda satu magnitudo, akan berbeda terang sebesar 512,21005 = . Secara matematis dinyatakan,

( ) 12512,22

1 mm

EE −= ........................................(3.7)

Perhatikan letak E dan m bintang pertama dan kedua! Dapat dilihat bahwa bintang yang lebih terang akan memiliki magnitudo lebih kecil / lebih negatif.

Dari skala pogson, terdapat bintang yang magnitudonya lebih kecil dari satu, misalnya Sirius, bintang kedua paling terang di langit, memiliki magnitudo -1,46. Bahkan Matahari (yang paling terang di langit) memiliki magnitudo -26,7. Magnitudo yang kita lihat di langit dinamakan magnitudo semu atau apparent magnitude.

Contoh Soal :Berapa perbandingan terang bintang Sirius dengan bintang Procyon (magnitudo semu = +0,34) ?Jawab:

( ) ( ) 24,5512,2)512,2(512,2 8,1)46,1()34,0( ==== −−−mSmP

P

S

EE

Di langit, Sirius 5,24 kali lebih terang dari Procyon

26

Magnitudo semu suatu bintang gagal menunjukan terang asli (luminositas) suatu bintang, karena ada satu faktor yang mempengaruhi yaitu jarak bintang. Sebagai contoh, bintang yang luminositasnya tinggi namun jarak dari pengamat sangat jauh akan memiliki magnitudo semu besar (redup di langit).

Untuk menghapus pengaruh faktor jarak bintang, maka dibuat sistem magnitudo yang meletakkan semua bintang pada jarak yang sama, yaitu 10 parsec dan disebut magnitudo mutlak. Secara sederhana, magnitudo mutlak ialah magnitudo semu yang akan diamati apabila bintang berada pada jarak 10 parsec dari pengamat.

Penurunan persamaan magnitudo mutlak didapat dari persamaan 3.7 :

( ) 12

2

1 512,2 mm

EE −=

( ) 12

2

1 512,2 mmLogEELog −=

)100( 512

2

1 LogmmEELog −=

)52(12

2

1 mmEELog −=

122

15,2 mmEELog −= ....................................(3.7 b)

(Persamaan 3.7 b ialah bentuk lain dari persamaan magnitudo semu)Sekarang misalkan E1 dan m1 adalah yang teramati sekarang di jarak d parsec, dan E2

dan m2 adalah yang akan diamati pada jarak 10 parsec, maka

12

2

2

)10(4

45,2 mm

Ld

L

Log −=

π

π

12105 mmd

Log −=

Magnitudo yang teramati di jarak 10 parsec (m2) ialah magnitudo mutlak dan kita nyatakan dengan M, sementara magnitudo semu (m1) kita nyatakan dengan m.

10

5 dLogMm =−

1055 LogdLogMm −=− 55 −=− dLogMm .................................(3.8)

Dimana m – M disebut modulus Jarak.

27

3.5 SPEKTRUMApabila kita lewatkan cahaya matahari melalui sebuah prisma, maka akan terbentuk apa yang dinamakan spektrum cahaya yang terdiri dari warna merah, jingga, kuning, hingga ungu. Dengan prinsip yang serupa ternyata kita bisa mengamati spektrum cahaya bintang lain, dan dapat menarik banyak informasi penting.

Pembentukan spektrum dinyatakan oleh Kirchoff dalam 3 hukumnya, yaitu 1. Hukum Kirchoff 1

Sumber cahaya yang memiliki kerapatan tinggi akan memancarkan spektrum yang kontinu pada seluruh panjang gelombang

2. Hukum Kirchoff 2 Sumber cahaya yang memiliki kerapatan rendah akan memancarkan spektrum hanya pada panjang gelombang tertentu (garis emisi).

3. Hukum Kirchoff 3 Apabila berkas cahaya dari benda bertekanan tinggi melewati benda bertekanan rendah sebelum sampai di pengamat, maka spektrum yang akan teramati ialah spektrum kontinu yang diselingi garis-garis gelap (garis absorpsi).

Bila gas bertekanan rendah pada hukum 3 = hukum 2, maka letak garis-garis emisi dan absorpsi akan sama.

Gas tekanan tinggi

Pengamat

Gas tekanan rendah

Pengamat

Gas tekanan tinggi

PengamatGas Tekanan rendah

28

Untuk mengamati spektrum biasa digunakan alat Spektrograf, yang memiliki sebuah prisma atau kisi cahaya di dalamnya, untuk menguraikan spektrum.

Apabila kita melihat spektrum suatu bintang, maka kita akan mengamati spektrum seperti pada ilustrasi hukum kirchoff 3. Sehingga dapat disimpulkan bahwa cahaya dari pusat bintang (gas bertekanan tinggi) melewati atmosfer bintang tersebut (gas bertekanan rendah) sebelum sampai ke pengamat.

Perlu diperhatikan bahwa setiap unsur apabila dipijarkan akan memiliki garis yang khas, layaknya sidik jari sebuah unsur. Maka kita dapat mengidentifikasi unsur apa saja yang dikandung oleh sebuah bintang dengan mengamati garis absorpsi yang muncul. Misalnya pada bintang A ditemui garis-garis helium (sidik jari unsur helium), dan pada bintang B ditemui garis-garis Titanium Oksida. Maka dapat kita simpulkan bahwa pada bintang A memiliki unsur helium, dan bintang B mengandung unsur Titanium Oksida.

3.6 KELAS SPEKTRUM BINTANGAstronom membentuk suatu sistem klasifikasi bintang yang didasari atas karakteristik garis absorpsi spektrum bintang tersebut. Klasifikasi awal ialah bintang diurutkan berdasarkan kekuatan / ketebalan garis-garis hidrogen (Antonia Maury). Bintang yang paling kuat garis hidrogennya dikelompokkan dalam kelas A, berurut abjad hingga kelas Q yang memiliki garis hidrogen paling lemah.

Klasifikasi Maury disempurnakan oleh Annie Cannon, rekannya di Observatorium harvard. Cannon mengklasifikasikan bintang berdasarkan temperatur permukaannya. Hal ini dapat dilakukan dengan melihat panjang gelombang dimana terdapat intensitas pancaran terbesar, dan menerapkan hukum pergeseran Wien. Intensitas maksimum ditunjukkan oleh bagian paling terang dari spektrum, dan panjang gelombangnya dapat diukur.

Karena ke kanan panjang gelombang naik, maka bintang yang sebelah kiri tentu lebih panas (hukum Wien).

29

Kelas A

Kelas Q

λ λ

λ maks λ maks

Namun, untuk bintang yang jauh, perbedaan antara intensitas maksimum dan sekitarnya akan menjadi tidak jelas, sehingga sulit untuk diamati. Alternatif lain penentuan kelas bintang ialah dengan mengamati garis hidrogen, berdasarkan pengetahuan bahwa kekuatan garis hidrogen berhubungan dengan suhu bintang. Pada suhu tertentu, garis hidrogen akan paling jelas, untuk suhu diatas atau dibawahnya, garis akan semakin tidak jelas. Suhu ideal tersebut dicapai oleh bintang kelas A.

Lalu diamati dari kelas A sampai Q, bahwa ada beberapa kelas yang sama dan berulang, sehingga beberapa dihapus dan digabung, sehingga membentuk klasifikasi bintang modern sebagai berikut,

Kelas Temperatur Warna Bintang Garis hidrogen Garis lainO 30.000 K < Biru Kuat Sangat Lemah He TerionisasiB 10.000-30.000 K Biru Lemah Sedang He Netral; Si terionisasiA 7500-10.000 K Putih kebiruan Kuat Mg,Si,Ti, Fe terionisasiF 6000-7500 K Putih Sedang Ca, Fe terionisasi; Fe netralG 5000-6000 K Kuning Lemah Ca terionisasi, Pita CH K 3500-5000 K Kuning-Merah Sangat Lemah Logam netralM 2000-3500 K Merah Sangat Lemah Pita Titanium Oksida

Untuk memudahkan mengingat urutan kelas ini biasa digunakan singkatan Oh Be A Fine Girl, Kiss Me, atau anda boleh membuat sendiri sesuka hati.

30

3.7 DIAGRAM H-RApabila kita membuat grafik kartesius dengan kelas spektrum bintang sebagai absis (sumbu-x) dan luminositas bintang sebagai ordinat (sumbu-y), lalu kita memplot bintang-bintang yang telah kita ketahui karakter fisisnya ke dalam grafik tersebut, kita akan mendapati bahwa bintang-bintang memiliki kecenderungan untuk mengisi daerah tertentu dalam grafik tersebut.

Grafik tersebut dibuat pertama kali oleh Ejnar Hertzprung dan Henry Russell pada 1910, dan dinamakan Diagram Hertaprung-Russell atau Diagram H-R, dan merupakan lompatan besar dalam pemahaman manusia terhadap evolusi bintang.

Skema diagram H-R :

Kelas spektrum bintang berhubungan dengan temperaturnya, maka akan lebih akurat apabila kita memplot diagram H-R dengan absis logaritma temperatur, atau grafik y terhadap log x, yang berbeda dengan grafik y terhadap x biasa, dimana temperatur tertinggi terletak di sebelah kiri.

Secara umum, bintang dengan temperatur semakin tinggi akan terletak semakin ke kiri, dan bintang dengan daya pancar semakin besar akan terletak makin ke atas. Dari persamaan 3.3, kita dapat pula menentukan ukuran sebuah bintang. Misalnya di daerah kiri bawah, kita akan menemui bintang-bintang dengan temperatur tinggi, namun memiliki daya pancar rendah, sehingga pasti ukurannya kecil dan disebut katai putih. Begitu pula dengan daerah kanan atas, yang pasti memiliki ukuran besar, sehingga disebut raksasa atau maharaksasa. Banyak bintang yang teramati berada pada daerah V dimana luminositas bintang seimbang dengan temperaturnya, sehingga mengindikasikan ukuran yang proporsional. Bintang-bintang ini disebut deret utama.

31

O B A F G K M

100 00010 000

100010010 1

0,1

0,0010,01

0,00010,00001

Luminositas (Matahari = 1)

Kelas Spektrum /

Katai PutihV Deret Utama

IV Sub Raksasa

III RaksasaII Raksasa Terang

Ia Maharaksasa TerangIb Maharaksasa

Logaritma Temperatur

3.8 EVOLUSI BINTANGBintang ternyata mengikuti jenjang kehidupan yang serupa dengan manusia. Mereka lahir, remaja, dewasa, tua, sekarat, dan akhirnya mati. Yang berbeda hanyalah usia bintang jauh lebih lama dari usia terpanjang hidup manusia, sehingga perubahan yang terjadi tidak bisa diamati secara akurat oleh manusia.

Yang dapat kita lakukan ialah mengamati bintang-bintang yang masing-masing berada pada tahap kehidupan yang berbeda-beda, dan merangkaikan potongan-potongan puzzle tersebut sehingga kita bisa memahami, atau setidaknya membayangkan suatu gambaran utuh mengenai alur kehidupan bintang. Tentunya seiring semakin majunya ilmu pengetahuan manusia, semakin akurat pula gambaran yang kita bentuk.

A. Awal kehidupan bintangSemua bintang berawal dari awan gas antarbintang. Sebagian memiliki kandungan materi-materi berat seperti oksigen atau silikon dalam beberapa persen massa, namun kebanyakan hanya mengandung zat paling sederhana di alam semesta, hidrogen.Adanya gangguan dari lingkungan, membuat awan gas tersebut menjadi tidak stabil dan terbentuk kumpulan-kumpulan massa yang masing-masing berotasi dan mengerut akibat gravitasi penyusunnya. Saat itu terbentuklah protobintang, yang boleh disebut sebagai “janin” bintang.

Seiring dengan menyusutnya protobintang, suhu dan tekanan di pusat menjadi semakin tinggi. Apabila kedua variabel tersebut mencapai suatu nilai tertentu, maka terpiculah reaksi inti berantai yang mengubah hidrogen menjadi deuterium lalu menjadi helium. Tekanan radiasi ke arah luar tersebut mampu melawan tekanan gravitasi ke arah dalam, sehingga mencegah keruntuhan gravitasi lebih lanjut.

Saat pertama kali terjadi reaksi inti tersebut boleh disebut sebagai momen kelahiran bintang, dimana untuk pertama kali dia bisa memancarkan energinya sendiri untuk menerangi alam semesta yang gelap.

Apabila awan antarbintang memiliki massa yang terlalu sedikit, maka panas dan tekanan di inti tidak akan cukup untuk memicu reaksi inti hidrogen-deuterium-helium, dengan kata lain ia adalah bintang yang gagal terbentuk. Benda seperti ini disebut sebagai katai coklat. Ada beberapa katai coklat yang mampu menghasilkan reaksi inti hidrogen-deutrium, namun semua katai coklat akan tampak sangat redup, dan akan “berpendar” dalam waktu yang sangat lama. Kita dapat membayangkan katai coklat akan tampak serupa dengan planet Jupiter yang diterangi matahari, namun memiliki massa dan ukuran yang jauh lebih besar.

32

Tempat banyak bintang baru terbentuk di Eagle Nebula

Foto : Wikipedia

B. Masa stabil bintangEvolusi bintang, sesungguhnya adalah pertarungan antara dua gaya, yaitu gaya gravitasi ke arah pusat bintang melawan gaya tekan radiasi ke luar. Ukuran bintang akan stabil apabila besarnya kedua gaya tersebut sama. Keadaan tersebut tidak tercapai segera setelah pembakaran pertama, namun bintang harus melewati masa “remaja” yang tidak stabil terlebih dahulu meskipun sangat singkat.

Setelah dalam tahap sebelumnya kedudukan bintang dalam diagram H-R berubah-ubah secara cepat, pada saat bintang telah mencapai keadaan stabil barulah dia akan mencapai titik yang tetap di diagram tersebut, yaitu di daerah deret utama, dimana dia akan menghabiskan waktu paling lama dalam hidupnya, yang juga merupakan masa “dewasa” suatu bintang. Letak setiap bintang di deret utama tidak sama dan bergantung pada massa awal bintang, dimana bintang bermassa lebih besar akan terletak lebih ke atas (pada sabuk deret utama), memenuhi hubungan luminositas bintang pangkat tiga sebanding dengan massa bintang.

Bintang bermassa besar akan memiliki gaya gravitasi ke dalam yang juga besar, sehingga membutuhkan energi dalam jumlah besar untuk mengimbanginya, yang akhirnya mengakibatkan proses pembakaran yang lebih boros pula. Akibatnya, semakin besar massa bintang, semakin cepat dia “kehabisan” bahan bakar dan meninggalkan deret utama. Bintang berukuran sedang seperti matahari akan menghabiskan 10 miliar tahun bumi untuk berada di deret utama, dan saat ini sedang berada kira-kira di tengah-tengah masa tersebut. Bintang-bintang bermassa 20 kali massa matahari hanya akan memiliki waktu sekitar beberapa juta tahun saja, dan berlaku sebaliknya untuk bintang bermassa kecil.

33

Perjalanan hidup bintang bermassa sama dengan matahari di dalam diagram H-R, dimulai dari awan antar bintang (titik 1), lalu tahap

protobintang (2), mencapai kestabilan di deret utama (3), mengembang menjadi raksasa merah (4) dan pensiun sebagai katai putih (5)

GRAFIK : Wikipedia

C. Pasca deret utamaAkibat pembakaran terus menerus jumlah hidrogen di pusat semakin kecil, sementara terjadi tumpukan “abu” sisa pembakaran berupa helium. Pada akhirnya hidrogen di pusat akan habis dan pusat bintang akan mengalami keruntuhan gravitasi.

Bagi bintang yang memiliki massa sedang atau besar ( > 0,5 massa matahari), mengerutnya inti akan menyebabkan suhu dan tekanan di inti begitu besar, sehingga memicu terjadinya reaksi termonuklir kedua, yang mengubah helium menjadi karbon. Akibatnya bintang akan mempunyai dua reaksi pembakaran, yaitu fusi helium di inti, dan fusi hidrogen di kulit inti.

Meningkatnya Laju pembakaran hidrogen dan adanya tambahan energi dari fusi helium akan menyebabkan bintang mengembang, bagi bintang bermassa sedang akan menjadi raksasa merah, dan bintang bermassa besar akan menjadi maharaksasa. Proses ini juga menyebabkan suhu permukaan bintang turun, sehingga warnanya akan menjadi lebih merah dari saat dia di deret utama. Awal terjadinya fusi helium biasanya ditandai oleh peristiwa helium flash, yaitu peningkatan kecerlangan secara tiba-tiba suatu bintang akibat fusi kedua tersebut.

Pembakaran helium hanya akan terjadi apabila massa bintang cukup besar untuk memberikan suhu dan tekanan tertentu di pusat. Maka bintang bermassa kecil tidak akan berkembang menjadi raksasa atau maharaksasa, tetapi melewati masa yang sangat lama dan ukuran yang relatif stabil hingga akhirnya kehabisan hidrogen di inti untuk dibakar.

D. Akhir hidup bintangBagi bintang dengan massa sedang hingga besar, proses fusi tidak hanya berhenti pada reaksi helium menjadi karbon. Pada akhirnya proses yang sama yang menyebabkan pembakaran helium akan terulang lagi, sehingga memaksa terjadinya reaksi fusi ketiga, karbon menjadi neon yang terjadi di inti. Sementara itu di kulit inti masih terjadi pembakaran helium, dan diatas lapisan helium masih terjadi fusi hidrogen.

Proses diatas terus berlanjut hingga berturut-turut terjadi reaksi fusi neon menjadi oksigen, neon-magnesium, oksigen-silikon, dan proses lain yang semuanya membutuhkan suhu dan tekanan yang semakin tinggi untuk dapat terjadi, sehingga hanya bintang bermassa sangat besarlah yang bisa mencapai tahap reaksi akhir : pembentukan inti besi, yang merupakan unsur paling berat yang bisa dibentuk di inti bintang.

34

Hasilnya di akhir hidupnya, bintang akan dalam keadaan berlapis-lapis seperti bawang, yang terdiri dari zat-zat yang pernah dibentuknya mulai dari hidrogen yang paling luar, lalu helium dibawahnya, dan seterusnya. Lapisan terdalam ditentukan oleh massa bintang. Di pusat bintang bermassa seperti matahari akan diisi oleh karbon, karena tidak akan mampu membentuk inti Neon. Sementara pada bintang yang lebih besar bisa ditemui Oksigen. Dan pada bintang bermassa sangat besar baru akan ditemui pusat besi.

Setelah bintang tidak mampu lagi membakar materi di inti, maka saat itulah bintang akan mendekati keruntuhan gravitasi. Yaitu dimana energi yang dihasilkan tidak mampu menahan gaya gravitasinya sendiri, akibatnya bintang akan menyusut

Seiring menyusutnya ukuran bintang, tekanan degenerasi elektron semakin besar karena elektron-elektronnya akan semakin rapat. Bagi bintang bermassa kurang dari 1,44 massa matahari (batas ini dirumuskan oleh ilmuwan India-Amerika Subramaniyan Chandrasekhar) tekanan tersebut akan cukup untuk menghentikan keruntuhan gravitasi, dan bintang akan berhenti mengerut saat berukuran tidak jauh dari ukuran bumi, dan disebut bintang katai putih.

Katai putih akan menjadi akhir dari kehidupan matahari, setelah sebelumnya akan membentuk nebula planeter, yaitu awan gas yang terbentuk ketika terjadi pembakaran helium, dimana lapisan terluar bintang akan “lepas” dan meninggalkan bintang. Kabut tersebut biasa terbentuk pada bintang semassa matahari.

Meskipun telah “pensiun”, bintang katai putih masih akan melakukan reaksi fusi dan akan menghabiskan bahan bakarnya secara perlahan selama sisa hidupnya, hingga akhirnya berhenti memproduksi energi, dan “mati” sebagai bintang katai gelap. Masa hidup bintang-bintang bermassa kecil ini sangat lama, sehingga umur alam semesta saat ini belum cukup untuk membentuk bahkan satu katai gelap pun.

35

Lapisan-lapisan bintang bermassa sangat besar, di akhir hidupnya sesaat sebelum terjadi keruntuhan gravitasi

Foto : Wikipedia

Bagi bintang yang memiliki massa diatas batas Chandrasekhar, tekanan degenerasi elektron tidak kuasa menahan laju keruntuhan bintang. Sementara dia terus menyusut, suhu dan tekanan akan meningkat secara drastis, hingga akhirnya mencapai suatu titik dimana seluruh permukaannya, yang pada dasarnya merupakan bahan bakar, dari mulai hidrogen hingga yang terdalam, akan terpicu oleh suatu reaksi berantai yang tiba-tiba, layaknya satu gedung penuh bubuk mesiu yang diledakkan secara serentak dan tiba-tiba. Hasilnya adalah suatu ledakan mahadashyat yang disebut supernova.

Kecerlangan bintang bisa meningkat jutaan kali lipat akibat supernova, bahkan sekitar 1000 tahun yang lalu, terdapat catatan dari astronom Cina yang mengamati adanya bintang yang tiba-tiba menjadi sangat terang sehingga dapat dilihat di siang hari. Setelah diamati posisinya saat ini, yang tampak disana ialah nebula sisa supernova yang disebut crab nebula. Dapat disimpulkan bahwa bintang yang tampak di siang hari tersebut adalah suatu bintang yang mengalami supernova.

Supernova melepaskan energi yang luar biasa besar dan sebagian materi bintang dimuntahkan dari permukaannya. Bahkan supernova adalah salah satu sumber “pengotor” awan gas antarbintang, sehingga memiliki unsur berat seperti oksigen, besi, dan silikon yang terbentuk di inti bintang. Keberadaan unsur-unsur berat tersebut di bumi dan bahkan di dalam tubuh kita mengindikasikan awan gas antarbintang yang membentuk matahari, dahulu setidaknya telah terpengaruh oleh supernova.

Setelah supernova, jalan hidup bintang bergantung pada massanya. Bagi bintang yang massanya dibawah 3 massa matahari (batasnya sendiri masih

berupa perkiraan), materi yang tersisa dari supernova akan terus menyusut hingga ukuran sangat kecil (hanya beradius sekitar 10 km saja), dimana tekanan neutron mampu menolak keruntuhan lebih lanjut. Saat itu gaya elektromagnet yang memisahkan dua inti atom telah terkalahkan, sehingga atom-atom menjadi sangat rapat dan dekat sehingga tampak seperti bola-bola neutron. Bintang seperti ini disebut bintang neutron. Dapat dibayangkan bagaimana kerapatan bintang neutron ini, dimana satu sendok teh permukaanya bisa memiliki massa hingga 20 ton!

Bintang neutron adalah pemancar gelombang radio yang sangat kuat, dan akibat rotasinya, dan arah sumbu rotasinya terhadap bumi, gelombang radio yang diterima oleh bumi tampak seperti denyutan-denyutan dengan periode tertentu. Semula diduga denyutan tersebut adalah sinyal dari makhluk dari luar angkasa. Namun setelah diteliti lebih lanjut dapat dipastikan gelombang tersebut berasal dari bintang neutron yang

36

Crab Nebula (M1) yang merupakan sisa supernova, dimana ditengahnya

ditemui sebuah pulsar.Foto : Wikipedia

berputar cepat, dan disebut PULSAR (Pulsating Radio Source). Semakin kecil radius bintang neutron, rotasinya semakin cepat karena kekekalan momentum sudut.

Bagi bintang-bintang yang massanya melebihi 3 massa matahari, setelah supernova, bahkan tekanan neutron pun sudah tidak mampu lagi mencegah keruntuhan bintang. Akibatnya tidak ada lagi gaya apapun yang bisa melawan gaya gravitasi. Akibatnya bintang akan menyusut hingga satu titik singularitas dimana bahkan cahaya tidak lagi bisa melepaskan diri dari permukaannya (karena massa yang besar dan radius yang luar biasa kecil) kerana kecepatan lepas di permukaannya melebihi kecepatan cahaya. Benda seperti ini disebut sebagai lubang hitam atau black hole.

Keberadaan lubang hitam sendiri diprediksikan secara teori dan telah dibuktikan secara observasi. Meskipun cahaya tidak bisa meninggalkan permukaan black hole (otomatis kita tidak bisa mendeteksi black hole tersebut), namun apabila black hole tersebut adalah anggota dari sistem bintang ganda (sistem dua bintang yang mengitari pusat massa sistem) dia akan dapat dideteksi. Bila di dekatnya ada sebuah bintang lain yang masih “hidup” dan jaraknya cukup dekat maka akan terjadi perpindahan materi dari bintang ke black hole membentuk suatu piringan akresi (piringan yang berupa materi yang berpindah dan bergerak mengitari benda tujuan secara spiral dengan radius yang semakin lama semakin mengecil).

Jumlah black hole di alam semesta ini diperkirakan cukup banyak. Kemungkinan benda yang ada di pusat galaksi-galaksi adalah Black Hole, sebab dibutuhkan massa yang sangat besar untuk bisa menggerakkan satu galaksi agar tunduk pada dirinya.

***

37

4. MEKANIKA

4.1 HUKUM KEPLERPencarian manusia akan pertanyaan bagaimana benda-benda langit sesungguhnya bergerak, telah didengungkan secara berabad-abad dan telah banyak gagasan dan teori (baik dengan dasar logika maupun murni khayalan) yang mencoba menjelaskannya. Pada abad ke-16 muncul banyak Astronom yang mulai menentang paham Geosentris yang telah lama diimani. Salah satunya adalah Tycho Brahe, astronom Denmark yang melakukan pengamatan dengan peralatan minimum, namun dengan akurasi yang sangat baik.

Adalah murid Brahe, Johannes Kepler, yang kemudian berhasil merumuskan teori dasar tentang pergerakan planet-planet, berdasarkan data pengamatan yang dikumpulkan Brahe.

A.Hukum kepler pertama Hukum Kepler pertama berbunyi,

“orbit setiap planet berbentuk elips dengan matahari berada di salah satu fokusnya”

Elips adalah bentuk bangun datar yang merupakan salah satu dari irisan kerucut (selain lingkaran, hiperbola, dan parabola). Dimana eksentrisitas elips bernilai antara 0 dan 1. Lintasan suatu planet mengelilingi matahari akan berupa sebuah elips, dan matahari akan selalu berada di salah satu dari dua focus elips tersebut.

Skema dan parameter elips :

Berlaku persamaan :(4.1) 222 abc =+ (4.3) Jarak perihelium = (a – c) = a (1 - e)

(4.2) eksentrisitas (e) = ac

(4.4) Jarak aphelium = (a + c) = a (1+ e)

38

a

b

c

a = setengah sumbu mayorb = setengah sumbu minorc = jarak focus

Planet

Fokus

FokusPeriheliumAphelium

Sudut Anomali Benar

Hukum pertama kepler jelas-jelas menentang pernyataan Nicolaus Copernicus yang menyatakan bahwa orbit planet berbentuk lingkaran dengan matahari berada di pusat lingkaran. Dan terbukti dari hasil pengamatan bahwa orbit elips Kepler dapat memberikan posisi yang lebih akurat dibandingkan orbit lingkaran.

Kesalahan Copernicus ini dapat dipahami sebab meskipun memiliki lintasan elips, namun eksentrisitas orbit planet mendekati nol, sehingga sekilas akan tampak mendekati lingkaran, bahkan untuk perhitungan-perhitungan sederhana kita boleh mengasumsikan orbit planet adalah lingkaran.

B. Hukum kepler keduaHukum kepler kedua berbunyi,

“vektor radius suatu planet akan menempuh luas areal yang sama untuk selang waktu yang sama”

Vektor radius ialah garis hubung antara planet dengan pusat gravitasi (matahari). Gambaran dari hukum kepler kedua ialah

Apabila Planet membutuhkan waktu yang sama untuk menempuh P1 – P2 dan P3 - P4, maka luas areal P1 – F – P2 akan sama dengan P3 - F - P4, begitu pula sebaliknya. Dengan kata lain kita dapat menyatakan bahwa kecepatan angulernya konstan.

Karena planet selalu mematuhi hokum kepler, maka konsekuensi dari hukum kedua kepler ini ialah kecepatan linear planet di setiap titik di orbitnya tidaklah konstan, tetapi bergantung pada jarak planet. Contohnya planet akan bergerak paling cepat saat dia ada di perihelium, dan akan bergerak paling lambat saat dia ada di aphelium.

39

P1

FP3

P4

P2

C. Hukum kepler ketigaHukum kepler ketiga berbunyi

“pangkat tiga sumbu semi major orbit suatu planet sebanding dengan kuadrat dari periode revolusi planet tersebut”

Kepler menemukan hubungan diatas, atau apabila sumbu semi mayor kita nyatakan dengan a dan periode revolusi planet kita nyatakan dengan T, maka secara matematis hukum ketiga kepler dapat ditulis

=2

3

Ta konstanta …………………………… (4.5)

Ternyata untuk benda-benda yang mengelilingi pusat gravitasi yang sama, besarnya kontanta akan sama, misalnya bagi planet Venus dan planet Bumi, atau bagi Io dan Europa. Untuk benda-benda yang memenuhi syarat tersebut berlaku

==== ...23

33

22

32

21

31

Ta

Ta

Ta

konstanta ……………………… (4.5 b)

Apabila benda yang kita tinjau adalah planet yang mengitari matahari, dan kita nyatakan a dalam Satuan Astronomi dan T dalam tahun, maka kita akan mendapati

2

3

2

3

bumi

bumi

planet

planet

Ta

Ta

=

12

3

=planet

planet

Ta

23planetplanet Ta = …………………………… (4.5 c)

Persamaan 4.5 c adalah bentuk sederhana dari hukum kepler 3, namun hanya bisa digunakan apabila a dinyatakan dalam Satuan Astronomi, T dalam tahun dan pusat gravitasi adalah benda bermassa sama dengan matahari.

Perlu diingat bahwa hukum kepler tidak hanya berlaku pada planet di tata surya saja, namun juga berlaku pada satelit planet-planet, asteroid, komet, pada sistem bintang ganda, dan lain-lain.

40

4.2 HUKUM GRAVITASI NEWTONSebelum era Newton, bidang mekanika benda langit merupakan bidang yang berdasarkan pengamatan empiris. Baru dengan kejeniusannya Newton dapat menjelaskan fenomena alam yang terjadi secara teoritis dan mampu menerangkan “mengapa” peristiwa tersebut dapat terjadi.

Dua pertanyaan, mengapa apel jatuh dari pohon dan mengapa bulan mengitari bumi, yang tampak sebagai dua hal yang sama sekali berbeda dan tidak berhubungan, ternyata dijawab Newton oleh satu kata : Gravitasi.

Hukum Gravitasi Newton sendiri berbunyi,

“ semua partikel materi di alam semesta menarik semua partikel lain dengan gaya yang sebanding dengan produk massa dan berbanding terbalik dengan pangkat dua

dari jarak antara keduanya”,

atau secara matematis,

221

rmmGF = ................................................ (4.6)

Dimana F ialah gaya gravitasi (newton), m1 dan m2 adalah massa kedua benda (kilogram), r adalah jarak kedua benda (meter), dan G ialah konstanta gravitasi universal yang besarnya 6,67 x 10-11 N.m2.kg-2 .

Lalu menurut persamaan gaya yang kita ketahui, bahwa gaya ialah perkalian antara massa dan percepatan benda, atau

maF = ,

bila kita gabungkan dengan persamaan 4.6 kita akan mendapat,

221

rmmGma =

Apabila kita tinjau benda 1 sebagai pemberi gaya gravitasi dan kita nyatakan dengan M, lalu benda 2 sebagai objek yang terkena pengaruh gaya kita nyatakan sebagai m, kita akan dapat,

2rmMGma = , atau

41

2rMGa = ............................................................. (4.7),

yaitu persamaan kuat medan gravitasi atau lebih dikenal sebagai percepatan gravitasi, yang dalam fisika dinyatakan sebagai “g”, yang ternyata bergantung pada massa benda sumber dan jarak benda.

Energi potensial gravitasi yang dimiliki sebuah benda, sebanding dengan produk massa benda tersebut dan massa benda sumber, serta berbanding terbalik dengan jarak antara kedua benda, serta bernilai selalu negatif, sebab energi potensial gravitasi selalu bersifat seolah-olah “kekurangan” energi, atau dinyatakan dengan,

rMmGE p −= .........................................(4.8).

Potensial gravitasi yang dimiliki sebuah benda didefinisikan sebagai energi potensial gravitasi per satuan massa, atau dinyatakan

mE

V p=

rMGV −= .............................................(4.9)

Dimana perlu diingat bahwa massa benda yang berpengaruh ialah benda sumber gravitasi saja.

Contoh soal :Urutkan benda-benda berikut sesuai dengan percepatan gravitasinya (dari nilai kecil ke besar) mengelilingi Bumi:- sebuah stasiun luar angkasa dengan massa 200 ton dan berjarak 6580 km dari

Bumi- seorang astronot dengan massa 60 kg dan berjarak 6580 km dari Bumi- sebuah satelit dengan massa 1 ton dan berjarak 418000 km dari Bumi- Bulan dengan massa 7,4 × 1019 ton dan berjarak 384000 km dari Bumi

Jawab :Percepatan gravitasi sebanding dengan massa benda pusat, dan berbanding terbalik dengan kuadrat jarak. Namun untuk keempat benda massa benda pusat sama (Bumi), sehingga kita hanya perlu melihat faktor jarak. Maka urutan benda-benda dari percepatan gravitasi terbesar hingga terkecil ialah : 1) stasiun luar angkasa dan astronot; 2)Bulan; 3)satelit. Perlu diperhatikan bahwa massa masing-masing benda sama sekali tidak berpengaruh.

42

4.3 MEKANIKA ORBIT SEDERHANABulan mengalami gaya tarik gravitasi ke arah bumi, namun mengapa bulan tidak pernah jatuh ke bumi padahal tidak ada gaya yang tampak menahan atau menarik bulan ke arah berlawanan ?

Ternyata bulan dapat mempertahankan posisinya terhadap bumi ialah karena melakukan revolusi mengelilingi bumi, sehingga gaya gravitasi akan berlaku sebagai gaya sentripetal bagi putaran bulan, analoginya adalah apabila kita memutar bola bertali, maka bola tersebut adalah bulan, dan gravitasi adalah tali tersebut, atau kita nyatakan

FgravitasialFsentripet =

Orbit bulan berupa elips, namun memiliki eksentrisitas mendekati nol, sehingga dapat kita dekati sebagai sebuah lingkaran. Maka radius orbit dapat kita asumsikan tetap, sehingga dapat kita nyatakan,

2

2

rMmG

rmvorbit =

r

GMvorbit = ................................... (4.10)

Dimana vorbit ialah kecepatan orbit mengelilingi benda pusat (yang besarnya selalu konstan), dan bergantung pada massa benda pusat dan jarak. Persamaan 4.10 hanya berlaku bagi benda-benda yang mengelilingi benda pusat gravitasi dengan orbit lingkaran.

Untuk gerak melingkar, berlakurv ω=

(gabungkan dengan pers. 4.10) r

GMr =ω

rGMr =22ω

GMr =32ω

(Tπω 2= , dengan T = periode) GMr

T=32)2( π

GMTr =2

324π

22

3

4πGM

Tr =

43

Karena lingkaran adalah elips yang memiliki eksentrisitas 0, maka berlaku a =r, sehingga menjadi

22

3

4πGM

Ta = ........................................... (4.11)

Uraian diatas adalah salah satu pembuktian hukum kepler 3. Dimana sebelum dirumuskannya hukum gravitasi oleh Newton, tidak dapat dibuktikan orang (termasuk Kepler sendiri !). Dan Newton mampu menentukan nilai konstanta dari ruas kiri persamaan 4.5, yaitu sebesar 24/ πGM .

Persamaan 4.11 adalah bentuk umum hukum kepler 3, dan berlaku untuk semua orbit yang terpengaruh oleh gravitasi, baik itu lingkaran, elips, parabola, atau hiperbola.

Bagi benda-benda yang mengelilingi matahari, atau mengelilingi bintang dengan massa sama dengan massa matahari Persamaan 4.11menjadi :

221

31

4πsolarGM

Ta =

Bagi benda-benda yang mengelilingi bintang bermassa selain matahari menjadi

222

32

4πstarGM

Ta =

Apabila kita bagi kedua persamaan di atas didapat

solar

star

MM

Ta

Ta

=

21

31

22

32

Apabila a dinyatakan dalam satuan astronomi, dan T dalam tahun, maka kita dapat memasukkan persamaan 4.5 c kedalam persamaan diatas

solar

star

MMT

a

=

1

22

32

44

Dan bila kita nyatakan semua massa bintang dalam massa matahari, ruas kanan dapat kita ganti menjadi

starMTa

=2

3

.................................................(4.12)

Dengan catatan a dinyatakan dalam SA, T dalam tahun, dan Mstar dinyatakan dalam massa matahari. Bila kita masukan matahari sebagai bintang yang kita tinjau, kita akan mendapati persamaan 4.12 menjadi persamaan 4.5 c. Dapat kita simpulkan persamaan 4.12 ialah bentuk umum hukum kepler 3 bagi benda bermassa berbeda dengan matahari.

Contoh soal :Jika matahari kita massanya diperbesar hingga menjadi dua kali massa sekarang, tapi susunan tata surya sama sekali tidak berubah, berapa lama waktu yang akan Bumi butuhkan untuk satu kali mengelilingi matahari ?

Jawab :

starMTa

=2

3

starMaT

3

=

21=T tahun

= 258 hari

4.4 TITIK NETRAL DAN TITIK PUSAT MASSA

A. Titik NetralPada sistem tiga benda (dua sumber gravitasi, dan satu benda objek), terdapat titik-titik dimana gaya gravitasi dari kedua benda saling meniadakan, sehingga apabila benda objek ditempatkan di titik tersebut, maka benda tersebut akan diam relatif terhadap kedua benda sumber gravitasi (mengalami keseimbangan gravitasi). Titik-titik tersebut disebut titik netral, atau titik Lagrange.

45

Dari gambar disamping, dapat dilihat posisi kelima titik Lagrange (L1,L2,L3,L4,L5).

Penurunan titik-titik ini menggunakan kurva potensial gravitasi dalam ruang dimensi tiga, dan pertama kali dipecahkan oleh matematikawan Prancis Josef Lagrange.

Yang paling mudah tentunya titik Lagrange kedua, yang letaknya berada di antara kedua benda sumber. Dan secara sederhana dapat dihitung letaknya dengan menyamakan gaya gravitasi dari kedua benda sumber.

Contoh soal :Bila jarak bumi-bulan adalah 384400 km, dan massa bumi = 81 kali massa bulan. maka tentukan jarak titik netral -yang berada di antara bumi dan bulanterhadap pusat bumi !

Jawab :Secara logika, letak titik netral pasti harus lebih dekat ke Bulan daripada Bumi karena massa Bulan lebih kecil dari bumi. Maka keadaan soal bisa digambarkan,

Lalu, BulanBumi FF =

22 )384400( xmGM

xmGM mB

−=

B

m

MM

xx =−384400

B

m

MMxx =−384400

X 384400 - X

BumiBulan

46

SUMBER1

SUMBER2

L2

L5L4

L3

L1

384400=+ xMMx

B

m

384400)1( =+B

m

MMx

1

384400

+=

B

m

MM

x

1811

384400

+=x

kmx 345960=Jadi, letak titik netral ialah 345960 km dari pusat bumi.

B. Titik Pusat MassaPada sistem dua benda, sesungguhnya kedua benda selalu saling mengitari pusat massa sistem. Hal tersebut berlaku juga untuk matahari dan planet-planetnya. Jika kita tinjau sistem matahari-Jupiter, kita sekilas akan melihat Jupiter bergerak mengelilingi Matahari. Namun apabila kita perhatikan lebih seksama, ternyata matahari dan Jupiter keduanya mengitari pusat massa sistem Jupiter-Matahari, namun letak titik itu sangat dekat dengan pusat matahari, sehingga gerakan matahari tidak kentara terlihat, melainkan hanya bergoyang sedikit saja. Hal serupa terjadi bagi sistem Bumi-Bulan, Jupiter-Ganymede, dan lain-lain, namun tidak bagi Pluto-Charon, dimana letak titik pusat massa sistem berada di luar permukaan Pluto.

Secara sederhana, prinsip menghitung letak titik pusat massa (untuk sistem dua benda) serupa dengan cara menghitung letak titik tumpu suatu penggaris yang diberi beban berbeda di kedua sisinya.

Contoh Soal :Bila jarak bumi-bulan adalah 384400 km, dan massa bumi = 81 kali massa bulan, hitung letak titik pusat massa sistem Bumi-Bulan, diukur dari pusat bumi !

47

Jawab :Keadaan Sistem Bumi-Bulan dapat digambarkan,

Lalu, 2211 amam = )384400( xMxM mB −=

xMMxM mmB −= 384400 mmB MxMxM 384400=+

mmB MMMx 384400)( =+

)(384400

mB

m

MMMx

+=

)181()1(384400

+=x

x = 4687 km

Karena jari-jari permukaan bumi sekitar 6400 km, maka jelas titik pusat massa sistem berada di dalam permukaan bumi, 4687 km dari pusat bumi.

4.5 GAYA PASANG SURUTKita telah mengenal peristiwa naiknya muka air laut di saat bulan purnama dan bulan baru, namun apa yang sebenarnya menJadi penyebab fenomena tersebut ?

Gaya pasang surut didefinisikan sebagai selisih gaya gravitasi di permukaan benda dengan di pusat benda. Pada terapan umumnya gaya ini tidak hanya menyebabkan naiknya permukaan air laut di bumi saJa, namun Juga menyebabkan komet yang lewat terlalu dekat dengan matahari akan pecah, atau satelit yang terlalu dekat dengan planet induknya akan terpecah membentuk cincin.

48

X 384400 - X

BumiBulan

Perhatikan gambar berikut, dengan asumsi kemiringan orbit Bulan terhadap ekuator 0.

Kita akan menghitung besar gaya pasang surut oleh bulan kepada bumi. Gaya pasang surut di titik A didefinisikan sebagai selisih gaya di permukaan dengan gaya di pusat, atau dinyatakan

CAPASU FFAF −=

= 22)( dGMm

RdGMm −

−Dengan d ialah Jarak bulan ke bumi (dari pusat ke pusat), R ialah radius permukaan bumi (kita sumsikan berupa bola sempurna), M adalah massa bumi, dan m adalah massa bulan.

=

−

+− 2221

21

dRdRdGMm

=

+−

+−−2234

222

2)2(

RdRddRdRddGMm

=

+−

+−−2234

222

2)2(

RdRddRdRddGMm

=

+−

−2234

2

22

RdRddRdRGMm

=

+−

−

2

2

2

4 21

2.

dR

dR

dRR

ddGMm

49

Ke bulan

D

B

AC

Karena d Jauh lebih besar daripada R (d >> R), maka persamaan menJadi

=

+−−

00102.1

3

Rd

GMm

FPASUA= 3

2d

GMmR........................................(4.13)

Melalui penurunan yang sama akan diperoleh gaya pasang surut di masing-masing titik

FPASUB= 3dGMmR

(setengah FPASUA)

FPASUC= 0

FPASUD= - 3

2d

GMmR (negatif dari FPASUA)

Atau bila digambar dalam diagram gaya di seluruh permukaan akan berbentuk :

Dimana tinggi permukaan air laut akan mengikuti diagram diatas, terbesar di ekuator, dan terus menurun hingga terkecil di kutub. Perlu dilihat bahwa besar gaya pasang surut di titik A akan sama dengan di titik D, hanya berlawanan arah. Sehingga walaupun Bulan ada di sisi kanan Bumi dalam gambar, sisi kiri bumi Juga akan “menggelembung” dengan besar yang sama. Hal inilah yang menyebabkan pasang saat Purnama sama dengan pasang saat Bulan Baru. Dan setiap hari, pengamat di permukaan bumi akan mengalami 2 kali pasang dan 2 kali surut, akibat rotasi bumi.

Persamaan 4.13 berlaku umum bagi dua benda yang saling mempengaruhi karena gravitasi.

50

Ke bulan

5. TATA KOORDINAT

Dalam astronomi, amatlah penting untuk memetakan posisi bintang atau benda langit lainnya, dan menerapkan system koordinat untuk membakukan posisi tersebut. Prinsip dasarnya sama dengan penentuan posisi suatu tempat di pemukaan bumi.

5.1 KOORDINAT GEOGRAFISDalam pelajaran geografi atau ketika melihat peta atau bola dunia, tentu anda telah sangat familiar dengan kata-kata seperti lintang, bujur, dan kutub. Parameter penting dalam koordinat geografis antara lain:

1. LintangDiukur dari ekuator, ke arah kutub Utara disebut lintang Utara (positif), ke arah sebaliknya disebut lintang selatan (negatif). Lintang Utara maupun Selatan membentang hingga 900, dan masing-masing berujung di Kutub rotasi bumi. Garis-garis lintang berupa lingkaran-lingkaran kecil (lingkaran yang mengelilingi permukaan bola dengan diameter bukan diameter bola), kecuali lintang 90 utara maupun selatan yang berupa titik.

2. BujurDiukur dari meridian Greenwich, yaitu bujur yang melalui kota Greenwich, ke timur disebut bujur timur, dan ke barat disebut bujur barat, masing-masing membentang sejauh setengah lingkaran, dan garis 1800 BT berimpit dengan garis 1800 BB. Garis-garis bujur berupa lingkaran-lingkaran besar (lingkaran yang mengelilingi permukaan bola dengan diameter sama dengan diameter bola, contohnya ekuator)

51

KU

KS

Meridian Greenwich

Ekuator

Bujur Lintang

5.2 KOORDINAT HORIZONApabila koordinat geografis melakukan pemetaan pada bola bumi, maka koordinat horizon melakukan pemetaan pada bola horizon. Apa itu bola horizon? Coba lihat gambar berikut.

Terlihat bahwa pengamat di permukaan bola tersebut mempunyai sebuah bola horizon yang menyelubunginya. Dapat disimpulkan bahwa setiap pengamat di tempat berbeda akan memiliki bola horizon yang berbeda pula.

Bola horizon yang sebenarnya jauh lebih besar, bahkan hingga memotong bola langit. Bahkan bola horizon pada dasarnya ialah bola langit yang terlihat dari posisi tertentu.

Sekarang kita tinjau bola langit itu sendiri. Parameter penting dalam koordinat horizon antara lain,

Z = Titik Zenith, titik yang berada tepat diatas pengamat

N=Titik Nadir, titik yang berada tepat dibawah pengamat

U,T,S,B = titik-titik cardinal, atau titik-titik arah mata angin. Berturut-turut ialah arah Utara, Timur, Selatan, dan Barat

52

KS

KU

Ekuator

Zenit

Nadir

Pengamat

Z

N

U ST

B

Alt

Azimuth

Horizon /cakrawala

Sedangkan koordinat horizon terdiri atas :1. Altitude : Analog dengan lintang. Merupakan ketinggian benda diatas horizon,

positif kearah zenith, negative kearah nadir. Rentangnya dari +900 hingga -900. Misalkan benda yang berada tepat di titik Zenith akan mempunyai altitude 900, dan benda yang berada tepat di horizon altitudenya 00. Perlu diingat bahwa salah satu syarat suatu bintang terlihat (bagi pengamat dengan ketinggian 0 meter) ialah memiliki altitude positif.

2. Azimuth: serupa dengan bujur, yaitu posisi benda diukur dari Utara-Timur-Selatan-Barat. Rentangnya dari 00 hingga 3600, atau dari 0 jam hingga 24 jam. Sebagai contoh titik arah tenggara akan memiliki azimuth 1350, dan titik barat laut sebesar 3150. Bintang dalam gambar contoh diatas memiliki koordinat horizon sekitar azimuth 900 dan altitude +450.

5.3 KOORDINAT EKUATORIAL Koordinat ekuatorial memetakan posisi suatu benda (biasanya suatu benda langit) di bola langit, baik yang terlihat maupun yang tidak terlihat, tanpa memperdulikan posisi pengamat.

A. Sistem RA-DECTerdapat dua jenis koordinat ekuatorial, yang pertama ialah system Asensio Recta (RA atau α) dan Deklinasi (DEC), Skema koordinat ekuatorial system pertama ialah :

Dari pembahasan bab 1, tentunya anda masih ingat bahwa gambar disamping menunjukkan bola langit. Koordinat ekuatorial terdiri atas:

1. Deklinasi : serupa dengan lintang, yaitu ketinggian sebuah benda diukur dari ekuator langit. Ke arah Kutub Langit Utara positif, dan sebaliknya negative. Dari +900 hinga -900.

2. Asensio Recta : yaitu posisi bintang diukur sepanjang ekuator langit dari titik Aries (boleh dibilang meridian Greenwichnya Bola langit) positif bila diukur berlawanan arah dengan putaran bola langit dan pergerakan bintang-bintang. Misalnya bila bintang-bintang terbit di timur dan tenggelam di barat, asensio recta diukur dari barat ke timur di langit. Bernilai 00

hingga 3600 atau 0 jam hingga 24 jam.

53

KLU

KLS

EkuatorLangit

RA+

Titik Aries

DEC+

B. Sistem HA-DECSistem kedua dari koordinat ekuatorial ini lebih merupakan gabungan antara koordinat horizon dan koordinat ekuatorial. Skema yang menunjukkannya ialah :

Gambar disamping adalah gambar pengamat di lintang sekitar 600, karena altitude KLU dari horizon sebesar 600. Maka posisi ekuator langit pun akan tegak lurus terhadap KLU.

Apabila sistem RA-DEC menggunakan titik Aries, maka sistem ini menggunakan titik sigma (Σ), yaitu titik perpotongan ekuator langit dengan meridian pengamat/bujur pengamat yaitu lingkaran besar yang melalui titik Utara, Zenit, dan Selatan.

1. Deklinasi, persis sama dengan yang digunakan oleh sistem RA-DEC.2. Hour Angle, diukur dari titik sigma sepanjang ekuator langit, positif apabila searah dengan putaran bola langit dan pergerakan bintang (otomatis berlawanan dengan arah asensio rekta). Bernilai 0 sampai 24 jam, atau +12 jam hingga -12 jam.

Hour Angle juga merupakan posisi bintang dari titik kulminasinya (mencapai meridian pengamat). Seringkali HA dinyatakan dalam +2 jam, atau -3 jam, yang berturut-turut berarti mencapai kulminasi 2 jam yang lalu, serta membutuhkan 3 jam lagi untuk mencapai kulminasi. Otomatis semua benda yang ada di meridian pengamat akan memiliki hour angle 0 jam.

Apabila bintang digambar atas kita gambar dalam sistem RA-DEC, apabila posisi titik aries (yang berubah-ubah setiap saat) kita tentukan, akan kita dapati seperti gambar disamping

54

Z

N

U S

B

T

KLU

KLS

ΣHA

DEC

Ekuator langit

Z

N

U S

B

T

KLU

KLS

ΣDEC

Ekuator langit

RA

Titik Aries

5.4 KOORDINAT EKLIPTIKAKoordinat ekliptika serupa dengan koordinat ekuatorial sistem RA-DEC, namun hanya berbeda lingkaran besar acuannya saja. Apabila ekuatorial menggunakan lingkaran ekuator langit, maka koordinat ekliptika menggunakan bidang ekliptika, yaitu bidang edar bumi mengelilingi matahari, yang memiliki kemiringan 23,50 dari ekuator.

Koordinat ekliptika terdiri atas:

1. Lintang Ekliptika, diukur dari bidang ekliptika, positif ke arah Kutub utara ekliptika (KUE). Berkisar antara +900

hingga -900. Lintang ekliptika sering disebut juga lintang langit.

2. Bujur Ekliptika, diukur dari titik aries sepanjang ekliptika, positif searah dengan asensio rekta positif, atau diukur berlawanan arah putaran bola langit. Diukur dari 00 sampai 3600. Bujur ekliptika sering disebut juga bujur langit. Tanggal 21 Maret bujur ekliptika matahari 00, dan semakin hari semakin positif.

Dari pembahasan bab 1 tentu anda masih ingat bahwa Ekliptika dan ekuator langit berpotongan di dua titik, Aries dan Libra. Titik Aries disebut juga sebagai titik nodal naik (ascending node) dalam koordinat ekliptika, sebab bila kita mengukur bujur ekliptika secara positif sepanjang ekliptika, kita akan melintasi titik aries dengan arah sedang “naik” atau melintasi belahan bola langit selatan ke belahan bola langit utara. Dengan alasan sebaliknya, titik Libra disebut titik nodal turun.

5.5 KONSEP WAKTU

A. Waktu MatahariWaktu yang kita kenal, misalnya waktu yang ditunjukkan oleh jam tangan kita atau jam dinding, ternyata sesungguhnya mendasarkan perhitungannya pada fenomena astronomi. Waktu yang biasa kita pakai sehari-hari disebut waktu lokal surya rata-rata atau waktu lokal rata-rata saja (Local Mean Time), dan perhitungannya berdasarkan posisi matahari di langit.

55

KLU

KLSTitik Aries

Ekliptika

KUE

KSE

EkuatorLangit LE+

BE+

Waktu Lokal Rata-rata, dihitung berdasarkan sudut jam dari matahari dilihat dari posisi pengamat, atau dinyatakan

jamHATimeMeanLocal sun 12+= ............................. (5.1)

Dari sini kita mengetahui bahwa jam tangan kita, adalah peralatan astronomi yang cukup canggih, yang (jika presisi) mampu menunjukkan dimana posisi matahari setiap saat. Pukul 24.00 misalnya, menunjukkan matahari ada di kulminasi bawahnya.

Mengapa harus ditambah 12 jam ? Bayangkan apabila kita tidak menambahkan 12 jam pada persamaan tersebut, maka pukul 00.00 akan dicapai saat hour angle matahari 00.00 juga, yang berarti kita akan berganti hari di tengah-tengah aktivitas kita, betapa repotnya? Maka kita sesuaikan persamaan agar pergantian hari terjadi saat kebanyakan orang sedang beristirahat.

Mengapa disebut waktu rata-rata? Ternyata akibat kecepatan orbit bumi yang tidak konstan (dalam orbit elips) maka panjang satu hari juga berbeda-beda, tidak tepat 24 jam. Maka diambillah waktu rata-rata yang dipakai agar lebih simpel.

Kita juga tahu bahwa pada bujur yang berbeda, matahari akan mencapai meridian pada waktu yang berbeda-beda pula (bujur lebih timur akan lebih dulu). Maka perlu ada waktu standar yang dipakai sebagai patokan. Maka ditetapkan waktu lokal rata-rata di kota Greenwich atau di bujur 00 (Greenwich Mean Time), sebagai waktu standar, disebut Universal Time.

Kemudian bola bumi dibagi menjadi 24 zona waktu, dimana setiap zona memiliki bujur standar untuk menentukan waktu zona (untuk Zona GMT +7 atau zona WIB, bujur acuannya ialah bujur 1050 BT). Lalu berdasarkan perbedaan waktu zona dengan waktu greenwich setiap zona diberi nama. Misalnya zona GMT +2 artinya waktu zona tersebut 8 jam lebih dulu dari waktu Greenwich.

B. Waktu SiderisAlkisah seorang astronom bernama Alif berniat mengamati bintang Aldebaran setiap malam minggu di pinggir pantai. Malam minggu pertama Alif mencatat bahwa bintang Aldebaran terbit pukul 19.00 dalam waktu jam tangannya. Seminggu kemudian Alif berencana mengabadikan terbitnya bintang Aldebaran yang tepat di horizon, dan dia datang tepat pukul 19.00. Apa yang akan dia amati? Ternyata Aldebaran tidak tepat di horizon melainkan sudah tinggi di langit, rencananya pun gagal. Dimana letak kesalahannya?

56

Tentu saja kesalahan Alif ialah dia menggunakan jam yang salah. Jam tangan selalu menggunakan waktu surya sebagai acuannya. Sedangkan semua benda langit lain (termasuk bintang) tidak tunduk pada waktu surya. Perhatikan gambar berikut!

Gambar yang kiri menunjukkan matahari dan salah satu benda bola langit (dalam hal ini diambil contoh titik aries) nampak berimpit dilihat oleh pengamat di bumi. Satu hari kemudian, bumi sudah berpindah posisinya akibat revolusi. Namun titik Aries yang letaknya sangat jauh mendekati tak hingga, hanya akan bergeser sedikit. Peristiwa ini analog dengan apabila anda melihat dua pohon, satu terletak tepat di depan anda dan yang lainnya berada di jarak sangat jauh. Ketika anda berlari ke samping anda akan melihat pohon yang lebih dekat akan seolah-olah bergeser, sementara pohon yang jauh akan nampak relatif diam.

Akibatnya bumi perlu berotasi sedikit lebih jauh agar mendapati matahari berada di atas kepala lagi. Perbedaan ini ternyata sebesar 4 menit perhari, sehingga bintang-bintang akan terbit 4 menit lebih cepat setiap hari (dalam jam surya).

Lalu waktu apa yang harus kita gunakan untuk mengamati bintang ? Tentunya kita harus membuat sistem waktu dimana acuannya terletak di bola langit, sehingga bergerak bersama-sama bintang-bintang. Maka diputuskan sistem tersebut akan dihitung berdasarkan posisi dari titik Aries di langit, jam tersebut disebut jam sideris, atau disebut waktu sideris lokal (Local Sidareal time).

γ

Arah rotasi

γ

57

Waktu sideris lokal akan mengikuti persamaan

γHATimeSiderealLocal = ................................................(5.2)

Dimana kita tidak perlu menambahkan 12 jam atau berapapun, sebab aktivitas harian kita tidak bergantung pada jam sideris. Jadi apabila kita melihat titik Aries ada di meridian, maka dapat dipastikan saat itu LST = 00.00.

Dapat dipastikan bahwa satu kali putaran bola langit, atau selang waktu suatu bintang dari kulminasi (meridian) kembali ke kulminasi lagi ialah 23 jam 56 menit (dalam jam tangan kita), yang menunjukkan waktu rotasi bumi yang sebenarnya.

Perhatikan gambar berikut !

Dapat dilihat bahwa ternyata terdapat hubungan HA titik aries =RA bintang + HA bintang

Gabungkan dengan persamaan 5.2, didapat

LST=RA +HA ..............................................(5.3)

Dan persamaan 5.3 ini berlaku untuk semua bintang. Jadi apabila kita mengetahui asensio recta suatu bintang, dan LST saat itu, kita dapat meramalkan Hour angle bintang di langit. Dapat dilihat betapa pentingnya LST bagi pengamatan astronomi. Apabila yang kita kaji adalah titik aries (RA = 0) maka persamaan 5.3 akan menghasilkan persamaan 5.2

58

Z

N

U S

B

T

KLU

KLS

Σ

Ekuator langit

RA*

Titik Aries

HA*

HAγ

Karena Hour Angle setiap benda di meridian adalah nol, maka dari persamaan 5.3 dapat diturunkan

LST = RA bintang di meridian .......................................(5.4)

Persamaan 5.4 memudahkan kita menghitung RA, sebab titik aries sendiri di langit bukan sebuah bintang, dan hanyalah titik imajiner sehingga tidak bisa ditentukan posisinya dengan pandangan mata. Alternatif penentuan LST ialah dengan melihat bintang apa yang ada di Meridian. Misalkan kita melihat bintang α Centauri (RA = 14jam38men) berada di meridian, maka dapat dipastikan saat itu LST akan menunjukkan pukul 14.38.

Satu hal yang perlu diingat adalah bintang akan terbit pada waktu yang sama dalam LST, jadi pada kasus pengamat Alif tadi, apabila jam tangannya adalah jam sideris, tentu dia akan berhasil.

Bagaimana hubungan antara LST dan LMT? Apabila kita perhatikan seksama, maka pukul 00.00 LMT akan sesuai dengan pukul 00.00 LST apabila matahari ada di bujur ekliptika 1800, atau dengan kata lain tepat berseberangan dengan titik aries, atau seperti sudah kita pelajari di Bab I, terjadi pada tanggal 23 September.

Pada tanggal 24 September pukul 00.00, LST sudah berjalan 4 menit lebih cepat sehingga akan menunjukkan pukul 00.04, dan seterusnya perbedaan bertambah 4 menit setiap hari, untuk kembali mencapai 00.00 LMT = 00.00 LST pada tanggal 23 September tahun berikutnya. Hubungan ini memudahkan kita menghitung LST (secara pendekatan) untuk waktu kapan saja.

5.6 SIANG DAN MALAMBerapa lama sebuah benda akan berada di atas horizon ditentukan oleh dua faktor : deklinasi benda tersebut dan lintang pengamat. Dalam hal benda tersebut adalah matahari, maka saat matahari berada di atas horizon dinamakan waktu siang, sementara sisanya disebut malam.

Penurunan persamaan waktu membutuhkan pengetahuan terhadap persamaan trigonometri untuk segitiga bola, yang mungkin belum anda pelajari. Adapun persamaan waktu tersebut ialah

LatitudeDECH tantancos −= .....................................(5.5)

Dimana H ialah setengah busur siang, atau setengah busur diatas horizon. Persamaan 5.5 berlaku bagi objek bola langit maupun Matahari.

59

Setelah mendapat nilai H, kita dapat menentukan berapa lama matahari akan berada di atas horizon, dengan persamaan:

jamxHT 12180

.20= ............................................(5.6 a)

Dimana 12 jam sesungguhnya ialah setengah hari matahari.

Sehingga apabila benda yang kita tinjau bukan matahari, melainkan benda yang melekat di bola langit, setelah mendapat nilai H, kita gunakan persamaan lain

menitjamxHT 5811180

.20= ...........................................(5.6 b)

Tentunya 11 jam 58 menit ialah setengah hari sideris.

Dari persamaan matahri bisa kita simpulkan bahwa untuk pengamat di lintang 00

(ekuator), kapanpun akan memiliki panjang siang hari 12 jam dan malam 12 jam. Di kutub, persamaan 5.5 tidak akan memberikan hasil. Khusus untuk pengamat di kutub, akan mengalami siang selama 6 bulan lalu berganti dengan malam selama 6 bulan. Daerah-daerah yang bisa mengalami panjang siang/malam lebih dari 24 jam ialah daerah di dalam lingkaran kutub utara maupun selatan, (lintang >+66,50 atau < -66,50).

Contoh soal :Bila ada pengamat berada pada lintang +54°, maka berapa lama malam terpendek dan terpanjang yang akan dialami pengamat tersebut ?

Jawab :a) Malam terpendek (siang terpanjang) bagi tempat di belahan bumi Utara, akan tercapai tanggal 22 Juni saat deklinasi Matahari +23,50. Maka,

LatitudeDECH tantancos −=)54tan()5,23tan(cos −=H

599,0cos −=H'481260=H

Maka panjang siang terpanjang

jamx12180

)'48126.(20

0

=16 jam 54 menit

Maka panjang malam terpendek ialah 24 jam – 16 jam 54 menit = 7 jam 06 menit

b) Malam terpanjang (siang terpendek) bagi tempat di belahan bumi Utara, akan tercapai tanggal 22 Desember saat deklinasi Matahari +23,50. Maka dengan cara yang sama akan didapat panjang malam terpanjang = 16 jam 54 menit.

60

5.7 BINTANG SIRKUMPOLAR

Gambar diatas menunjukan bola langit bagi pengamat di lintang utara. Apabila diperhatikan bintang X, yang memiliki lintasan harian dengan kulminasi bawah tepat di horizon (titik Utara). Otomatis bintang-bintang yang memiliki deklinasi lebih besar dari bintang X akan memiliki kulminasi bawah di atas horizon. Apabila kulminasi bawah suatu bintang berada di atas atau tepat di horizon, maka bintang tersebut tidak akan pernah tenggelam, atau selalu ada di langit kapanpun, disebut bintang sirkumpolar artinya bintang yang mengitari (sirkum) kutub (polar).

Syarat suatu bintang agar tidak pernah tenggelam bagi pengamat di belahan bumi utara ialah

LatitudeDEC −> 090 ....................................................(5.7 a)

Sekarang perhatikan bintang Y, dimana kulminasi atasnya berada tepat di horizon (titik selatan). Maka otomatis, bintang-bintang dengan deklinasi lebih kecil dari bintang Y akan memiliki kulminasi atas di bawah horizon, sehingga tidak akan pernah terbit ataupun terlihat di langit.

Syarat suatu bintang agar tidak pernah terbit bagi pengamat di belahan bumi utara ialah

)90( 0 LatitudeDEC −−< ....................................................(5.8 a)

61

Z

N

U S

KLU

KLS

ΣDEC

Latitude

Bintang X

Bintang Y

Bagi pengamat di lintang selatan, bola langit akan tampak

Perlu diperhatikan bahwa pengamat di belahan bumi selatan ini memiliki posisi lintang negatif dari posisi pengamat di gambar sebelumnya.

Dengan cara yang sama, maka syarat suatu bintang tidak pernah tenggelam bagi pengamat di belahan bumi selatan ialah

)90( 0 LatitudeDEC +−< .........................................(5.7 b)

Disini perlu diperhatikan bahwa lintang pengamat dinyatakan dalam negatif, sebab berada di lintang selatan (ketinggian KLU bernilai negatif).

Syarat suatu bintang tidak pernah terbit bagi pengamat di belahan bumi selatan ialah

LatitudeDEC +> 090 .........................................(5.8 b)

Contoh Soal :Dapatkah bintang αCentauri (deklinasi = -600) dilihat oleh pengamat di kota Moscow, Russia (lintang +600) ?

Jawab :Batas deklinasi bintang yang tidak pernah terlihat di Moscow ialah )6090( 00 −−<DEC, yaitu 30−<DEC . Karena alpha centauri memenuhi syarat tersebut, maka bintang tersebut tidak pernah bisa dilihat dari Moscow.

62

Z

N

S U

KLS

KLU

ΣDEC

Bintang Y

Bintang X

Latitude

5.8 TIANG DAN BAYANGANSuatu tiang yang berada di lintang tertentu, hanya akan kehilangan bayangannya, apabila matahari berada tepat di zenith. Syarat matahari melintasi zenith (pada pukul 12.00 waktu lokal) ialah deklinasi matahari = lintang pengamat. Misalnya tiang yang ditancapkan di lintang +23,50, akan kehilangan bayangannya pada pukul 12.00 siang tanggal 22 Juni. Tiang yang berada di lintang lebih besar dari +23,50 atau lebih kecil dari -23,50 tidak akan pernah kehilangan bayangannya.

Apabila suatu matahari tidak melintasi zenith, maka panjang bayangan tiang pada pukul 12.00 siang waktu lokal hanya akan mencapai keadaan terpendek. Panjang bayangan dan panjang tiang berkorelasi pada ketinggian matahari dari horizon.

Apabila X adalah tinggi tiang, dan Y adalah panjang bayangan terpendek (tercapai pukul 12.00), maka ketinggian matahari dapat dicari dari persamaan sederhana

YXAltitudeTan = ......................................(5.9)

Contoh Soal :Seorang ilmuwan Jepang yang tinggi tubuhnya 168 cm sedang survey di Papua, berkomunikasi dengan koleganya di Tokyo melalui telpon genggam untuk mengetahui koordinat geografisnya. Komunikasi dilakukan tepat pada saat bayangan tubuh ilmuwan itu di tanah kira-kira paling pendek dan arahnya ke Selatan, dengan panjang bayangan 70 cm. Tayangan di Tokyo saat itu bayangan benda-benda yang terkena sinar matahari juga terpendek, dan ketinggian matahari saat itu 680 koordinat geografis Tokyo adalah 1390 42’ BT dan 35037’. Tentukanlah koordinat geografis tempat ilmuwan Jepang itu berada !

Jawab :Tokyo berada di lintang +350 37’, maka bola langit di tokyo pada saat panjang bayangan benda-benda terpendek (matahari di kulminasi atas) seperti disamping.

Perlu diingat bahwa lintang pengamat = ketinggian KLU = ∠ U.O.KLU = +350 37’

63

X

YAlt

U S

Z

O

T

B

KLU

KLS

ΣH

Lalu ketinggian matahari dari horizon ( ∠ HOS)= 680, saat itu ketinggian matahari pasti diukur dari titik S, mengapa ? karena apabila matahari berada 680 diatas U, maka deklinasi matahari akan lebih besar dari +23,50, yang tidak mungkin terjadi.Maka deklinasi matahari,∠ HO Σ = ∠ ZOS – ( ∠ Σ 0S + ∠ ZOH) = 900 – ((900- ∠ ZO Σ )+(900- ∠ HOS))(ingat bahwa ∠ ZO Σ = ∠ UO.KLU)

= 900-((900-35037’)+( 900-680) = + 13 0 37’

Lalu perlu kita perhatikan bahwa di posisi ilmuwan Jepang diperoleh informasi bahwa panjang bayangan tubuhnya = 70 cm. Maka dari informasi yang ada, kita dapat menggambarkan bola horizon ilmuwan tersebut :

Dapat dilihat bahwa ketinggian matahari dari horizon = θ , Dimana

70168tan =θ

67≈θDari ketinggian matahari, dan deklinasinya yang sudah kita hitung, kita dapat menggambarkan bola langit ilmuwan tersebut dengan lengkap, seperti disamping.

64

U S

Z

O

T

BKLU

KLS

ΣH

N

168

70θ

Z

Perlu diingat bahwa karena bayangannya mengarah ke selatan, maka matahari haruslah berada di sebelah utara Zenith, maka θ = ∠ UOH.

Untuk mengetahui posisi ilmuwan, kita harus mencari ∠ KLU.OU, yang merupakan lintang pengamat, maka

∠ KLU.OU = ∠ KLU.O Σ - ( ∠ UOH + ∠ HO Σ )(Ingat bahwa ∠ HO Σ = deklinasi matahari)

= 900- (670+13037’) = 9 0 23’

Perlu diingat bahwa karena ketinggian KLU negatif, maka ilmuwan berada di lintang negatif, yaitu lintang 90 23’ Lintang Selatan.

Karena panjang bayangan terpendek di Tokyo dan di tempat ilmuwan dicapai pada waktu yang sama, maka keduanya pasti berada pada satu bujur yang sama (karena waktu matahari mencapai kulminasi sama), yaitu 139 0 42’ BT .

Maka koordinat geografis pengamat ialah 1390 42’ BT dan 90 23’ LS.

5.9 KOREKSI KETINGGIAN PENGAMATBagi seorang pengamat di tempat yang memiliki suatu ketinggian di atas permukaan laut, maka apa yang akan diamati olehnya tidak akan sama dengan pengamat di ketinggian 0. Dua orang pengamat dengan buJur yang sama, namun yang satu berada di tempat yang lebih tinggi mengamati matahari terbit. Tentunya pengamat yang berada di tempat yang lebih tinggilah yang akan melihat matahari terbit duluan, sebab dia dapat melihat lebih “dalam”, atau Jarak ke horizon (jarak terjauh permukaan bumi yang bisa dilihat) semakin jauh.

Gambar di samping menunJukkan seorang pengamat di ketinggian h diatas permukaan bumi. Jarak ke horizon bagi pengamat tersebut ialah jarak AB = d, dimana ∠ OBA adalah siku-siku.

Maka berlaku hukum phytagoras :AB2 = AO2 – OB2

22 OBAOd −= = 22)( RhR −+

65

h

R

O

A

B

A’

= 22 hRh + = )2( hRh +

Karena Rh << , maka dapat kita nyatakan sebagai= Rh2

Bila kita nyatakan h dan R dalam meter, dan kita masukkan nilai Jari-Jari bumi ke dalam persamaan di atas kita akan mendapatkan

)(3570 meterhd = ..........................................(5.10)

Persamaan 5.10 adalah persamaan umum Jarak pengamat ke horizon laut.

Sudut A’AB, disebut sudut kedalaman (angle of dip) = θ. Dimana berlakuOABABA sin'cos =

OAOB=θcos

hR

R+

=θcos

Untuk sudut yang kecil berlaku 2

1cos2θθ −= , berlaku bila sudut dinyatakan dalam

radian, sehingga menJadi

hR

R+

=−2

12θ

hR

RhRhR

+−

++=

2

2θ

hR

h+

=2

2θ

hRhrad+

= 2)(θ

Karena Rh << , maka dapat kita nyatakan sebagai

Rhrad 2)( =θ

Bila kita ingin nyatakan θ dalam menit busur, h dan R dalam meter, dan kita masukkan nilai radius bumi ke dalam persamaan kita akan mendapati

h1930)(' =θ (menit busur) ....................................(5.11)

66

Persamaan 5.11 memberikan hubungan yang sederhana antara sudut dengan ketinggian pengamat. Perlu diingat bahwa persamaan 5.10 dan 5.11 tidak memperhitungkan efek refraksi atmosfer. Dimana refraksi bisa menyebabkan bintang-bintang tampak lebih tinggi dari posisi sebenarnya (untuk benda di dekat horizon, altitude akan naik sekitar 34 menit busur, dan pengaruhnya makin kecil ke arah zenith dan bernilai 0 untuk benda yang berada tepat di Zenith).

Contoh Soal :Pilot sebuah pesawat terbang berada pada ketinggian 10.000 m dari permukaan laut. Berapa jarak ke horizon yang dapat ia lihat ?

Jawab :Jarak ke horizon d=3570 h , maka d= 100003570

= 357 km

67

6. ASTROFISIKA 2

6.1 ABSORPSIMeskipun nampak kosong, namun ruang antar bintang sesungguhnya memiliki materi yang cukup untuk melemahkan cahaya bintang. Pengaruh dari absorpsi ini bisa diabaikan untuk bintang-bintang dekat, namun tidak untuk bintang-bintang Jauh.

Salah satu efeknya ialah pada persamaan modulus Jarak atau persamaan 3.8, dimana persamaan tersebut sesungguhnya hanya berlaku bagi bintang-bintang dekat. Untuk-bintang-bintang Jauh perlu ada koreksi absorbsi sehingga persamaan menJadi

55 −=− dLogMm + A .............................................(6.1)

Dimana A adalah besarnya absorpsi oleh materi antarbintang. Besarnya absorpsi tidak hanya bergantung pada Jarak saJa, namun Juga bergantung pada temperature bintang dan panJang gelombang yang dipancarkan (dengan intensitas maksimum) oleh bintang. Dimana panJang gelombang yang lebih pendek akan lebih mudah diserapdaripada panJang gelombang yang lebih panJang.

6.2 GERAK BINTANG

A. Gerak RadialAlam semesta ini tidaklah statis, sehingga Jarak antar bintang pun tidaklah konstan, namun bagaimana kita bisa mendeteksi suatu bintang apakah bergerak mendekati atau menJauhi bumi ?

Tentu dalam pelaJaran fisika anda pernah mempelaJari tentang efek Doppler, dimana ambulan yang bergerak mendekati kita bunyi sirinenya lebih keras dibanding ambulan yang bergerak menJauhi kita. Ternyata efek Doppler ini berlaku Juga untuk cahaya, dimana apabila suatu bintang bergerak mendekati kita, maka panJang gelombangnya akan mendekati biru, sedangkan bila menJauh, akan tampak mendekati merah. Pergeseran panJang gelombang ini dapat diamati dengan mengamati garis-garis spectrum bintang. Pergeseran ini diamati untuk komponen gerak bintang yang seJaJar garis pandang atau disebut gerak radial.

68

Perhatikan gambar berikut!

Seorang pengamat mengamati spektrum tiga bintang kembar yang masing-masing berbeda keadaan, bintang a diam terhadap pengamat, bintang b bergerak mendekat, dan bintang c bergerak menJauh. Ternyata dari hasil pengamatan, spectrum bintang a akan sesuai dengan yang diamati di laboratorium / perhitungan. Pada spectrum bintang b, garis-garis absorpsi telah bergeser ke sebelah kiri (panJang gelombang memendek), sedangkan pada bintang c garis-garis absorpsi bergeser ke sebelah kanan (panJang gelombang memanJang).

Semakin besar pergeseran spectrum bintang tersebut, semakin besar pula kecepatan sebenarnya (kecepatan radial) bintang tersebut. Dinyatakan oleh persamaan

11

1−

−

+=∆

cVrc

Vr

diamλλ

………………………(6.2)

Dimana λdiam adalah panJang gelombang yang diamati di laboratorium (panJang gelombang diam), Δλ adalah besar pergeseran panJang gelombang akibat gerak radial bintang (dinyatakan dengan diamobs λλ − ) yang akan bernilai negatif bila bintang bergerak mendekat dan positif bila menJauh, Vr adalah kecepatan radial bintang, dan c adalah kecepatan cahaya. Perlu diingat bahwa satuan λdiam dan Δλ harus sama, bgitu pula satuan Vr dan c, karena persamaan 6.2 berupa perbandingan.

69

a

b c

λ

Spektrum bintang a

Spektrum bintang b

Spektrum bintang c

Apabila benda yang kita tinJau bergerak dengan kecepatan rendah dan tidak mendekati kecepatan cahaya, atau memenuhi syarat cVr << (kecepatan radial Jauh lebih kecil dari kecepatan cahaya). Maka persamaan 6.2 akan menJadi persamaan yang lebih sederhana

cVr

diam

=∆λ

λ………………………………..(6.3)

B. Gerak TangensialBintang tidak hanya bergerak seJaJar dengan garis pandang kita, namun komponen gerak yang bergerak tegak lurus garis pandang kita disebut gerak tangensial.

Gerak tangensial lebih mudah untuk diamati, sebab pergerakannya akan tampak nyata di langit, tentunya dalam Jangka waktu sangat lama. Oleh karena itu perlu ada penyesuaian RA dan Deklinasi bintang pada catalog bintang secara berkala, agar posisi tetap akurat.

Besarnya gerak tangensial bergantung pada Jarak bintang, dan besar pergeseran di langit (proper motion), dan dinyatakan oleh persamaan

dVt ω= ,Dimana Vt adalah kecepatan tangensial (m/s), ω adalah kecepatan sudut atau proper motion yang tampak di langit(rad/s), dan d adalah Jarak bintang (m).

Agar lebih mudah, kita nyatakan satuan Vt dalam km/s, ω dalam detik busur per tahun (karena besar pergeseran sangat kecil), dan d dalam parsec, maka persamaan diatas menJadi

dVt ω74,4= ……………………………(6.4)

Apabila kita gabungkan dengan persamaan 2.7, kita akan dapat

pVt ω74,4= …………………………...(6.5)

Dimana p adalah besar paralaks bintang.

70

C. Gerak Linear

Besar gerak sesungguhnya bintang (gerak linear) ialah resultan dari dua komponennya, gerak radial dan tangensial, dan besarnya dinyatakan oleh

22 VtVrV += …………………………(6.6)

************

SUMBER : Astronomy principles and practice by A.E Roy; Astrofisika by Winardi Sutantyo; Diktat Pelatihan Astronomi tingkat Nasional; Philip’s Pocket Star Atlas by John Cox; Software Starry Night (www.StarryNight.com); Wikipedia (www.wikipedia.com);

71

Garis pandang

Vr

Vt

V

http://www.wikipedia.com/

http://www.StarryNight.com/

72

7. TATA SURYA

Planet-planet dapat dikelompokkan menjadi dua:

- Planet terrestrial (=seperti Bumi) (Merkurius, Venus, Bumi, Mars)- Planet Jovian (=seperti Jupiter) (Jupiter, saturnus, Uranus, dan neptunus)

Orbit planet

Jika dibandingkan dengan planet Jovian, planet terrestrial lebih kecil, lebih padat,lebih banyak mengandung material batuan, kecepatan rotasi yang lambat, danatmosfernya tipis.

Data-data planet

73

Permukaan bulan menampakkan beberapa keunikan:

- Impact craters: dihasilkan olehtumbukan puing interplanetary yangbergerak dengan sangat cepat(meteoroid).- Highland: cerah, kawah yangpadat, melingkupi sebagian besarpermukaan bulan.- Maria: gelap, dataran rendah yangcukup mulus. Merupakan kawah hasiltumbukan yang sangat besar, kemudiantertutupi oleh lapisan demi lapisan fluidalava yang sangat basaltik.- Lunar regolith: lapisan sepertitanah yang menutupi seluruh bidangpermukaan bulan, berwarna abu-abu,tersusun oleh puing-puing yang tidakkompak, dihasilkan dari tabrakanmeteorik pada miliaran tahun lalu.

Hipotesis pembentukan Bulandiperkirakan bahwa ada objek yangseukuran Mars yang menabrak Bumi, dankemudian menghasilkan Bulan. Dansaintis menyimpulkan bahwa permukaanBulan berevolusi dalam 4 tahap:

- The original crust (highlands)- The Highlands- Maria basins- Youthful rayed craters

Merkurius merupakan planet yangkecil, padat, tidak memiliki atmosfer,dan planet yang memiliki temperaturepaling ekstrim.

Venus, planet paling cerah di langit,memiliki atmosfer yang tebal, 97%-nyamerupakan CO2, permukaannya lunak dan

vulkanik yang tidak aktif, tekanan permukaan atmosfer 90 kali lebih tinggi daripadaBumi, dan temperature permukaannya 475OC.

74

Permukaan Merkurius (kiri), dan Venus (kanan)

Mars, planet merah, memiliki CO2 dalam atmosfer hanya 1% seperti Bumi, ada badaidebu yang besar, banyak sekali vulkanik yang tidak aktif, banyak tebing yang besar, danbeberapa lembah yang masih diperdebatkan apakah itu bekas dilalui oleh sungaisebagaimana di Bumi.

Mars (kiri) dan bukti keberadaan air di Mars (kanan)

75

Pembentukan alam semesta

Jupiter, planet terbesar, berotasi sangat cepat, Nampak memiliki sabuk yangdisebabkan oleh arus konveksi yang besar yang dikontrol oleh panas dari dalam planet,memiliki Great Red Spot yang ukurannya bervariasi, memiliki cincin yang tipis, dansedikitnya 63 bulan yang berotasi mengelilinginya (salah satunya Io, yang mungkin objektata surya yang paling aktif vulkaniknya).

Jupiter dan Great Red Spot

Bulan-bulan terbesar Jupiter (Io, Europa, Ganymede, dan Callisto)

76

Komposisi planet, jarak ke matahari, dan titik leleh

Saturnus, dikenal dengan sangat baik karena system cincinnya. Memiliki atmosferyang dinamis dengan angin yang mencapai kecepatan 930 mil/jam, dan badai yang miripdengan Great Red Spot di Jupiter.

Wahana Cassini mendekati Saturnus (atas) dan cincin Saturnus (bawah)

Uranus dan Neptunus, sering disebut planet kembar karena kemiripan struktur dankomposisinya. Cirri yang unik dari Uranus ialah cara berotasinya yang miring. Neptunus,memiliki awan berwarna putih seperti cirrus di atas awan utamanya, memiliki Great

77

Dark Spot yang seukuran Bumi, diasumsikan merupakan badai besar yang berotasi, miripdengan Great Red Spot di Jupiter.

Uranus dan Neptunus

Anggota-anggota kecil dari tata surya ialah asteroid, komet, meteoroid, dan planetkerdil. Kebanyakan asteroid terletak di antara orbit Mars dan Jupiter. Asteroid ialahbatuan dan puing-puing logam dari nebula tata surya yang tidak pernah berakresimenjadi planet.

Orbit asteroid yang tidak beraturan

Komet terbentuk dari es (air, amoniak, metana, karbondioksida, dan karbonmonoksida) dengan potongan-potongan kecil dari material batuan dan logam. Banyakyang mengorbit dalam orbit yang memanjang hingga lebih jauh dari Pluto.

78

Ekor komet yang menjauh dari matahari

Meteroroid, partikel padat kecil yang bergerak di ruang antar planet, menjadimeteor jika memasuki atmosfer Bumi menguap dengan mengeluarkan kilatan cahaya.Hujan meteor terjadi ketika Bumi bertemu dengan kumpulan besar meteoroid, yangkemungkinan merupakan material yang lepas dari komet. Meteorit ialah sisa darimeteoroid yang ditemukan di Bumi.

Hujan meteor yang besar

Pluto dimasukkan ke dalam kelompok baru dalam tata surya, yaitu objek planetkerdil (dwarf planets).

Documents

Diktat Kebumian Free.pdf