11:50:00 AM
xc_len Excelent
namun mereka memiliki satu kesamaan masing-masing merupakan salah satu bentuk yang berbeda dari air di permukaan bumi. Air hadir sebagai bagian dari komposisi kimia dari beberapa mineral, berwujud padat dalam es glasial, cairan di sungai, danau, laut, air bawah tanah,dan berwujud uap dalam geyser dan awan. Air dalam berbagai bentuknya penting untuk berbagai proses geologi dan untuk kehidupan itu sendiri.
SIKLUS HIDROLOGI
Jumlah air di dalam, di permukaan dan di atas bumi hampir konstan. Namun, persentase relatif air dalam berbagai bentuk berbeda-beda sepanjang waktu geologi. Persentase relatif dari berbagai bentuk air pada saat ini diberikan pada Gambar 11.1. Persentase terbesar dari air (97,3 %) adalah di lautan, diikuti oleh gletser dan massa es yang lebih besar (2,14 persen), dan sisanya 0,56 % dalam bentuk lain.
(11.1a)
(11.1b)
(11.1c)
Gambar 11.1 (a) Distribusi air bumi. (Modifikasi dari R.L. Nace. U.S. Geological Survey, Edaran 536). (b) Semua air di bumi . (c) Persentase distribusi air yang ada di bumi.
Air senantiasa berubah menjadi bentuk yang berbeda (Gambar 11.2). Energi matahari menguapkan air dari permukaan lautan, danau, dan sungai. Pada proses ini uap air naik lebih tinggi ke atas atmosfer yang lebih dingin dan kembali ke bumi sebagai presipitasi (curahan) dalam bentuk salju atau hujan. Curah air ini disimpan sementara di gletser, dalam tubuh air di permukaan bumi, atau bawah tanah dalam pori-pori sedimen dan batuan sampai dikembalikan ke atmosfer oleh penguapan. Air diserap oleh vegetasi dikembalikan ke atmosfer melalui proses yang disebut evapotranspirasi. Sirkulasi air yang konstan dari laut melalui atmosfer, dan jatuh ke tanah, dan akhirnya kembali ke atmosfer dengan cara penguapan dari laut dan permukaan tanah disebut siklus hidrologi.
SIKLUS HIDROLOGI
Gambar 11.2 Siklus Hidrologi
Waktu yang diperlukan untuk mengembalikan partikel air ke atmosfer sangat bervariasi dan tergantung pada jalan yang diambil oleh partikel. Kadang hujan tidak pernah mencapai tanah tetapi menguap kembali ke atmosfer. Curahan hujan yang meresap ke dalam tanah dapat diserap oleh tanaman dan dikembalikan ke atmosfer melalui evapotranspirasi dalam beberapa jam atau hari. Sisanya ini bergerak ke bawah permukaan melalui pori-pori sedimen dan batuan dan mungkin tidak muncul di permukaan lagi untuk ratusan atau bahkan ribuan tahun.
AIR PERMUKAAN dan AIR BAWAH PERMUKAAN
Apa yang menentukan apakah hujan akan meresap ke dalam tanah atau mengalir sepanjang permukaan? Hal ini diatur oleh keseimbangan antara tingkat curah hujan dan tingkat di mana curah hujan yang dapat melewati atau meresap pada bahan permukaan. Kapasitas infiltrasi adalah laju (cm/h) di mana air dapat melewati permukaan material yang diberikan. Kapasitas infiltrasi dimulai dengan nilai awal dan kemudian menurun terus secara teratur seiring dengan terisinya pori-pori halus tanah dengan air, karena partikel mineral lempung yang membengkak ketika mereka menjadi partikel basah dan halus larut ke dalam lubang pori-pori yang lebih besar, sehingga menyumbatnya. Akhirnya kapasitas infiltrasi mencapai nilai konstan yang merupakan kapasitas infiltrasi efektif tanah. Sebagai contoh, perhatikan tanah dengan kapasitas infiltrasi efektif 3,0 cm/jam. Jika curah hujan adalah 2,0 cm/jam, hujan akan menyusup ke dalam tanah dengan laju 2,0 cm/jam. Jika curah hujan 4,0 cm/jam, laju infiltrasi akan menjadi hanya 3,0 cm/jam (kapasitas infiltrasi). Ketika curah hujan melebihi kapasitas infiltrasi, seperti dalam contoh ini, permukaan air kelebihan (1 cm/h) akan mengalir melalui lereng sebagai lembaran air yang disebut sheetflood.
Dalam bab ini kita akan mempertimbangkan hanya bagian dari siklus hidrologi di mana air sungai bergerak di saluran sepanjang permukaan bumi. Sementara hanya sepersepuluh ribu air yang ada di bumi adalah air sungai (Gambar 11.1). Sungai sangat penting dalam menciptakan bentang darat (lanskap) di daerah iklim basah dan kering. Diskusi kita dalam bab ini hanya akan membahas karakteristik sungai di daerah lembab. Karakteristik sungai di daerah kering akan dibahas secara rinci dalam Bab 14. Banyak konsep erosi dan deposisi sedimen diperkenalkan pada Bab 6 akan dikembangkan lebih lanjut dalam bab ini. Kita mulai diskusi kita tentang sungai dengan membahas darimana sungai mendapat energi untuk erosi dan untuk memindahkan material.
ENERGI SUNGAI DAN PEMANFAATANNYA
Hujan yang jatuh di atas gunung memiliki energi potensial gravitasi (lihat Bab 2). Energi potensial sama dengan berat air dikali perbedaan ketinggian antara dua titik sembarang pada sungai yang sedang ditentukan energinya. Saat air ini mulai mengalir ke bawah melalui lereng di bawah pengaruh gravitasi, energi potensial diubah menjadi energi kinetik (lihat Bab 2), yang memungkinkan sungai untuk memulai erosi dan transportasi sedimen.
Beberapa sungai mengalir perlahan menuruni lereng lembut, sementara yang lain mengalir deras melalui lereng yang lebih curam. Kecuraman relatif dari saluran sungai disebut gradien. Gradien dari aliran (Gambar 11.3) adalah penurunan vertikal di ketinggian lebih dari jarak horisontal yang diberikan. Bagian sungai yang melintas dari titik hulu ke hilir disebut profil memanjang (Longitudinal Profile) (Gambar 11.3). Profil memanjang sungai cekung ke atas, dengan lereng hulu curam dan lereng landai di bagian hilir.
Gambar 11.3 Alur bagian di sepanjang aliran dari hulu ke laut. Menampilkan profil longitudinal dan gradien sungai. Profil longitudinal stream cekung ke atas, dengan gradien hulu curam dan gradien lembut di bagian hilir.
Bagaimana sungai memanfaatkan energi kinetiknya?
Anda mungkin berpikir bahwa sebagian besar energi aliran ini dipakai untuk mengikis bahan dari bagian dasar sungai dan untuk mengangkutnya melawan kekuatan gravitasi dan gesekan, tapi itu tidak terjadi. Sebagian besar (sebanyak 95 sampai 97 persen) dari energi yang digunakan dalam mengatasi gaya gesekan antara air dan saluran, antara permukaan air dan udara, dan di antara massa yang berbeda dari air di sungai, itu sendiri. Setiap kondisi yang mengurangi efek gesekan akan membebaskan relatif lebih banyak energi aliran untuk erosi dan transportasi. Sebagai contoh, air yang bergerak melalui saluran dengan batu yang halus akan mempunyai energi untuk erosi dan transportasi relatif lebih dari dari air yang bergerak melalui saluran yang tidak teratur.
Sungai terus mengalir ke bawah melalui lereng, mengikis, mengangkut, dan mengendapkan sampai mereka mencapai tingkat di mana mereka tidak lagi memiliki energi untuk mengikis turun ke permukaan tanah. Tingkat di mana aliran kehilangan energi dan tidak bisa lagi memotong ke bawah ke tingkat dasar-nya. Tingkat dasar utamanya adalah permukaan laut. Namun, beberapa aliran sungai di benua interior tidak pernah mencapai laut, dan mereka mungkin memiliki tingkat dasar yang baik di atas permukaan laut (atau bahkan di bawah permukaan laut, seperti di Death Valley).
Meskipun permukaan laut merupakan tingkat dasar utama bagi sebagian besar aliran, banyak sungai bertemu satu atau lebih tingkat dasar lokal saat bergerak ke bawah melalui lereng. Kita dapat mengilustrasikan hubungan antara energi aliran, tingkat dasar lokal, dan perilaku dengan memperhatikan efek pada perilaku sungai saat bendungan dibangun melintas sungai (Gambar 11.4). Bendungan menampung air sungai di reservoir bagian hulu bendungan. Permukaan air waduk kemudian berfungsi sebagai tingkat dasar lokal untuk sungai. Ketika sungai memasuki waduk, ia kehilangan energi dan tidak dapat lagi membawa sedimen. Endapan ini diendapkan di reservoir dan mengurangi gradien sungai di tempat itu. Sementara air yang berada pada reservoir tidak memiliki energi kinetik, air waduk memiliki energi potensial yang cukup besar karena permukaan waduk jauh di atas permukaan laut. Bila air dilepaskan dari bendungan, energi potensial berubah menjadi energi kinetik. Air ini membawa sedimen sangat sedikit. Oleh karena itu, lebih banyak energi aliran bisa digunakan untuk mengikis saluran. Erosi dipercepat oleh gradien aliran yang terjal di tempat itu. Sungai kemudian berlanjut menurun, mengikis di sekitarnya, mengangkut, dan mengendapkan sedimen sampai mencapai permukaan laut.
Gambar 11.4 Pengaruh tingkat dasar lokal di sungai. reservoir bertindak sebagai tingkat dasar lokal untuk sungai. Aliran mengalami penurunan kecepatan karena memasuki reservoir. Penurunan kecepatan menghasilkan aliran pengendapan sedimennya, perataan gradien secara lokal. Air sedimen-bebas keluar dari dasar bendungan mencapai permukaan laut sebagai tingkat dasar dan mengikis dasarnya, Menjadikan gradien sungai di tempat itu makin curam.
ALIRAN SUNGAI
Jika Anda pernah menyaksikan sungai selama periode waktu, anda mungkin telah menyadari bahwa perubahan baik dalam karakteristik air yang mengalir dan dalam bentuk saluran sungai itu sendiri seiring dengan berjalannya waktu.
Laju aliran yang disebut kecepatan, dan volume air yang melewati titik pada waktu tertentu (disebut debit), bisa sangat bervariasi. Variabel seperti kecepatan dan debit yang menggambarkan aliran sungai disebut variabel hidrolik. Ada juga satu set variabel geometris yang menggambarkan bentuk saluran aliran (gambar 11.5). Lebar sungai adalah jarak horizontal yang diukur melintasi permukaan air. Kedalaman sungai adalah jarak vertikal yang diukur antara permukaan air dan dasar sungai.
Aliran laminer dan turbulen
Jalur sempit yang dilalui partikel di sungai disebut garis aliran (flowline). Perubahan garis aliran sebagai perubahan kecepatan yang ditampilkan pada bagian aliran dalam Gambar 11.6. Pada kecepatan rendah, garis aliran hampir sejajar dan ada sedikit gerak vertikal dalam fluida (Gambar 11.6A). Jenis aliran ini disebut aliran laminar.
Dengan meningkatnya kecepatan aliran, garis aliran menjadi lebih tak teratur dan umumnya membaur secara vertikal. Berputar-putar, seperti pusaran massa air yang disebut pusaran memanjang turun melalui aliran sungai dan bergerak dengan arus. Pusaran ini mati dan terbentuk lagi di tempat lain. Aliran sungai yang ditandai dengan pencampuran pusaran vertikal disebut aliran turbulen. Dalam aliran turbulen pergerakan air menuju hilir. Namun, arus lokal dapat bergerak ke segala arah (Gambar 11.6fc). Kehadiran baik laminar atau aliran turbulen tidak diatur oleh kecepatan relatif saja, tetapi juga oleh kekasaran saluran sungai dan kedalaman.
Gambar 11.5 hidrolik dan variabel geometris yang digunakan untuk menjelaskan aliran. Perhatikan perubahan lebar aliran (w) dan kedalaman (d) dengan meningkatnya aliran debit.
Saluran sungai yang kasar mengganggu garis aliran laminar dan aliran turbulen dapat memulai dengan kecepatan yang lebih rendah daripada yang mungkin dalam saluran halus. Dengan cara yang sama, kedangkalan lebih menghasilkan aliran turbulen untuk kecepatan yang diberikan dan kekasaran saluran. Kecepatan aliran di alam biasanya cukup cepat sehingga kebanyakan aliran turbulen. Gerakan air ke segala arah dalam aliran turbulen membantu dengan baik dalam pengikisan partikel dari dasar sungai dan menjaga mereka dalam aliran sungai sehingga mereka dapat terangkut hilir
(lihat Bab 6).
Gambar 11.6 Tipe aliran sungai. (A) Laminar (rendah: flowline lurus dan sejajar, tanpa pencampuran vertikal, (b) aliran turbulen: flowline sangat tidak teratur, dengan arus pencampuran vertikal lokal luas dalam segala arah, tetapi alirannya menuju hilir (c) Transisi dari aliran laminar menuju turbulen.
Kecepatan
Pengukuran kecepatan aliran sungai menunjukkan bahwa kecepatan maksimum terjadi di tengah saluran dan pada kedalaman tepat di bawah permukaan sungai untuk seperempat kedalaman (Gambar 11.7). Kecepatan minimum terjadi di dekat bagian bawah dan atau sisi saluran, di mana efek gesekan paling besar. Penurunan kecepatan dekat permukaan mencerminkan hambatan gesekan udara di permukaan sungai itu.
Gambar 11.7 Variasi dalam kecepatan aliran dengan kedalaman. (kanan bawah) Bagian sejajar dengan aliran sungai. Kecepatan aliran maksimal terletak sekitar seperempat kedalaman di bawah permukaan sungai itu. Panjang dari masing-masing panah berbanding lurus dengan kecepatan aliran di kedalaman itu, (kanan atas) Bagian di sudut kanan menuju aliran sungai. Kecepatan aliran maksimal terletak di tengah sungai tepat di bawah permukaan sungai itu. (kiri)Grafik hubungan kecepatan dengan kedalaman.
Sejumlah faktor mempengaruhi kecepatan aliran. Semua hal lain dianggap sama, kecepatan yang lebih tinggi di sungai dengan gradien curam, dengan saluran halus dan lurus, dan dengan debit yang lebih tinggi. Poin terakhir mungkin tidak begitu jelas seperti kedua poin yang pertama. Ketika debit aliran meningkat setelah turun hujan, sungai harus mengalir cepat untuk memindahkan debit yang lebih besar melalui saluran yang sama.
Debit
Debit sungai di satu tempat dapat sangat berbeda-beda dari masa kekeringan dan ketika banjir. Debit dari aliran sungai yang lebih besar juga meningkatkan debit di bagian hilir dan debit anak sungai semakin banyak menambah air mereka menuju aliran utama. Sungai Mississippi menggambarkan efek dari peningkatan debit di hilir. Menurut anda, dimana kecepatan aliran lebih besar - di daerah hulu yang lebih curam atau di daerah hilir dengan gradien lebih rendah? Penelitian telah menunjukkan bahwa peningkatan kecepatan aliran berada di bagian hilir Mississippi. Hal ini karena peningkatan debit hilir Mississippi menambah kecepatan hilir, meskipun gradiennya lebih rendah.
Hubungan antara Variabel Hidrolik dan Variabel Geometrik
Survey geologis dua orang geologist AS yaitu Luna B. Leopold dan Thomas Maddock dimanfaatkan untuk sejumlah besar pengukuran yang dilakukan di daerah lembab untuk memperoleh hubungan antara variabel hidrolik dan geometris di sungai. Mereka menunjukkan bahwa dengan meningkatnya debit, ada peningkatan yang teratur dan dapat diprediksi di kedalaman, lebar, dan kecepatan aliran.
Debit sungai mungkin bisa dikaitkan dengan lebar, kedalaman, dan kecepatan oleh rumus berikut:
Discharge (m3/s) = Lebar (m) x Kedalaman (m) x Kecepatan (m/s)
Sebuah sistem di mana perubahan di salah satu bagian diimbangi oleh perubahan lain dikatakan sebagai kesetimbangan dinamis. Keseimbangan dinamis antara variabel hidrolik dan geometris di sungai dapat digambarkan oleh perubahan yang terjadi di saluran dari Sungai San Juan dekat Bluff, Utah, dimana debitnya meningkat antara September dan Oktober 1941 (Gambar 11.8). Peningkatan debit disertai dengan kecepatan lebih tinggi, kenaikan ketinggian dari permukaan air (lebar aliran meningkat), dan erosi sedimen di dasar sungai (meningkatkan kedalaman) (Gambar 11.8a sampai c). Ketika debit aliran mulai menurun (Gambar 1.1.8d), kecepatan menurun dan tingkat air menurun, sementara sedimen diendapkan, sehingga membuat dasar sungai menjadi lebih tinggi. Penyesuaian ini membawa saluran ke kesetimbangan dengan debit yang lebih rendah.
Gambar 11.8 Perubahan di permukaan air dan elevasi dasar sungai dengan penambahan debit di San Juan Sungai dekat Bluff. Utah. September 1941 sampai Oktober 1941. (A) Selama debit rendah, sungai mengalir dengan kecepatan rendah di atas endapan tebal di saluran, (b) Kenaikan debit disertai dengan peningkatan kecepatan, kedalaman, dan lebar, (c) debit tinggi mengakibatkan erosi material dasar sungai . Sungai mencapai luas penampang maksimum, (d) Penurunan debit berakibat pada pengendapan endapan aliran dan penurunan elevasi permukaan air. (Modifikasi dari fluvial Proses dalam Geomorfologi oleh Luna B. Leopold, M, Gordon, dan John P. Miller WH Freeman. Dan Perusahaan @ 1964).
Variasi Debit terhadap Waktu
Seperti yang mungkin Anda harapkan, ada hubungan antara curah hujan dan debit sungai sepanjang waktu. Di daerah alami (hutan atau rumput) dalam iklim yang lembab, seperti curah hujan terus, debit sungai meningkat perlahan-lahan. Debit puncak terjadi setelah sebagian besar hujan telah jatuh. Perbedaan waktu antara pusat massa curah hujan dan limpahan aliran itu (stream run off) disebut waktu jeda. Adanya waktu jeda karena sebelum hujan melebihi kapasitas infiltrasi tanah membutuhkan waktu tertentu. Setelah tanah menjadi jenuh, kelebihan curah hujan mengalir sepanjang permukaan, menyebabkan aliran untuk mencapai puncak pelepasan beberapa saat setelah hujan dimulai.
Luapan (Banjir)
Debit sungai yang cukup besar untuk memenuhi puncak saluran disebut debit tepian penuh (Gambar 11.5). Pengamatan pada banyak sungai dengan gradien dan ukuran yang berbeda menunjukkan bahwa debit tepian penuh terjadi rata-rata sekitar sekali setiap 1,5 tahun. Jika debit lebih besar dari debit tepian penuh, sungai meluap dari saluran dan membanjiri daerah yang berdekatan. Daerah yang dibanjiri secara periodik oleh sungai disebut sebagai dataran banjir (floodplain) (Gambar 11.5). Banjir adalah peristiwa alam yang terjadi hampir di sepanjang sungai setiap beberapa tahun atau lebih.
Banjir yang merusak utamanya dapat terjadi ketika kondisi di sekitar mengurangi waktu jeda. Dua situasi mengakibatkan potensi berbahaya menurunkan waktu jeda. Yang pertama melibatkan curah hujan yang berkelanjutan di daerah pegunungan yang terjal. Kondisi lain terjadi ketika saluran sungai dimodifikasi, yang sebelumnya bervegetasi diaspal berlebihan selama urbanisasi. Aliran urbanisasi tidak hanya mencapai debit puncak sebelumnya (penurunan waktu jeda), mereka juga memiliki debit puncak yang lebih besar dari aliran serupa di daerah alami. Perubahan dalam debit ini dapat diwakili pada jenis grafik yang disebut hidrograf sungai, bersama dengan distribusi curah hujan terhadap waktu (Gambar 11.9).
Gambar 11.9 hidrograf sungai dari suatu daerah sebelum dan sesudah urbanisasi. Urbanisasi menghasilkan penurunan dalam waktu jeda dan peningkatan debit puncak sungai.
SALURAN SUNGAI
Sungai memiliki tiga jenis pola saluran utama (Gambar 11.10). Saluran lurus (Gambar 11.10a) adalah aliran yang paling lurus di antara dua titik di sungai. Saluran sungai yang terdiri dari serangkaian kurva berkelok-kelok disebut saluran berliku-liku (meandering) (Gambar 11.10b). Tingkat relatif untuk menentukan yang mana saluran sungai meander dapat ditentukan dengan menghitung belokan saluran tikungan (Gambar 11.10b). Belokan sungai adalah jarak diukur sepanjang lembah sungai, Dv, dibagi dengan jarak diukur sepanjang alur sungai, DC. Sebuah aliran lurus sempurna memiliki liku 1,0 (Gambar 11. 10a). Sungai dengan belokan lebih besar dari 1,5 dianggap meander sungai. Jenis ketiga saluran sungai adalah saluran terjalin, dinamai terjalin karena mirip dengan jalinan tali. Saluran terjalin terpecah menjadi saluran-saluran yang lebih kecil dan dipisahkan oleh pulau-pulau atau gundukan pasir. (Gambar 11.10c).
Aliran yang sama mungkin memiliki segmen dengan pola saluran yang berbeda. Selain itu, segmen sungai mungkin memiliki pola saluran yang berbeda pada waktu yang berbeda. Kemampuan suatu aliran untuk mengubah pola saluran adalah contoh lain dari keseimbangan dinamis yang kita bahas sebelumnya dalam bab ini.
Saluran Lurus
Dasar sungai yang lurus memiliki alternatif area yang lebih dalam disebut kubangan dan dasar yang dangkal disebut jeram (Gambar 11.11a). Kubangan dan jeram tidak berada secara acak tetapi terjadi pada interval sekitar lima sampai tujuh kali lebar dari aliran sungai di tempat itu (Gambar 11.11b). Aliran dalam saluran lurus tidak sejajar dengan dinding saluran tetapi bergerak dari sisi ke sisi seperti ujung hilir (Gambar 11.11b): Bagian terdalam dari saluran aliran lurus belum tentu tengah saluran. Sebuah garis yang menghubungkan titik terdalam sepanjang saluran disebut thalweg. Thalweg di saluran sungai lurus memiliki kecenderungan untuk berbalik dan meniggalkan dinding saluran lurus. Pengamatan ini menunjukkan bahwa saluran aliran lurus bahkan memiliki kecenderungan untuk berliku-liku. Studi eksperimental juga menunjukkan kecenderungan untuk saluran lurus untuk berkembang menjadi yang berkelok-kelok. Saluran aliran lurus dipotong menjadi pasir pada sebuah "meja aliran" eksperimental berevolusi perlahan menjadi saluran yang berkelok-kelok (Gambar 11.12). Semua pengamatan ini menunjukkan bahwa saluran aliran lurus berkembang hanya ketika kecenderungan berkelok-kelok alami sungai dihambat pada tempat tertentu.
Kondisi yang mendukung pengembangan saluran lurus termasuk batuan tahan erosi, batu dengan fraktur linear yang berkembang dengan baik, segmen sungai dengan gradien tinggi, dan bidang pengangkatan aktif. Batu keras menghambat pelebaran saluran dan membentuk sebuah meander. Fraktur linear yang berkembang baik dalam batuan menyediakan jalan sepanjang dimana erosi yang paling mungkin terjadi. Jadi, sungai itu sendiri sejalan dengan fraktur. Gradien tinggi menghasilkan kecenderungan yang lebih besar untuk air untuk bergerak menuruni lereng dengan jalan yang paling lurus - sebuah garis lurus. Bila suatu daerah sedang terangkat, jarak vertikal antara ketinggian saluran aliran dan tingkat dasar (permukaan laut) meningkat. Perubahan tingkat dasar meningkatkan energi potensial sungai. Akibatnya, sungai memiliki energi kinetik yang lebih besar, yang berfungsi untuk mengikis saluran aliran yang paling lurus melintasi lereng.
Gambar 11.10 Jenis saluran sungai: (a) lurus, (b) berkelok-kelok, (c) terjalin.
Gambar 11.11 pergantian dangkal (jeram) dan dalam (kolam) yang terjadi di sepanjang aliran lurus sungai, (a) tampak samping,(b) Tampak atas. Catatan dalam (b) aliran sungai yang bergerak melengkung dari sisi ke sisi, meskipun sisi saluran lurus. (Modifikasi dari Luna B. Leopold dan WB Langbein, "Sungai meander," Scientific American, Juni 1966)
Saluran meander
Saluran berkelok-kelok adalah jenis yang paling umum dari saluran sungai. Telah disebutkan sebelumnya bahwa aliran yang mengalir di sungai lurus berkelok-kelok bolak-balik dari satu sisi saluran yang lain (Gambar 11.11). Ketika aliran berkelok-kelok membentur sisi saluran di mana material tepian terkikis lebih mudah, dapat memotong sisi dan memulai proses membentuk pola aliran berkelok-kelok. Pengikisan material di sisi sungai disebut erosi lateral. Erosi lateral-mengubah saluran sungai yang awalnya lurus ke berkelok-kelok (Gambar 11.12). Dalam rangka untuk memahami bagaimana aliran meander tumbuh dan bergerak melintasi lantai lembah sungai, kita harus melihat secara lebih rinci pada aliran air dalam saluran berkelok-kelok.
Pola aliran sungai (streamflow) ideal dari aliran berkelok-kelok ditunjukkan pada Gambar 11.13. Sepanjang bagian tegak saluran (Gambar 11,13 a dan c), kecepatan berkurang dengan kedalaman dan semua komponen kecepatan aliran adalah menuju ke hilir. Ketika sungai mengalir di sekitar bagian melengkung saluran, gaya sentrifugal mengangkat air permukaan di sepanjang tepi cekung. Ada mengkompensasi air di bagian bawah menuju tepian cembung (Figure11.13b). dan ini menghasilkan komponen kecepatan menuju ke sisi sungai. Kombinasi aliran mengarah baik ke hilir dan menuju dinding saluran menghasilkan sebuah tipe aliran "corkscrewlike" disebut aliran heliks. Pola aliran sungai heliks dalam sungai berkelok-kelok mengarahkan kekuatan dari aliran sungai sepanjang tepian cekung. Hal ini menyebabkan, pengikisan tepian tersebut (Gambar 11.14). Sedimen yang terkikis dari dinding saluran diendapkan sepanjang tepian cembung oleh pola aliran heliks dari sungai berkelok-kelok (meander). Banyak dataran banjir dari sungai berkelok-kelok menunjukkan endapan berbentuk busur kompleks ditetapkan oleh sungai ketika bergerak lateral di sepanjang dataran banjir (Gambar 11.15).
Kondisi yang mempengaruhi perkembangan pola saluran meander termasuk material tepian yang mudah terkikis dan kemiringan yang landai. Sungai dengan gradient lebih landai lebih dekat dengan tingkat dasar dan memiliki sedikit kecenderungan untuk memotong vertikal dan lebih cenderung untuk erosi lateral. Erosi lateral lebih ditandai ketika material tepian berupa sedimen-sedimen tidak kuat seperti pasir, lumpur dan tanah liat.
Gambar 11.12 evolusi berurutan dari sebuah saluran langsung ke satu berkelok-kelok di meja percobaan. Saluran lurus awal (a) secara perlahan berubah menjadi satu berkelok-kelok (b) dengan pengembangan bar titik dan kurva memotong (c. d). Lebar meningkat lembah sungai sebagai saluran berkelok-kelok bermigrasi melintasi dataran banjir mengikis ke dinding lembah dan meninggalkan deposito titik-bar di dataran banjir (ei). (US Army Corps of Stasiun Percobaan Perairan Engineen, Vickburg, Mississippi).
Gambar 11.13 Perubahan besar dan arah kecepatan menjerit sepanjang segmen sungai berkelok-kelok. Dalam bagian aliran tegak (a dan c) arah kecepatan yang hilir. Pada bagian saluran melengkung ada komponen kecepatan diarahkan ke bank cekung di bagian atas, dan menuju bank cembung di sepanjang bagian bawah. Arus bersih hilir dalam semua kasus. (Modifikasi dari Luna B. Leopold dan WB Langbein. "Sungai meander," Scientific American, Juni 1966).
Gambar 11.14 Sungai meander tumbuh lateral oleh erosi pada tikungan cekung dan pengendapan pada tikungan cembung.
Gambar 11.15 meander sungai dan fitur terkait saluran dan dataran banjir di wilayah Yukon, Alaska. Sungai Koyukuk (gelap) bergabung dengan Yukon lanau-sarat Sungai (cahaya) di sebelah kanan foto. (T. L. Pewe, U. S. Survei Geologi).
Saluran Terjalin.
Saluran Terjalin terbentuk dimana aliran tidak dapat membawa muatan sedimen bagian mereka dan mengendapkannya sementara dalam saluran seperti gundukan-gundukan atau pulau-pulau (Gambar 11.16). Saluran sungai terjalin adalah satu lagi contoh keseimbangan dinamis di sungai. Kelebihan sedimen diendapkan sementara dalam saluran tersebut sampai debit aliran cukup untuk memindahkannya lagi. Dengan meningkatnya debit, saluran sungai terjalin dapat menjadi berkelok-kelok atau bahkan saluran lurus.
Saluran terjalin dapat terbentuk dimana gradien sungai menurun tiba-tiba, dimana debit sungai berkurang melalui penguapan atau penyerapan tanah, atau di mana anak sungai dengan gradien tinggi menambahkan lebih banyak sedimen ke sungai yang lebih besar disbanding energi yang dimiliki dari aliran yang lebih besar untuk memindahkannya.
Saluran terjalin berkembang di bawah berbagai kondisi topografi dan iklim. Aliran cepat sungai di pegunungan dapat membentuk pola saluran terjalin secara mendadak pada penurunan gradien di dasar gunung. Hal ini terutama ditandai dengan iklim kering, di mana tidak hanya penurunan gradien di dasar gunung, tetapi juga tingkat penguapan yang lebih besar di udara panas dan kering di lembah-lembah gurun. Saluran terjalin juga umumnya terbentuk akibat mencairnya gletser. Sedimen dalam jumlah besar dibebaskan dari mencairnya es biasanya lebih dari air yang biasa dipindahkan dari daerah tersebut.
Gambar 11.16 Saluran terjalin Sungai Nelchina. Wilayah Sungai Tembaga. Alaska. (J. R. Williams U. S. Survei Geologi)
PENGIKISAN SUNGAI
Sungai mengikis lanskap (bentang darat) dalam beberapa cara berbeda. Dalam beberapa kasus, kekuatan air saja sudah cukup untuk mencungkil potongan batu atau perlahan mengikis endapan yang kuat pada tepian sungai. Dalam kasus lain, partikel yang terangkut dalam aliran sungai dapat mengikis batuan lepas atau sedimen di dasar saluran. Pecahan-pecahan bebatuan yang terangkut di pusaran turbulen yang dapat "menerobos keluar" rongga melingkar di dasar sungai disebut lubang-lubang (Potholes). Partikel sedimen atau batuan mungkin "tersedot" dari bawah ketika pusaran turbulen menyapu melalui aliran (lihat Gambar 11.6).
Tingkat erosi sungai juga meningkat seiring dengan kecepatan aliran sungai maupun erodibilitas (pengikisan) bahan-bahan tepian sungai. Sungai yang mengalir pada suatu saluran granit dapat berlangsung ribuan tahun atau lebih untuk memperbesar salurannya. Di sisi lain, sungai yang mengalir melalui pasir dan kerikil yang tidak kuat dapat mengalami pembesaran saluran yang signifikan hanya dalam beberapa tahun, atau bahkan dalam sekali banjir. Erosi ini paling banyak ditemukan di daerah dengan vegetasi kecil, seperti padang pasir dan wilayah di mana vegetasi telah diganti selama masa konstruksi atau mati oleh polusi.
Beberapa proses pengurangan massa yang dijelaskan dalam Bab 10 sangat penting dalam membantu pengikisan sungai. Sebagian besar pengikisan tepian saluran di sungai terjadi ketika aliran memotong saluran tepian sungai, menghilangkan penyangga untuk material di atasnya. Bahan yang tidak disangga jatuh ke dalam sungai dan saluran melebar seperti tepian sungai yang terkikis kembali. Bahan yang jatuh ke sungai diproses kembali oleh sungai dan diangkut dari daerah tersebut.
Sejauh ini kita meninjau hanya pada sungai yang mengalir di atas jenis dasar yang seragam. Pada kenyataannya, sungai biasanya mengalir di atas berbagai jenis sedimen dan batuan. Beberapa batu, seperti batu pasir yang mengandung silika dan granit, keras dan tahan terhadap erosi sungai. Batuan jenis lain, seperti serpih, lebih halus dan lebih mudah terkikis. Ketika batuan keras berada di atas batuan yang halus, batuan yang lebih halus terkikis lebih cepat, sehingga menghasilkan satu jenis jatuhan (semacam bentuk air terjun ) yang mungkin terjadi di sepanjang aliran sungai (Gambar 11.17). Gejolak turbulensi luar biasa yang dihasilkan di dasar air terjun mengakibatkan percepatan erosi batuan lemah dan pengurangan penyannga untuk meyangga batuan keras di atasnya. Lapisan batuan yang tidak disangga patah kemudian jatuh dan terakumulasi sebagai talus (lereng) di dasar air terjun, dan air terjun mendangkalkan dengan jarak pendek pada bagian hulu.
Gambar 11.17 Formasi air terjun dan jeram di sungai yang mengalir di atas batu dengan derajat erodibilitas berbeda. Turbulensi air (gejolak air) di dasar air terjun mengikis serpihan batu halus (shales) dan menghilangkan penyangga untuk lapisan bagian atas batuan batu pasir. Air terjun memperlebar bagian hulu seiring dengan waktu (Garis putus-putus tebal). Bentuk jeram (aliran deras) dimana batuan resistan menonjol di atas dasar sungai itu membuat aliran sungai lokal lebih bergolak.
Air Terjun Niagara, di Sungai Niagara antara Danau Ontario dan Danau Erie, memberikan contoh dari air terjun yang melebar. Bagian atas air terjun tertutup oleh batu kapur tahan dolomit dan didasari oleh batu serpih yang lebih mudah erosi (erodible). Perusakan dolomit dengan erosi sungai dari batuan serpih telah menghasilkan bagian hulu yang kokoh dari air terjun yang melebar ini. Tingkat rata-rata pelebaran antara tahun 1850 dan 1950 adalah sedikit di atas 1 m per tahun. Sebagai air terjun yang melebar, ia meninggalkan sebuah ngarai yang terus memanjang, memperlihatkan semua lapisan batuan dari bagian atas batuan sampai ke tingkat aliran (Gambar 11.17). Akhirnya, air terjun akan melebar sampai ia terhubung Danau Erie dan Ontario langsung.
Jeram di sungai membentuk riak air (white water). Bentuk jeram tergantung berbagai kondisi, termasuk daerah dimana debit sungai (stream discharge) meningkat tajam, di mana anak sungai (tributaries) membawa bahan-bahan yang lebih kasar daripada yang dapat diangkut sungai utama, di mana saluran sungai menyempit tiba-tiba, dan di mana ada badan lokal dari batuan resistan yang berdiri di atas batuan yang lebih lemah di sisi lainnya (Gambar 11-17). Hal ini menjadikannya dangkal yang meningkatkan kecepatan aliran di tempat itu dan membuat permukaan air lebih tidak teratur.
PENGENDAPAN SUNGAI
Sungai mengangkut dan mengendapkan berbagai ukuran sedimen mulai dari batu-batu besar sampai tanah liat melalui proses yang dijelaskan dalam Bab 6. Istilah kolektif untuk semua endapan yang dibuat oleh aliran sungai adalah alluvium. Aluvium membentuk beberapa tipe relief morfologi yang berbeda. Beberapa ciri tersebut terjadi dalam saluran sungai, beberapa terjadi pada dataran banjir tersebut. dan beberapa terjadi di luar dataran banjir, pada titik di mana sungai memasuki danau atau laut.
Endapan di dalam saluran sungai,
Sungai dapat mengendapkan sementara sebagian dari muatan sedimen mereka di dalam saluran mereka sebagai tonjolan seperti akumulasi disebut bars (gundukan). Bahkan mungkin aliran sungai yang lurus memiliki gundukan pasir dalam saluran (Gambar 11.11). Pola aliran terjalin (anyaman) terbentuk ketika sungai bercabang menjadi beberapa saluran yang lebih kecil, masing-masing mengalir di sekitar banyak gundukan pasir dalam saluran (Gambar 1 1.16).
Gambar 11.18a Titik bar pada Endapan sungai
Aliran berkelok-kelok memiliki tikungan cekung di mana erosi dominan dan tikungan cembung di mana deposisi (endapan) dominan (Gambar 11.14). Gundukan pasir berbentuk busur yang menumpuk pada tikungan cembung disebut titik bar. Endapan titik bar memiliki stratifikasi yang baik dan terdiri dari pasir kasar atau kerikil di dasar, makin keatas menjadi pasir halus dan endapan lumpur di atas. Urutan tingkat lapisan seperti itu merupakan karakteristik dari endapan poin bar dan digunakan untuk mengidentifikasinya dalam catatan bebatuan. Titik bar berturut-turut diendapkan selama sungai mengikis secara lateral (Gambar 11.14). Sisa-sisa titik bar yang lebih tua yang berbentuk busur dapat dilihat di dataran banjir yang beraliran sungai berkelok-kelok (Gambar 11.15).
Endapan Pada Dataran Banjir
Aluvium dataran banjir terdiri dari sedimen titik-bar yang disimpan sebagai saluran berpindah secara lateral dan butiran sedimen halus diendapkan dari suspensi ketika banjir menutupi dataran banjir tersebut. Untuk melihat mekanisme kedua, kita akan mempertimbangkan apa yang terjadi pada sedimen di sungai selama debit berada di atas tepian sungai.
Seiring dengan peningkatan debit, kecepatan aliran dan energi kinetik juga meningkat. Energi kinetik meningkat menyebabkan peningkatan ukuran maksimum partikel sedimen yang dapat diangkut oleh aliran sungai dalam suspensi (Bab 6). Sungai yang membawa tanah liat dan partikel endapan lumpur yang berukuran dalam suspensi selama debit rendah dapat membawa partikel pasir dan lumpur selama terjadi banjir. Ketika debit melebihi kapasitas debit tepi aliran sungai (Gambar 11.5), sungai meluap keluar dari saluran dan menyebar di dataran banjir tersebut. Relief morfologi ini dan jenis aluvium di dataran banjir diperlihatkan pada Gambar 11.18.
Begitu sungai meluap keluar dari saluran, ia melambat dan ada penurunan energi kinetik mendadak. Sebagai akibat dari turunnya energi kinetik tiba-tiba, beberapa beban ditangguhkan dan semua sedimen kasar (pasir dan lumpur kasar) diendapkan di dekat bagian atas tepian saluran. Banjir berturut-turut membangun gundukan rendah (4m sampai dengan 5m) pada kedua sisi dari tepian saluran. Gundukan rendah ini yang berada di atas tepian saluran disebut tanggul alam (natural levees) (Gambar 11.18). Semakin halus partikel sedimen (lumpur halus dan tanah liat) yang diendapkan di dataran banjir sebagai vegetasi, dan penghalang lain mengurangi kecepatan dari banjir lebih lanjut. Sedimen dengan ketebalan yang lebih besar yang diendapkan di dekat sungai tiap kali banjir menghasilkan sebuah dataran banjir yang miring dari kedua sisi saluran sungai (Gambar 11.18). Menerobos tanggul dapat mengakibatkan pengendapan sedimen kasar sungai lebih jauh keluar pada dataran banjir (Gambar 11.18).
Gambar 11.18 Jenis fitur aluvium dan morfologi di dataran banjir.
Di beberapa daerah, tanggul alami yang diperkuat secara artificial (buatan) dan dibangun dengan batu dan beton untuk melindungi pusat-pusat kawasan penduduk dan kawasan industri di dataran banjir tersebut. Tidak ada di mana pun juga yang lebih penting daripada di New Orleans, di mana Sungai Mississippi dibatasi tanggul setinggi 7,5 m. Quarter Perancis yang berbatasan dengan Sungai Mississippi adalah titik tertinggi di kota New Orleans, 4,3 m di atas permukaan laut. Kemiringan tanah turun dari sana, dan sebagian besar wilayah New Orleans adalah sekitar 1,8 m di bawah permukaan laut. Pengunjung Quarter Prancis sering terkejut ketika mendengar terompet kapal lalu melihat ke atas untuk melihat bagian atas kapal-kapal besar yang lewat di sepanjang Sungai Mississippi.
Jika sungai berkelok mengalir secara lateral di dataran banjir (Gambar 11,14), suatu kelokan dapat menjadi begitu berliku-liku (Gambar 11.18) sehingga sungai akhirnya memotong leher sempit yang memisahkan dua tikungan berliku. Pembentuk tikungan berliku (pola lengkung) yang tertinggal di atas dataran banjir membentuk danau berbentuk bulan sabit (Gambar 11.18). Danau berbentuk busur yang dibentuk akibat pergeseran putaran kelokan (meander) disebut danau tapal kuda. Banyak danau tapal kuda kemudian diisi dengan vegetasi dan butiran halus,menangguhkan endapan banjir. Danau tapal kuda, yang mengisi danau tapal kuda, dan rangkaian gundukan (point-bar) endapan bersama dengan saluran sungai berliku adalah ciri-ciri relief pada dataran banjir di sungai berkelok-kelok (Gambar 11.15).
Endapan Delta
Setiap kali sungai memasuki tubuh air permukaan seperti waduk, danau atau laut, kecepatan menurun dan penurunan energi kinetik menghasilkan pengendapan sedimen di sungai itu. Pengendapan sedimen yang dibangun oleh sungai ke dalam tubuh air permukaan disebut sebuah delta. Gambar 11.19 menunjukkan foto udara dari delta yang dibangun ke dalam Sungai Mississippi oleh salah satu anak sungainya. Dalam 26 tahun antara foto udara pertama dan kedua, delta telah berkembang jauh ke Sungai Mississippi dan permukaan delta telah menjadi stabil oleh vegetasi. Perhatikan bahwa anak sungai memecah menjadi beberapa saluran kecil yang mengalir di seluruh permukaan delta menuju ke Mississippi. Saluran yang lebih kecil yang bercabang melintasi delta disebut percabangan anak sungai (distributaries). Percabangan umumnya dipisahkan oleh danau, teluk, rawa payau, atau rawa (Gambar 11.19).
Jika percabangan mengalir melintasi delta, muatan pada bagian dasarnya dan muatan suspensi yang terangkut (Bab 6) diendapkan di tepi permukaan delta. Beban muatan pada bagian dasar yang berupa material kasar diendapkan pada dataran/tanah terdekat, sedangkan bahan halus suspensi diendapkan dekat dan di luar tepi delta. Pola sedimentasi ini menghasilkan urutan khas dari lapisan sedimen (Gambar 11.20). Permukaan paling atas delta ditutupi dengan lapisan tipis dasar dari anak cabang berpasir dan lumpur halus kaya-organik di daerah inter-anak cabang. Lapisan sedimen tipis dan horizontal yang menutupi bagian atas delta disebut topset beds. Topset beds bertingkat ke yang lebih halus, lebih tebal, dan gundukan foreset beds yang menutupi sisi depan yang terendam dari delta. Setiap foreset bed bertingkat secara teratur dari lapisan tipis, berbutir halus, dan lapisan dasar horizontal yang disebut bottomset beds. Bottomset bed memperpanjang keluar dari dasar delta dan merupakan endapan paling halus dan paling kaya organik di delta.
Pola percabangan luar dari cabang anak sungai pada delta berbentuk segitiga untuk sebagian besar delta. Bagian tepi beberapa delta menonjol sangat sedikit dari garis pantai, sedangkan delta lainnya, seperti Mississippi, terbentang sebagai rangkaian percabangan fingerlike (Foto 15). Bentuk depan delta adalah fungsi dari keseimbangan antara suplai sedimen dari percabangan dan laju erosi dari endapan delta di sepanjang garis pantai. Jika lebih banyak sedimen dipasok daripada yang dapat dipindahkan di sepanjang pantai oleh erosi arus dan gelombang, delta akan memperpanjang sendiri keluar ke air (Foto 15). Di sisi lain, setiap perubahan dalam sungai yang mengurangi pasokan sedimen dapat memiliki efek sebaliknya. Bendungan Aswan di Mesir telah memerangkap banyak sedimen yang sebelumnya mencapai Delta Nil di Mediterania. Hal ini telah mengakibatkan erosi meningkat sepanjang garis pantai Mesir.
Gambar 11.19 Pertumbuhan delta Creek Devil (Lee County, Iowa) ke dalam sungai Missisipi selama di atas satu periode 26 tahun. (a) 1930, (b) 1956. (H.P. Guy, U.S. Geological Survey).
SISTEM SUNGAI
Sungai-sungai yang kokoh mulai dengan hujan di lereng. Sungai yang dihasilkan berkembang menjadi sistem saluran yang meningkat semakin kompleks dan meluas. Beberapa sistem sungai seperti Amazon dan Mississippi, merupakan area kering dari ukuran subcontinental. Pada bagian ini kita akan membahas bagaimana mengembangkan sistem sungai besar dan bagaimana pola yang mereka buat di permukaan bumi memberikan informasi tentang karakter material dimana mereka mengalir.
Gambar 11.20 bagian geologi melalui delta yang tumbuh aktif ke tubuh air permukaan.
Pengembangan Sistem Sungai
Curah hujan bergerak cepat turun di sepanjang lereng yang halus cenderung untuk mulai mengikis dangkalan dan memperpanjang saluran menuju ke permukaan. Saluran ini terlokalisasi di tempat di mana terdapat turunan kecil dan di tempat-tempat di mana aliran air turbulen lebih kuat. Saluran dangkal dan sementara ini disebut rills (Gambar 11.21). Setelah terbentuk, rills ini merupakan inti dari sistem saluran yang akan berkembang lebih lanjut disebabkan oleh curah hujan berikutnya. Pada curah hujan berikutnya, beberapa rills ditinggalkan, sedangkan yang lain memperdalam dan bergabung satu sama lain untuk membentuk sistem percabangan dari saluran sungai. Daerah yang dialiri oleh beberapa sistem aliran percabangan disebut cekungan drainase (drainage basin). Cekungan drainase pada satu sungai yang terpisahkan dari yang lain dengan daerah penghalang yang lebih tinggi disebut pembagi drainase (Gambar 1 1.22).
Gambar 11.21 erosi alas dan rill mulai membentuk cekungan drainase skala kecil dan membagi abu vulkanik. gunung api Irazu, Kosta Rika. (H. H. Waldron, U. S. Survei Geologi)
Gambar 11.22 Cekungan Drainase dan Pembagi Drainase di Pegunungan San Bernadino, California. (J. R. Bulsley. U. S. Survei Geologi)
Sungai yang berkembang mengumpulkan air di bagian kepalanya (hulu) dan perlahan-lahan mengikis kembali ke daerah yang tak terpotong di dalam cekungan drainase sungai tersebut. Erosi pada daerah tak terpotong (undissected) di akhir bagian hulu dari segmen sungai disebut erosi headward. Kadang-kadang sungai dengan gradien curam mengikis bagian atas (headward) melalui pembagi drainase dan mencegat air dari hulu sungai dengan gradien lebih lembut di cekungan yang berdekatan. Cegatan seperti itu dan penggabungan drainase aliran lain adalah disebut sebagai Titik Tangkap Sungai / Stream Capture (daerah perpotongan). Sungai dari cekungan drainase yang lebih kecil bergabung dengan yang lainnya dalam pola percabangan yang terus melebar untuk membentuk aliran dengan debit yang lebih tinggi. Sungai-sungai ini bergabung dengan aliran lain untuk membentuk yang lebih besar, dan seterusnya hingga master sungai (Sungai Besar), seperti Amazon, Sungai Nil, Mississippi. dan Kongo, terbentuk.
Jaringan Sungai
Sejumlah besar aliran yang saling berhubungan disebut sebagai jaringan sungai. Munculnya jaringan sungai di peta atau foto udara menyediakan petunjuk berharga bagi ahli geologi tentang karakteristik permukaan di mana sungai mengalir. Seperti sungai mengikis bentang darat, mereka mengembangkan jaringan dengan pola khas yang mencerminkan erodibilitas relatif, pola fraktur, dan perubahan di lereng dalam batuan atau sedimen yang diterobos.
Beberapa jenis utama dari pola jaringan sungai ditunjukkan pada Gambar 11.23. Di daerah di mana memiliki material permukaan yang berkarakter seragam, sungai dapat mengikis bagian hulu secara merata dalam sejumlah arah. Hal ini menghasilkan cabang seperti pola aliran disebut pola dendritik (Gambar 11.23a). Pola Dendritik merupakan jenis yang paling umum dari jaringan sungai.
Pola jaringan di mana cabang sungai keluar di arah hilir disebut pola distributary (Pola Percabangan). Kita telah membahas jenis pola percabangan yang terjadi pada delta sebagai air sungai menyebar keluar ke tubuh air permukaan . Tipe lain dari pola percabangan terjadi pada permukaan sebaran aluvial. Sebaran Aluvial merupakan endapan berbentuk segitiga yang memanjang dari perubahan mendadak dalam gradien sepanjang depan gunung (Gambar 1 1-23b).
Gambar 11.23 pola jaringan sungai berkembang di bawah kondisi geologi yang berbeda: (A) dendritik; (b) distributary; (c) teralis, (d) radial.
Jaringan sungai yang terdiri dari perpanjangan dan sejajar saluran utama dan anak sungai pendek di sudut tinggi disebut pola teralis karena kesamaannya dengan gradien teralis. Pola teralis adalah pola umum di mana sungai menerobos turun melalui batuan yang terlipat. Dimensi panjang aliran sungai sejajar lembah linier menerobos ke dalam batuan, sementara, gradien sungai yang tinggi mengikis lereng menuju kedua sisinya (Gambar 11.23c). Di daerah di mana batuan yang patah, aliran mengikuti patahan ini, membuat serangkaian sudut tajam berlangsung berturut-turut dalam proses. Pola aliran terdiri dari segmen aliran yang panjangnya kurang lebih sama membuat sambungan sudut tajam dengan satu sama lain disebut pola persegi panjang. Pola persegi panjang berbeda dari pola teralis karena segmen sungai utama tidak mencolok memanjang seperti dalam pola teralis. Sungai mengalir keluar dari semua sisi daerah tinggi seperti gunung berapi membuat pola radial (Gambar 11.23d).
BENTANG SUNGAI
Sungai adalah agen yang paling penting dari pembentukan lanskap (bentang darat) di daerah lembab dan di semuanya tetapi yang terpenting berada di daerah yang paling kering. Lanskap sungai terdiri dari kedua fitur erosi (lembah) dan fitur pengendapan (bar, dataran banjir, dan delta). Namun, persentase relatif dari fitur erosi versus pengendapan bervariasi dari satu wilayah ke wilayah. Sekarang kita akan melihat bagaimana sungai membuat lanskap (bentang) dan bagaimana lanskap seperti itu berubah terhadap waktu.
Perubahan pada Lanskap Sungai Terhadap Waktu
Lanskap fluvial berkembang melalui serangkaian tahapan selama sungai mengikis sampai ke tingkat dasar dan energi yang tersedia untuk erosi sungai berkurang. Setiap tahap ditandai dengan perbedaan ketinggian antara saluran sungai dan dataran tinggi yang berdekatan. Pengukur perbedaan ketinggian relatif ini disebut relief tersebut. Seiring dengan perubahan relief, setiap tahap juga berbeda pada perbandingan lebar saluran sungai dengan lebar lembah dan dalam kepentingan relatif dari erosi lateral versus pemotongan vertikal ke bawah oleh sungai.
Untuk mempermudah pembahasan kita tentang evolusi bentang aliran sungai, kita akan mulai dengan wilayah relief rendah yang telah terangkat di atas tingkat dasar. Batuan di daerah ini adalah seragam, dan iklim lembab dan tingkat dasar tidak berubah selama evolusi dari lanskap.
Pada tahap awal, sungai di wilayah ini terpotong ke bawah secara aktif, membentuk lembah yang mwmiliki lebar yang dekat dengan yang saluran sungai mereka sendiri (Gambar 11.24a). Ada perbedaan besar pada ketinggian antara sungai yang aktif terpotong menurun dan dataran tinggi yang berdekatan, dan relief di daerah tersebut mencapai maksimum. Dengan berlalunya waktu, sungai mengikis saluran mereka lebih dekat dengan tingkat dasar dan erosi lateral menjadi sama pentingnya dengan potongan menurun vertikal.
Dengan berjalannya waktu, sungai semakin memperluas lembahnya dengan erosi lateral. Saluran sungai kemudian hanya menempati sebagian dari lantai lembah sungai. Erosi lateral sungai, bersama dengan pengurangan massa, perlahan-lahan mengikis dataran tinggi di kedua sisi sungai, mengurangi relief di daerah (Gambar 11.24b). Erosi lateral Lanjutan bersama dengan tingkat yang lebih rendah dari potongan menurun vertikal mengarah ke tahap "final" dari erosi sungai. Tahap ini ditandai dengan sungai berkelok-kelok di atas permukaan tanah dekat relief yang sangat rendah dekat tingkat dasar. Pembagi drainase dengan relief rendah memisahkan cekurangan drainase yang berdekatan. Pemotongan vertikal ke bawah berlangsung, dan sebagian besar erosi terjadi melalui kombinasi dari erosi lateral dan pengurangan massa (Wasting Mass) (Gambar 1 1.24c) Akhirnya, erosi sungai dapat mengurangi lanskap untuk dataran tanpa fitur ( tanpa bentang ) dari relief yang sangat rendah. Demikian dengan permukaan sungai yang telah terkikis berelief sangat rendah disebut sebuah peneplain.
Gambar 11.24 Tahapan erosi sungai di area dimana tingkat dasar telah menjadi tetap, (a) tahap Relief Tinggi: Pemotongan Vertikal menurun oleh aliran sungai adalah dominan. Saluran sungai menempati sebagian besar lembah, dan relief regional tinggi. lebar lembah (ValIey) mendekati lebar saluran, (b) tahap Relief Sedang: erosi lateral mendominasi pemotongan vertical menurun. lebar lembah secara signifikan lebih besar dari lebar saluran sungai. relief daerah adalah moderat, (c) tahap Relief Rendah: Sungai berliku-liku melalui dataran banjir yang luas. Lebar lembah sangat melebihi lebar saluran sungai, dan sungai berdekatan dipisahkan oleh drainase pembagi dari relief rendah.
Pengaruh litologi, Struktur, dan Iklim pada Evolusi Lanskap Sungai
Urutan sebenarnya pengembangan lanskap sungai lebih rumit dari yang kita telah ilustrasikan. Dalam diskusi kita, kita berasumsi bahwa kawasan itu didasari oleh batuan seragam, bahwa iklim telah tetap, tidak berubah, dan yang paling penting, bahwa tingkat dasar tetap konstan. kondisi aktual biasanya jauh lebih kompleks. Sebagai contoh, sebuah daerah didasari dengan granit keras tidak pecah dapat tetap berada dalam tahap awal pembedahan untuk jangka waktu jauh lebih lama dari area yang didasari oleh batuan kurang-tahan seperti batu gamping dan serpih. Perubahan iklim juga dapat mempengaruhi erosi dan deposisi (pengendapan) sungai yang sangat besar. Perubahan dari gersang menuju iklim lembab disertai dengan peningkatan besar dalam debit sungai dan percepatan erosi sungai.
Pengaruh Perubahan Tingkat Dasar pada Evolusi Lanskap Sungai
Tahap akhir pada lanskap sungai jarang dicapai karena bumi adalah tubuh yang dinamis dan tingkat dasar berubah lebih sering daripada tidak. Salah satu bagian dari bumi dapat terangkat sedangkan bagian lain mereda. Dalam cara yang sama, level laut dapat naik atau turun jauh selama jangka waktu yang panjang. Perubahan di kedua tingkat elevasi tanah dan laut mempengaruhi tingkat dasar sungai. Ketika energi sungai adalah meningkat akibat ketinggian tanah atau penurunan permukaan laut, sungai mulai mengikis saluran dengan aktif sekali lagi. Sebuah sungai yang dimulai mengikis vertikal turun lagi karena perubahan tingkat dasar disebut Peremajaan Sungai (Gambar 11.25). Di sisi lain, penurunan energi aliran sungai yang disebabkan oleh penurunan ketinggian dari permukaan tanah atau kenaikan permukaan laut mengakibatkan percepatan pengendapan aluvium. Sungai yang aktif mengendapkan alluvium ke dalam lembah-lembahnya disebut aggradasi sungai.
Sebuah urutan peremajaan aggradasi (aggradational-rejuvenational) ditunjukkan pada Gambar 11.26. Awalnya, permukaan laut rendah dan sungai mengikis ke dalam secara aktif dan mengendapkan hanya lapisan tipis aluvium di dataran banjir (Gambar 11.26a). Kenaikan permukaan laut menghasilkan sungai aggradasi dan pengisian lembah dengan endapan aluvium tebal (Gambar 1 1.26b). Penurunan permukaan laut berikutnya mengakibatkan peremajaan sungai. Sungai yang diremajakan mengikis ke bawah ke dalam isi lembahnya. Dalam banyak kasus, penggalian isi tidak lengkap, dan bagian dari isi ditinggalkan sepanjang dinding lembah. Sisa-sisa erosi datar ini ditinggalkan di atas permukaan sungai yang muncul disebut teras sungai ( Gambar 11.26c dan 11.27).
Gambar 11.25 Tikungan yang sangat tajam di San Juan River, San Juan Negara, Utah. Perhatikan leher sempit di antara dua segmen sungai. (D. Caroll, U. S. Survei Geologi).
Gambar II.26 Sungai aggradasi dan peremajaan akibat dari perubahan dalam tingkat dasar. (a) permukaan awal (rendah) laut. Sungai aktif menerobos turun dan mengendapkan isi aluvial tipis seperti menggali sebuah lembah di batuan yang lebih tua, (b)Kenaikan di permukaan laut. Sungai mengendapkan aluvium sebagai penyesuaian dengan permukaan laut yang lebih tinggi. Aluvial tebal sekarang mengisi dasar lembah, (c) Penurunan di permukaan laut. Sungai mengikis ke dalam isi aluvialnya sebagai penyesuaian dengan permukaan laut lebih rendah. Flat sisa-sisa dari isi ditinggalkan sebagai teras di atas ketinggian dari dataran banjir ini.
Gambar 11.27 Teras sepanjang sisi utara Fork Selatan Sungai Shoshone, County Park, Wyoming. Perhatikan kemerosotan bekas luka di muka teras yang lebih rendah (W. C. Pierce U. S. Survei Geologi).
DAFTAR PUSTAKA
Didownload di Http://www.WebEcoist.com pada hari selasa tanggal 02 november 2010 pada pukul 23.00 wita.
Didownload di Http://www.AustralianGovernment.com pada hari selasa tanggal 02 november 2010 pada pukul 23.00 wita.
Didownload di Http://www.Google.com at Image pada hari selasa tanggal 02 november 2010 pada pukul 23.00 wita.
Ludman, A.1982. Physical Geology. New York : McGraw-Hill .
0 komentar:
Posting Komentar
KOMENTAR DISINI !!!