“GEOMORFOLOGI DALAM SURVEY HIDROLOGI”

Tugas Resume dan Translate

Diajukan Untuk Memenuhi Salah Satu

Tugas Mata Kuliah Geomorfologi Terapan dan Klasifikasi lahan

Dosen Pembimbing

Drs. Jupri, MT.,

Disusun oleh : Kelompok 2

Restu Apriantini A (1000911)

Revi Mainaki (1005785)

Ricky Purnama Ramadhan (1005495)

Ririn Surini (1001454)

JURUSAN PENDIDIKAN GEOGRAFI

FAKULTAS PENGETAHUAN ILMU PENDIDIKAN SOSIAL

UNIVERSITAS PENDIDIKAN INDONESIA

BANDUNG

2012

KATA PENGANTAR

Puji dan syukur senantiasa kami panjatkan kehadirat Allah SWT, bahwasanya

pada kesempatan kali ini kami dapat menyelesaikan laporan ini sebagaimana yang

telah ditugaskan sebelumnya.

Laporan ini merupakan wujud nyata dari hasil translate dan resume kami dari

bahan yang di berikan oleh dosen pembimbing, yakni buku dari Verstapen bab 4 yang

memiliki sub judul dan bahasan mengenai Geomorfologi dalam Survey Hidrologi.

Dalam praktiknya, proses penyusunan tugas ini melibatkan beberapa pihak

yang terkait. Untuk itu, kami mengucapkan terima kasih atas bimbingan yang

diberikan terutama kepada yth Drs. Jupri, MT., telah membimbing dan memberikan

masukan yang sangat berharga baik pada saat di lapangan maupun dalam penyusunan

laporan ini. Namun tentunya tugas ini masih belum sempurna, untuk itu kami selaku

penyusun memohon maaf apabila terdapat kekeliruan. Kami senantiasa

mengharapkan kritik yang membangun untuk perbaikan laporan kami ke depan.

Semoga laporan ini dapat bermanfaat.

Bandung, Desember 2012

Tim penyusun

DAFTAR ISI

KATA PENGANTAR...............................................................................................................ii

DAFTAR ISI.............................................................................................................................iii

DAFTAR GAMBAR................................................................................................................iv

DAFTAR TABEL......................................................................................................................v

BAB IV......................................................................................................................................6

GEOMORFOLOGI DALAM SURVEI HIDROLOGI.............................................................6

A. Pendahuluan................................................................................................................6

B. Sumber Daya Air Permukaan......................................................................................8

C. Sumberdaya Air Tanah..............................................................................................15

D. Geomorfologi dari Cekungan Drainase.....................................................................20

E. Analisis Morfometrik DAS.......................................................................................22

F. Jaringan Drainase......................................................................................................27

G. Pengaruh Hidrologi Pada Geomorfologi Pedataran dan Bentuk Saluran..................30

H. Kawasan Delta...........................................................................................................35

I. Memperkirakan Angka Debit dan Sedimen yang Dihasilkan Sungai.......................39

DAFTAR GAMBAR

Gambar 4.1 Foto sketsa peta Sri Lanka tentang karakteristik litosfer di daerah tersebut........14

Gambar 4.2 Contoh sumberdaya air permukaan di daerah Tunisia (Skala 1:50.000).............14

Gambar 4.3 Sumberdaya air di daerah konservasi danau Montana Amerika Serikat..............14

Gambar 4.4 Retakan diantara sungai Burudi dan Rwanda......................................................15

Gambar 4.5 Sungai bawah tanah di Hunan, China..................................................................19

Gambar 4.6 Grafik fungsi dari area resapan air.......................................................................20

Gambar 4.7 Area irigasi terbuka di India.................................................................................20

Gambar 4.8 Area unit geomorfologi Rajatshan, India.............................................................23

Gambar 4.9 Perbedaan hidrografik dari kedua bentuk aliran sungai.......................................25

Gambar 4.10 Berbagai pola aliran sungai................................................................................31

Gambar 4.11 Proses transisi sungai dari bentuk meander di Palu, Sulawesi, Indonesia.........32

Gambar 4.12 Pemandangan daerah aerial di Pulau Seran, Indonesia......................................32

Gambar 13 Zona aerial di Irian, Indonesia...............................................................................33

Gambar 4.14 Peta skematik zona kipas arid............................................................................34

Gambar 15 Pemandangan zona aerial tipe kaki burung di Irian, Indonesia.............................34

Gambar 4.16 Sketsa dari alam tanggul dan splay deposit di tepi belakang rawa....................35

Gambar 4.17 Sketsa leher memotong dan potongan parasut...................................................36

Gambar 4.18 Contoh Jaring-jaring Thysen..............................................................................42

Gambar 4.19 Bagian di cekungan Sungai Aglarm, india dengan kelas sedimen relatif..........42

Gambar 4.20 Pusaran udara di Keteldiep, Belanda. Skala: 1 : 25.000....................................46

Gambar 21 Citra Landsat (band 4, 5, 6 dan 7) dari delta sungai Gangga................................47

DAFTAR TABEL

Tabel 1 kecuraman dari lereng dan tundra vegetasi...................................................................9

Tabel 2 Bagian dari kemiringan dan vegetasinya (bogomolov, 1963)......................................9

BAB IV

GEOMORFOLOGI DALAM SURVEI HIDROLOGI

A. Pendahuluan

Hubungan antara geomorfolgi dengan hidrologi terbilang beragam dan rumit. Arti

penting dari geomorfologi untuk tujuan hidrologis telah dihargai meningkat diantara ahli

hidrologi pada beberapa dekade terakhir saat mereka menjadi dipakai pada pengembangan

sumber air dalam pengembangan dan negara lain dimana data hidrologis yang tersedia

ditemukan menjadi tidak cukup untuk tujuan mereka. Pada beberapa kurun waktu yang

cukup lama, seringkali sedikit jumlahnya atau bahkan tidak ada sama sekali data hidrologi.

Dengan demikian, para ahli hidrologi wajib menggunakan pendekatan yang berbeda

(Kuiper, 1971).

Studi geomorfologi fluvial, analisis morfologis dan lingkungan telah terjadi

peningkatan yang pesat. Geomorfologi memiliki hubungan yang sangat dekat baik dengan

air permukaan maupun keadaan air dibawah permukaan. Aset geomorfologi bertujuan

untuk menjelaskan dan menilai lingkungan di mana air mengalir sehingga menyediakan

ahli hidrologi bekerja di wilayah yang datanya kurang,  sehingga memungkinkannya untuk

memahami keadaan dan untuk membuat keputusan yang sesuai. (White, 1975; Zaporozec,

1979). Schumm (1964), menekankan peran geomorfologi ini, yaitu mengenai hubungan

umum yang ada antara variabel hidrologis dan geomorfologis. Ketika hubungan ini

digunakan, ciri-ciri hidrologis dari wilayah lain, yang secara geomorfologi serupa, dapat

diperkirakan. Hal ini berlaku pada sumber air permukaan maupun sumber daya airtanah.

Meijerink (1974), menguraikannya dan menyimpulkan hal yang serupa. Kriteria

geomorfologis tidak hanya membantu hidrologis dalam menilai sifat dasar hidrologis di

wilayah studi ini, tetapi juga memberi kemudahan ekstrapolasi mereka dalam ruang dan

waktu (Lohman dan Robinove, 1964). Pada konteks ini harus dibedakan antara air

permukaan, air sebagai cadangan aluvial/koluvial dan air yang terjadi di formasi geologi

yang lebih tua.

Di negara Jepang, peta hidrografis membentuk suatu pengelompokan tanah negara

(Nakano, 1962), dan di Polandia sebuah peta hidrografis yang sistematis, terinci pada

skala 1:50.000 membentuk seperti sebuah kemitraan dengan peta geomorfologi pada skala

6

yang sama (Klimaszewski, 1956). Dengan menganggap bahwa hidrologi sesungguhnya

adalah pengaruh gabungan iklim, bentuk tanah, geologi, tanah dan vegetasi pada rezim

alami air serta pengaruh manusia akan keseimbangan air, maka studi geomorfologi untuk

tujuan hidrologis seharusnya tidak hanya menekankan aspek genetik pengembangan

bentuk tanah, termasuk proses, tetapi juga aspek lingkungan. Pendekatan geomorfologis

terhadap studi hidrologi kemudian menjadi mitra untuk konsep pemodelan hidrologis yang

matematis. Hal ini dimungkinkan juga menyediakan data untuk perincian model

matematis semacam itu.

Air permukaan ada di sungai, danau dan rawa, yang pada dasarnya siap untuk dapat

diteliti tetapi adanya keragaman musiman memerlukan studi yang teliti mengenai

karakteristik bentuk, gradien, dan kekasaran permukaan sungai. Kenyataan bahwa air yang

diperlukan di wilayah setempat lebih banyak daripada di tempat yang berlimpah, bisa

memerlukan struktur teknik dari berbagai macam seperti pemanfaatan sumber daya air

yang terbanyak.

Airtanah pada umumnya memerlukan penelitian langsung. Pendekatan tidak

langsung terhadap sumber daya air tanah menjadi umum. Struktur tanah mungkin

memberikan petunjuk tentang keadaan air dibawah permukaan, contohnya oleh kejadian

lubang galian sumur atau retakan. Sebuah pengelompokan tanah seringkali diperlukan

untuk menilai keadaan lingkungan, untuk itulah penelitian geomorfologis perlu dilakukan.

Hal ini mendukung anggapan mengenai untuk tidak memisahkan hubungan antara

geomorfologi dan sumber air di bawah permukaan maupun di permukaan karena kedua

kompnen ini saling terkait (Hesters, 1981).

Peran geomorfologi dalam hidrologi menjadi lebih penting saat interpretasi foto dari

udara atau penginderaan jarak jauh lainnya, karena hal ini merupakan praktek umum pada

berbagai cara survey hidrologis. (Lohman dan Robinove, 1964; Radai, 1969; Robinove,

1968); Schumm, 1969; Tulio Benavides, 1976). Faktor-faktor geomorfologis juga

memainkan peranan dalam geologis-foto, atau survey pedologis, akuifer dan banyak hal

lain yang berhubungan dengan hidrologis. Data air permukaan yang digambarkan juga

menjadi lebih mudah dan lebih akurat dianalisis. Ini merupakan bukti dari apa yang telah

dikatakan di depan bahwa studi geomorfologis untuk tujuan hidrologis harus menekankan

bentuklahan dan faktor geomorfolgis lain dalam hal yang lebih luas. Tidak hanya itu,

dengan mempertimbangkan selain faktor geomorfologi memungkinkan untuk

menggambarkan keberadaan air di suatu lingkungan. Studi tersebut mencakup bidang-

bidang sebagai berikut :

7

Survey Ketersediaan dan karakteristik Morfometri yang meliputi bnetuk, ukuran,

kondisi lingkungan dan lain sebagainya.

Analisis dari jaringan drainase dan degradasi serta bagian dari basin.

Hubungan antara sungai dan agradasi sebagai bagian dari suatu basin.

Karakteristik cadangan yang berasal dari sungai serta meliputi kondisi sendimennya.

Semua hal yang ada diatas antara satu dengan yang lainnya saling berhubungan,

dan inti dari semua karakteristik tersebut adalah sumberdaya air di bawah dan diatas

permukaan bumi.

B. Sumber Daya Air Permukaan

Geomorfologi memberikan kontribusi pada studi mengenai keistimewaan-

keistimewaan air tanah dan mengevaluasi sumber daya air tanah memasukan pemetaan

pelurusan pengaliran air, seperti sungai, danau, perkiraan dataran banjir dari mata air, dan

tanda keberadaan sumber air. Pembagian garis variasi yang lainnya juga dipetakan,

menunjukan ukuran, bentuk, dan selanjutnya memperhatikan karakteristik mengenai (sub)

dasar pengaliran, memasukkan kapasitas pengalirannya. Mata air dapat diklasifikasikan

berdasarkan sebab terjadinya, namun geomorfologi dapat mengetahui keadaan sumber

daya air dengan memperkirakan kondisi tipe dan situasi geologi-geomorfologinya. Aliran-

aliran tersebut diantaranya sungau permanen, sungai periodik, sungai intermittent dan

sungai ephermeral,

Aliran sungai selalu nampak dari udara jika tidak tertutup atau terdeteksi oleh

vegetasi: tipe, luasan, diameter dsb aliran tersebut dapat ditandai dengan cukup akurat.

Pada zona taiga di utara Eropa dan Siberia keseragaman pinus tumbuh menyertai pohon

cemara ke arah sungai; di Kanada pun terindikasi 5 hal serupa : di daerah tropik yang

lembab ditemukan pohon sagu di area perairannya; pohon nipah merupakan ciri dari

daerah perairan payau dan jalur sungai di zona payau. Geomorfologi muncul dengan fokus

untuk menginvestigasi terhadap luasan, kealamian, keaslian dan petunjuk akan adanya

aliran dari perairan. Penggunaan lahan dan spesifikasi mikro relief merupakan sebuah

siklus. Dimana sungai memiliki gradien-gradien yang berbeda, sehingga lebih mudah

menentukan arah, wilayah kajiannya yang luas. Meski demikian geomorfologis

mengindikasikan seperti beting berpasir dll, yang digunakannya. Jika skala foto udara

yang tersedia besar maka data kualitatif yang terkumpulkan juga akan lebih banyak (air

permukaan pada daerah landai memiliki kecepatan arus < 1,5m/detik ; air permukaan pada

8

garis-garis hilir dari hambatan divergen memiliki kecepatan arus sekitar 2m/detik ; aliran

air permukaan pada daerah konvergen kecepatannya > 4m/detik). Gospodinov (1961)

mengeuraikan aplikasi interpretasi foto udara untuk stuasi hidrografik dan Bogomolov

(1963) memberikan informasi yang menarik antara hubungan kecuraman lereng,

kemiringan bentuk, drainase retensi salju/lumpur dan zona vegetasi tundra USSR seperti

yang digambarkan pada tabel 4.1 dan 4.2.

Tabel 1 kecuraman dari lereng dan tundra vegetasi

Kemiringan lereng Aliran, muatan lempung Vegetasi penutup

Sangat landai < 2° Tidak ada aliran, jumlah

lempung tinggi

Berlumut dan tumbuhan

daerah payau

Landai 2-15° Banyak lumpur Semua tumbuhan di daerah

tundra sangat dominan,

Sedang 15-25° Banyak lumpur Tipe berubah, dengan

permukaan berbatu dan

pengendapan aluvial

Miring 25 - 45° Masih ada sedikit lumpur Permukaan berbatu dan

pengendapan aluvial &

vegetasinya yang jarang.

Sangat miring > 45° Tidak ada lempung Tidak ada Lumut-semak

belukar

Tabel 2 Bagian dari kemiringan dan vegetasinya (bogomolov, 1963)

Sektor kemiringan Vegetasi penutup yang seharusnya

cembung Lumut dan semak-semak; kerikil, gambut,

tempat bertemunya pasir dan batu aluvial

Transisi (bagian atas) Lumut dan semak-semak; tempat bekumpulnya

lumut dan gulma

Transisi (bagian bawah) Lumut, gulma dan semak-semak tempat

berkumpulnya Lumut dan semak-semak

Cekung Danau (gulma dan lumut); padang rumput

dan semak-semak

9

Untuk mengevaluasi sumber air pemukaan (cooke and doomkamp, 1974; douglas

dan crabb, 1972) distribusi spatial dimana variasi musiman dan atau variasi sekuler yang

sepenuhnya sangat penting. Ada 3 ciri Sumber daya air permukaan di di daerah kering

yang memiliki jenis aliran sungai aphemeral dimana airnya murni mengandung aluvium,

sewaktu-waktu alirannya berkurang dan sumber airnya berada di batu yang lunak. Aliran

sungai aphemeral memiliki air hanya pada saat hujan turun dan lubang air pada sungai.

Sumber daya air tanah yang ada harus dapat diandalkan, misalnya dimana bahan berada

pada batuan dasar. Pelestarian harus dilakukan namun untukmenjaga penggunaan air yang

berlebih mungkin harus dilakukan penampungan. (Dixey, 1966)

Bagian dari sumber pasokan air permukaan musiman, perubahan sekuler

memberikan perubahan terhadap pasokan air. Sebagai contoh particultural bunga adalah

delta Okavango di pedalaman Bostwana, gambar dari satelit NOAA pada gambar 14.6.

Delta ini dibatasi oleh NE-SW pada setiap ujungnya yang diarahkan pada kesalahan

sistem yang baru dimulai, dan sampai dibagian selatan Afrika Timur. Akibat dari limpasan

aliran sungai boteti, yang mengalir ke delta Ngami dan daerah rendah Mababe (dan sungai

Zambesi). Bangian hulu delta dipengaruhi oleh patahan dan air nya mengering di

sepanjang Chobe dan Zambesi. Aliran arah air dari delta tersebut ditentukan oleh

pembuangan yang dihasilkan oleh air hujan yang lebat yang muncul di hulu perairan dan

di zona deltaic dan gerakan noetektonik disepanjang patahan.

Untuk lebih memahami mengenai sumber daya air permukaan, penting untuk

menyelidiki aliran limpasan hujan sebelum masuk kedalam saluran. Pembahasan secara

keseluruhan, sangat sulit memperkirakan aliran air di darat, tetapi besarnya dapat

dipastikan oleh kekuatan infiltrasi dari pengaruh air hujan. Penahanan dilereng akan

menyimpan air dan dengan demikian akan menghambat aliran. Penyimpanan selama

jangka waktu yang lama akan terjadi di daerah depresi yang bertindak sebagai waduk

retensi. Kerapatan vegetasi (kanopi pohon, belukar, rumput) ketebalan dari bahan organik

(sampah) ditanah adalah faktor dalam hal ini. Faktor geomorfologis adalah kecuraman dan

panjang lereng dan tekstur permukaan. Faktor lain adalah durasi dan intensitas curah

hujan. Kapasitas infiltrasi dari tanah dapat memperkirakan aliran darat. Ada berbagai

indikasi geomorfologis untuk memperkirakan dan pengukuran pada bidang yang

mendukung.

Jika mengikuti studi geomorfologi dan klasifikasi lahan yang merupakan

pendekatan yang sangat penting untuk mengevaluasi sumber daya air permukaan. Studi ini

menitikberatkan pada kondisi area hidrologi yang umum atau dasar sungai dan membantu

10

dalam mendefinisikan akibat dari presipitasi, limpasan air permukaan, infiltrasi dan

evapotranspirasi. Area permukaan yang ada untuk mewakili stasiun pengukur hujan.

Sebagai contoh dibahas pada kekuatan relief (ketinggian, kekuatan angin membawa

hujan,dll). Juga tempat stasiun pengukur hujan dapat dipasang untuk mewakili jaringan

yang dapat diperkirakan. peta isohyet dapat diperbaiki menggunakan pertimbangan faktor

relief dan pola melelehnya salju bisa dimasukan sebagai informasi yang relevan.

Penempatan stasiun pengukuran untuk mengukur perubahan variasi pada bagian-baian

didasarnya dapat menggunakan fasilitas pendekatan geomorfologi. Kemiringan, panjang

dan tekstur dari lereng memberikan pengaruh besar pada limpasan air permukaan (run-off)

dan infiltrasi. Kapasitas drainase juga memberika pengaruh yang berarti.

Analisis geomorfologi dan klasifikasi lahan juga dapat menjaga daerah banjir. 13

ilustrasi ini dicurigai menjadi penyebab terjadinya banjir. Pengukuran kontrol banjir bisa

diukur dengan perencanaan yang tepat dan bentukan dasar waduk danau dapat

diperkirakan. terakhir disebutkan bahwa aplikasi dari penerapan keadaan area tanah dan

tipe batuan sebenarnya menjadi ciri khas yang dapat dicurigai mengakibatkan erosi dan

dapat mengestimasi kuantitas yang melibatkan terjadinya hal itu. Ilustrasinya ada pada

gambar 4.1 dari Area Haputale, Sri Lanka oleh Herath (Verstappen, 1967).

Sejumlah unit bentang alam dapat dibedakan di haputale area, masing-masing

memiliki vegetasi dan litologi morfometric. Pada awalnya sedikit perhatian yang diberikan

pada jenis batuan karena pola drainase, kepadatan dan lahan perbaikan yang biasanya

lebih mudah pemantauan areal hidrologi menggunakan photo udara, karena patahan juga

sangat penting untuk mengetahui infiltrasi, run-off dll. Semua pendeteksian zona patahan

dan tumbukan dapat dipetakan, sebuah versi sederhana yang diberikan pada skala yang

rendah pada gambar 4.1. Berikut empat unit bentuk lahan yang dipetakan dan karakteristik

hidrologi mereka.

1. Bagian paling utara dan paling tinggi dari suatu wilayah. Zona dataran ini dicirikan

dengan perbukitan yang tinggi-membulat, lembah yang luas dan dangkal dengan

drainase yang tinggi dan jarang vegetasi dan rumput.daerah lereng ini pada umumnya

berada pada daerah utara dan diluar daerah aliran sungai.

2. Bagian tebing curam yang memiliki ketinggian 250-300 meter memilki formasi

batuan yang kuat. Pemotongan tebing yang curam dengan tipis, hanya di bagian spite

dan presipitasi tahunan hanpir 3.000 mm. Pada bagian ini ketebalan vegetasi alami

11

penggunaan lahan dan kontur di area kebun teh merupakan efek kondisi hidrologi di

zona lereng.

3. Zona perbukitan rendah. Tingginya kepadatan drainase dan indikasi intensitas

pemotongan daerah resapan air yang memiliki daerah batuan yang lemah. Unit kasar

ini biasanya terletak di tengah peta. Daerah ini meruncing keluar ke arah timur dan

memanjang ke selatan dibarat. Daerah pemukiman yang memiliki potensi tinggi

terjadinya erosi.

4. A board zone of fairly resistant charnokites in the south. Batuan ini memiliki

karakteristik batuan berwarna abu-abu pada photo udara dan kepadatan drainase yang

rendah

Bagian yang mencolok dari peta adalah zona patahan yang besar yang memanjang

di seluruh area NNE-SSW. Bagian yang berbeda pasti diamati, gerakan-gerakan baru

disepanjang patahan tidak mungkin terjadi, tetapi dapat dianggap sebagai zona rawan

dimana rembesan dapat terjadi.

Dapat disimpulkan dari survey pemetaan bahwa: 1) bendungan dibangun terletak

pada zona unit 4, tetapi tidak pada zona patahan; 2) praktek-praktek konservasi lahan

dilakukan di zona 3 untuk mengurangi pengurangan sumberdaya; 3) erosi sedikit terjadi

pada unit 1 walau dataran tinggi, karena litologi, vegetasi penutup dan pengaturan

pemukiman.

Contoh lain dari sumberdaya air permukaan pada gambar 4.2 dan 4.3. Gambar 4.2

menggambarkan area tunisia pada skala 1:50.000, dimana terdapat aliran sungai

ephemeral yang berasal dari pegunungan (bagian kiri photo), berasal dai 2 aliran kecil

sungai subsekuen merupakan situasi dari perbukitan tinggi membulat, di zona lereng NS.

Desa kecil ini menempatkan strategi diman aair minum tersedia dan dimana saluran

irigasi dari utara sungai menyediakan air untuk ladang mereka. Penempatan ini

bermaksud untuk menjaga daerah ini dari air banjir sehingga dalam waktu dekat mereka

dapat mengairi daerah SW (bagian kanan photo). Daerah ini aman dari bahaya karena

bagian kecil dari dasar sehingga berangsur-angsur tumbuh bagian atas erosi (sudut kiri

atas) sebagai pengulangan ini adalah bagian rendah. Keadaan di ladang yang memiliki

ketinggian yang rendah memiliki ketergantungan pada hujan, sehingga lapisan tanah

dapat mengisi air tanahnya. Yang terakhir ini tidak penting dari pola kipas ini, yang

berasal dari ngarai dan rekahan dari SW antara saluran banjir dan depan gunung. Di

daerah bagian bawah dipisahkan oleh jurang (kiri atas) tidak terjadi penggunaan lahan.

12

Sebuah situasi berbeda terdapat pada gambar 4.3 di daerah montana, USA skala

(1:20.000), disana air dari aliran ephemeral tidak digunakan dan air dibutuhkan untuk

mengisi irigasi ke ladang didapatkan dari waduk penyimpanan air terdekat dan dialirkan

ke ladang-ladang menggunakan kanal sub-horizontal irigasi dengan jalan air dari

penyilangan aliran ephemeral. Pertimbangan erosi sebagai hasil dari papasan dari bukit

yang manjadi hulu aliran. Lebih jelasnyaair disana berasal dari irigasi ditempat itu.

Sebagai contoh di daerah yang memngatur perundang-undangan menenai pasokan

air bergantung pada sumber daya air permukaan, adlaah di daerah Bugesera yang

berbatasan antara Rwanda dan Burundi.

Daerah ini berlokasi di 1500 meter timur zona rift Afrika. Memiliki gelombang

yang tidak cepat dan relatif rendah pada bagian pusat, dimana batuan granit mengelilingi

dan lereng pada seri Urundi. Presipitasi tahunan berjumlah 1.100 mm dan vegatasinya

adalah tipe savana. Dalam pencuacaan dan pentingnya karakteristik koluviasi yang luas,

sedientasi membuat area naik.

Perubahan arah dan formasi aliran diatasnya menyebutkan danau yang menjadi

efek kombinasi dari lereng timur secara umum miring dari daerah pengembangan

keretakan struktur dan pentingnya sedimentasi fluvial di dekat lembah Nyabarongo

merupakan pertemuan dari Akanyaru (Verstappen, 1963, 1967).

Tidak adanya jatuhan air dari daerah bagian-bagian atas lembah dan relief rendah

sebagian besar membedakan unit geomorfologi, goncangan yang sebagian besar dari air

hujan jatuh ke lembah-lembah yang diserap oleh tanah dan subsekuen penguapan yang

luas. Hanya sebagian infiltrasi akan menyempit. Yang dapat dibenarkan Tidak ada

pembanguna bendungan-bendunagn di lereng bertujuan untuk mengumpulkan air

permukaan. Hanya dekat dengan lembah Akanyaru dimana banyak relief.

Hal itu jelas bahwa sumberdaya air permukaan membutuhkan peraturan yang

lebih lanjut. Karena adanya tipe-tipe batuan tidak sangat menguntungkan untuk

penambahan air tanah dan air pengeboran yang di dieksekusi akan sedikit mengalami

keberhasilan. Sirkulasi air di material koluvial dapat dimanfaatkan.

13

Gambar 4.1 Foto sketsa peta Sri Lanka tentang karakteristik litosfer di daerah tersebut.

Gambar 4.2 Contoh sumberdaya air permukaan di daerah Tunisia (Skala 1:50.000)

Gambar 4.3 Sumberdaya air di daerah konservasi danau Montana Amerika Serikat.

14

C. Sumberdaya Air Tanah

Untuk mengevaluasi sumber daya air tanah, geomorfologi klasifiksi lahan

menggarisbawahi unit unit hidromorfologi yang dapat dimanfaatkan, mengambil faktor-

faktor morfologi dan litologi dalam pertimbangannya (Anon, 1973; Fisk, 1951; Freers,

1970). Area akuifer, pengisian zona air tanah dan dimana air tanah berasal dari mata air

yang dapat dipetakan. Dalam kenyataannya banyak faktor yang menyebutkan

menunjukan bahwa sub-section juga merupakan akibat dari keadaan air tanah (Williams,

1970). Infiltrasi dapat diperkirakan dengan menggunakan kriteria pengukuran; daya

serap batuan, rekahan,

Gambar 4.4 Retakan diantara sungai Burudi dan Rwanda

Permeabilitas tanah penutup, kecuraman dan keteraturan (retensi) dari lereng dan

pengaruh tutupan vegetasi.

Infiltrasi pengukuran atau perkiraan daripadanya penting tidak hanya untuk

mengevaluasi permukaan run-off kondisi pada interfluves dan penentuan waktu

konsentrasi banjir cekungan, tetapi juga untuk penelitian kondisi air tanah. Kekasaran

permukaan dan vegetasi dari lereng, bersama-sama dengan tekstur dan karakteristik lain

15

(struktur, kandungan senyawa organik, Ph, dll) dari hal-hal yang penting tanah. Kadar air

tanah juga merupakan faktor utama, laju infiltrasi tanah kering adalah rendah karena

ketegangan kapiler menghambat penetrasi air. Setelah tanah sedikit lembab,

bagaimanapun, infiltrasi mencapai nilai maksimum, kemudian menurun karena tanah

secara bertahap menjadi jenuh. Selama intensitas curah hujan kurang dari kapasitas

infiltrasi, ada permukaan run-off akan terjadi.

Sudut kemiringan, bersama-sama, dengan panjang, bentuk dalam profil dan rencana

dan kekasaran adalah variabel yang mempengaruhi geomorfologi infiltrasi. Lereng yang

cembung dalam rencana cenderung menyebarkan aliran darat dan dengan demikian

mendukung infiltrasi, sedangkan lereng yang cekung dalam rencana mempromosikan

konsentrasi aliran dan linier run-off. (Kirkby, 1978). Terlepas dari perannya dalam

mengisi ulang dari suatu reservoir air tanah, bantuan juga merupakan faktor utama dalam

sirkulasi air dengan cara interflow pada kedalaman dangkal, di atas tingkat air tanah.

Interflow ini diberi makan oleh penyimpanan kelembaban tanah, yang pada gilirannya,

tergantung pada infiltrasi dan evapotranspirasi. Kapasitas infiltrasi yang tergantung pada

permeabilitas batuan dasar, karakteristik tanah dan sedimen penutup, bantuan dan

vegetasi, dapat diperkirakan dengan klasifikasi daerah menggunakan foto udara dan / atau

citra penginderaan jarak jauh lainnya. Jika data curah hujan yang tersedia, limpasan

permukaan maka dapat diperkirakan. Breakdown dapat dibuat dari tanah ke dalam unit

sesuai dengan karakteristik relatif infiltrasi. Peringkat A diberikan, membedakan 3 sampai

5 kelas. Selama penelitian lapangan, ketika situs data hasil investigasi pada sifat material

tanah, kuantifikasi menjadi layak, baik atas dasar ukur infiltrasi, atau menggunakan

karakteristik infiltrasi diketahui dari bahan yang sebanding di daerah lain.

Contoh berikut Suriah (Voute, 1958), menggambarkan efek gabungan dari faktor

geologi seperti permeabilitas dan rekah dan faktor geomorfologi, misalnya kemiringan

kecuraman, pada potensi air tanah dari dua daerah yang berdekatan kapur yang terletak

pada W dan E dari graben Ghab masing.

Retak Senoman kapur terjadi timur dari graben dan bertindak lebih atau kurang

sebagai reservoir bawah tanah tunggal dengan besar recharge area SE dan yang sekunder

TL dari sejumlah mata air. The patahan dan karstification dari batu kapur Jurassic

outcropping W dari graben yang jauh lebih sedikit dan sirkulasi air di sana sering terbatas

pada daerah reservoir yang agak dangkal dan terisolasi. Dengan demikian tampaknya

bahwa dua daerah kapur, meskipun erat spasi, memiliki karakteristik reservoir yang sama

sekali berbeda dan telah mencapai tingkat yang berbeda karstification terlepas dari fakta

16

bahwa mereka telah terkena cuaca untuk tentang jangka waktu yang sama dan sebanding

dengan hal dengan tingkat deformasi tektonik. Alasan untuk hal ini adalah baik litologi

dan morfologi: topografi kasar dari Dj yang lebih tinggi. Ansarieh di barat tidak hanya

menimbulkan curah hujan lebih penting, tetapi juga mempromosikan permukaan run-off

dan membatasi infiltrasi. Dataran tinggi-seperti dan bergulir wilayah di Dj. Zawiye,

wilayah Massyaf dan Naarret / Naamane daerah yang, pada, sebaliknya lebih

menguntungkan untuk infiltrasi. Para penggemar aluvial yang luas dikembangkan di

sepanjang lereng curam dari Dj. Ansarieh dan hanya lokal hadir di sepanjang lereng curam

dari Dj tersebut. Zawiya, menambah potensi hidrologi yang berbeda dari kedua daerah.

Hal ini jelas bahwa dalam evaluasi hidrologi daerah kapur, perhatian khusus harus

diberikan pada primer serta permeabilitas sekunder. Yang pertama tergantung pada volds

antar butir awal dan mungkin rendah dalam batugamping kompak selama tahap awal dari

erosi. Hasil yang terakhir dari solusi dan proses pelapukan dan merupakan faktor utama

dalam hasil mata air. Meningkat permeabilitas sekunder dengan waktu di mana

batugamping murni prihatin dan cenderung menurun dalam batugamping murni, kapur, dll

indikasi geomorfologi Perbedaan perbedaan tersebut ada. Memberikan informasi hidrologi

yang berharga.

Situasi geomorfologi juga dapat memberikan petunjuk untuk hidrologi di

lingkungan lain. Springs dapat terjadi di daerah di mana capping batu tahan dan pervious,

(seperti tempat tidur batu kapur dan ferricretes) ditemukan di atas bahan tahan kurang

tahan, terutama di mana kontak berada dalam posisi topografi rendah, misalnya karena

kecenderungan sedikit dari tempat tidur. Mundur kemiringan ini kemudian tidak karena

erosi mundur, namun diatur secara khusus oleh penggundulan dari bahan yang lembut dan

mendukung runtuhnya blok berikutnya dari pembentukan capping. Recementation tersebut

fragmen oleh kapur atau air yang mengandung zat besi maka dapat terjadi dan selanjutnya

mempengaruhi situasi hidrologi.

Air tanah dangkal Relatif dapat terjadi dimana endapan aluvial dan atau colluvial

menutupi batuan dasar. Di daerah-daerah glasiasi Pleistosen, misalnya, daerah yang luas

dari glasial sampai dapat terjadi yang miskin di tanah dan di mana air yang cukup untuk

penggunaan lokal terbatas pada lensa pasir sesekali. Sebaliknya, dataran outwash kasar

bertekstur, lembah kereta, membajak tanah di antara barisan kerikil, dll biasanya membuat

equifers baik yang dapat terletak melalui survei dan pemetaan geomorfologi. Sebenarnya,

sebagian besar air tanah di daerah tersebut berasal dari lembah pra-dan interglacial

dikuburkan, khususnya di Amerika Serikat (Watt, 1985). Di dataran rendah atau Eropa

17

utara mengisi lembah proglacial yang pernah berbatasan lapisan benua es surut,

merupakan sumber utama air tanah. Hasil dari lembah terkubur tersebut dipengaruhi oleh

tekstur dan permeabilitas pengisi. Sebuah studi geomorfologi glasial jelas relevansi

hidrologi yang cukup.

Secara umum, orang adil dapat mempertahankan geomorfologi yang memberikan

kontribusi ke lokasi tanah resapan atau asupan daerah dan prediksi resapan air tanah dari

zona berbagai (Knisel, 1972). Pembagian sub-jauh dari reservoir air tanah ke zona terbatas

dan tidak terkekang dan ke kompartemen dipisahkan oleh hambatan seperti tanggul dan

kesalahan menghambat transportasi horizontal tanah, difasilitasi oleh analisis

geomorfologi menyeluruh dari daerah yang bersangkutan. Sebuah contoh diberikan dalam

stereopair babi. 3,5 menggambarkan beberapa dekat-vertikal tanggul dolerite terjadi di

sub-horizontal, tempat tidur Transisi Basalt dan batupasir Gua di Lesotho mana mereka

bertindak sebagai perangkap air tanah, terutama di basalt. Tanggul membentuk

pegunungan mencolok di tempat tidur transisi karena perlawanan mereka yang lebih besar

terhadap erosi. Mereka topografi tertekan dalam basal mana hanya zona kontak dapat

berdiri kami lega. Eksplorasi geofisika untuk tanah ca dipandu oleh pengamatan

geomorfologi sebelumnya dilakukan. Tingkat zona terbatas air tanah pada dasarnya

ditentukan oleh sub-surfae geologi (Le Grand, 1970). Kapasitas penyimpanan berikut dari

volume berbagai formasi dan tingkat resapan dan missibility trans tergantung pada

permeabilitas dan ketebalan. Pentingnya tabel air yang bertengger dan artesis ditunjukkan

di banyak bagian dunia, misalnya, pasokan air di Cekungan Tersier dari Paris dan

budidaya tanggal di Aljazair. Di antara cekungan air tanah utama, sedangkan Sandstone

Dakota Basin di sebelah timur Pegunungan Rocky, Amerika Serikat, yang membawa ke

arah timur air tanah lebih dari jarak 500 km dan cekungan yang mendasari Murray dan

DAS Sayang di SE Australia yang menghasilkan kira-kira. 8.10 6 cbm harian 400-1,500 m

mendalam dan ditemukan terutama oleh penalaran deduktif berdasarkan curah hujan dan

data debit.

Tanah di daerah cadangan batu kapur merupakan bidang yang sangat menarik dari

studi. (Bruker, et.al 11972, Ion, 1970 Knisel, 1972; marketik, 1969; Rolgic, 1969;.

Berkeringat et al, 1973). Dimana karst dangkal terjadi, pembendungan sungai bawah tanah

mungkin layak (lihat gambar 4.5).

Hal ini terlihat dari contoh yang diberikan bahwa kerusakan lahan ke dalam unit-unit

geomorfologi memiliki karakteristik yang berbeda sehubungan dengan masalah tanah

yang berharga untuk penilaian sub-permukaan sumber daya air. Hal ini berlaku baik untuk

18

bidang peran degradasi, dan daerah fluvial. Aeolian dan aggradation glasial, di mana

penekanannya adalah pada permeabilitas, situasi topografi dan ukuran. Isi ulang daerah

dan kerugian tanah dan pelepasan sub-permukaan air yang harus dipertimbangkan. Foto

udara dan interpretasi lainnya teknik penginderaan jarak jauh juga telah terbukti berguna.

Peran geomorfologi dan lebih khusus lagi penggunaan foto udara stereoskopik dan

mosaik foto untuk mengevaluasi situasi tanah telah diakui selama beberapa dekade.

Lohmamn dan Robinove 91.964) menyebutkan pentingnya evaluasi bentuk lahan dalam

hal litologi sebagai petunjuk untuk sifat bantalan air prevalling. Mereka menekankan

pemetaan aluvium sungai dan teras fluvial dan menggunakan ketinggian teras di atas

sungai sebagai ukuran untuk kedalaman air tanah. Pembuangan semi diperkirakan atas

dasar pertumbuhan tanaman di sekitar mereka dan panjangnya sepanjang terkukus mereka

makan. Baru-baru ini, Meijerink (1974, 1977) diikuti pendekatan foto udara. Lainnya

penginderaan jauh

Gambar 4.5 Sungai bawah tanah di Hunan, China

Teknik, khususnya citra Landsat juga telah berhasil digunakan untuk tujuan ini

(robinove, 1968), selalu menggunakan prinsip-prinsip dasar yang sama. Selain indikator

vegetasi, luas areal sawah irigasi juga dapat digunakan untuk memperkirakan hasil dari

sumur dangkal terbuka dari mana air berasal. Areal tersebut merupakan indeks dari

penyimpanan sub-permukaan pada kedalaman dangkal. Penulis menerapkan metode o

sawah irigasi disiram oleh sumur rantai dekat Quetta, Pakistan (sub-bagian 6,41) dan

menunjukkan daerah di mana tanah itu tidak efisien digunakan. Maijerink (1974)

dibandingkan daerah irigasi dengan daerah resapan yang sesuai di area Cuddapah, India

Selatan, di mana sebagian pediplaned Pra-Kambrium batu dengan deposito dikonsolidasi

lokal di semi-aridclimatic kondisi hanya menyediakan sumber daya air langka. Perbedaan

lokal dalam dangkal sub-permukaan kondisi air dapat berkorelasi dengan ukuran daerah

resapan. Gambar. 4.6 memberikan contoh dan menunjukkan daerah irigasi (hachures),

resapan daerah (garis putus-putus) dan sumur (lingkaran terbuka, titik hitam ketika

19

sampel). Gambar. 4.7 adalah grafik yang menunjukkan daerah irigasi sebagai fungsi

daerah resapan untuk semua zona diselidiki.

D. Geomorfologi dari Cekungan Drainase

Sub-Bagian berhubungan dengan studi geomorfologi DAS dari bagiannya, untuk

tujuan hidrologi (Chorley, et al, 1969;. Cooke dan Doornkamp, 1974). Penekanan pada,

bagian degradational hulu DAS sebagai geomorfologi dataran rendah akan diperlakukan

secara terpisah. Kedua studi kualitatif dan analisis kuantitatif baskom dan sub-DAS yang

terlibat.

Penelitian kualitatif sifat DAS geomorfologi dan lainnya untuk tujuan hidrologi

dapat diterapkan untuk mengevaluasi sumber daya air dari DAS yang diteliti (Chiang dan

Peterson, 1970; Popp, 1969), dan juga dapat diterapkan untuk ekstrapolasi data dari satu

baskom lain , meskipun pendekatan yang kedua telah terutama digunakan di permukaan

run-off perkiraan dan jauh lebih sedikit untuk tujuan air tanah. Meninggalkan terpisah

pemetaan fitur air permukaan, khususnya drainase rawa, mencairnya salju, identifikasi

salinitas melanggar tanah, dll, itu pada dasarnya adalah sebuah pendekatan multi-

disiplin, di mana geomorfologi memiliki peran utama, terutama ketika foto udara dan

citra penginderaan jarak jauh lainnya yang digunakan. Hal ini sangat berharga untuk

studi pengintaian dan memerlukan dukungan peningkatan kebenaran tanah ketika (semi)

survei rinci yang bersangkutan. Pendekatan ini telah terbukti relevan untuk berbagai hal

penting hidrologi seperti: besarnya relatif debit tahunan, debit puncak interval

kekambuhan tertentu, daerah rawan genangan (dengan kedalaman), kerusakan potensi

banjir, daerah evapotranspirasi tinggi dan daerah karakteristik sedimen produksi

berlebihan dan mengisi ulang akuifer dangkal dan dalam. Hasil survei memberikan

20

Gambar 4.7 Grafik fungsi dari area resapan air

Gambar 4.6 Area irigasi terbuka di India

kontribusi tidak hanya untuk studi hidrologi murni tetapi membantu dalam penilaian

sumber daya permukaan dan air tanah dari lembah atau daerah diselidiki (Maitre, 1968).

Dengan demikian mereka dapat digunakan untuk hal-hal seperti pemilihan lokasi

untuk sumur terbuka untuk irigasi, situs untuk sumur tabung, penyimpanan danau untuk

keperluan pertanian dan lainnya, dll insinyur, dihadapkan dengan masalah crossdrainage,

dapat mengambil manfaat dari survey jenis ini fisiografi dan analisis cekungan drainase

(Tricart, 1962, 1978). Selalu baik air permukaan dan sumber daya air tanah dangkal atau

dalam sering tidak menarik, meskipun pada tingkat desa mereka penting ofutmost untuk

petani subsisten banyak (ITC, 1969). Bahkan sejumlah kecil air tanah dangkal mungkin

cukup untuk mengatasi jangka pendek kekurangan curah hujan dan juga untuk

pertumbuhan tanaman.

Pengkajian potensi resapan air tanah yang difasilitasi oleh sebuah studi dari tekstur

dan permeabilitas bahan surficial dan deposito di dasar sungai. Sebuah studi yang cermat

terhadap profil tanah dan evaluasi drainase internal dapat memberikan petunjuk untuk

kapasitas infiltrasi. Erosi tanah dan karakteristik vegetasi indeks berguna lainnya.

Kedalaman tabel air dan fluktuasi dalam sumur terbuka dan tabung dari ketinggian

topografi yang dikenal serta hasil mereka diperlukan untuk menilai sumber daya air

tanah dangkal dan dalam masing-masing. Discharge pengukuran kecil, low-order sungai

di musim kemarau dapat memberikan data yang representatif tentang karakteristik aliran

dasar dan menengah untuk penyimpanan lama di daerah aliran sungai. Jika pengukuran

dilakukan di sejumlah situs benar dipilih dalam satuan fisiografi perwakilan, wawasan

dapat diperoleh dalam perbedaan regional penyimpanan jangka panjang di daerah aliran

sungai secara keseluruhan. Geometri saluran penting untuk perkiraan debit bank penuh,

dengan menggunakan persamaan Manning.

Karena debit bank penuh teoritis terkait dengan penyimpanan jangka pendek DAS,

geometri saluran juga memberikan petunjuk ke permukaan dan dekat permukaan-kondisi

penyimpanan. Penyimpanan rendah dan singkat disertai dengan tinggi, bank-full

discharge dan sebaliknya.

Penyimpanan depresi pada rawa dan danau dapat dievaluasi dengan pengukuran

fluktuasi tingkat dan luasnya. Tanah bintik-bintik dan lapisan gley adalah indikator lain

dari penggenangan air dan drainase internal dan eksternal miskin.

Peta ara. 4.8. menunjukkan contoh bagaimana gangguan geomorfologi tanah ke

unit utama, evaluasi karakteristik hidrologi mereka, dan pemetaan fitur air permukaan

yang relevan dapat berkontribusi untuk penilaian tanah dan potensi air permukaan. Hal

21

ini terkait dengan area Borunda kering dan semi-arid. Rajasthan di India. (Meijerink,

1974). Jelaslah bahwa daerah kapur memiliki sumber daya air tanah yang terbaik,

terutama di mana terjadi fraktur. Isi ulang dari akuifer ini adalah dengan infiltrasi dari

hujan lokal / sheetwash dan dengan sheetwash dari daerah sekitarnya (misalnya, Utara

Gagrana). Para konglomerat dan batupasir unit 2 berkontribusi dengan aliran bawah

permukaan. Air kerugian equifer mungkin ke fraktur Nadi Gabung dan deposito Luni di

kanan bawah. Satu-satunya tempat di mana permukaan air mungkin bisa disimpan

tampaknya menjadi hilir Nadi Joiri dari batupasir.

Penelitian mengenai potensi pembangunan pedesaan dari Daerah Jalor, Rajasthan,

diberikan dalam sub-bagian 6.4 dapat dijadikan contoh untuk evaluasi geomorfologi

sumber daya air.

E. Analisis Morfometrik DAS

Dalam studi kuantitatif dari aliran sungai, parameter morfometrik ditekankan

(Morisawa, 1969) dan dapat dikelompokkan menjadi tiga kategori utama: ukuran, bentuk

dan bantuan (sudut dan aspek lereng, dimensi vertikal). Kategori ini akan dibahas dalam

bagian ini sub-dan dalam urutan yang disebutkan di atas. Penekanan pada pendekatan

kuantitatif dan bila memungkinkan relevansi parameter untuk tujuan hidrologi (debit,

sedimen, dll) akan disebutkan. Saat menghitung luas permukaan DAS, seluruh area

antara garis membagi dan muara dengan semua bidang dan antar sub-basin harus

dipertimbangkan. Dalam kasus infiltrasi substansial dan drainase bawah tanah, aliran dari

cekungan berdekatan atau keluar terhadap mereka mungkin terjadi. Perawatan harus

diambil untuk menyelidiki, pada kekuatan dari situasi geologi dan geomorfologi, apakah

membagi tanah bertepatan dengan membagi topografi. Jika hal ini tidak terjadi satu harus

menyadari bahwa hanya sebagian dari curah hujan dalam zona (lebar yang sulit untuk

menunjukkan dengan pasti) memberikan kontribusi untuk sirkulasi air dalam baskom.

Persentase tergantung pada rasio antara infiltrasi dan limpasan permukaan, karena

mantan dapat mengalir ke satu baskom dan yang kedua ke yang lain.

Telah didirikan oleh schumm (1964) bahwa ukuran cekungan rata-rata urutan

tertentu memiliki hubungan eksponensial dengan ukuran rata-rata cekungan dari tatanan

yang lebih tinggi.

22

Gambar 4.8 Area unit geomorfologi Rajatshan, India

Jika aliran order dan ukuran cekungan diplot pada kertas log ganda, hasil garis lurus,

dengan kemiringan yang tergantung pada konstanta R = ₐ tingkat daerah.

Semakin besar ukuran baskom, penyimpangan kurang dalam debit. Debit puncak

menjadi kurang proporsional, sedangkan peningkatan aliran dasar. Sebagai hasilnya,

hidrograf cekungan besar cenderung halus daripada cekungan sebanding dengan ukuran

yang lebih kecil. Ada beberapa alasan untuk situasi ini. Pertama, intensitas curah hujan

23

keseluruhan kurang ketika sebuah cekungan besar dianggap, sedangkan kapasitas

penyimpanan dan waktu kenaikan banjir konsentrasi. Rumus empiris telah

dikembangkan menunjukkan bahwa debit di outlet baskom eksponensial terkait dengan

luasan DAS hulu. Ketika debit puncak dianggap, eksponen jelas memiliki nilai negatif

karena pentingnya puncak arus menurun dengan peningkatan ukuran basin sebagaimana

telah dinyatakan di atas. Rumus empiris q = C. Sebuah ¯ 0,5 berlaku untuk ini. (Q =

debit puncak, A = basin ukuran dan C = konstanta empiris).

Karena debit puncak tergantung pada karakteristik fisik banyak cekungan yang

bersangkutan, termasuk tutupan vegetasi dan dampak anthropogenous, penerapan rumus

untuk cekungan terbatas. Sebuah pendekatan pragmatis berdasarkan efek estimasi

parameter cekungan berbagai tidak semata-mata pada ukuran cekungan disukai,

meskipun data kuantitatif yang tepat tidak selalu dapat diberikan. Karena debit puncak

adalah yang sangat penting, misalnya, dalam memutuskan pada ukuran gorong-gorong,

jembatan atau causeway selama konstruksi jalan raya. Hal ini diuraikan dalam sub-

bagian 4.7, menggunakan jalan raya Trans Sumatera sebagai contoh.

Bentuk cekungan adalah faktor lain yang mempengaruhi karakteristik morfometri

debit sungai sebagaimana tercermin dalam kurva hidrograf tersebut. Hal ini ditunjukkan

dalam gambar. 4.9 menunjukkan suatu cekungan memanjang dan satu kurang melingkar

dengan ukuran yang sama dengan hidrograf masing-masing unit. Kurva dari cekungan

memanjang yang halus yang dijelaskan oleh lag waktu yang lebih besar untuk air dari

hulu untuk mencapai outlet. Dalam kasus air, baskom lebih bundar dari tangkapan

bawah, menengah dan atas mencapai outlet dalam waktu kurang dan menyebabkan

pembuangan lebih tinggi selama periode yang lebih singkat. Perlu dicatat bahwa

perbedaan-perbedaan dalam bentuk juga dinyatakan dalam rasio percabangan (lihat sub-

bagian 4.6) yang jauh lebih tinggi untuk cekungan memanjang.

Sebuah indikasi kasar berbentuk cekungan dapat diperoleh dengan menggunakan

ukuran linier, seperti panjang saluran utama atau jarak ke titik yang paling terpencil di

perimeter. Namun, berbagai indeks yang digunakan yang melibatkan parameter seperti

lebar, panjang dan perimeter cekungan. Foto udara dapat digunakan dengan keuntungan

untuk tekad mereka. Beberapa indeks berikut:

24

Gambar 4.9 Perbedaan hidrografik dari kedua bentuk aliran sungai

Indeks Ukuran:

Sw= LW

= L2A

Di mana L adalah panjang dari DAS di sepanjang aliran utama dalam km.

(Mengukur panjang lembah dan tidak panjang sungai berkelok-kelok). W adalah lebar

rata-rata km. (A = L /), dan A adalah ukuran DAS (daerah) dalam km ² (Horton, 1945).

Indeks Gravelius

Kc=0.28P

1 /2 a

Di mana Kc adalah Gravelius indeks bentuk. Sebuah daerah dari cekungan di

kilometer persegi dan P keliling basin di kilometer. A dan P dapat diukur pada foto udara

dengan menggunakan planimeter dan curvimeter, masing-masing.

Indeks Langbein

Jumlah ini penjumlahan dari bidang subdivisi kecil dari cekungan drainase masing

dikalikan dengan jarak aliran untuk basin outlet atau titik pengukuran (al). Indeks, a . IA

adalah ukuran dari panjang efektif perjalanan air.

25

Perbandingan Sirkulasi

Rc= AdAc

Di mana Ad adalah area cekungan, dan As adalah permukaan lingkaran, memiliki

batas yang sama dari cekungan di pertanyaan. Nilai maksimal dari Rc adalah kesatuan.

Rasio Elongasi

ℜ=DL

Di mana D adalah diameter sebuah lingkaran memiliki area yang sama dari basin

dan L mewakili panjang maksimum dari basin, diukur sejajar dengan garis utama drainase.

Nilai maksimum dari Re adalah kesatuan ( schumm, 1956 )

Kemiringan sudut dan karakteristik basin lebih lanjut merupakan sepertiga faktor

morfometri relevansi hidrologi ( speight, 1980 ) lereng curam umumnya memiliki tinggi

nilai limpasan permukaan (run off) yang tinggi dan infiltrasi yang rendah. Akibatnya,

mereka menambah kecuraman dari hidrograf dan mengakibatkan lucutan puncak yang

relatif tinggi. Tingginya proporsi dan kecepatan dari darat mengalir dengan mudah

mengarah ke lembah dan akhirnya terjadi erosi alur.

Terpisah dari sudut lereng, panjang lereng terkait dengan bantuan amplitudo juga

harus dipertimbangkan dan dengan cara ini, medan diseksi dinyatakan di drainase

kepadatan dan gradien dari jalur. Sudut kemiringan dapat ditentukan di lapangan, tapi

kontur peta atau foto udara yang lebih sering digunakan. Karena pengukuran diperlukan

yang melelahkan, lereng yang terbatas dan acak

Strahler (1956) mengembangkan suatu metode untuk persiapan peta lereng dengan

menggunakan peta photogrammetrical pada skala 1: 25.000 atau besar, tergantung pada

bantuan dan panjang lereng. Peta-peta topografi tidak diperlukan karena kecuraman dari

lereng dapat diukur secara langsung dari foto udara.

Untuk mengurangi persiapan peta lereng, sedikit modifikasi dari metode dapat

diterapkan.

1. Lereng daerah dibagi ke dalam beberapa kelas gradien. Lebar kelas tergantung pada

perbedaan nilai maksimum dan minimum kecuraman lereng di Medan dan akurasi

yang diinginkan.

2. Medan-aspek yang memiliki kecuraman lereng sama ditentukan dan digambarkan

dari gambar stereoskopik.

26

3. Dalam setiap digambarkan segi medan, beberapa pengukuran kecuraman lereng

yang dibuat untuk memeriksa ketepatan gambaran dan menghitung rata-rata

kecuraman lereng.

Hasil pengukuran lereng dapat disajikan dalam bentuk peta kemiringan atau sebagai

histogram distribusi frekuensi. Ketika peta kontur yang digunakan, luas permukaan antara

dua garis kontur yang berdekatan dapat dibangun.

Rata-rata lereng das dapat ditentukan menggunakan kontur peta yang terbuat dari

foto udara dengan menerapkan berikut rumus.

S= MNA

x 100

Dimana M adalah total panjang kontur dalam DAS (dalam meter), N adalah kontur

interval dalam meter dan A adalah ukuran DAS di m2. untuk lereng kecil rata-rata dapat

dijadikan rasio perbedaan dalam elevasi antara DAS outlet dan punggungan paling jauh

untuk perkiraan rata-rata DAS. Rumus untuk panjang bantuan rasio adalah:

Rr= H max−H minL average

Dalam kasus basin yang lebih besar, elaborasi atas kuantifikasi diminta lebih lanjut,

meliputi berbagai parameter. Nomor kekasaran (HD) adalah parameter bantuan lain. Itu

adalah produk dari relief loksl kepadatan drainase. Nomor ini menyarankan kecuraman

dari lereng secara implisit: jika intensitas kepadatan drainase meningkat dan relief lokal

(R) tetap konstan, kecuraman lereng juga akan meningkat. Jika R meningkat lagi. Untuk

dataran tinggi dan kepadatan tinggi drainase, nomor kekasaran mencapai nilai tinggi.

F. Jaringan Drainase

Analisis kualitatif dan kuantitatif jaringan drainase yang berlaku dalam area juga

dapat menghasilkan informasi hidrologi menarik meskipun hubungan antara jaringan dan

sumber daya air tidak selalu mudah dan hanya memberikan indikasi umum. Namun

demikian, ini mungkin digunakan untuk drainase basin yang pendek pada data. Hal ini

disebabkan sistem fraktur atau faktor struktural lain yang tercermin dalam mereka tetapi

juga karena efek kondisi tanah dan khususnya, permeabilitas pada pola ini.

Faktor-faktor yang harus dipertimbangkan adalah: kepadatan, yang juga memiliki

bantalan pada permeabilitas dari bebatuan, jumlah kontrol geologi pada pola drainase dan

semua perhitungan dan homogen pola ( schumm, 1972 )

27

Diantara pola dendritik atau pola arborescent adalah yang paling umum. Cabang

sungai membuat sudut akut dengan sungai utama. Ini pola koheren yang terbaik bagi

pembangunan di wilayah batuan homogen dan sub-horizontal dasar batuan. Pola paralel

sebagian besar merupakan hasil dari proses struktural tapi lebih sering adalah hasil dari

sebuah perbedaaan umum lereng medan. Sebuah pola radial sering tidak secara langsung

dipengaruhi oleh struktur. Itu dapat terjadi di sebuah bentuk sentrifugal, misalnya pada

kerucut vulkanik, dalam sebuah gaya sentripetal bentuk pada cekungan di mana

penguapan dan / atau penyusupan yang tinggi.

Sedikit efek dari struktur geologi pada drainase utama dapat mengakibatkan pola

sub-dendritik dan sub-parallel. Efek dari struktur menjadi dominan ketika dasar batuan

tahan dari berbagai erosi yang mengenainya.

Di sebuah struktur kubah kemudian menghasilkan pola annular. Terdiri dari gaya

melingkar atau ellipsoidal, elemen drainase berikutnya terletak di bantalan yang kurang

resisten. Yang berada di konsekuen, aliran radialis atau urutan yang lebih tinggi.

Pola Tralis sebagian besar sama tapi berasal dari garis lurus dari bantalan batuan

yang lebih linier. Sejumlah kecil, urutan pertama sungai bergabung dengan sungai mayor:

karena itu, rasio bifurfikasi dan kepadatan drainase yang sering tinggi. Di daerah dimana

sesar atau patahan yang banyak, angular dan rectangular menjadi pola dominan yang

ditandai oleh garis lurus yang terhubung dengan tajam, akut dan menyudut.

Pentingnya analisis kuantitatif dari pola drainase telah semakin ditekankan sejak

penyelidikan awal dari Horton ( 1945 ), Strahler ( tahun 1964 ) dan lain-lain. Pendekatan

mereka berpusat pada sebuah aspek yang cukup besar dari parameter-parameter basin,

mayor salah satu yang dengar di bawah ini.

Aliran rangka adalah aspek utama dari analisis kuantitatif drainase berjejaring.

Horton ( 1945 ) memperkenalkan sebuah sistem untuk itu yang sudah dimodifikasi oleh

strakler ( tahun 1964 ) dan ini sistem terakhir ini yang umumnya digunakan. Horton

menemukan tiga hukum yang mengatur organisasi utama drainase berjejaring. Jumlah

aliran setiap rangka dalam satu bentuk basin merupakan kebalikan pola geometris dimana

istilah pertama adalah kesatuan dan rasionya disebut rasio bifurfikasi Rb. Yang terakhir

dapat diartikan sebagai nilai pada jumlah aliran urutan tertentu harus dikalikan untuk

mendapatkan jumlah sungai berikutnya bawah perintah. Demikian pula, rata-rata panjang

aliran setiap rangka dalam satu basin geometris seri ( hukum panjang sungai) dimana

istilah pertama adalah persatuan dan rasio sungai panjang rasio ( R I ). hukum ketiga

Horton menghubungkan gradien dari aliran sungai umum dengan aliran ordo yang

28

mengungkap bahwa sehubungan dengan ini parameter kebalikan seri geometris hubungan

ada ( hukum dari sungai slope)

Rasio Bifurkasi

Rb= NuN (u+1)

Telah terbukti yang menarik. Meskipun nilai tidak tepat akan bentuk satu urutan

yang sama ke berikutnya, karena perubahan.

Kepadatan drainase dalam area dikomparasikan dengan kondisi iklim umum yang

bergantung pada faktor-faktor geologi (terutama batuan dan ketahanan bantalan terhadap

erosi) dan kapasitas infiltrasi. Bagian terakhir adalah sebagian dipengaruhi oleh faktor

permeabilitas batuan, tapi relief dan kelembaban minyak juga merupakan faktor yang

mempengaruhi kepadatan drainase adalah kuantitatif parameter lain dari jaringan

drainase. Dinyatakan dalam panjang kilometer saluran per sq km. kepadatan drainase

daerah aliran Sungai ditulis dalam bentuk

Dd= LAd

Di mana L mewakili total panjang semua saluran dan Ad wilayah basin. Ini adalah

ukuran untuk tingkat diseksi dari cekungan dan dapat ditentukan dari peta topografi

menggunakan sebuah planimeter dan sebuah curvimeter. Jika citra satelit digunakan,

perawatan yang harus diambil koreksian geometris tentang pengukuran yang mungkin

maka diperlukan.

Drainase kepadatan adalah sesungguhnya dipengaruhi oleh banyak faktor,

diantaranya resistensi terhadap erosi dari bebatuan, kapasitas infiltrasi tanah dan kondisi

iklim yang tinggi. densitas rendah drainase dan cekungan besar dengan aliran utama

relatif rendah-order yang umum di tahan rocks, sedangkan kepadatan tinggi drainase dan

lebih tinggi urutan cekungan yang umum di batuan lunak seperti serpih. kapasitas

infiltrasi, sebagai dipengaruhi oleh permeabilitas, kedalaman lereng dan kondisi

kelembaban tanah, faktor utama yang lain sebagai iklim yang menyertainya dan vegetasi

menutupi.

Meskipun evaluasi hidrologi dari data kepadatan drainase tidak selalu mudah,

beberapa aspek yang menarik dapat dikenali. Di daerah mudah dibedah parameter ini

memberikan petunjuk untuk jarak antara saluran drainase, parameter ini memberikan

petunjuk untuk jarak antara garis drainase, sehingga panjang rata-rata limpasan adalah ½

29

kerapatan drainase. di daerah buruk membedah kepadatan drainase yang rendah mungkin

menunjukkan kapasitas penyimpanan yang penting.

G. Pengaruh Hidrologi Pada Geomorfologi Pedataran dan Bentuk Saluran

Karakteristik dan perubahan temporal sungai membentuk kelompok geomorfologis

lain dari data hidrologi yang relevan (Allan, 1968, Carey 1969, Coleman 1969, Martinec

1967) khususnya sehubungan dengan pelepasan dan transportasi sedimen. bentuk-bentuk

saluran dapat diklasifikasikan menjadi meander (kelokan), dikepang, dan kelurusan,

kekasaran bantalan batuan dapat ditentukan, lereng saluran yang didirikan, jejak-jejak

geomorfologis tanda-tanda air tinggi terdeteksi dan penampang sungai-tempat bantalan

diukur. Perbedaan berbagai jenis sungai yang terjadi di dalam satu area menunjukkan

perbedaan hidrologi dalam bantalan batuan.

Keragaman aplikasi dari pendekatan geomorfologi kepada evaluasi hidrologi

pedataran secara jelas dijelaskan oleh Verstappen ( 1972 ). Karakteristik Hidrologi yang

menonjol dari ciri geomorfologi sungai di pedataran yang dijelaskan di bawah.

30

Gambar 4.10 Berbagai pola aliran sungai

31

Dikepang Sungai seperti dari seran, Indonesia, digambarkan dalam pemandangan

miring ara 4.12 dapat terjadi invariety keadaan tetapi mereka biasanya menunjukkan

bedload penting dari sungai-sungai dan posisi agak cepat de bahan kasar. Pembentukan

mereka disukai oleh situasi seperti dipercepat erosi di perairan kepala, ambang rock yang

mengganggu Sungai pemotongan yang melanjutkan pekerjaan lateral sungai.

Gambar 4.11 Proses transisi sungai dari bentuk meander di Palu, Sulawesi, Indonesia

Implikasi hidrologi sangat penting fluktuasi dalam melaksanakan, sering

perubahan pola saluran dan air tanah mengalir di sandy / serak bahan. Di daerah banjir,

ini biasanya pendek dan menengah durasi.

Gambar 4.12 Pemandangan daerah aerial di Pulau Seran, Indonesia

32

Endapan, membentuk anak sungai memasukkan batang utama dari sebuah sungai

di kurang gradien atau sungai pegunungan atau torrents masuk dataran, adalah fitur

geomorfologis penting lain yang dihasilkan dari fluvial akumulasi.

Erosi yang cepat di dalam tangkapan, mengumpulkan batang torrent dan kipas

alluvial (kanan bawah) jelas terlihat. Dua fase aktivitas dapat dibedakan pada kipas

pesanan, saat ini tidak aktif dan bagian tumbuhan dan zona sempit, tandus, aktif.

Gambar 13 Zona aerial di Irian, Indonesia.

Implikasi hidrologi lain aluvial penggemar yang cepat deposisi biasanya bahan

kasar di mana aktif penggemar khawatir, yang pola radial sebagian ditinggalkan saluran

dan terjadinya imperfek lembaran banjir di daerah kering ( semi ). Gravitasi aliran air

tanah bisa diharapkan ketika petched meja air yang rendah, ketika kipas adalah serak,

atau ketika bertengger watertables terjadi dengan tempat tidur. liat / berlumpur Mata air

yang sering ditemukan di daerah di mana menyebar ke lereng. Banjir biasanya dangkal

dan durasi pendek tapi bencana mungkin akibat perubahan tiba-tiba dalam posisi saluran

atau dari kejadian dari hulu sungai. debouching di bagasi Umumnya banjir harazd adalah

terbesar sepanjang aktif saluran, kurang di bagian atas dan bawah dari penggemar dan

minimum di bagian tengah (Gambar 4.14).

Hidrologi tersebut implikasi dari sebuah kembali rawa tanggul situasition

memasukkan posisi tinggi dari palung sehubungan dengan adjancent bagian polos, yang

mungkin memimpin untuk rembesan atau untuk breanches di alam tanggul.

Daerah antara alam tanggul seringkali menghambat drainase eksternal dan

drainase internal yang sulit karena tekstur halus material. waterlogging tanah dan

33

pembentukan gley dalam profil tanah umum di backswamps. Banjir tanggul alami adalah

penting kecil walaupun beberapa saling menindih kadang-kadang occurs.lateral

menguras Sungai mungkin, namun, membawa bencana ke pemukiman terletak di

tanggul, menyebabkan pembentukan pelanggaran di tanggul (ara 4.16) atau membuat

deposito splay antara zona tanggul dan backswamp.

Studi sungai meander dan mereka cut-offs adalah hidrologi relevansi. cukup besar

Umumnya menunjukkan kejadian yang relatif lingkungan di mana terutama menengah

denda tekstur bahan disimpan ( Inglis 1967 ) qualitave memperkirakan dari bedload

situasi sering didapat.

Gambar 4.14 Peta skematik zona kipas arid

Gambar 15 Pemandangan zona aerial tipe kaki burung di Irian, Indonesia.

34

Gambar 4.16 Sketsa dari alam tanggul dan splay deposit di tepi belakang rawa.

menjelajahi yang kemudian terjadi di daerah banji dangkal di kurva cembung liku yang

mana gradien curam dan kecepatan aliran air yang lebih besar daripada penampang

sungai. Gambar 4.17 menguraikan ini.

H. Kawasan Delta

Mungkin tidak ada di lingkungan alami yang lain di mana geomorphologi dan

hidrologi begitu terjalin seperti di daerah delta. Faktor hidrologi memiliki pengaruh besar

pada area delta adalah: faktor-faktor fluvial seperti frekuensi dan durasi banjir, tingkat

naik dan turun volume banjir sungai, jumlah minimum periode kering aliran mengangkut

sedimen ke laut, faktor-faktor seperti gelombang pasang dan kejadian astronomi dan

magtitude dari gelombang badai. Bentang alam yang diproduksi pada gilirannya

mempengaruhi kondisi hidrologi Delta. Tiga bagian daerah delta dibedakan: bagian atas di

mana Sungai adalah faktor dominan, bagian tengah, hilir sungai dimana laut berperan

sebagai bagian yang pengaruhnya paling terlihat. Banyak ditemukan pada delta bahwa

bagian tengah menimbulkan masalah teknis untuk delta seperti banjir. Survei

geomorfologi disini bermain terutama dalam interpretasi foto udara, peran penting (seperti

menawarkan cara terbaik untuk menentukan lokasi yang tepat dari aliran), mungkin nilai

praktis banjir memberikan perlindungan dan pengembangan dari skema delta.

Ini menambah wawasan terutama dalam perbedaan batuan kecil dan jenis deposit

sedimen yang terjadi untuk memahami kondisi banjir. Tanggul terbangun dalam zona

yang lebih rendah dari delta terutama jika pasang besar. Hal ini karena fakta bahwa

simpanan yang penuh sering mencapai tahap

35

Gambar 4.17 Sketsa leher memotong dan potongan parasut

di bawah pengaruh air pasang harian. Di bawah kondisi tinggi dan luasnya tanggul

pegunungan tersebut, secara umum di zona seluruh pesisir delta cenderung lebih tinggi

daripada wilayah tersebut, dimana sebuah zona dangkal danau dan rawa-rawa mungkin

akibatnya akan terjadi, jauh di hulu dimana sungai membangun bendungan pada tingkat

beberapa kali dalam setahun, ketika serentetan atau di pelepasan simpanan penuh, di

pegunungan tanggul jauh kurang berkembang. Hal ini terutama terjadi di bagian tengah.

perbedaan sedimen yang membentuk tanggul dan rawa-rawa kembali menjelaskan

mengapa bagian ini yang paling rentan terhadap banjir.

Gradien Delta berkurang selama pertumbuhan delta, oleh karena itu sebesar yang

mampu diangkatnya akan diangkut sebagai adaptasi profil longitudinal baru. Hal ini

mengakibatkan banjir lebih sering, yang membentuk merupakan bagian dari alam delta

dan hasil bangunan di bagian atas. Delta lereng juga mempengaruhi pola dari cabang

aliran . Volker (UNESCO l966) menyatakan bahwa beberapa aliran besar biasanya

terjadi jika lereng antara berukuran 5 x l0 -5 dan 5 x 10 -4 dimana sejumlah cabang

umumnya dalam kasus gradien lebih lembut. Pada saat yang sama ukuran cekungan

berkurang dan bendungan menjadi lebih rendah dan secara bertahap bertransisi ke

cekungan.

Di daerah yang baru dibentuk misalnya, untuk pemutusan pola tanggul aliran

tersebut sebetulnya baru dimulai. Apakah lama atau tidak cabang yang baru akan naik

lumpurnya, akan tetap dalam operasi, tergantung pada berbagai keadaan dan khususnya

di arah kelengkungan kedua cabang tersebut. Jika cabang baru adalah lurus dan

berangkat dari yang lama saja dalam sebuah pola yang berliku-liku menekuk,

kecenderungan sungai akan menjadi aliran tua dimana menempatkan penggunaan air

yang dialihkan, cekungan mendapatkan sebuah dorongan keatas karena banyak lumpur

dari bawah yang tersimpan. Ini adalah situasi yang lumayan umum karena kuatnya

menguras cekungan yang membentang di sungai. Namun, jika cabang yang baru adalah

36

melengkung dan aliran lama lurus di kedua cabang, hal ini memungkinkan bahwa aliran

baru sementara yang berguna. Jika yang lekukan dari keduanya mungkin tetap secara

bersamaan menggunakan apa yang tersedia dan sama seperti sebelumnya. Panjang

perbedaan dari dua cabang juga dapat menentukan: memiliki cabang ke jarak terpendek

ke luar dengan sebuah gradien yang lebih kuat dan dalam posisi yang menguntungkan

paling tidak sampai lebih lanjut pertumbuhannya.

Mikhailov (UNESCO, 1966) menunjukkan bahwa kecepatan saat ini di muara

berkurang sejajar dan tegak lurus dengan arah saat ini. Berkurang paling cepat di bagian

tengah dari muara dan ada sebaiknya terbentuk. Hal ini akan mengubah pola arus dan

benting terbentuk. Mekanisme ini menjelaskan mengapa dalam kasus muara dengan

banyak cabang, Pusat yang cenderung silt-up yang mana sebagai dua posisi ekstrim

cenderung menjadi dominan. Arus panjang pantai, pantai hanyut dan gelombang adalah

proses yang cenderung menutup keluar air terjun yang menyimpang. Pegunungan pasir

pantai mungkin terbentuk, tetapi di mana mereka berada absen arus berbalik dekat pesisir

dikelilingi oleh meander yang terbentuk alami dan menjadi tanggul yang dikeringkan ke

arah laut. Dengan demikian mereka adalah sampai batas tertentu dilindungi dari banjir

oleh Sungai, tetapi sepenuhnya terkena badai lonjakan di sisi ke laut mereka yang

terbuka.

Pentingnya pasang surut di bangunan alami tanggul bagian bawah Delta telah

disebutkan. Namun pasang-surut memiliki efek geomorfologis penting lainnya dan

berkontribusi terhadap integrasi geomorfologi dan hidrologi di daerah delta. Daerah

besar rentang pasang surut, seperti delta di Sungai Gangga, sungai telah secara agresif

mengikis karakteristik sungai dan di udara foto kita dapat melihat luas zona transisi

antara rendah dan tingginya tanda yang mencolok. Pasang surut membantu menjaga

hubungan sungai ke laut terbuka dan meluruskan bagian terendah mereka. Lebih jauh

hubungan hulu meningkat kelengkunganny dan saling berhubungan tiap aliran mungkin

hasil dari ponding air sungai selama pasang; Efek pasang rumit terutama ketika tidak

secara bersamaan terjadi di sepanjang pantai, tetapi berlanjut dari satu sisi lainnya.

Sepanjang pantai Belanda pasang surut berlanjut dari Selatan ke utara dan akibatnya

aliran di muara memiliki gradien lain dengan kecepatan saat ini lebih kuat dan kurang

sedimentasi daripada aliran yang diarahkan dari sungai ke laut.

Efek pasang rumit terutama ketika tidak secara bersamaan terjadi melalui keluar

sepanjang pantai, tetapi berlanjut dari satu sisi sebelah. Sepanjang pantai belanda pasang

surut dari berlanjut selatan ke utara dan akibatnya di di muara memiliki berbaring di

37

sebelah gradien. Saat ini kecepatan lebih kuat dan kurang sedimentasi di daripada

diarahkan.

Komplikasi lain yang terendah yang mencapai sungai-sungai sebagai hasil dari

kontak tersebut adalah terbentuknya air payau segar dan tercampurnya perairan ini

sebagai hasil pembentukan yang cenderung di permukaan, kecenderungan yang mungkin

berkisar dari arah vertikal dan hampir horisontal. Kecepatan arus yang lebih rendah dekat

khususnya proses yang terjadi akan mengakibatkan sedimentasi penting sebagai bagian

dari sungai, terutama dari partikel yang sangat halus (0,0002 mm). Memperdalam sungai

atau kanal untuk tujuan navigasi perahu dapat mengakibatkan gangguan salinitas dan

sebagai konsekuensinya memberikan kontribusi untuk sedimentasi yang meningkat dari

sebelumnya perairan segar yang berubah payau. Proses ini telah diamati di hilir sungai,

sebuah cabang sungai s-chelde, yang memperdalam sungai untuk meningkatkan akses ke

pelabuhan Antwerp.

Gaya coriolis yang cenderung terjai di sungai-sungai di belahan bumi utara ke

kanan dan orang-orang dari belahan bumi selatan ke kiri telah berperan serta dalam

geomorphological efek, baik sebagai garamnya dan sedimentasi dipengaruhi oleh itu. Ini

telah diamati yang secara kuat bagian dari sungai-sungai besar salinitasnya terjadi di

dekat bagian kanan bawah sedimen dibandingkan ke kiri sedimen. Sebagai akibat

sedimentasi membentang lebih jauh ke atas sungai dekat kiri simpanan. Efek sangat jelas

di muara sungai. Jika yang penting jarak pasang-surut terjadi di wilayah tersebut gaya

coriolis mungkin secara substansial berkontribusi untuk simpanan erosi di kedua sisi

selama naik juga jatuh.

Ini jelas bahwa delta area penting sekali untuk studi Hidromorfologi untuk

mengambil karakteristik, dari seluruh aliran sungai yang menjadi pertimbangan mereka

akan mempengaruhi kebijakan daerah bagian bukit sungai bukit. Contoh yang baik yang

diberikan oleh toda dan oya yang dibandingkan dengan kiso dan chiltugo sungai di

jepang (lihat juga bagian 13). Kiso sungai membawa sedimen yang tinggi sebagai akibat

dari pegunungan dengan gradien curam dan tidak adanya bokor-bokor penyiraman di

mana beban bisa disimpan sebagai hasil alam, besar tanggul yang telah dibangun

seringkali tahan lama genangan area yang luas. Sebaliknya sungai Chikugo, sangat

terbatas kapasitasnya dan tanggul pembangunan di sepanjang yang lebih rendah, cabang

sungai memasuki daerah bukit memiliki gradients curam. Sebagai sebuah hasil sungai

chikugo adalah di posisi yang rendah.

38

Sifat pedalaman (bersama dengan kecepatan dan turbulensi selama sedimentasi)

juga menentukan tekstur sedimen. Stratifikasi sedimen dijelaskan oleh fakta bahwa

kecepatan saat ini diperlukan untuk erosi sedimen daripada untuk sedimentasi nya.

Dengan demikian sedimen bertekstur halus akan tersimpan selama kondisi tenang

ditutupi oleh materi berpasir selama periode turbulensi yang lebih besar, tanpa terhapus.

Pedalaman juga memiliki efek pada kesuburan deposit delta. Pedalaman berat termakan

cuaca tropis lembab sungai biasanya menghasilkan agak materi dan berisi kapur tropis

sungai air sering rendah. Air melewati daerah clay yang mungkin menjadi beracun dan

air payau mungkin menjadi faktor dalam pengayaan kalium jika konsentrasi natrium dan

klorin dapat dikurangi. Hal ini memainkan peran penting dalam proyek-proyek irigasi

yang mana kesuburan tidak hanya tergantung pada kualitas tanah tetapi juga pada air.

Efek gabungan faktor-faktor seperti sungai lucutan, beban sedimen, littoral drift,

pasang surut, badai, ukuran tangkapan dan gerakan kerak, mengakibatkan keragaman di

delta morfologi. Setiap delta sungai tenggara Asia memiliki identitasnya sendiri. Delta

Irrawaddy, DImana banjir karena lucutan atas jangkauan dan lokal berat hujan,

menunjukkan akresi vertikal sangat kecil tapi tumbuh ke laut pada laju sekitar 50 meter

setiap tahun. Erosi umum karena rentang pasang surut besar. Chaophya Delta di Thailand

memiliki empat besar tanggul pegunungan dengan interverning backswamps mana air

tergenang adalah tempat meter dan mengambang beras dibudidayakan. Gradien Delta

sangat rendah dan banjir lembut. Sebagai akibatnya deposito sangat baik bertekstur.

Seaward, pertumbuhan Delta telah menyebabkan penurunan gradien dan peningkatan

frekuensi banjir falairis. Sungai Gangga deltais terdiri dari pada luas sistem saling

berhubungan, terutama di Alam yang paling menonjol tanggul membentang dari calcutta

untuk asia tenggara yang merefleksikan perubahan yang besar dari sungai gangga dari

barat ke timur karena crusta1 gerakan. Di barat tanggul yang tinggi dari sungai lebih

menonjol, drainase baris lebih dalam incised, yang muara lebih luas dan air tawar

pengaruh lebih terbatas.

I. Memperkirakan Angka Debit dan Sedimen yang Dihasilkan Sungai

Itu telah dinyatakan pada sebelumnya berbagai kesempatan dalam sub bagian

bagaimana dan ketika geomorphological pengamatan dan parameter-parameter dapat

digunakan untuk membuat kualitatif sungai perkiraan jumlah discharge, peak ilow,

39

sedimen pikirlah, dll ( gottschalk, tahun 1964 ). Dl kata ini referensi untuk ini bagian

awal akan dibuat.

Aproksimasi pertama debit karakteristik sungai dapat diperoleh dengan murni

hipotesis penilaian kualitatif dari berbagai dari geomorphologlcal unit cekungan dll

( gagoshidze, tahun 1976; ghanem l972; holeman, tahun 1975 ).

Beberapa apa yang lebih presisi dapat dicapai dengan menerapkan semi-empirical

metode dan memberikan rating untuk unit ini seperti yang digunakan dalam memasak

metode (ven te chow, 1964). Lurus ke depan parameter morphometrical dari sebuah das.

Seperti pengurasan kepadatan, baskom bentuk dan kemiringan dapat berhasil diterapkan

untuk perkiraan puncak lucutan menggunakan beberapa regresi teehniques. Seperti

disebutkan sebelumnya jarak aliran air garis memberikan informasi secara kualitatif pada

permukaan iari dibandingkan untuk penyusupan dan penguapan, jika climatological

faktor tersebut dikenal, khususnya, curah hujan pengurasan kepadatan dapat berfungsi

sebagai indikator yang berguna. Permukaan iari tergantung pada permeabilitas batu jenis

dan tanah menutupi serta padayang karakteristik morfologi dari medan. Klasifikasi medan

dalam hydro-morphological unitsis berdasarkan faktor-faktor seperti diseksi dari dan

steepriess dan membentuk dari yang tanahnya. Ada biasanya sebuah dekat hubungan

antara faktor tersebut hidrologi dan penting seperti peak lari off. Karena lithology

merupakan salah satu dari sejumlah faktor geomorphology yang mempengaruhi dari

baskom, unit hidromorfologi mungkin atau tidak mungkin bertepatan dengan litologi

batas-batas. Evaluasi dari unit-unit ini dari segi peak run-off telah untuk menjadi

disesuaikan untuk basah musim, ketika the- soils yang jenuh dan sebuah rainstorm dari

conside intensitas rable dan durasi hasil dalam relatif lari off tingkat bunga.

Bahkan off'of menjalankan sebuah sungai dan bentuk hydrograph yang memberikan

variasi dalam lucutan dengan waktu ditentukan oleh intensitas curah hujan dan distribusi s

fosil mereka serta karakteristik dari Das. Antara karakteristik ini, bantuan dan bentuk

peringkat tinggi sebagai geomorfologis variabel; parameter importinat lingkungan lain hal

permeabilitas dan patahan bedrock, tekstur dan bahan penutup terkonsolidasi, kondisi

jenis dan kelembaban tanah. Dalam cekungan kecil cepat jangka off menanggapi curah

hujan hanya terjadi mana sebagai cekungan besar memiliki respons yang lambat. Hal ini

dapat dimengerti karena aliran perenial cekungan besar dipertahankan oleh pembuangan

air tanah dan efek dari puncak kabur diproduksi di cekungan sub oleh curah hujan singkat

lokal tinggi, adalah dibasahi.

40

Waktu konsentrasi banjir ini menarik dari sudut pandang hidrologi. Ini adalah waktu

yang dibutuhkan untuk air untuk melakukan perjalanan dari titik paling jauh Das ke outlet

Das. Nomographs ada untuk memperkirakan waktu coricentratiom rumus:

T C=6.95L1.15

H 0.385

Dimana L adalah panjang Das sepanjang arus utama di m dan H adalah Hmax - Hmin

dalam m. Namun, perbedaan ketinggian air terjun jeram atau dropsshould lain tiba-tiba

menjadi substracted dari nilai H sebelum menggunakan rumus. Semua pengukuran yang

diperlukan dan cek dapat dibuat pada grafik foto udara. Lereng yang terjadi ln daerah

aliran sungai (kecuraman, distribusi frekuensi, dll) yang sangat menarik hidrologi mereka

mempengaruhi menjalankan kedua dan sedimen transportasi sepanjang lereng.

Beberapa aplikasi praktis morphometrical pendekatan yang diuraikan pada oleh

Hirsch (197S). Penulis ini mengklaim bahwa rasio antara kepadatan drainase Sungai

episodik dan fana dapat digunakan sebagai indikasi untuk torrentiallty dan menyebabkan

antropogenik pengaruh yang cepat meningkatkan drainase kepadatan dan terjadinya

sejumlah besar aliran urutan yang lebih tinggi.

Aplikasi hidrologi menarik lain faktor lega, secara singkat disebutkan dalam sub-

bagian 4.2, penentuan curah hujan di tangkapan berdasarkan data yang dikumpulkan situs

hujan mengukur stasiun. Metode paling sederhana mati, menggunakan rata-rata

arithmetric pengamatan, biasanya tidak memuaskan karena alat pengukur yang non-

seragam sedang didistribusikan. Hasil yang lebih memuaskan diperoleh dengan bobot

data gauging menurut areal distributionlof stasiun. Ini dapat tidak menggunakan metode

Thiessen disebut tegak lurus bisectors menggambar garis yang menghubungkan jaringan

stasiun (Gambar. 4.18). Hasil terbaik dicapai dengan peta yang menunjukkan isohyetes

yang digambar oleh interpolasi di zona itu. Shapest dari isohyetes yang sering sangat

dipengaruhi oleh situasi bantuan. LN kasus presipitasi orografik meningkat dengan tinggi,

kecuali pada ketinggian besar whereadecrease umum.

Paparan angin membawa juga penting. Perbedaan besar mungkin ada antara

windward dan leeward lereng dan garis crest yang memisahkan mereka kemudian

ditandai dengan penurunan tiba-tiba hujan. Penilaian portation produksi dan trans

sedimen dalam berbagai bagian dari Das ( Gambar 4.19) dan hasil akhir sedimen di

muara sungai sungai adalah halus peduli (Allan dan Barnes, 1973); Bedito dan Wieber,

1967; Bowie et al, 1975; Glymph 1972; Hopp, 1972).

41

Kontribusi yang geomomhological untuk masalahnya adalah awo-fold: sebuah

geornorphological klasifikasi dari negeri itu ke dalam jenis genetical dan menyeluruh dan

quantative studi kualitatif berbagai proses erosi sekarang dan masa lalu. Selanjutnya,

pedological data erodibility dari tanah dan tahap erosi mencapai sebagai jelas dari

truncation dari profil, misalnya, sangat penting. Terbukti, ada hubungan antara erodibility

tanah dan erosi proses. Universal persamaan, kehilangan tanah dikembangkan di amerika

serikat, memberikan hasil alasan dapat akurasi forp watersheds kecil. Masalah diuraikan

pada bagian 1l5 berurusan dengan erosi survei.

Gambar 4.18 Contoh Jaring-jaring Thysen

Gambar 4.19 Bagian di cekungan Sungai Aglarm, india dengan kelas sedimen relatif

42

Non-forested slopes I – Low (5). II – Moderate (30). III Hight – Very Hight (77.5).

Forested-slopes IV – Low (2.5). V – Moderate (15). VI Moderate hight (45) (Meijerink

1974).

Salah satu kesulitan dalam memperkirakan potensi yang ada dan sedimen produksi

dari interfiuyes adalah bahwa secara sporadis terjadi curah hujan yang berlebihan

intensitas mungkin mengubah karakteristik baskom semalam dan bahwa perubahan dalam

sampul vegetatif seperti deforestasi dan karya lain manusia mungkin memiliki efek yang

sama dalam hitungan beberapa tahun, dekade atau abad. Kesulitan yang lain adalah

bahwa ada berbagai sumber sedimen, beberapa di antaranya tidak mudah terdeteksi atau

diukur kecuali rumit dan rinci penyelidikan yang dilakukan. Linear erosi seperti

pembangunan selokan, jurang dan badlands dapat dipetakan relatif mudah, terutama

ketika foto udara yang digunakan, meskipun kuantifikasi mungkin sulit baik dalam absen

citra berturut-turut atau karena skala foto tidak mengizinkan pengukuran tepat

(peningkatan) Insisi dari selokan dan jurang; Tingkat erosi lembar dan rill dapat

determited dari pemotongan dari tanah profil dan nada yang berbeda, biasanya lebih

ringan daerah mana tanah atas telah dihapus. Efek dari gerakan massa jauh lebih sulit

menilai dan erosi simpanan tidak selalu mudah didirikan.

Vegetatif penutup dan landuse polas, mungkin menambah kesulitan yang disebutkan

di atas (Walling, 1974). Kesulitan dalam penilaian hasil sedimen adalah bahwa kita harus

mempertimbangkan proporsi yang sedimen yang diproduksi di interfluves disimpan

sebelum mencapai sebesar yang mampu diangkatnya dan bagian yang tetap dasar sungai

intthe'aggrading (temporararyly) atau disimpan dalam zona tertekan dan daerah-daerah

lain di mana air menyebar, menjatuhkan parrt beban.

Meskipun kesulitan-kesulitan ini, sub-divisi Das ke kelas atau sama sedimen produksi

menggunakan foto udara dan upaya berikutnya kuantifikasi oleh pengamatan bidang di

masing-masing kelas ini adalah pendekatan yang sah. Studi yang dilakukan oleh

Meyerink (1977) di lembah Sungai Serayu, Jawa, Indonesia memberikan wawasan yang

baik metode yang terlibat dan hasil yang diperoleh ketika menerapkan pendekatan

geomorfologis.

Ketika sebuah basin diselidiki untuk estimasi sedimen hasil, banyak faktor yang

berbeda harus dipertimbangkan. (Schumm, 1961, l969; Scott dan William, 1974;

Somogyl, 1967). Itu mungkin penting di sini untuk mak perkiraan tingkat lagi disebabkan

mendapan Danau reservoir berdasarkan batu jenis terjadi, mereka erotion kerentanan dan

kuantifikasi proses operasi.

43

Persamaan kehilangan tanah universal dapat digunakan untuk membuat semua

perkiraan erosi kotor yang terjadi di dalam baskom (Williams, 1975) tingkat sedimen

hasil dari daerah aliran Sungai segera sebanding hanya jika mereka kotor erosi tarif per

satuan luas kira-kira sama. Bijak lain Tarif pengiriman mereka harus dibandingkan.

Setelah faktor penyebab tingkat pengiriman sedimen telah dievaluasi untuk unit wilayah

iklim, itu mungkin untuk memprediksi sedimen menghasilkan agak tepat dari erosi bruto

data dan pengiriman ls menilai karakteristik dari individu Das dalam wilayah itu.

Penyesuaian untuk rasio pengiriman sedimen diperlukan karena variasi besar dalam

tingkat erosi kotor dan persentase bahan terkikis diangkut ke titik pengukuran. Telah

menunjukkan bahwa sesedikit 5% dan sebanyak hampir 100% dari bahan terkikis di Das

mungkin dikirim ke titik hilir di dataran. Lt juga harus dipertimbangkan bahwa bagian-

bagian yang relatif kecil kadang-kadang dapat menghasilkan sebagian besar erosi kotor.

Dalam kasus ini ukuran sewenang-wenang net-kontribusi daerah adalah indikator

sedimen hasil yang lebih baik daripada daerah total Das. Beberapa parameter

geomorfologis adalah penting dalam sedimen hasil perkiraan. Curam Das dengan baik

idetined aliran mencapai lebih tinggi nilai daerah aliran Sungai rendah lega dan aliran

definisi yang buruk. Kepadatan drainase atau lebih tepatnya kepadatan serpihan aliran ini

juga penting dalam banyak kasus (Rees, 1967; Renard dan Lane, 1975; Rhoades, 1975s).

Ini telah dinyatakan bahwa peristiwa bencana dapat benar-benar mengubah sungai

rejimen dalam semalam. Ini terjadi sebuah di guil lembah, perancis, selama banjir yang

sangat parah pada tahun 1957 ( tricart, tahun 1962 ), pohon dan tidak semestinya

dibangun jembatan yang disebabkan aterribly floodflow berdenyut. Sebagai sebuah hasil

blok besar yang diangkut yang telah di sisa sejak awal postlglacial kali. Banyak slide

ditambahkan ke sungai beban dan deposito sampai 10 meter tebal diciptakan di 48 jam di

dalam palung kendala. utama di belakang Deposisi mengambil tempat di mana sungai

melebar ( karena saat ini terjadi di sana lebih rendah kecepatan ). Sungai kemudian

dialihkan di sekitar bagian deposito dan disebabkan lateral menguras di kedua sisi. Bahan

yang diangkut kembali ke depan disimpan terhadap ' berhilir aluvial. Erosi terpantau di

mana sungai itu sebuah lorong sempit di ujung bawah dari sisi kipas. Bahan yang terkikis

lagi disimpan di bagian-bagian yang lebih luas lebih jauh hilir. Ini terbukti penting

tertentu bahwa sudut pertemuan sisi sungai di Sungai poin hilir. Sebaliknya, penurunan

kecepatan saat ini akan diproduksi dan berlebihan pengendapan dan ponding up akan

dengan mudah terprovokasi selama freshet, contoh lain dari fenomena serupa, misalnya,

cepat pengendapan di segitiga Wara disebut di Jawa dan inthe basin sungai Brantas yang

44

mana gunung berapi Merapi dan Gunung Kelud itu penyebab beban berlebihan sungai

(lihat bagian 6).

Sungai rejimen biasanya adalah sifat yang lebih tenang daripada yang dijelaskan di

atas. Pemahaman yang baik tentang sungai ofthe akresi horisontal dan vertikal dan lateral

dan vertikal erosi diproduksi ls penting dalam semua kasus. Perubahan dalam perjalanan

sungai (dataran rendah), liku memotong misalnya. segera pengaruh arus dan distribusi

lateral sapping dan sedimental hilir. Bahan yang membentuk, sisi sungai ahe adalah yang

sangat penting di sini jika bahan bertekstur halus terjadi. itu mungkin akan dihapus dan

diangkut cukup jarak, lf Namun, Coarsegrained bahan seperti kerikil yang bersangkutan,

mereka kemungkinan besar akan disimpan setelah jarak relatif pendek.

Deposito ini kemudian bentuk. Anarrow bagian dalam sungai di mana erosi mungkin

terjadi selama banjir. depan Sungai dinamika harus dipelajari di detail; geomorphologist

tidak kelihatan di sendiments sebagai deposito hanya, tetapi mencoba untuk memahami

dinamika yang telah diproduksi mereka. Misalnya, kerikil disimpan selama sekilat banjir

sudah non-oriented long-axes, dimana mayoritas panjang sumbu kerikil diangkut dengan

tenang saltation tegak lurus untuk arus arah.

Perubahan yang terjadi di Sungai ' sering dapat tracerl dengan membandingkan lama

dan baru, topografi maps atau peta-peta tua dengan foto udara. Periode tertutup adalah

paling 100-150 tahun. Namun, pada citra aero ruang jauh lebih luas Sungai kursus dapat

sering ditelusuri tanpa. kesulitan. Oleh karena itu area mana perubahan sering terjadi

dapat dibedakan dari bagian-bagian yang lebih stabil dari sungai, ini sangat penting

praktis. Misalnya, untuk konstruksi jembatan. Perkiraan datinglof perubahan dapat dicoba

dengan memperkirakan bunga tahunan akresi atau total waktu yang diperlukan untuk

dataran aluvial bentuk. Gratis meander cenderung untuk memperbesar kurva mereka dan

perlahan-lahan bergeser Hilir, namun pusat mereka dapat tetap berada di tempat yang

sama, terutama di tempat-tempat yang mana untuk berkelok-kelok terbatas karena.

Misalnya, untuk singkapan batu. Lt harus dipahami bahwa perbedaan dalam sungai beban

dan hilir sungai bagian tidak selalu inative untuk jumlah perubahan tempat tidur, tapi

hanya menunjuk ke arah umum perubahan.

Yang terus-menerus asing ada antara ' dasar sungai dan lembah dan ditangguhkan dan

bawah deposito, membentuk Sungai total beban harus menerima perhatian yang jatuh

tempo. Setelah pengamatan sampel beberapa sungai di Amerika Serikat, Leopold Men 's

(l957) datang ke kesimpulan bahwa lateral erosi di liku adalah terutama karena banjir

berukuran rata-rata yang mengisi tempat tidur kecil benar-benar. Lebih besar banjir

45

overtlow tanggul dan yang karena itu kurang fective di afektif mengikis tempat tidur.

Mereka juga menunjukkan bahwa sebagian besar dataran banjir deposito adalah jenis

aliran dan hasil dari lateral menguras, di mana sebagai alih simpanan deposito karena

vertikal akresi kecil penting. Setiap pengendapan oleh Sungai terkait dengan keberadaan

th mosi peredaran darah heliks aliran yang mempengaruhi setiap belokan sungai.

Simpanan berlawanan (cekung) terkikis sehingga lebar aliran tetap sama.

Ini harus berkata bahwa buku jenis cut-oils yang jauh lebih sering dari yang

menerobos dari floodwaters atas lembut downsloping convex sisi meander. Maksimum

menguras biasanya terjadi setelah menyeluruh membasahi dari simpanan dan kedua,

dingin periode tampaknya akan efektif.

Gambar 4.20 Pusaran udara di Keteldiep, Belanda. Skala: 1 : 25.000

Kekeruhan polas diproduksi oleh clay dibawa oleh sungai-sungai dan dibawa dalam

suspensi ke perairan pesisir adalah pola aliran usetul indikator Perjanjian Lama dan

vanetions spasial di sedimentatton harga jadi disebabkan. Ini terutama ditandai di zona

tropis lembab meskipun ini juga terjadi di tempat lain. Hitam dan putih foto udara

inframerah menunjukkan pola kekeruhan pada surtace Perjanjian Lama air hanya karena

mereka penetrasi air dapat diabaikan. Jika A lilters yang digunakan dalam survei juga

membiarkan merah dan mungkin bagian Perjanjian lama cahaya oranye melewati.

Mereka akan di terbaik menunjukkan kekeruhan lapisan yang sangat dangkal atau air.

Emulsi pankromatik menunjukkan air irisan tebal dan biasanya memberikan hasil yang

lebih memuaskan. Foto udara vertikal rajah 4,20 diberikan contoh dan menunjukkan

muara sungai dari Keteldiep, Belanda di skala l: 40.000. Membangun radual dari alam

tanggul adalah karakteristik untuk cabang di sisi kanan gambar sedangkan diucapkan

eddy current dikembangkan di mulut yang lain.

46

Sebagai hijau bagian atau spektrum memberikan air terbaiknya penetrasi yang

turbidity di tebal mungkin sepotong air kemudian dapat direkam; namun, ini tidak berarti

bahwa hasil optimal akan dapat diperoleh ( werstappen, l976 ), ini mungkin bahwa

turbidity pada waktu paparan tanpa pandang bulu mencakup sebagian besar dari perairan

dangkal dan bahwa pola berdiri keluar baik pengamatan katak ini terbatas pada thinner

sepotong air. Selanjutnya, the- merekam hijau bagian dari spektrum juga lebih mudah

negatif dipengaruhi oleh kondisi atmosfer, yang mengakibatkan gambar berkualitas

rendah. Ini mungkin bermanfaat untuk merekam yang turbidity pola serentak di berbagai

panjang gelombang landsat sebuah untuk analysie mereka sparately sesudahnya. Citra

landsat sangat ideal untuk tujuan ini, terutama di mana pola luas dalam skala kecil survei

prihatin.

Gambar mencapai 4,21 yang menggambarkan sundarban bagian delta sungai gangga

pada keempat mss band landsat 2 dan menunjukkan bagaimana pola turbidity decrase

dalam ukuran dan detail dari band 4 ( hijau ) sampai 5 ( merah ), 6 dan 7 ( baik dalam

inframerah ). Hal erosian, tingkat suku bunga di sungai sendimentation dan bokor-bokor

penyiraman sendiment menghasilkan dan pendangkalan di waduk akan diuraikan lebih

lanjut pada bagian 15 erosi survei.

Gambar 21 Citra Landsat (band 4, 5, 6 dan 7) dari delta sungai Gangga

47