Terjemahan Morgan
Content
Faktor mengendalikan erosi tanah adalah erosivitas agen mengikis, yang erodibilitas tanah, kemiringan tanah dan sifat tanaman penutup. Erosivitas Kehilangan tanah berkaitan erat dengan curah hujan sebagian melalui kuasa memisahkan dari hujan mencolok permukaan tanah dan sebagian melalui kontribusi hujan limpasan. Hal ini berlaku terutama erosi oleh darat fl ow anak sungai dan, yang intensitas umumnya dianggap sebagai karakteristik curah hujan yang paling penting. Pengaruh intensitas curah hujan diilustrasikan oleh data untuk 183 peristiwa hujan di Zanesville, Ohio, antara 1934 dan 1942, yang menunjukkan bahwa kerugian rata-rata tanah per hujan acara meningkat dengan intensitas badai tersebut yang (Tabel 3.1; Fournier 1972). Peran intensitas tidak selalu begitu jelas, namun, seperti yang ditunjukkan oleh studi erosi pada pertengahan Bedfordshire, Inggris, mengambil data untuk sepuluh badai paling erosif antara Mei 1973 dan Oktober 1975. Sementara badai intens, seperti salah satu dari 34,9 mm pada tanggal 6 Juli 1973, di mana 17.7mm jatuh pada intensitas yang lebih besar dari-10mmh 1, menghasilkan erosi, begitu badai oflong durasi dan intensitas rendah, seperti salah satu dari 19 Juni 1973 ketika 39.6mm hujan jatuh lebih dari 23 jam (Morgan et al. 1986). Tampaknya erosi terkait dengan dua jenis acara hujan, badai intens singkat di mana di fi kapasitas filtrasi tanah terlampaui, dan badai yang berkepanjangan intensitas rendah yang jenuh tanah. Tanggapan tanah curah hujan juga dapat ditentukan oleh kondisi meteorologi sebelumnya. Ini dapat lagi akan ditunjukkan oleh data untuk Zanesville, Ohio (Fournier 1972). Badai 19.3mm pada 9 Juni 1940 jatuh di tanah yang kering dan, meskipun kuantitas, hanya 25 persen masuk ke limpasan, sebagian besar air meresap ke tanah. Pada hari berikutnya, dalam badai 13.7mm, 66 persen dari hujan berlari dan kehilangan tanah hampir tiga kali lipat. Kontrol dalam hal ini adalah kedekatan tanah jenuh, yang tergantung pada seberapa banyak hujan telah jatuh dalam beberapa hari sebelumnya. Pola kehilangan tanah rendah di pertama dan kehilangan tinggi di kedua serangkaian badai dibalik, namun, ketika, antara badai erosif, pelapukan dan curah hujan cahaya melonggarkan permukaan tanah. Sebagian besar material lepas dihapus selama acara pertama limpasan, meninggalkan sedikit erosi di badai berikutnya. Urutan ini diilustrasikan oleh penelitian di DAS Alkali Creek, Colorado (Heede 1975b), di mana, setelah tahun tanpa limpasan, puncak debit sedimen dari 143kgs-1 diamati pada tanggal 15 April 1964 di limpasan dari pencairan salju dari 2.21m3s-1 . Hari berikutnya, puncak limpasan meningkat menjadi 3.0m3s-1
tetapi debit sedimen jatuh ke 107kgs-1.Although jenis barang bukti ini jelas menunjukkan pentingnya ofantecedent peristiwa erosi pendingin, tidak ada hubungan diperoleh antara rugi tanah dan curah hujan yg pada pertengahan Bedfordshire , Inggris (Morgan et al. 1986). Timbul
pertanyaan
berapa
banyak
hujan
diperlukan
untuk
menginduksi
signifikan
erosion.Hudson (1981) memberikan angka fi, berdasarkan studinya di Zimbabwe, of25mmh-1, nilai yang juga telah ditemukan tepat di Tanzania (Rapp et al.1972a) dan Malaysia (Morgan 1974) .Hal ini terlalu tinggi untuk Eropa Barat, namun, di mana hanya batas jarang exceeded.Arbitrary of10,6 dan-1.0mmh 1 telah digunakan di Inggris (Morgan 1980a), Jerman (Richter & Negendank 1977 ) dan Belgia (Bollinne 1977) masing-masing Nilai ambang bervariasi dengan proses erosi. The angka-angka yang dikutip di atas adalah khas untuk erosi oleh aliran darat, anak sungai dan gerakan massa, yang, seperti yang terlihat dalam Bab 1, merupakan karakteristik dari kejadian yang moderat, sedangkan peristiwa besarnya lebih tinggi diperlukan untuk inisiasi selokan segar. Perbedaan antara jenis acara dapat kabur, namun, di daerah-daerah itu, dengan standar dunia, secara teratur mengalami apa yang akan dijelaskan di tempat lain sebagai kejadian ekstrem. Starkel (1972) menekankan pentingnya erosi parit reguler di Assam Dataran tinggi di mana curah hujan bulanan mungkin total 2000-5000mm dan di Darjeeling Hills di mana lebih dari 50mm hujan jatuh pada rata-rata 12 hari setiap tahun dan curah hujan intensitas sering tertinggi di akhir event.In hujan lanskap sangat aktif ini, darat aliran dan kemiringan wash dapat mulai selama badai hujan 50mm dengan intensitas yang lebih besar dari-30mmh 1; slide dan merosot dapat terjadi setelah hujan harian 100 ke 150mm atau total curah hujan 200mm dalam dua atau tiga hari; dan mengalir puing-puing fl dan mengalir lumpur fl dihasilkan ketika 500 dan 1000mm curah hujan dalam waktu dua atau tiga hari (Froehlich & Starkel 1993). Efek dari peristiwa ekstrim mungkin tahan lama dan menimbulkan kerugian tanah yang tinggi untuk nomor panjang ofyears.The oftime diperlukan untuk suatu daerah untuk pulih dari hujan badai, banjir yang parah dan gullying belum diselidiki sepenuhnya tetapi, dalam tinjauan ofsomewhat Bukti jarang, Thornes (1976) mengutip angka-angka hingga 50 tahun. Indeks curah hujan erosivitas Ekspresi yang paling cocok dari erosivitas curah hujan adalah indeks berdasarkan energi kinetik hujan. Dengan demikian erosivitas dari hujan badai adalah fungsi dari intensitas dan durasi, dan massa, diameter dan kecepatan tetesan air hujan. Untuk menghitung erosivitas membutuhkan
analisis distribusi drop-ukuran hujan. Hukum dan Parsons (1943), berdasarkan studi hujan di Amerika Serikat bagian timur, menunjukkan bahwa karakteristik drop-ukuran bervariasi dengan intensitas hujan, dengan diameter penurunan median volume (d50) meningkat dengan intensitas curah hujan. Studi curah hujan tropis (Hudson 1963) menunjukkan bahwa hubungan ini berlaku hanya untuk intensitas curah hujan hingga 100mmh-1.At intensitas yang lebih tinggi, ukuran penurunan median menurun dengan meningkatnya intensitas, mungkin karena turbulensi yang lebih besar membuat penurunan yang lebih besar ukuran yang tidak stabil. Namun, pada intensitas di atas 200mmh 1, perpaduan ofsmaller tetes berlangsung sehingga diameter penurunan median mulai meningkat lagi (Carter et al.1974) variabilitas .Considerable ada karena hubungan antara ukuran penurunan median dan intensitas tidak konstan; baik ukuran penurunan median dan distribusi drop-ukuran bervariasi untuk hujan dari intensitas yang sama tapi asal yang berbeda (Mason & Andrews 1960; Carter et al 1974;. Kinnell 1981; McIsaac 1990). Karakteristik drop-ukuran hujan convectional dan frontal berbeda, seperti halnya orang-orang dari hujan terbentuk pada front hangat dan dingin dari depresi sistem sedang. Meskipun kesulitan- kesulitan yang ditimbulkan oleh variasi ini, adalah mungkin untuk menurunkan hubungan umum antara energi kinetik dan intensitas hujan. Berdasarkan karya Hukum dan Parsons (1943), Wischmeier dan Smith (1958) diperoleh persamaan: di mana saya adalah intensitas curah hujan (mmh-1) dan KE adalah energi kinetik (MJha-1mm1). Banyak peneliti (Mason & Ramandham 1953; Carte 1971; Houze et al.1979; Styczen & Hogh-Schmidt 1988) mempertimbangkan distribusi drop-ukuran curah hujan yang dijelaskan oleh Marshall dan Palmer (1948) sebagai perwakilan berbagai ofa ofenvironments.The rumus setara untuk menghitung energi kinetik adalah: Mengingat variabilitas karakteristik curah hujan di seluruh dunia, tidak mengherankan bahwa ofrelationships sejumlah besar telah didirikan oleh para pekerja yang berbeda di negara yang berbeda (Tabel 3.2) .Banyak dari studi ini menunjukkan bahwa pada intensitas yang lebih besar dari-75mmh 1, energi kinetik tingkat off pada nilai sekitar 0.29MJha-1mm-1 (Kinnell 1987). Namun, nilai-nilai yang jauh lebih tinggi dari 0,34-0,38 telah diperoleh di Nigeria utara (Kowal & Kassam 1976; Osuji 1989), Tuscany, Italia (Zanchi & Torri 1980), Okinawa, Jepang (Onaga et al.1988), Cévennes, Perancis ( SempereTorres et al.1992), Portugal (Coutinho & Tomás 1995), Hong Kong (Jayawardena & Rezaur 2000) dan Spanyol (Cerro et al. 1998). Carter et al. (1974) menemukan bahwa di Amerika Serikat bagian selatan energi kinetik meningkat ke nilai
maksimum sekitar 75mmh-1, menurun dengan kenaikan lebih lanjut dalam intensitas sampai sekitar 175mmh-1 dan kemudian meningkat lagi pada intensitas masih lebih tinggi. Sebaliknya, penelitian lain di Jepang (Mihara 1951) dan di Kepulauan Marshall (McIsaac 1990) telah mencatat energi curah hujan beberapa 20/6 persen lebih rendah daripada yang dihitung dari energi eqn 3.1.Rainfall juga bervariasi dengan kepadatan udara diangkat ke 0,9 kekuasaan; sebagai hasilnya, meningkatkan energi dengan altitude.Tracy et al. (1984) menemukan bahwa energi kinetik dari curah hujan di 900-1800m di atas permukaan laut di Arizona adalah sekitar 15 persen lebih tinggi dari yang diperkirakan oleh eqn 3.1.Based penelaahan atas . penelitian sebelumnya, van Dijk et al (2002) mengusulkan berikut sebagai persamaan umum
Erodibilitas Erodibilitas mendefinisikan ketahanan tanah untuk kedua detasemen dan transportasi. Meskipun resistensi tanah untuk erosi sebagian tergantung pada posisi topografi, kecuraman lereng dan jumlah gangguan, seperti selama persiapan lahan, sifat-sifat tanah adalah penentu paling penting. Erodibilitas bervariasi dengan tekstur tanah, stabilitas agregat, kekuatan geser, kapasitas filtrasi fi dan konten organik dan kimia. Peran tekstur tanah telah ditunjukkan dalam Bab 2, di mana ia menunjukkan bahwa partikel besar tahan untuk mengangkut karena kekuatan yang lebih besar diperlukan untuk menguapkan mereka dan bahwa partikel fi ne tahan terhadap pelepasan diri karena partikel paling tahan cohesiveness.The mereka silts dan pasir fi ne. Sehingga tanah dengan kandungan lumpur di atas 40 persen sangat mudah tererosi (Richter & Negendank 1977). Evans (1980) lebih memilih untuk menguji erodibilitas dalam hal konten tanah liat, yang menunjukkan bahwa tanah dengan kandungan tanah liat antara 9 dan 30 persen adalah yang paling rentan terhadap erosi. Penggunaan konten liat sebagai indikator erodibilitas secara teoritis lebih memuaskan karena partikel tanah liat menggabungkan dengan bahan organik untuk membentuk agregat tanah atau gumpalan dan itu adalah stabilitas ini yang menentukan ketahanan tanah. Tanah dengan kandungan tinggi mineral dasar umumnya lebih stabil, karena ini berkontribusi pada ikatan kimia tersebut yang aggregates.Wetting ofthe tanah melemahkan agregat karena
menurunkan kekompakan mereka, melembutkan semen dan menyebabkan pembengkakan sebagai air teradsorpsi pada partikel tanah liat. Pembasahan yang cepat juga dapat menyebabkan runtuhnya agregat melalui slaking. The membasahi-up dari tanah hasil awalnya kering di breakdown agregat lebih besar daripada jika tanah sudah lembab karena, dalam kasus terakhir, kurang udara menjadi terperangkap di dalam tanah (Truman et al.1990) stabilitas .Aggregate juga tergantung pada jenis present.Soils mineral clay yang mengandung kaolinit, haloisit, klorit atau fi negrained mika, semua ofwhich tahan terhadap ekspansi pada pembasahan, memiliki tingkat oferodibility rendah, sedangkan tanah dengan smectite atau vermiculite membengkak pada pembasahan dan karena itu memiliki erodibilitas tinggi; tanah dengan illite berada dalam posisi menengah. Secara rinci, namun, interaksi antara kadar air tersebut yang tanah dan komposisi kimia ofboth partikel tanah liat dan air tanah agak complex.This membuatnya sulit untuk memprediksi bagaimana tanah liat, khususnya yang rentan terhadap pembengkakan, akan behave.The erodibilitas dari tanah liat sangat bervariasi (Chisci et al.1989) .Meskipun sebagian tanah liat kehilangan kekuatan ketika pertama dibasahi karena bebas air akan dilepaskan ikatan antara partikel, beberapa lempung, dalam kondisi lembab tetapi tidak jenuh, mendapatkan kembali kekuatan atas proses time.This, yang dikenal sebagai perilaku thixotropic, terjadi karena hidrasi mineral lempung dan adsorpsi air bebas mempromosikan ikatan hidrogen (Grissinger & Asmussen 1963). Kekuatan juga dapat kembali jika pembengkakan membawa reorientasi tersebut yang partikel tanah dari paralel keselarasan dengan air mengikis ke orientasi yang lebih acak (Grissinger 1966) .suatu kekuatan tanah liat ofsmectitic sebagian besar tergantung pada ransum natrium adsorpsi (SAR). Karena hal ini meningkatkan, yaitu penggantian ion kalsium dan magnesium oleh natrium meningkat, begitu juga serapan air dan kemungkinan pembengkakan dan runtuhnya agregat. Konsentrasi garam yang tinggi di tanah air, namun, sebagian dapat mengimbangi efek ini sehingga stabilitas agregat dipertahankan pada tingkat yang lebih tinggi dari SAR (Arulanandan et al.1975) .Sodic dan tanah salin-sodik, di mana persentase natrium ditukar (ESP) melebihi 15cmolkg-1 atau SAR air pori melebihi 13, sangat mudah tererosi. Kekuatan geser tanah adalah ukuran dari kekompakan dan ketahanan terhadap kekuatan geser yang diberikan oleh gravitasi, bergerak fluida dan loads.Its mekanik kekuatan berasal dari
tahanan gesek dipenuhi oleh partikel penyusunnya ketika mereka dipaksa untuk meluncur di atas satu sama lain atau untuk keluar dari posisi saling, sejauh mana menekankan atau kekuatan diserap oleh solidto-padat kontak antara partikel, kekuatan kohesif yang berkaitan dengan ikatan kimia tersebut yang mineral lempung dan kekuatan tegangan permukaan dalam LMS kelembaban fi di kontrol soils.These tak jenuh lebih geser Kekuatan hanya dipahami secara kualitatif, sehingga, untuk tujuan praktis, kekuatan geser dinyatakan oleh persamaan empiris: di mana t adalah tegangan geser yang diperlukan untuk kegagalan untuk mengambil tempat, c adalah ukuran dari kohesi, s adalah tegangan normal terhadap bidang geser (semua dalam satuan gaya per satuan luas) dan f sudut gesekan internal. Kedua c dan f yang terbaik dianggap sebagai parameter empiris daripada sifat sebagai fisik tanah. Peningkatan tanah ofa kadar air menurun kekuatan geser dan membawa perubahan dalam perilaku. Pada kadar air rendah tanah berperilaku sebagai solid dan patah tulang di bawah tekanan, tetapi dengan meningkatnya kadar air menjadi plastik dan hasil oleh aliran tanpa fraktur. Titik perubahan dalam perilaku disebut batas plastik. Dengan pembasahan lanjut, tanah akan mencapai batas cair dan mulai mengalir di bawah weight.The perilaku sendiri dari tanah kompresibel ketika jenuh tergantung pada apakah air dapat mengalir. Jika drainase tidak dapat berlangsung dan tanah dikenai pembebanan lanjut, tekanan akan meningkat di tanah air, beban pemadatan tidak akan didukung oleh partikel dan tanah akan berubah bentuk, berperilaku sebagai bahan plastik. Jika drainase dapat terjadi, lebih dari beban akan didukung dan tanah lebih mungkin untuk tetap di bawah batas plastik dan mempertahankan kekuatan geser yang lebih tinggi. Seperti yang terlihat dalam Bab 2, kekuatan geser digunakan sebagai dasar untuk memahami detachability partikel tanah dengan dampak hujan. Karena tanah biasanya jenuh dan proses hampir seketika, tidak ada waktu untuk drainase dan kegagalan undrained terjadi. Bradford et al. (1992) menemukan bahwa kekuatan tanah diukur dengan penetrometer dropcone setelah satu jam ofrainfall adalah indikator yang baik ofa tahanan tanah untuk percikan erosion.The aparat drop-kerucut mensimulasikan jenis yang sama mekanisme kegagalan, dalam hal kompresi dan geser, sebagai dampak dari hujan jatuh. Mekanisme detasemen partikel tanah dengan permukaan aliran melibatkan tekanan kegagalan yang berbeda di permukaan tanah dibandingkan dengan yang dihasilkan oleh impact.Rauws hujan dan Govers (1988) menunjukkan bahwa ini dapat diwakili oleh pengukuran kekuatan tanah
di saturasi, dibuat dengan a torvane. Persamaan 2.30 dan 2.31 memprediksi kecepatan geser kritis (u * c; cms -1) untuk inisiasi rill pada permukaan tanah gundul halus sebagai fungsi tersebut yang kekuatan atau kohesi jelas dari tanah diukur pada saturasi oleh torvane dan balingbaling geser laboratorium masing-masing . Dalam kapasitas filtrasi fi, tingkat berkelanjutan maksimum di mana tanah dapat menyerap air, adalah dipengaruhi oleh ukuran pori, pori stabilitas dan bentuk ofthe tanah le.Soils pro fi dengan stabil agregat mempertahankan ruang pori mereka lebih baik, sementara tanah dengan pembengkakan lempung atau mineral yang tidak stabil di air cenderung memiliki rendah dalam perkiraan capacities.Although infiltrasi ofthe dalam kapasitas filtrasi fi dapat diperoleh di lapangan menggunakan di ltrometers fi (Hills 1970), terlihat pada Bab 2 bahwa kapasitas yang sebenarnya selama badai sering jauh lebih sedikit daripada yang ditunjukkan oleh tes lapangan. Dimana sifat-sifat tanah bervariasi dengan pro fi le mendalam, itu adalah cakrawala dengan terendah dalam kapasitas filtrasi fi yang sangat penting. Untuk tanah berpasir dan liat, cakrawala kritis sering permukaan di mana, seperti yang dijelaskan dalam Bab 2, kerak ketebalan 2mm dapat mencukupi untuk mengurangi kapasitas filtrasi fi cukup untuk menyebabkan limpasan, meskipun tanah yang mendasari mungkin kering. Konstituen organik dan kimia tanah yang penting karena pengaruh mereka pada stability.Soils agregat dengan kurang dari 2 persen karbon organik, setara dengan sekitar 3,5 persen konten organik, dapat dianggap mudah tererosi (Evans 1980) .Sebagian tanah mengandung kurang dari 15 persen kandungan organik dan banyak pasir dan tanah liat berpasir memiliki kurang dari 2 per cent.Voroney dkk. (1981) menunjukkan bahwa erodibilitas tanah menurun secara linear dengan meningkatnya kandungan organik selama rentang 0-10 persen, sedangkan Ekwue (1990) menemukan bahwa tanah detasemen oleh dampak hujan menurun secara eksponensial dengan meningkatnya kandungan organik pada rentang 0-12 persen. Hubungan ini tidak dapat diekstrapolasi, namun, karena beberapa tanah dengan kandungan organik yang sangat tinggi, terutama gambut, sangat mudah tererosi oleh angin dan air, sedangkan yang lain dengan kandungan organik yang sangat rendah dapat menjadi sangat sulit dan karena itu lebih kuat di bawah kondisi-kondisi kering peran yang dimainkan oleh bahan organik tergantung pada bahan organik origin.While nya dari leys rumput dan pupuk kandang memberikan kontribusi untuk stabilitas ofthe agregat tanah, gambut dan tangkai bahan belum terdekomposisi hanya
melindungi tanah dengan bertindak seperti mulsa dan melakukan sedikit untuk meningkatkan kekuatan agregat (Ekwue et al. 1993 ). Sehingga tanah gambut memiliki stabilitas agregat sangat rendah. Kimia, kontrol yang paling penting selama erodibilitas adalah proporsi lempung mudah terdispersi dalam tanah. Seperti yang terlihat di atas, proporsi tinggi natrium tukar dapat menyebabkan kerusakan yang cepat dalam struktur tanah pada pembasahan, dengan konsekuensi kehilangan kekuatan, diikuti oleh pembentukan kerak permukaan dan penurunan infiltrasi sebagai tanah liat terpisah partikel fi ll ruang pori di tanah. Penambahan pupuk yang mengandung natrium untuk mendukung tanaman seperti tembakau kadang-kadang dapat menyebabkan peningkatan cukup kecil di natrium tukar belum menghasilkan sangat ditandai kerusakan struktural dari tanah yang sebelumnya stabil (Miller & Sumner 1988). Kelebihan kalsium karbonat dalam fraksi liat dan lumpur dari tanah juga menyebabkan erodibilitas tinggi (Barahona et al 1990;. Merzouk & Blake 1991). Banyak upaya telah dilakukan untuk menyusun indeks oferodibility sederhana berdasarkan baik sifat-sifat tanah yang ditentukan di laboratorium atau lapangan, atau respon dari tanah dengan curah hujan dan angin (Tabel 3.4) .Dalam tinjauan tersebut yang indeks yang berhubungan dengan erosi air, Bryan (1968) disukai stabilitas agregat sebagai indeks fi sien paling ef. Sayangnya, tidak ada kesepakatan antara peneliti dengan metode yang paling tepat untuk mengevaluasi stabilitas agregat. Indeks seperti indeks ketidakstabilan (Is) dan indeks agregasi pseudo-tekstur (Ipta) (Tabel 3.4) didasarkan pada putus agregat oleh basah-pengayakan sampel tanah. Tetapi beberapa peneliti menganggap bahwa basah-penyaringan tidak memadai mensimulasikan proses kerusakan karena mereka terjadi di lapangan dan lebih memilih untuk mengukur proporsi agregat yang dapat dihancurkan oleh dampak tetesan air (Bruce-Okine & Lal 1975) .Different peneliti juga mengikuti metode yang berbeda untuk durasi dan kecepatan osilasi dari saringan dalam uji basah-penyaringan, dan untuk ukuran dan tinggi jatuh di tes air-drop. Pekerjaan lebih lanjut pada pengembangan tes yang tepat mungkin perlu mempertimbangkan faktor-faktor yang berkontribusi terhadap stabilitas agregat. Ini adalah, masing-masing: untuk agregat> 10mm dalam ukuran, pengikatan dan efek perekat akar tanaman; untuk agregat 210mm, kalsium karbonat dan kandungan bahan organik; untuk agregat dari 1-2mm, jaringan akar dan hifa; untuk agregat 0.105-1.0mm, bahan organik, akar dan hifa; dan untuk agregat
<0.105mm, mineral lempung dan agen penyemenan berasal dari aktivitas mikrobiologi (BoixFayos et al. 2001). Mengingat di atas, tidak mengherankan bahwa upaya telah dilakukan untuk mengembangkan indeks lebih diterima secara universal. Yang paling umum digunakan adalah nilai K yang mewakili hilangnya tanah per unit EI30 yang diukur di lapangan di sebidang tanah kosong standar, 22m panjang dan pada 5 ° kemiringan. Perkiraan nilai K dapat dilakukan jika distribusi ukuran butir, kandungan organik, struktur dan permeabilitas tanah dikenal (Wischmeier et al.1971; Fig.3.1) .Soil erodibilitas telah memuaskan dijelaskan oleh Kvalue bagi banyak pertanian tanah di Amerika Serikat (Wischmeier & Smith 1978) dan untuk tanah ferrallitic dan mengandung besi di Afrika Barat (Roose 1977). Di mana nilai-nilai K telah ditentukan dari pengukuran lapangan erosi, mereka sah. Dif fi kesulitan-timbul, namun, dengan upaya untuk memprediksi nilai-nilai dari nomograph (Fig.3.1) .Dimana itu diterapkan untuk tanah dengan karakteristik yang sama dengan yang ada di Amerika Serikat, korelasi dekat ada antara nilai prediksi dan diukur, tetapi prediksi miskin diperoleh di mana perlu untuk memperkirakan nomograph values.This berlaku untuk tanah dengan kandungan organik di atas 4 persen, pembengkakan lempung dan dimana ketahanan terhadap erosi adalah fungsi stabilitas agregat daripada ukuran partikel primer. Perlawanan dari tanah untuk angin erosi tergantung pada stabilitas agregat kering daripada basah dan pada kadar air, tanah basah menjadi kurang mudah tererosi dari tanah kering, tetapi jika tidak berhubungan dengan banyak sifat yang sama seperti mempengaruhi ketahanan terhadap erosion.Chepil air ( 1950), dengan menggunakan eksperimen terowongan angin, erodibilitas angin terkait tanah untuk berbagai indeks struktur agregat kering, tapi sedikit pekerjaan diuji dalam kondisi lapangan. Namun demikian, hasilnya diekstrapolasikan untuk memberikan indeks di tha-1yr 1 berdasarkan data iklim untuk Garden City, Kansas. Nilai berkisar 84-126 untuk loams non-berkapur berlumpur liat, tanah liat lumpur dan tanah liat untuk 356-694 untuk pasir. Penelitian serupa oleh Dolgilevich et al. (1973) di Siberia barat dan utara Kazakhstan menghasilkan nilai dalam tha-1h-1 (Tabel 3.5) indeks .Kedua berkaitan erat dengan persentase ofdry stabil agregat lebih besar dari 0.84mm. Indeks yang dijelaskan di atas erodibilitas tanah memperlakukan konstan dari waktu ke waktu. Sehingga mereka mengabaikan variasi musiman pada lahan pertanian yang terkait dengan
operasi persiapan lahan, yang mengubah bulk density dan konduktivitas hidrolik tanah. Erodibilitas adalah empat kali lebih tinggi di musim panas daripada di musim dingin pada telanjang, tanah berpasir digarap di Bedfordshire, Inggris (Martin & Morgan 1980) dan dua kali lebih tinggi pada silts dan tanah lumpur lempung di Limbourg, Belanda (Kwaad 1991). Ada juga perubahan lebih sering di erodibilitas terkait dengan perubahan kadar air selama dan antara badai hujan. Sementara harapan adalah bahwa sebagian besar tanah menjadi lebih mudah tererosi ketika mereka basah karena kerusakan agregat selama proses pembasahan-up dan hilangnya kohesi, beberapa tanah juga sangat mudah tererosi saat kering dan lebih rentan terhadap detasemen oleh dampak hujan (Martínez-Mena et al. 1998) dan Rilling (Govers 1991). Faktor kunci untuk tanah kasar adalah kecenderungan mereka untuk menjadi hidrofobik saat kering, yang kemudian menyebabkan peningkatan limpasan dan, sampai kedalaman air menjadi mencukupi untuk menyerap dampak, peningkatan partikel detasemen tanah oleh air hujan (Terry & Shakesby 1993 ; Doerr et al, 2000).. Pembekuan dan pencairan juga mengubah erodibilitas tanah. Kondisi rendah bulk density dan kelembaban tanah yang tinggi selama periode mencair menghasilkan permukaan yang sangat mudah tererosi. The erodibilitas tanah pertanian di Ontario, Kanada, 15 kali lebih tinggi pada kondisi mencair musim dingin daripada di musim panas (Coote et al. 1988). Dalam kondisi alami, aktivitas musiman ofburrowing hewan penting, sehingga menimbulkan gangguan yang cukup besar tersebut yang soil.Earthworms membawa ke permukaan sebagai gips sebanyak 2-5.8tha-1 dari material pada lahan pertanian (Evans 1948). Tarif dari-15tha 1 telah diukur dalam hutan beriklim di Luxembourg (Hazelhoff et al. 1981) dan-50tha 1 di hutan tropis di Pantai Gading (Roose 1976). Hewan lain dan tingkat tahunan mereka dari produksi sedimen di permukaan meliputi: semut, dengan 4 sampai-10tha 1 diamati di Utah (Thorp 1949); rayap, dengan-1.2tha 1 di hutan tropis di Pantai Gading (Roose 1976); tikus dan tahi lalat, dengan-19tha 1 di hutan beriklim di Luxembourg (Imeson 1976) dan-6tha 1 dari tikus gunung Pyrenean di Spanyol Pyrenees (Borghi et al 1990.); dan isopoda dan landak, dengan 0,3 sampai-0.7tha 1 di tanah berbatu di Gurun Negev, Israel (Yair & Rutin 1981). Pada bukit pasir pantai di Belanda bagian barat, kelinci pengungsi lokal antara 0,9 dan 5.1tha-1 sedimen dari liang mereka (Rutin 1992). Dalam banyak kasus, bahan dibawa ke permukaan terdiri sedimen longgar dengan bulk density rendah dan kohesi, yang cepat rusak oleh erosi percikan. Bahan yang terkandung dalam gips cacing tanah, namun, terdiri ofsoil agregat yang lebih stabil di bawah dampak hujan dari
tanah atas sekitarnya, mungkin sebagai akibat dari kandungan organik tinggi dan sekresi dari usus cacing. Dengan demikian, cacing tanah memiliki efek positif pada stabilitas agregat tanah dan konduktivitas hidrolik tanah (Glasstetter & Prasuhn 1992). Pengaruh kemiringan Erosi biasanya akan diharapkan meningkat dengan peningkatan kecuraman lereng dan panjang lereng sebagai akibat dari kenaikan masing-masing dalam kecepatan dan volume runoff.Further permukaan, sementara di fl di hujan permukaan percikan partikel tanah secara acak ke segala arah, pada miring tanah yang lebih tanah disiramkan lereng bawah dari upslope, proporsi meningkat sebagai lereng steepens. Hubungan antara erosi dan kemiringan dapat dinyatakan dengan persamaan: (3.10) di mana E adalah hilangnya tanah per satuan luas, q adalah sudut kemiringan dan L adalah panjang lereng. Zingg (1940), dalam studi data dari lima stasiun eksperimental dari Tanah Amerika Serikat Conservation Service, menemukan bahwa hubungan memiliki bentuk: (3.11) Untuk mengungkapkan E sebanding dengan lereng bawah jarak, nilai n harus ditingkatkan oleh 1.0.Since nilai untuk eksponen memiliki telah con fi rmed sehubungan m oleh Musgrave (1947) dan m dan n oleh Kirkby (1969b), ada beberapa bukti untuk menunjukkan bahwa eqn 3.11 memiliki studi validity.Other umum, bagaimanapun, menunjukkan bahwa nilai-nilai yang sensitif terhadap interaksi faktor-faktor lain.
tetapi debit sedimen jatuh ke 107kgs-1.Although jenis barang bukti ini jelas menunjukkan pentingnya ofantecedent peristiwa erosi pendingin, tidak ada hubungan diperoleh antara rugi tanah dan curah hujan yg pada pertengahan Bedfordshire , Inggris (Morgan et al. 1986). Timbul
pertanyaan
berapa
banyak
hujan
diperlukan
untuk
menginduksi
signifikan
erosion.Hudson (1981) memberikan angka fi, berdasarkan studinya di Zimbabwe, of25mmh-1, nilai yang juga telah ditemukan tepat di Tanzania (Rapp et al.1972a) dan Malaysia (Morgan 1974) .Hal ini terlalu tinggi untuk Eropa Barat, namun, di mana hanya batas jarang exceeded.Arbitrary of10,6 dan-1.0mmh 1 telah digunakan di Inggris (Morgan 1980a), Jerman (Richter & Negendank 1977 ) dan Belgia (Bollinne 1977) masing-masing Nilai ambang bervariasi dengan proses erosi. The angka-angka yang dikutip di atas adalah khas untuk erosi oleh aliran darat, anak sungai dan gerakan massa, yang, seperti yang terlihat dalam Bab 1, merupakan karakteristik dari kejadian yang moderat, sedangkan peristiwa besarnya lebih tinggi diperlukan untuk inisiasi selokan segar. Perbedaan antara jenis acara dapat kabur, namun, di daerah-daerah itu, dengan standar dunia, secara teratur mengalami apa yang akan dijelaskan di tempat lain sebagai kejadian ekstrem. Starkel (1972) menekankan pentingnya erosi parit reguler di Assam Dataran tinggi di mana curah hujan bulanan mungkin total 2000-5000mm dan di Darjeeling Hills di mana lebih dari 50mm hujan jatuh pada rata-rata 12 hari setiap tahun dan curah hujan intensitas sering tertinggi di akhir event.In hujan lanskap sangat aktif ini, darat aliran dan kemiringan wash dapat mulai selama badai hujan 50mm dengan intensitas yang lebih besar dari-30mmh 1; slide dan merosot dapat terjadi setelah hujan harian 100 ke 150mm atau total curah hujan 200mm dalam dua atau tiga hari; dan mengalir puing-puing fl dan mengalir lumpur fl dihasilkan ketika 500 dan 1000mm curah hujan dalam waktu dua atau tiga hari (Froehlich & Starkel 1993). Efek dari peristiwa ekstrim mungkin tahan lama dan menimbulkan kerugian tanah yang tinggi untuk nomor panjang ofyears.The oftime diperlukan untuk suatu daerah untuk pulih dari hujan badai, banjir yang parah dan gullying belum diselidiki sepenuhnya tetapi, dalam tinjauan ofsomewhat Bukti jarang, Thornes (1976) mengutip angka-angka hingga 50 tahun. Indeks curah hujan erosivitas Ekspresi yang paling cocok dari erosivitas curah hujan adalah indeks berdasarkan energi kinetik hujan. Dengan demikian erosivitas dari hujan badai adalah fungsi dari intensitas dan durasi, dan massa, diameter dan kecepatan tetesan air hujan. Untuk menghitung erosivitas membutuhkan
analisis distribusi drop-ukuran hujan. Hukum dan Parsons (1943), berdasarkan studi hujan di Amerika Serikat bagian timur, menunjukkan bahwa karakteristik drop-ukuran bervariasi dengan intensitas hujan, dengan diameter penurunan median volume (d50) meningkat dengan intensitas curah hujan. Studi curah hujan tropis (Hudson 1963) menunjukkan bahwa hubungan ini berlaku hanya untuk intensitas curah hujan hingga 100mmh-1.At intensitas yang lebih tinggi, ukuran penurunan median menurun dengan meningkatnya intensitas, mungkin karena turbulensi yang lebih besar membuat penurunan yang lebih besar ukuran yang tidak stabil. Namun, pada intensitas di atas 200mmh 1, perpaduan ofsmaller tetes berlangsung sehingga diameter penurunan median mulai meningkat lagi (Carter et al.1974) variabilitas .Considerable ada karena hubungan antara ukuran penurunan median dan intensitas tidak konstan; baik ukuran penurunan median dan distribusi drop-ukuran bervariasi untuk hujan dari intensitas yang sama tapi asal yang berbeda (Mason & Andrews 1960; Carter et al 1974;. Kinnell 1981; McIsaac 1990). Karakteristik drop-ukuran hujan convectional dan frontal berbeda, seperti halnya orang-orang dari hujan terbentuk pada front hangat dan dingin dari depresi sistem sedang. Meskipun kesulitan- kesulitan yang ditimbulkan oleh variasi ini, adalah mungkin untuk menurunkan hubungan umum antara energi kinetik dan intensitas hujan. Berdasarkan karya Hukum dan Parsons (1943), Wischmeier dan Smith (1958) diperoleh persamaan: di mana saya adalah intensitas curah hujan (mmh-1) dan KE adalah energi kinetik (MJha-1mm1). Banyak peneliti (Mason & Ramandham 1953; Carte 1971; Houze et al.1979; Styczen & Hogh-Schmidt 1988) mempertimbangkan distribusi drop-ukuran curah hujan yang dijelaskan oleh Marshall dan Palmer (1948) sebagai perwakilan berbagai ofa ofenvironments.The rumus setara untuk menghitung energi kinetik adalah: Mengingat variabilitas karakteristik curah hujan di seluruh dunia, tidak mengherankan bahwa ofrelationships sejumlah besar telah didirikan oleh para pekerja yang berbeda di negara yang berbeda (Tabel 3.2) .Banyak dari studi ini menunjukkan bahwa pada intensitas yang lebih besar dari-75mmh 1, energi kinetik tingkat off pada nilai sekitar 0.29MJha-1mm-1 (Kinnell 1987). Namun, nilai-nilai yang jauh lebih tinggi dari 0,34-0,38 telah diperoleh di Nigeria utara (Kowal & Kassam 1976; Osuji 1989), Tuscany, Italia (Zanchi & Torri 1980), Okinawa, Jepang (Onaga et al.1988), Cévennes, Perancis ( SempereTorres et al.1992), Portugal (Coutinho & Tomás 1995), Hong Kong (Jayawardena & Rezaur 2000) dan Spanyol (Cerro et al. 1998). Carter et al. (1974) menemukan bahwa di Amerika Serikat bagian selatan energi kinetik meningkat ke nilai
maksimum sekitar 75mmh-1, menurun dengan kenaikan lebih lanjut dalam intensitas sampai sekitar 175mmh-1 dan kemudian meningkat lagi pada intensitas masih lebih tinggi. Sebaliknya, penelitian lain di Jepang (Mihara 1951) dan di Kepulauan Marshall (McIsaac 1990) telah mencatat energi curah hujan beberapa 20/6 persen lebih rendah daripada yang dihitung dari energi eqn 3.1.Rainfall juga bervariasi dengan kepadatan udara diangkat ke 0,9 kekuasaan; sebagai hasilnya, meningkatkan energi dengan altitude.Tracy et al. (1984) menemukan bahwa energi kinetik dari curah hujan di 900-1800m di atas permukaan laut di Arizona adalah sekitar 15 persen lebih tinggi dari yang diperkirakan oleh eqn 3.1.Based penelaahan atas . penelitian sebelumnya, van Dijk et al (2002) mengusulkan berikut sebagai persamaan umum
Erodibilitas Erodibilitas mendefinisikan ketahanan tanah untuk kedua detasemen dan transportasi. Meskipun resistensi tanah untuk erosi sebagian tergantung pada posisi topografi, kecuraman lereng dan jumlah gangguan, seperti selama persiapan lahan, sifat-sifat tanah adalah penentu paling penting. Erodibilitas bervariasi dengan tekstur tanah, stabilitas agregat, kekuatan geser, kapasitas filtrasi fi dan konten organik dan kimia. Peran tekstur tanah telah ditunjukkan dalam Bab 2, di mana ia menunjukkan bahwa partikel besar tahan untuk mengangkut karena kekuatan yang lebih besar diperlukan untuk menguapkan mereka dan bahwa partikel fi ne tahan terhadap pelepasan diri karena partikel paling tahan cohesiveness.The mereka silts dan pasir fi ne. Sehingga tanah dengan kandungan lumpur di atas 40 persen sangat mudah tererosi (Richter & Negendank 1977). Evans (1980) lebih memilih untuk menguji erodibilitas dalam hal konten tanah liat, yang menunjukkan bahwa tanah dengan kandungan tanah liat antara 9 dan 30 persen adalah yang paling rentan terhadap erosi. Penggunaan konten liat sebagai indikator erodibilitas secara teoritis lebih memuaskan karena partikel tanah liat menggabungkan dengan bahan organik untuk membentuk agregat tanah atau gumpalan dan itu adalah stabilitas ini yang menentukan ketahanan tanah. Tanah dengan kandungan tinggi mineral dasar umumnya lebih stabil, karena ini berkontribusi pada ikatan kimia tersebut yang aggregates.Wetting ofthe tanah melemahkan agregat karena
menurunkan kekompakan mereka, melembutkan semen dan menyebabkan pembengkakan sebagai air teradsorpsi pada partikel tanah liat. Pembasahan yang cepat juga dapat menyebabkan runtuhnya agregat melalui slaking. The membasahi-up dari tanah hasil awalnya kering di breakdown agregat lebih besar daripada jika tanah sudah lembab karena, dalam kasus terakhir, kurang udara menjadi terperangkap di dalam tanah (Truman et al.1990) stabilitas .Aggregate juga tergantung pada jenis present.Soils mineral clay yang mengandung kaolinit, haloisit, klorit atau fi negrained mika, semua ofwhich tahan terhadap ekspansi pada pembasahan, memiliki tingkat oferodibility rendah, sedangkan tanah dengan smectite atau vermiculite membengkak pada pembasahan dan karena itu memiliki erodibilitas tinggi; tanah dengan illite berada dalam posisi menengah. Secara rinci, namun, interaksi antara kadar air tersebut yang tanah dan komposisi kimia ofboth partikel tanah liat dan air tanah agak complex.This membuatnya sulit untuk memprediksi bagaimana tanah liat, khususnya yang rentan terhadap pembengkakan, akan behave.The erodibilitas dari tanah liat sangat bervariasi (Chisci et al.1989) .Meskipun sebagian tanah liat kehilangan kekuatan ketika pertama dibasahi karena bebas air akan dilepaskan ikatan antara partikel, beberapa lempung, dalam kondisi lembab tetapi tidak jenuh, mendapatkan kembali kekuatan atas proses time.This, yang dikenal sebagai perilaku thixotropic, terjadi karena hidrasi mineral lempung dan adsorpsi air bebas mempromosikan ikatan hidrogen (Grissinger & Asmussen 1963). Kekuatan juga dapat kembali jika pembengkakan membawa reorientasi tersebut yang partikel tanah dari paralel keselarasan dengan air mengikis ke orientasi yang lebih acak (Grissinger 1966) .suatu kekuatan tanah liat ofsmectitic sebagian besar tergantung pada ransum natrium adsorpsi (SAR). Karena hal ini meningkatkan, yaitu penggantian ion kalsium dan magnesium oleh natrium meningkat, begitu juga serapan air dan kemungkinan pembengkakan dan runtuhnya agregat. Konsentrasi garam yang tinggi di tanah air, namun, sebagian dapat mengimbangi efek ini sehingga stabilitas agregat dipertahankan pada tingkat yang lebih tinggi dari SAR (Arulanandan et al.1975) .Sodic dan tanah salin-sodik, di mana persentase natrium ditukar (ESP) melebihi 15cmolkg-1 atau SAR air pori melebihi 13, sangat mudah tererosi. Kekuatan geser tanah adalah ukuran dari kekompakan dan ketahanan terhadap kekuatan geser yang diberikan oleh gravitasi, bergerak fluida dan loads.Its mekanik kekuatan berasal dari
tahanan gesek dipenuhi oleh partikel penyusunnya ketika mereka dipaksa untuk meluncur di atas satu sama lain atau untuk keluar dari posisi saling, sejauh mana menekankan atau kekuatan diserap oleh solidto-padat kontak antara partikel, kekuatan kohesif yang berkaitan dengan ikatan kimia tersebut yang mineral lempung dan kekuatan tegangan permukaan dalam LMS kelembaban fi di kontrol soils.These tak jenuh lebih geser Kekuatan hanya dipahami secara kualitatif, sehingga, untuk tujuan praktis, kekuatan geser dinyatakan oleh persamaan empiris: di mana t adalah tegangan geser yang diperlukan untuk kegagalan untuk mengambil tempat, c adalah ukuran dari kohesi, s adalah tegangan normal terhadap bidang geser (semua dalam satuan gaya per satuan luas) dan f sudut gesekan internal. Kedua c dan f yang terbaik dianggap sebagai parameter empiris daripada sifat sebagai fisik tanah. Peningkatan tanah ofa kadar air menurun kekuatan geser dan membawa perubahan dalam perilaku. Pada kadar air rendah tanah berperilaku sebagai solid dan patah tulang di bawah tekanan, tetapi dengan meningkatnya kadar air menjadi plastik dan hasil oleh aliran tanpa fraktur. Titik perubahan dalam perilaku disebut batas plastik. Dengan pembasahan lanjut, tanah akan mencapai batas cair dan mulai mengalir di bawah weight.The perilaku sendiri dari tanah kompresibel ketika jenuh tergantung pada apakah air dapat mengalir. Jika drainase tidak dapat berlangsung dan tanah dikenai pembebanan lanjut, tekanan akan meningkat di tanah air, beban pemadatan tidak akan didukung oleh partikel dan tanah akan berubah bentuk, berperilaku sebagai bahan plastik. Jika drainase dapat terjadi, lebih dari beban akan didukung dan tanah lebih mungkin untuk tetap di bawah batas plastik dan mempertahankan kekuatan geser yang lebih tinggi. Seperti yang terlihat dalam Bab 2, kekuatan geser digunakan sebagai dasar untuk memahami detachability partikel tanah dengan dampak hujan. Karena tanah biasanya jenuh dan proses hampir seketika, tidak ada waktu untuk drainase dan kegagalan undrained terjadi. Bradford et al. (1992) menemukan bahwa kekuatan tanah diukur dengan penetrometer dropcone setelah satu jam ofrainfall adalah indikator yang baik ofa tahanan tanah untuk percikan erosion.The aparat drop-kerucut mensimulasikan jenis yang sama mekanisme kegagalan, dalam hal kompresi dan geser, sebagai dampak dari hujan jatuh. Mekanisme detasemen partikel tanah dengan permukaan aliran melibatkan tekanan kegagalan yang berbeda di permukaan tanah dibandingkan dengan yang dihasilkan oleh impact.Rauws hujan dan Govers (1988) menunjukkan bahwa ini dapat diwakili oleh pengukuran kekuatan tanah
di saturasi, dibuat dengan a torvane. Persamaan 2.30 dan 2.31 memprediksi kecepatan geser kritis (u * c; cms -1) untuk inisiasi rill pada permukaan tanah gundul halus sebagai fungsi tersebut yang kekuatan atau kohesi jelas dari tanah diukur pada saturasi oleh torvane dan balingbaling geser laboratorium masing-masing . Dalam kapasitas filtrasi fi, tingkat berkelanjutan maksimum di mana tanah dapat menyerap air, adalah dipengaruhi oleh ukuran pori, pori stabilitas dan bentuk ofthe tanah le.Soils pro fi dengan stabil agregat mempertahankan ruang pori mereka lebih baik, sementara tanah dengan pembengkakan lempung atau mineral yang tidak stabil di air cenderung memiliki rendah dalam perkiraan capacities.Although infiltrasi ofthe dalam kapasitas filtrasi fi dapat diperoleh di lapangan menggunakan di ltrometers fi (Hills 1970), terlihat pada Bab 2 bahwa kapasitas yang sebenarnya selama badai sering jauh lebih sedikit daripada yang ditunjukkan oleh tes lapangan. Dimana sifat-sifat tanah bervariasi dengan pro fi le mendalam, itu adalah cakrawala dengan terendah dalam kapasitas filtrasi fi yang sangat penting. Untuk tanah berpasir dan liat, cakrawala kritis sering permukaan di mana, seperti yang dijelaskan dalam Bab 2, kerak ketebalan 2mm dapat mencukupi untuk mengurangi kapasitas filtrasi fi cukup untuk menyebabkan limpasan, meskipun tanah yang mendasari mungkin kering. Konstituen organik dan kimia tanah yang penting karena pengaruh mereka pada stability.Soils agregat dengan kurang dari 2 persen karbon organik, setara dengan sekitar 3,5 persen konten organik, dapat dianggap mudah tererosi (Evans 1980) .Sebagian tanah mengandung kurang dari 15 persen kandungan organik dan banyak pasir dan tanah liat berpasir memiliki kurang dari 2 per cent.Voroney dkk. (1981) menunjukkan bahwa erodibilitas tanah menurun secara linear dengan meningkatnya kandungan organik selama rentang 0-10 persen, sedangkan Ekwue (1990) menemukan bahwa tanah detasemen oleh dampak hujan menurun secara eksponensial dengan meningkatnya kandungan organik pada rentang 0-12 persen. Hubungan ini tidak dapat diekstrapolasi, namun, karena beberapa tanah dengan kandungan organik yang sangat tinggi, terutama gambut, sangat mudah tererosi oleh angin dan air, sedangkan yang lain dengan kandungan organik yang sangat rendah dapat menjadi sangat sulit dan karena itu lebih kuat di bawah kondisi-kondisi kering peran yang dimainkan oleh bahan organik tergantung pada bahan organik origin.While nya dari leys rumput dan pupuk kandang memberikan kontribusi untuk stabilitas ofthe agregat tanah, gambut dan tangkai bahan belum terdekomposisi hanya
melindungi tanah dengan bertindak seperti mulsa dan melakukan sedikit untuk meningkatkan kekuatan agregat (Ekwue et al. 1993 ). Sehingga tanah gambut memiliki stabilitas agregat sangat rendah. Kimia, kontrol yang paling penting selama erodibilitas adalah proporsi lempung mudah terdispersi dalam tanah. Seperti yang terlihat di atas, proporsi tinggi natrium tukar dapat menyebabkan kerusakan yang cepat dalam struktur tanah pada pembasahan, dengan konsekuensi kehilangan kekuatan, diikuti oleh pembentukan kerak permukaan dan penurunan infiltrasi sebagai tanah liat terpisah partikel fi ll ruang pori di tanah. Penambahan pupuk yang mengandung natrium untuk mendukung tanaman seperti tembakau kadang-kadang dapat menyebabkan peningkatan cukup kecil di natrium tukar belum menghasilkan sangat ditandai kerusakan struktural dari tanah yang sebelumnya stabil (Miller & Sumner 1988). Kelebihan kalsium karbonat dalam fraksi liat dan lumpur dari tanah juga menyebabkan erodibilitas tinggi (Barahona et al 1990;. Merzouk & Blake 1991). Banyak upaya telah dilakukan untuk menyusun indeks oferodibility sederhana berdasarkan baik sifat-sifat tanah yang ditentukan di laboratorium atau lapangan, atau respon dari tanah dengan curah hujan dan angin (Tabel 3.4) .Dalam tinjauan tersebut yang indeks yang berhubungan dengan erosi air, Bryan (1968) disukai stabilitas agregat sebagai indeks fi sien paling ef. Sayangnya, tidak ada kesepakatan antara peneliti dengan metode yang paling tepat untuk mengevaluasi stabilitas agregat. Indeks seperti indeks ketidakstabilan (Is) dan indeks agregasi pseudo-tekstur (Ipta) (Tabel 3.4) didasarkan pada putus agregat oleh basah-pengayakan sampel tanah. Tetapi beberapa peneliti menganggap bahwa basah-penyaringan tidak memadai mensimulasikan proses kerusakan karena mereka terjadi di lapangan dan lebih memilih untuk mengukur proporsi agregat yang dapat dihancurkan oleh dampak tetesan air (Bruce-Okine & Lal 1975) .Different peneliti juga mengikuti metode yang berbeda untuk durasi dan kecepatan osilasi dari saringan dalam uji basah-penyaringan, dan untuk ukuran dan tinggi jatuh di tes air-drop. Pekerjaan lebih lanjut pada pengembangan tes yang tepat mungkin perlu mempertimbangkan faktor-faktor yang berkontribusi terhadap stabilitas agregat. Ini adalah, masing-masing: untuk agregat> 10mm dalam ukuran, pengikatan dan efek perekat akar tanaman; untuk agregat 210mm, kalsium karbonat dan kandungan bahan organik; untuk agregat dari 1-2mm, jaringan akar dan hifa; untuk agregat 0.105-1.0mm, bahan organik, akar dan hifa; dan untuk agregat
<0.105mm, mineral lempung dan agen penyemenan berasal dari aktivitas mikrobiologi (BoixFayos et al. 2001). Mengingat di atas, tidak mengherankan bahwa upaya telah dilakukan untuk mengembangkan indeks lebih diterima secara universal. Yang paling umum digunakan adalah nilai K yang mewakili hilangnya tanah per unit EI30 yang diukur di lapangan di sebidang tanah kosong standar, 22m panjang dan pada 5 ° kemiringan. Perkiraan nilai K dapat dilakukan jika distribusi ukuran butir, kandungan organik, struktur dan permeabilitas tanah dikenal (Wischmeier et al.1971; Fig.3.1) .Soil erodibilitas telah memuaskan dijelaskan oleh Kvalue bagi banyak pertanian tanah di Amerika Serikat (Wischmeier & Smith 1978) dan untuk tanah ferrallitic dan mengandung besi di Afrika Barat (Roose 1977). Di mana nilai-nilai K telah ditentukan dari pengukuran lapangan erosi, mereka sah. Dif fi kesulitan-timbul, namun, dengan upaya untuk memprediksi nilai-nilai dari nomograph (Fig.3.1) .Dimana itu diterapkan untuk tanah dengan karakteristik yang sama dengan yang ada di Amerika Serikat, korelasi dekat ada antara nilai prediksi dan diukur, tetapi prediksi miskin diperoleh di mana perlu untuk memperkirakan nomograph values.This berlaku untuk tanah dengan kandungan organik di atas 4 persen, pembengkakan lempung dan dimana ketahanan terhadap erosi adalah fungsi stabilitas agregat daripada ukuran partikel primer. Perlawanan dari tanah untuk angin erosi tergantung pada stabilitas agregat kering daripada basah dan pada kadar air, tanah basah menjadi kurang mudah tererosi dari tanah kering, tetapi jika tidak berhubungan dengan banyak sifat yang sama seperti mempengaruhi ketahanan terhadap erosion.Chepil air ( 1950), dengan menggunakan eksperimen terowongan angin, erodibilitas angin terkait tanah untuk berbagai indeks struktur agregat kering, tapi sedikit pekerjaan diuji dalam kondisi lapangan. Namun demikian, hasilnya diekstrapolasikan untuk memberikan indeks di tha-1yr 1 berdasarkan data iklim untuk Garden City, Kansas. Nilai berkisar 84-126 untuk loams non-berkapur berlumpur liat, tanah liat lumpur dan tanah liat untuk 356-694 untuk pasir. Penelitian serupa oleh Dolgilevich et al. (1973) di Siberia barat dan utara Kazakhstan menghasilkan nilai dalam tha-1h-1 (Tabel 3.5) indeks .Kedua berkaitan erat dengan persentase ofdry stabil agregat lebih besar dari 0.84mm. Indeks yang dijelaskan di atas erodibilitas tanah memperlakukan konstan dari waktu ke waktu. Sehingga mereka mengabaikan variasi musiman pada lahan pertanian yang terkait dengan
operasi persiapan lahan, yang mengubah bulk density dan konduktivitas hidrolik tanah. Erodibilitas adalah empat kali lebih tinggi di musim panas daripada di musim dingin pada telanjang, tanah berpasir digarap di Bedfordshire, Inggris (Martin & Morgan 1980) dan dua kali lebih tinggi pada silts dan tanah lumpur lempung di Limbourg, Belanda (Kwaad 1991). Ada juga perubahan lebih sering di erodibilitas terkait dengan perubahan kadar air selama dan antara badai hujan. Sementara harapan adalah bahwa sebagian besar tanah menjadi lebih mudah tererosi ketika mereka basah karena kerusakan agregat selama proses pembasahan-up dan hilangnya kohesi, beberapa tanah juga sangat mudah tererosi saat kering dan lebih rentan terhadap detasemen oleh dampak hujan (Martínez-Mena et al. 1998) dan Rilling (Govers 1991). Faktor kunci untuk tanah kasar adalah kecenderungan mereka untuk menjadi hidrofobik saat kering, yang kemudian menyebabkan peningkatan limpasan dan, sampai kedalaman air menjadi mencukupi untuk menyerap dampak, peningkatan partikel detasemen tanah oleh air hujan (Terry & Shakesby 1993 ; Doerr et al, 2000).. Pembekuan dan pencairan juga mengubah erodibilitas tanah. Kondisi rendah bulk density dan kelembaban tanah yang tinggi selama periode mencair menghasilkan permukaan yang sangat mudah tererosi. The erodibilitas tanah pertanian di Ontario, Kanada, 15 kali lebih tinggi pada kondisi mencair musim dingin daripada di musim panas (Coote et al. 1988). Dalam kondisi alami, aktivitas musiman ofburrowing hewan penting, sehingga menimbulkan gangguan yang cukup besar tersebut yang soil.Earthworms membawa ke permukaan sebagai gips sebanyak 2-5.8tha-1 dari material pada lahan pertanian (Evans 1948). Tarif dari-15tha 1 telah diukur dalam hutan beriklim di Luxembourg (Hazelhoff et al. 1981) dan-50tha 1 di hutan tropis di Pantai Gading (Roose 1976). Hewan lain dan tingkat tahunan mereka dari produksi sedimen di permukaan meliputi: semut, dengan 4 sampai-10tha 1 diamati di Utah (Thorp 1949); rayap, dengan-1.2tha 1 di hutan tropis di Pantai Gading (Roose 1976); tikus dan tahi lalat, dengan-19tha 1 di hutan beriklim di Luxembourg (Imeson 1976) dan-6tha 1 dari tikus gunung Pyrenean di Spanyol Pyrenees (Borghi et al 1990.); dan isopoda dan landak, dengan 0,3 sampai-0.7tha 1 di tanah berbatu di Gurun Negev, Israel (Yair & Rutin 1981). Pada bukit pasir pantai di Belanda bagian barat, kelinci pengungsi lokal antara 0,9 dan 5.1tha-1 sedimen dari liang mereka (Rutin 1992). Dalam banyak kasus, bahan dibawa ke permukaan terdiri sedimen longgar dengan bulk density rendah dan kohesi, yang cepat rusak oleh erosi percikan. Bahan yang terkandung dalam gips cacing tanah, namun, terdiri ofsoil agregat yang lebih stabil di bawah dampak hujan dari
tanah atas sekitarnya, mungkin sebagai akibat dari kandungan organik tinggi dan sekresi dari usus cacing. Dengan demikian, cacing tanah memiliki efek positif pada stabilitas agregat tanah dan konduktivitas hidrolik tanah (Glasstetter & Prasuhn 1992). Pengaruh kemiringan Erosi biasanya akan diharapkan meningkat dengan peningkatan kecuraman lereng dan panjang lereng sebagai akibat dari kenaikan masing-masing dalam kecepatan dan volume runoff.Further permukaan, sementara di fl di hujan permukaan percikan partikel tanah secara acak ke segala arah, pada miring tanah yang lebih tanah disiramkan lereng bawah dari upslope, proporsi meningkat sebagai lereng steepens. Hubungan antara erosi dan kemiringan dapat dinyatakan dengan persamaan: (3.10) di mana E adalah hilangnya tanah per satuan luas, q adalah sudut kemiringan dan L adalah panjang lereng. Zingg (1940), dalam studi data dari lima stasiun eksperimental dari Tanah Amerika Serikat Conservation Service, menemukan bahwa hubungan memiliki bentuk: (3.11) Untuk mengungkapkan E sebanding dengan lereng bawah jarak, nilai n harus ditingkatkan oleh 1.0.Since nilai untuk eksponen memiliki telah con fi rmed sehubungan m oleh Musgrave (1947) dan m dan n oleh Kirkby (1969b), ada beberapa bukti untuk menunjukkan bahwa eqn 3.11 memiliki studi validity.Other umum, bagaimanapun, menunjukkan bahwa nilai-nilai yang sensitif terhadap interaksi faktor-faktor lain.
