PROCESSES AND MECHANICS OF EROSION

PROCESSES AND MECHANICS OF EROSION

PROSES DAN MEKANISME EROSI

Soil erosion is a two-phase process consisting of the detachment of individual soil particles from the soil mass and their transport erosive agents such as running water and wind. When sufficient energy is no longer available to transport the particles, a third phase, deposition, occurs.

Erosi tanah adalah dua tahapan proses melepaskan partikel-partikel tanah dari gumpalan tanah danagen transportasi erosi tanah, seperti airdan angin. Energi yang cukup tidak tersedia lagi untuk mengangkut partikel, terjadi fase ketiga, yaitu deposisi.

Rainplash is the most important detaching agent. As a result of raindrops striking a bare soil surface, soil particles may be thrown trhough the air ower distances of several centometres. Continous exposure to intense rainstorms considerably weakens the soil. The soil is also broken up by weatherng processes, both mecanical, by alternate wetting and drying, freezing and thowing and frost action, and biochemical. Soil is disturbed by tillage operations and by the trampling of people and livestock. Running water and wind are further contributors to the detachment of soil particles. All these processes loosen the soil so that it is easily removed by the agents of transport.

Percikan air hujan adalah agen pemisah yang paling penting. Sebagai hasil dari hujan lebat yang mengenai permukaan tanah gundul, partikel tanah dapat terlempar beberapa sentimeter dari permukaan tanah. Tanah yang terus menerus terkena badai hujan menyebabkan turunnya kualitas taanah. Tanah juga rusak oleh proses pelapukan, baik secara mekanik, dengan alternatif pembasahan dan pengeringan, pembekuan dan pencairan dan pergerakan es, dan biokimia. Tanah terganggu oleh pengolahan lahan dan pijakan manusia serta ternak. Air yang mengalir dan berperan pening melepasnya parikel-partikel tanah. Semua proses ini melemahkan tanah sehingga tanah muah terangkut oleh agen transportasi.

The transporting agents comprise those that act areally and contribute to the removal of a relatively uniform thickness of soil, and those that concentrate their action in channels.The first group consist of rainplash, surface runoff in the form of shallow flows of infinite width, sometimes termed sheet flow but more correctly called overland flow, and wind. The second group convers water in small channels, known as rills, wich can be obliterated by weathering and ploughing, or in larger more permanent features of gullies and rivers. A distinction is commonly mde for water erosion between rill erosion on the land between the rills by the combined action of raindrop impact and overland flow. Thisis terbed interrill erosion. To these agents that act externally, picking up material from the crying it over the ground surface, should be the soil internally, altering its strength.

Agen-agen pengangkut terdiri dari semua proses yang berperan sungguh-sungguh dan berkonsentrasi mengurangi relativitas keseragaman tanah, dan tindakan tersebut berpusat pada satu saluran. Kelompok pertama terdiri dari percikan air hujan, limpasan permukaan dalam bentuk arus dangkal lebar tak terbatas, kadang-kadang disebut lembar aliran tetapi lebih tepat disebut limpasan air, dan angin. Kelompok kedua meliputi air dalam saluran kecil, yang dikenal sebagai anak sungai, yang dapat terhapus oleh pelapukan dan membajak, atau dalam fitur yang lebih permanen yang lebih besar selokan dan sungai. Perbedaan umumnya terbentuk antara erosi air dan erosi anak sungai pada tanah antara anak sungai oleh pergerakan gabungan dampak rintik hujan dan aliran permukaan. Ini disebut erosi interil. Untuk agen-agen yang bertindak dari luar, mengambil bahan dari menangis di atas permukaan tanah, harus tanah internal, mengubah kekuatannya.

The severity of erosion depends upon the quantity of material suplied by detachement over time and the capacity of the eroding agents to transport it. Where the agents have the capacity to transport more material than suplied by detachement, the erosion is described as detachement-limited. Where more material is suplied than can be transported, the erosion is transort limited.

Tingkat keparahan erosi tergantung pada jumlah bahan yang dipasok oleh detasemen dari waktu ke waktu dan kapasitas agen-agen mengikis untuk mengangkutnya. Dimana agen-agen memiliki kapasitas untuk mengangkut materi lebih dari yang dipasok oleh detasemen, erosi digambarkan sebagai detasemen terbatas. Dimana material yang dipasok lebih banyak daripada yang dapat ditranportasikan, erosi ini adalah transportasi terbatas.

The energy available for erosion takes two form: potential and kinetic. Potential energy (PE) results from the difference in height of one body with respect to another. It is the produt of mass (m), height difference (h) and acceleration due to gravity (g), so that

Energi yang tersedia untukerosidibutuhkan duabentuk: potensial dan kinetik. Energi potensial(PE) hasil dari perbedaan ketinggian dari satu tubuh terhadap yang lain. Ini adalah hasil yang diperoleh dari adanya massa (m), perbedaan ketinggian (h) dan percepatan gravitasi(g), sehingga

PE=mhg                                                                                                                      (2.1)

Table 2.1 Efisiensi dari Erosi Air

Asal	Masa*	Kecepatan (ms-1)	Energi Kinetik…	Energi untuk erosi ‡	Transportasi sedimen yang dimati§ (g cm-1)
Hujan Aliran permukaan Aliran sungai	R 0.5R 0.5R	6.0 0.01 4¶	18R 2.5 x 10-5R 4R	0.036R 7.5x10-7R 0.12R	20 400 19,000

*Asssumes rainfall mass of R of wich 50 per cent contributes to runoff.

*Menganggap massa curah hujan yang 50 persen berkontribusi terhadap limpasan

…Based on ½ mv².

… Berdasarkan ½ mv².

‡ Assumes that 0.2 per cent of the kinetic energy of raindrops and 3 per cent of the kinetic energy of runoff is utilized in erosion.

‡Mengasumsikan bahwa 0,2persen dari energi kinetik air hujan dan 3persen dari energi kinetik dari limpasan digunakan dalam erosi.

§ Total absorved in mind-Bedfordshire, England, on an 11^* slope, on sandy soil, over 900 days. Most of the energy of raindrops contributes to soil particle detachment rather than transport.

§ Jumlah penyerapan pada pertengahan Bedfordshire, Inggris, pada 11* lereng, pada tanah berpasir, lebih dari 900 hari. Sebagian besar energi hujan berkontribusi untuk detasemen partikel tanah daripada transportasi.

¶ Estimated using the Manning equation of flow velocity for a rill, 0.3 m wide and 0.2 m deep, on a slope of 11” , at bankfull assuming a rounghnes coefficien of 0.02.

¶Perkiraan menggunakan persamaan Manning kecepatan aliran untuk aliran sungai, 0,3m dan lebar 0,2m dalam, pada kemiringan11⁰, pada tepi sepenuhnya dengan asumsi koefisien kekasaran 0,02.

Wich, in units of kg, m and ms^-1 respectively, yileds a value in joules. The potential energy for erosion is converted into kinetic (KE), the energy of motion. This is related to the mass and velocity (v) of the eroding agent in the expression.

Dimana, dalam satuan kg, m dan ms-¹masing-masing, hasil nilai dalam joule. Energi potensial untuk erosi diubah menjadi kinetik (KE), energi gerak. Hal ini terkait dengan massa dan kecepatan (v) dari agen erosi dalam ekspresi.

KE = mv²                                                                                                                   (2.2)

Wich, in units of kg and ms^-1, also gives a value in Joules. Most of this energy is dissipated in friction with the surface over wich the agent moves so that only 3-4 per cent of the energy of running water and 0.2 per cent of that of falling raindrops is expended in erosion (Pearce 1976). An indication of the relative efficiencies of the processes of water erosion can be obtained by applying these figure to calculations of kinetic energy, using eqn 2.2, based on typical velocities (Table 2.1). the concentration of running water in rills affords the most powerfull erosive agent but raindrops are potentially more erosive than overland flow. Most of the raindrop energy is used in detachement, however, so that the ammount available for transport is less than that from  overland flow. This is illustrated by measurements of soil loss in a field in mid-bedfordshire, England. Over a 900-day period on an 11⁰ slope amounted to 19,000 g of sediment by rills, 400g by overland flow and only 20 g by rainplash (Morgan et al. 1986).

Dimana, dalam satuan kg dan ms-¹, juga memberikan nilai dalam Joule. Sebagian besar energi di disipasikan dalam gesekan dengan permukaan atas dimana agen bergerak sehingga hanya 3-4 persen dari energi air dan 0,2 persen yang jatuh hujan dikeluarkan erosi (Pearce 1976). Sebuah petunjuk dari efisiensi relatif dari proses erosi air dapat diperoleh dengan menerapkan angka ini untuk perhitungan energi kinetik, menggunakan eqn2.2, berdasarkan kecepatan khas (Tabel 2.1). konsentrasi air di anak sungai memberi agen erosif yang paling kuat tapi hujan berpotensi lebih erosif dari arus darat. Sebagian besar energi air hujan digunakan dalam detasemen, bagaimanapun, sehingga jumlah tersedia untuk transportasi kurang dari itu dari limpasan permukaan. Hal ini digambarkan oleh pengukuran erosi di lapangan pada pertengahan bedfordshire, Inggris. Selama periode 900hari pada kemiringan 11⁰ pada tanah berpasir, pengangkutan melintasi beberapa sentimeter lebar lereng sebesar 19.000g sedimen oleh anak sungai, 400g oleh aliran di atas permukaan tanah dan hanya 20g oleh hujan(Morgan etal. 1986).

2.1  Hydrologycal basis of erosion

2.1 Dasar Hidrologi Erosi

The processes of water erosion are closely relate to the pathways taken by water in its movement through the vegetation cover and over the ground surface. During a rainstorm, part of the water falls directly on the land, either because there is no vegetation or because it passes through gaps in the plant canopy. This component of the rainfall is known as direct throughfall. Part of the rain is intercepted by the canopy, from where it either returns to the atmosphere by evaporation or finds its way to the ground by dripping from the leaves, a component termed leaf drainage, or by running down the plant stems as stemflow. The action of direct throughfall and leaf drainage produces rainplash erosion. The rain that reaches the ground may be stored in small depresions or hollows on the surface or interflow or, by peerlocating deeper, to groundwater. When the soil is unable to take in more water, the excess contributes to runoff on the surface, resulting in erosion by overland flow or by rills and gullies.

Proses erosi air erat kaitannya dengan jalan yang dilalui oleh air dalam pergerakannya melalui tutupan vegetasi dan di atas permukaan tanah. Selama hujan lebat, sebagian air jatuh langsung di atas tanah, baik karena tidak ada vegetasi atau karena melewati celah tajuk tanaman. Komponen ini berasal dari hujan yang diketahui jatuh secara langsung. Bagian dari hujan yang diterima oleh tajuk, sebagia kembali lagi ke atmosfer atau jatuh dari tanah melalui tetesan dar daun, atau mengalir ke bawah melalui batang tanaman sebgai aliran system. Tindakan dari jatuh secara langsung dan drainase dari daun memproduksi erosi karena rintikan air hujan. Hujan yang mencapai tanah dapat disimpan dalam kecil atau lembah pada permukaan atau kemungkinan infiltrasi hujan ke tanah berkontribusi menyimpan kelembaban tanah, untuk lereng menurun berpidah secara lateral dalam tanah sebagai aliran bawah permukaan atau aliran dalam atau ole perlokasi lebih dalam pada aliran bawah permukaan. Ketika tanah tidak dapat lagi mengambil lebih banyak air, kelebihan kontribusi untuk limpasan dipermukaan, hasilnya erosi oleh aliran permukaan atau anak sungai dan selokan.

The rate at wich water passes into the soil is kown as the infiltration rate and this exerts a major control over the generation of surface runoff. Water is drawn into the soil by gravity and by capilarry forces, whereby it is attracted to and held as a thin molecular film around the soil particles. During the rainstorm, the spaces between the soil particles become filled with water and the capillary forces decrease so that the infiltration rate starts high at the beginning of a storm and declines to a level that represents the maximum sustained rate at wich water can pass trough the soil to lower levels (Fig 2.1). This level, the infiltration capacity or terminal infiltration rate, corresponds theoritically to the saturated hydraulic conductivity of the soil. In practice, however, the infiltration capacity is often lower than saturated hydraulic conductivity because of air entrapped in the soil pores as wetting front passes downwards through the soil.

Tingkat air yang melewati tanah diketahui sebgai tingkat infiltrasi dan ini memberikan sebuah kontrol besar atas generasi aliran permukaan. Air ditarik ke tanah melalui gravitasi  oleh kekuatan kapiler dimana air tertarik dan tertahan sebgai selaput tipis disekitar partikel tanah. Selama hujan lebat, ruang antar partikel tanah menjadi penuh dengan air dan gaya kapiler menurun sehingga laju infiltrasi mulai tinggi pada awal badai dan penurunan ke tingkat yang mewakili tingkat berkelanjutan maksimum pada air yang dapat melewati palung tanah ke tingkat yang lebih rendah (Gambar 2.1). Tingkat ini, infiltrasi kapasitas atau terminal laju infiltrasi, sesuai teoritis dengan konduktivitas hidrolik jenuh tanah. Dalam prakteknya, bagaimanapun, kapasitas infiltrasi sering lebih rendah dari konduktivitas hidrolik jenuh karena udara terperangkap dalam pori tanah sebagai bagian bawah melewati melalui tanah.

Various attempts have been made to describe the change in infiltration rate over time mathematicaly. One of the most widely used equations is the modification of the Green and Ampt (1991) equation proposed by Mein and Lason (1973):

Berbagai upaya telah dibuat untuk menggambarkan perubahan laju infiltrasi dari waktu ke waktu secara matematika. Salah satu persamaan yang paling banyak digunakan adalah persamaan yang dimodifikasi dari Green dan Ampt(1991) persamaan yang diusulkan oleh Mein dan Lason(1973):

 i= A +                                                                                                                       (2.3)

where i is the instantaneous rate of the infiltration, A is the transmission constant or saturated hydraulic conductiivity of the soil, Bis the sorptivity, defineed by Talsma (1969) as the slope of the line when i is plotted against t, and t is the time elapsed sice the onset of the rain. This equation has been found to describe well the infiltration behaviour of soil in southern Spain (Scoging and Thornes 1979) and Arizona (Scoging et al. 1992) but Bork and Rohdenburg (1981), also working in southern Spain, obtained better result with the equation proposed by Philip (1957):

dimana i adalah tingkat sesaat dari infiltrasi, A adalah transmisi konstan atau jenuh konduktivitas kejenuhan hidrolik tanah, B adalah sorptivity, didefinisikan oleh Talsma (1969) sebagai kemiringan garis ketika i diplot kembali t, dan t adalah waktu berlalu sejak terjadinya hujan. Persamaan ini telah ditemukan untuk menjelaskan dengan baik perilaku infiltrasi tanah di selatan Spanyol (Scoging dan Thornes 1979) dan Arizona (Scoging etal. 1992) tapi Bork dan Rohdenburg (1981), juga bekerja di selatan Spanyol, diperoleh hasil yang lebih baik dengan persamaan yang diusulkan oleh Philip(1957):

i = A +

while Gifford (1976) found neither equation satisfactory for semi-arid rangel-lands in northern Australia and Utah. Kutflek et al. (1988) tested both equations against field measurements obtained with double-ring infiltrometers and found the neither fitted the data well, givving errors of beween 10 and 59 per cent when used to estimate saturated hydraulic conductivuty. One reason for the error is the failure to predict infiltration correcly under condition of surface pending when the soil develops a viscous resistence to air flow. Morel-Seytoux and Khanji (1974) developed the following equation to allow for this:

sementara Gifford (1976) menemukan persamaan tidak memuaskan untuk semi-arid rangel-tanah di utara Australia dan Utah. Kutflek et al. (1988) menguji kedua persamaan terhadap pengukuran lapangan diperoleh dengan infiltrometer dering-dua kali dan menemukan tidak dilengkapi data dengan baik, givving kesalahan beween 10 dan 59 persen bila digunakan untuk memperkirakan Konduktifitas hidrolik jenuh. Salah satu alasan untuk kesalahan adalah kegagalan untuk memprediksi infiltrasi correcly dalam kondisi permukaan tanah tertunda ketika mengembangkan resistensi kental terhadap aliran udara. Morel-Seytoux dan Khanji (1974) mengembangkan persamaan berikut untuk memungkinkan untuk ini:

i=                                                                                                        (2.5)

where k, is the saturated hydraulic conductivity;  is a viscous correction factor which varies in value between 1.1 and 1.7, depending on sil type and ponding depth but averages 1 A;  is the initial soil moisture content by volume; _t is the actual volumentric moisture content of soil in the zone between the ground surface and the wetting front; H₀ is the depth ponded water,  is the change in  between the soil  surface and the wetting front;  is the defference in pressure between the pore-water and the atmosphere; and I is the total amount of water already infiltratedd. As result of incluing the viscous correction factor, eqn 2.5 predicts lower infiltration rates than either eqn 2.3 or eqn 2.4.

dimana k, adalah konduktivitas hidrolik jenuh, β adalah faktor koreksi kental yang bervariasi nilai antara 1,1 dan 1,7, tergantung pada jenis sil dan genangan kedalaman tetapi rata-rata 1 A; θ adalah kadar air tanah awal berdasarkan volume, θt adalah kadar air aktual suatu volume tanah di zona antara permukaan tanah dan bagian depan pembasahan, H0 adalah genangan air kedalaman, Δφ adalah perubahan φ antara permukaan tanah dan bagian depan pembasahan, φ adalah perbedaan tekanan antara pori-air dan suasana, dan saya adalah jumlah total air yang sudah terserap. Sebagai hasil termasuk dari faktor koreksi kental, persamaan 2.5 memprediksi laju infiltrasi rendah daripada salah satu persamaan 2.3 atau persamaan 2.4.

Infiltration rates depend upon the characteristics of the soil. Generally, coarse-textured soils such as sands and sandy loam have heigher infiltration rates than clay soils because of the larger spaces between the pores. Infitration capacities may range from more than 200 mm h^-1 for sands to less than  mm h^-1 for tight clays (Fig. 2.1). in addition to the role played by the inter-particle spacing or micropores, the larger craks or micropores exert and important influence over infiltration. They can transmit considerable quantities of water so that clays with well defined structures can have infiltration rates that are much higer than would be expected from their texture alone. Infiltration behaviour on many soils is also rather complex because the soil profiles are characterized by two or more layers of differing hydraulic conductivities; most agricultural  soils, for example, consist of a disturbed plough layer and an undisturbed subsoil. Many soils on construction sites comporise a heavily compacted subsoil convered by a thinner and less compacted topsoil. Local variability in infiltration rates can be quite high because of differences in the structure, compaction, initial moisture content and profile from of the soil and in vegetation desity. Field determinations of average infiltration capcity using infiltrometers may have coeficients of variation of 70 – 75 per cent. Eyles (1967) measured infiltration capacity on soila of the Melaka Series near Temerloh, Malaysia, and obtained values ranging from 15 to 420 mm h^-1, wit a mean of 147 mm h ^-1.

Laju infiltrasi tergantung pada karakteristik tanah. Umumnya, tanah bertekstur kasar seperti pasir dan lempung berpasir memiliki tarif infiltrasi tertinggi dari tanah liat karena ruang yang lebih besar di antara pori-pori. Kapasitas infiltrasi bisa berkisar dari lebih dari 200 mm h^-1 untuk pasir menjadi kurang dari mm h^-1 untuk tanah liat yang padat (Gambar 2.1). Di samping peran yang dimainkan oleh jarak antar partikel atau pori mikro, retakan besar atau pori mikro mengerahkan dan pengaruh penting selama infiltrasi. Mereka dapat mengirimkan sejumlah besar air sehingga tanah liat dengan struktur didefinisikan dengan baik dapat memiliki tingkat infiltrasi yang jauh higer dari yang diharapkan dari tekstur sendiri. Infiltrasi perilaku pada banyak tanah juga agak rumit karena profil tanah yang ditandai dengan dua atau lebih lapisan yang berbeda konduktivitas hidrolik, sebagian besar tanah pertanian, misalnya, terdiri dari lapisan bajak terganggu dan subsoil terganggu. Banyak tanah di lokasi konstruksi comporise suatu lapisan tanah sangat dipadatkan convered oleh humus tipis dan kurang dipadatkan. Variabilitas lokal di tingkat infiltrasi bisa cukup tinggi karena perbedaan dalam struktur, pemadatan, kadar air awal dan profil dari tanah dan vegetasi desity. Penentuan Bidang rata kapasitas untuk infiltrasi menggunakan infiltrometer mungkin memiliki koefisien variasi 70-75 persen. Eyles (1967) mengukur kapasitas infiltrasi di tanah dari Malaka Series dekat Temerloh, Malaysia, dan diperoleh nilai berkisar 15-420 mm h^-1, dengan rata-rata 147 mm h ^-1.

According to Horton (1945), if rainfall intensity is less than infiltration capacity of the soil, no surface runoff occurs and the infiltration rate equals the rainfall intensity. If the rainfall intensity exceeds the infilration capacity , the infiltration rates equals the infiltration capacity and the excess rain forms surface runoff. as a mechanism for generating runoff, however, this comparison of rainfall intensity and infiltration capacity does not always hold. Studies in Bedfordshire,England (Morgan et al. 1986) on a sandy soil show that measured infiltration capacity is greater than 400mm h^-1 and that rainfall intensities rarely exceed 40 mm h^-1. Thus no surface runoff would be expected, whereas, in fact, the mean annual runoff is about 55 mm from a mea annual rainfall of 550 mm. The reason runoff occurs is tha these soils are prone to the development of a surface crust. Two types of crust can be distinguished. Where a crust from in situ on he soil, it is termed a structural crust; where it results from the depotition of fine particles in puddles, it is called a deposional crst (Boiffin 1985). As shown by stidies on loamy soils in north-east France, crusting can reduce the infiltration capacity fro 45 – 60 to about 6 mm h^-1 with a sructural crust and 1 mm h ^-1 with a depositional crust (Boiffin & Moinner 1985; Martin et al. 1977). Reduction in infiltration of 50 (Hoogmoed & Stroosnijder 1984) to 100 per cent (Torru et al. 1999) can occour in a single strom. The importance of crusting and sealing was also emphasezed by Poesen (1984), who found that infiltration rates were heigher on steeper slopes where the higher erosion rae prevented the seal from forming.

Menurut Horton (1945), jika intensitas curah hujan kurang dari kapasitas infiltrasi tanah, tidak ada aliran permukaan terjadi dan laju infiltrasi sama dengan intensitas curah hujan. Jika intensitas curah hujan melebihi kapasitas infilration, tingkat infiltrasi sama dengan kapasitas infiltrasi dan bentuk hujan berlebih permukaan limpasan. Sebagai sebuah  mekanisme untuk menghasilkan limpasan, Namun, perbandingan ini intensitas curah hujan dan kapasitas infiltrasi tidak selalu dipegang. Studi di Bedfordshire, Inggris (Morgan et al. 1986) pada acara tanah berpasir yang kapasitas infiltrasi diukur lebih besar dari 400mm h^-1 dan bahwa intensitas curah hujan jarang melebihi 40 mm h^-1. Jadi tidak ada aliran permukaan akan diharapkan, sedangkan, pada kenyataannya, limpasan tahunan rata-rata adalah sekitar 55 mm dari mea curah hujan tahunan 550 mm. Alasan limpasan terjadi adalah tha tanah ini rentan terhadap perkembangan kerak permukaan. Dua jenis kerak dapat dibedakan. Dimana kerak dari in situ pada tanahnya, disebut kerak struktural, dimana hasil dari deposisi partikel halus di genangan air, itu disebut CRST deposional (Boiffin 1985). Seperti yang ditunjukkan oleh stidies pada liat tanah di utara-timur Perancis, pengerasan kulit dapat mengurangi kapasitas infiltrasi fro 45 - 60 untuk sekitar 6 mm h-1 dengan kerak struktur yang dihasilkan dan 1 mm h -1 dengan kerak pengendapan (Boiffin & Moinner 1985; Martin dkk. 1977). Pengurangan infiltrasi 50 (Hoogmoed & Stroosnijder 1984) menjadi 100 persen (Torru et al. 1999) dapat occour dalam strom tunggal. Pentingnya krusta dan penyegelan juga emphasezed oleh Poesen (1984), yang menemukan bahwa tingkat infiltrasi yang heigher di lereng curam dimana semakin tinggi erosi rae mencegah segel dari pembentukan.

The presence of stones or rock fragments on the surface of a soil also influnces infiltraion rates but in a rather complex way depending on whether the stones are resting on top of the surface or are embedded within the soil. Generally, rock fragments protects the soil against physical destruction and the formation of a crust, so that infiltration rates are higher than on a comparable stone-free bare soil. However, on soils that are subject to crusting, a high percentage stone cover can produce a worse situation; a 75 per cent cover of rock fragments embedded in a crusted surface on a silt-loam soil reduce infilration rates to 50 per cent of those on a stone-free soil (Possen & Ingelmo-Sanchez 1992).

Adanya batu atau fragmen batuan di permukaan tanah juga influnces tarif infiltraion tetapi dalam cara yang agak rumit tergantung pada apakah batu sedang beristirahat di atas permukaan atau tertanam di dalam tanah. Umumnya, fragmen batuan melindungi tanah terhadap kerusakan fisik dan pembentukan kerak, sehingga laju infiltrasi lebih tinggi dari pada tanah yang gundul batu bebas sebanding. Namun, pada tanah yang tunduk pada pengerasan kulit, penutup batu persentase yang tinggi dapat menghasilkan situasi yang lebih buruk, 75 persen sampul fragmen batuan tertanam di permukaan berkerak pada tanah lumpur-lempung mengurangi tingkat infilration sampai 50 persen dari mereka yang tanah batu-bebas (Possen & Ingelmo-Sanchez 1992).

The important control for runoff production on many sols is not infiltration capacity buta limmiting moisture content . When the limiting moisture content is below this value, pore water pressure in the soil is less than atmospheric pressure and water is held in capillary from under tensile pore water pressure equates to atmospheric pressure, suction reduces to zero and surface ponding occurs. This explains why sands that have low levels of capillary storage can produce runoff very quicly even though their infiltration capacity is not exceeded by the rainfall intensity. Since hydraulic conductivity to rise so that, although runoff may have formed rapidly at relatively low intensity, higher ranfall intensities do not always produed greater runoff. This mechanism axplains why infiltration rates sometimes increase with rainfall intensity (Nasif & Wilson 1975). Bowyer – Bower (1993) found that, for a given soil, infiltration capacity was higher with higher rainfall intensities because of their abillity to disrupt surface seals and crust that would otherwise keep the infiltration rate low.

Kontrol yang penting untuk produksi limpasan pada banyak sols bukanlah kapasitas infiltrasi buta kadar air limmiting. Ketika kadar air membatasi di bawah nilai ini, tekanan air pori dalam tanah kurang dari tekanan atmosfer dan air diadakan di kapiler dari bawah tekanan air pori tarik setara dengan tekanan atmosfer, hisap mengurangi ke nol dan genangan permukaan terjadi. Hal ini menjelaskan mengapa pasir yang memiliki tingkat rendah penyimpanan kapiler dapat menghasilkan limpasan sangat quicly meskipun kapasitas infiltrasi mereka tidak terlampaui oleh intensitas curah hujan. Karena konduktivitas hidrolik meningkat sehingga, meskipun limpasan mungkin terbentuk dengan cepat pada intensitas yang relatif rendah, intensitas ranfall tinggi tidak selalu produed limpasan yang lebih besar. Axplains Mekanisme ini mengapa tingkat infiltrasi terkadang meningkat dengan intensitas curah hujan (Nasif & Wilson 1975). Bowyer - Bower (1993) menemukan bahwa, untuk tanah yang diberikan, kapasitas infiltrasi lebih tinggi dengan intensitas curah hujan yang lebih tinggi karena abillity mereka untuk mengganggu segel permukaan dan kerak yang seharusnya menjaga laju infiltrasi rendah.