ALUVIAL DAN ALUVIAL FAN

Subbab 9.1 – 9.4

Danang Wahyu Purbojati125090701111002

9.1 Sistem Fluvial Dan Alluvial

Tiga zona geomorfologi dapat di kenali dalam sistem fluvial dan alluvial (gambar 9.1).

Dalam zona erosi aliran secara efektif memotong turun, memindahkan bedrock dari lantai

jurang dan dari sisi jurang melalui pergerakan downslope dari material dalam aliran dasar.

Dalam zona pemindahan, gradien lebih rendah, aliran dan sungai tidak secara efektif tererosi,

tetapi ini merupakan tempat pengendapan. Bagian bawah dari sistem adalah zona

pengendapan, dimana sedimen diendapkan dalam saluran sungai dan pada floodplain suatu

sistem fluvial atau pada permukaan dari kipas alluvial. Ini merupakan tiga komponen yang

tidak merepresentasikan dalam seluruh sistem: beberapa mungkin sepenuhnya erosional yang

sama luasnya dengan laut atau danau, dan lainnya mungkin tidak menunjukkan zona

perpindahan. Bagian erosional dari sistem fluvial mengkontribusikan bagian substansi dari

sedimen clastik yang dihasilkan dari pengendapan pada lingkungan sedimen yang lain, dan

diaaggap dalam bab 6; zona pengendapan merupakan subjek dari bab ini.

Aliran air dalam sungai dan stream secara normal dibatasi oleh channel, dimana yang

mendepresi dan menggesek permukaan darat yang terdapan aliran. Zona overblank atau

floodplain merupakan area dari daratan diantara atau disebelah channel yang hanyan (bagian

dari hujan) menerima air ketika sungai banjir. Bersama channel dan sistem overbank

mencakup lingkungan sungai. Alluvial merupakan istilah yang lebih umum untuk proses

permukaan daratan yang melibatkan aliran air. Ini mencakup fitur seperti kipas water-lain

dari detrius (suatu kipas alluvial – 9.5) yang tidak mesti berhubungan dengan sungai. Suatu

alluvial plain merupakan istilah umum untuk area benua low-relief dimana sedimen

terakumulasi, dimana mungkin mencakup floodplain dari sungai tunggal.

9.1.1 Catchment Dan Discharge (Waduk Dan Discharge)

Area dari tanah yang mensuplai ari ke sistem sungai merupakan catchment areaI (kadang

disebut drainage basin). Sungai dan stream biasanya diisi oleh permukaan run-off dan

graoun water daru lapisan permukaan akuifer dalam catchment area yang mengikuti periode

hujan. Tanah bertindak seperti sepon yang mengusap kelembapan dan berangsur-angsur

membebaskannya dalam stream. Suplai berlanjut dari air dapat dihasilkan jika hujan sering

cukup menghentikan tanah mengering. Dua faktor penting yang mengontrol suplai air pada

sistem sungai. Pertama, ukuran dari catchmen area: area kecil memiliki lebih keterbatasan

kapasitas untuk menyimpan air dalam tanah dan ground water daripada catchment area yang

luas. Faktor kedua adalah iklim: catchment area dalam wilayah moderat atau tropis dimana

keteraturan hujan tetap basah sepanjang tahun dan menjaga sungai untuk disuplai dengan air.

Sistem sungai yang besar dengan catchment area yang mengalami putaran hujan

tahunan secara konstan disuplai dengan air dan discharge (volume air yang mengalir dalam

suatu sungai dalam suatu periode waktu) menunjukan hanya variasi moderat sepanjang tahun.

Ini dinamakan sistem fluvial parennial. Perbedaannya, sungai yang memiliki arae drainase

yang lebih kecil dan hujan musiman mungkin merupakan variable discharge yang ekstream.

Jika sungai kering untuk suatu periode waktu yang panjang dan hanya mengalami aliran

setelah disana telah cukup hujan pada cathcment area mereka diaanggap sebagai sungai

ephemeral.

9.1.2 Aliran Dalam Channel

Karakteristik utama dari sistem fluvial adalah kecukupan waktu mengalirkan dikonstrasikan

dalam channel. Ketika level air dibawah level channel bank ini pada low flow stage. Suatu

sungai dengan air mengalir keluar atau pada level dari bank merupakan high flow stage atau

bank-full flow. Pada waktu ketika volume air disupalaikan pada bagian khusus dari sungai

melebihi volume yang dapat ditampung dalam channel, sungai banjir dan overbank flow

terjadi pada floodplain yang berdekatan dengan channel (gambar 9.2)

Sebagai air yang mengalir dalam channel ini dilambatkan oleh friksi dengan lantai

dari channel, bank dan diatas udara. Friksi ini berefek menurunkan dari sisi aliran ke bagian

terdalam dari channel dimana disana kecepatan alirannya tertinggi. Jalur dari bagian terdalam

dari channel dinamakan thalweg. Keberadaan thalweg dan posisi ini dalam suatu channel

penting untuk menggesek bank dan tempat pengendapan dalam seluruh chanel.

9.2 Bentuk Sungai

Sungai dalam kawasan pengendapan dapat memiliki beragam bentuk, dengan variabel prinsip

yakni: (a) bagaimana kelurusan atau berlikunya suatu channel; (b) kehadiran atau ketiadaan

bar pengendapan dari pasir atau gravel dalam channel; (c) jumlah dari channel terpisah yang

menghadirkan bentangan sungai. Jumlah dari bagian akhir tipe sungai dapat dikenali (Miall

1978; Cant 1982), dengan seluruh variasi dan intermediat antara kemungkinan mereka

(gambar 9.3). Suatu channel lurus tanpa penghalang merupakan bentuk paling sederhana

namun secara relatif tidak umum. Braided river terdiri penghalang tengah channel yang

ditutupi aliran bank-full, berbeda dengan sungai anastomosing(juga dikenal sebagai

anabranching), yang terdapat lebih dari satu, channel yang saling berhubungan yang

dipisahkan oleh area dari floodplain (Mekaske 2001). Kedua sungai beranyam dan

anastomosing dapat berbelok-belok, dan sungai berbelok-belok yang memiliki penghalang

endapan hanya pada bagian dalam dari saluran dinamakan meandering.

Ketika menganggap endapan dari sungai kuno, proses pengendapan pada mid-channel

bar dalam stream beranyam dan endapan pada bagian dalam bank dungai meandering bend

ditemukan sebagai mekanisme penting untuk akumulasi sedimen. Braided dan meandering

oleh karena itu merupakan jalan yang berguna dari pengkategorian endapan sungai kuno,

tetapi penganggapan variasi dalam dan kombinasi tema utama pada kedua sistem modern dan

kuno. Terlebih lagi, tidak semua sungai diisi oleh endapan dari aliran dalam channel itu

sendiri (9.2.4).

Sungai anastomasing atau anabranching terlihat sekarang terutama pada tempat

dimana bank distablikan oleh vegetasi, yang menghambat migrasi lateral dari channel (Smith

& Smith 1980; Smith 1983), tetapi sungai anastomasing juga dikenal dari daerah yang lebih

kering dengan vegetasi jarang. Posisi channel cenderung cukup tetap tetapi channel baru

dapat berkembang sebagai konsekuensi dari banjir karena air membuat aliran baru melintasi

floodplain, meniniggalkan channel lama. Pengakuan sungai anastomasing pada rekaman

stratigrafi merupakan suatu masalah karena kuni fitur adalah beberapa channel sungai

terpisah. Pada endapan kuno tidak dapat jelas menunjukkan bahwa dua atau lebih channel

yang aktif pada waktu yang sama dan pola yang sama menghasilkan suatu hasil dari channel

tunggal yang berulang kali berganti posisi (9.2.4).

9.2.1 Sungai Bedload (Beranyam)

Sungai dengan proporsi tinggi dari sedimen dibawa oleh pengguliran dan saltasi sepanjang

lantai channel disebut sebagai sungai bedload. Dimana bedload diendapkan sebagai bar

(4.3.3) dari pasir dan gravel di dalam channel yang mengalir dibagi untuk memberikan sungai

bentuk beranyam (gambar 9.4 & 9.5). Bar dalam channel sungai beranyam dibuka pada tahap

aliran rendah, tetapi ditutup ketika aliran pada level bank penuh. Aliran umumnya kuat antara

bar dan material kasar akan ditransportasikan dan diendapkan pada lantai channel

membentuk akumulasi dari clast yang besar atau coarse lag (gambar 9.6). Bar dalam channel

dapat bervariasi dalam bentuk dan ukuran: bar longitudinal memanjang sepanjang sumbu dari

channel, dan bar yang lebih lebar dari yang panjang, menyebarkan melalui channel disebut

bar transverse dan crescentic (bulan sabit) bar dengan titik puncak hilir mereka adalah bar

linguoid (smith 1978; Church & Jones 1982). Bar dapat terdiri dari pasir, kerikil atau

campuran dari keduan sejauh ukuran clast (compoun bar).

Perpindahan dari bedload terjadi sebagian besar pada tahapan aliran tinggi ketika bar

terendam dalam air. Sedimen dibawa ke hilir bar oleh aliran sungai dan erosi sisi hulu bar

mungkin terjadi. Pada bar yang terdapat material gravel akumulasi sebagai lapisan incline

pararel pada hilir muka bar. Bar longitudinal memili relief rendah dan migrasinya

membentuk endapan yang menunjukkan definisi jelek sudut kecil cross stratifikasi pada arah

hilir. Bar transverse dan linguoid memiliki relief lebih tinggi dan menghasilkan definisi yang

baik cross srtatification didalam hilir. Endapan dari migrasi gravel bar dalam sungai

beranyam oleh karena itu membentuk bed dari granula cross-stratified, pebble atau cobble

yang terlitifikasi membentuk konglomerat. Dalam sungai beranyam berpasir bar terlihat

terdiri dari subaqueous dune komplek dari permukaan bar (gambar 9.7). subaqueous dune

tersebut bermigrasi pada permukaan bar pada arus stream membentuk tumpukan pasir cross-

bedding. Arcuate (linguoid) subaqueus dune biasanya mendominasi, menciptakan palung

cross-bedding, tetapi straigh-crested subaqueous menghasilkan pasir cross planar cross-

bedded juga terjadi. Bagian bar terdiri dari gravel cross-stratified dengan lensa gravel dalam

endapan bar berpasir.

Bar trus berlanjut bermigrasi hingga channel bergerak lesamping meninggalkan bar

keluar dari aliran utama air (gambar 9.8). ini selanjutnya akan ditutupi oleh endapan

overbank atau bar dari channel lain (gambar 9.9). Suatu karakteristik suksesi sedimen

(gambar 9.6) dibentuk oleh pengendapan pada lingkungan sungai beranyam dapat dijelaskan.

Pada dasar akan akan mengerosi permukaan yang mewakili dasar dari channe; dan ini akan

ditindih oleh lag basal dari endapan clast kasar pada lantai channel. Pada sungai beranyam

bergravel endapan bar akan terdiri dari granula cross-stratified, pebble atau seringkali connle

pada rangkaian tunggal. Bar berpasir terdiri dari penumpukan rangkaian dari endapan

subaqueous dune akan membentuk suksesi dari pasir crossbedded. Sebagai aliran yang kuat

pada bagian bawah dari channel subaqueous dune dam oleh karena itu cross bedded,

cenderung lebih besar pada bawah bar, menurunkan rangkaian ukuran hulu. Pasir halus atau

silt pada top endapan bar menunjukkan peninggalan dari bar ketika tidak aktif bergerak. Oleh

karena itu sebuah keseluruah pada suksesi pengisian channel (gambar 9.6). ketebalan dapan

menunjukkan ketebalan dari channel asli jika ini komplit, tetapi ini umum untuk bagian

puncak dierosi oleh gesekan dari channel berikutnya.

Pada daerah dimana sungai beranyam secara cepat berganti posisi pada alluvial plain,

lebar, wilayah luas dari endapan bar bergravel banyak waktu lebh lebar daripada channel

sungai akan terbentuk. Braidplain tersebut ditemukan pada area dengan iklim sangat basah

atau dimana sedikit vegetasi menstabilkan bank sungai (area grasial: 7.4.3). Suksesi

membentuk pengaturan ini akan terdiri dari tumpukan cross-stratified konglomerat dan ini

dapat sulit diidentifikasi permukaan penggekan yang menandai dasar dari suatu channel dan

oleh karena itu mengakui suksesi pengisian channel tunggal.

9.2.2 Percampuran Muatan Sungai (Meandering)

Dalam rencana melihat thalweg (9.1.2) dalam sungai tidak lurus bahkan jika bank channel

lurus dan pararel (gambar 9.10); ini akan mengikuti jalan berliku, memindahkan dari sisi ke

sisi sepanjang panjang channel. Dalam setiap bagian sungai bank terdekat pada thalweg

secara relatif cepat mengalirkan air terhadap bank seberang yang memili pengaliran air lebih

rendah. Belokan dikembangkan oleh erosi dari bank terdekat terhadap thalweg, disertai

dengan pengendapan pada sisi seberang dari channel diman aliran lambat dan bedload dapt

tidak dapat dibawa. Dengan erosi lanjutan dari bank luar dan pengendapan bedload dalam

bank dalam channel mengembangkan suatu tikungan dan putaran berliku-liku terbentuk

(gambar 9.11 &9.12). Perbedaan antara bentuk sungai sinuosity dengan meandering

seharusnya dikenali: sungai dianggap sinous jika jarak yang diukur sepanjang hamparan

channel dibagi dalam jarak langsung diantara titik tersebut lebih besar dari 1.5; sungai

dianggap meandering jika akumulasi sedimen pada dalam bend, seperti yang dijelaskan

dibawah.

Sungai meandering mentransportasikan dan mengendapkan campuran penundaan dan

bedload (muatan campuran)(schumm 1981). Bedload dibawa oleh aliran dalam channel,

dengan material kasar dipawa dalam bagian terdalam dari channel. Bedload halus juga

dibawa pada bagian terdangkal dari aliran dan diendapkan disepanjang dalam bend dari

belokan meader diman friksi mengurangi kecepatan aliran. Endapan dari meander bend

memiliki profil karakteristik dari material kasar di dasar, emjadi semakin halus ke atas pada

bank dalam (gambar 9.11). Semakin cepat aliran dalam bagian yang lebih dalam pada

channel membentuk bukit pasir dalam sedimen yang mengembangkan lembah atau planar

cross-bedding sebagai akumulasi pasir. Lebih tinggi pada bank dalam dimana aliran semakin

rendah, riak membentuk pasir halus, menghasilkan laminasi melintang. Channel bergerak

kesamping oleh erosi pada bank luar dan mengendapkan pada bagian dalam mengalami

migrasi lateral, dan endapan pada bak dalam disebut sebagai point bar. Endapan point bar

akan menunjukkan denda pada material kasar pada dasar hingga halus pada bagian atas

(gambar 9.13) dan ini dapat juga menunjukkan skala yang lebih besar cross-bedding pada

dasar dan lebih kecil pada skala laminasi melintang didekat puncak. Sebagai channel yang

bermigrasi bagian atas point bar menjadi sisi dari floodplain dan menghaluskan suksesi dari

point bar akan dibatasi oleh endapan overbak.

Tahapan dalam migrasi lateral dari point bar dari sungai meandering dapat kadang-

kadang dianggap sebagai permukaan incline dengan suksesi pengisian channel (gambar 9.11).

Lateral acceration surface tersebut paling berbeda ketikan telah terjadi episode dar discharge

rendah memungkinkan lapisan dari sedimen halus diendapkan pada permukaan point bar

(Allen 1965: Bridge 2003; Collinson dkk 2006). Permukaan tersebut merupakan sudut kecil

kurang dari 150 fsn karena menunjukkan permukaan point bar, yang cenderung dari bank

sungai menuju bagian terdalam channel – tegak lurus terhadap arah pengaliran. Skala dari

cross stratifikasi karena itu akan lebih besar (sebanyak kedalam channel) daripada cross-

bedding lain, dan ini akan tegak lurus pada tiap indikator palaeoflow lain, seperti cross-

bedding yang dihasilkan oleh migrasi dune dan riak cross-lamination. Pengakuan dari lateral

accretion surface (juga dikenal sebagai epsilon cross-stratification); Allen 1965) dengan

suksei halus dari endapan pengisi channel yang oleh karena itu merupakan indikasi yang

dapat dipercaya sehinnga channel sungai merupakan meandering. Bend luar dari putaran

meander akan menjadi bank yang terdiri dari endapan floodplain (9.3) yang akan sebagian

besar sedimen berlumpur. Lumpur kering sangat kohesif (2.4.5) dan potongan dari material

bank berlumpur akan tidak mudah hancur ketika mereka membentuk clast dibawa oleh aliran

sungai. Mud clast tersebut akan diendapkan dengan pasir pada bagian dalam channel, dan

akan dipertahankan pada bagian basal dari suksei pengisian channel (gambar 9.13).

Selama periode dari tahapan aliran tinggi, air dapat mengambil jalan pintas pada

puncak point bar. Aliran ini dapat menjadi dikonstrasikan dalam chute channel (gambar

9.14). memotong melintasi puncak dari bank dalam dari meander. Chute channel mungkin

merupakan firur semi permanen dari point bar, tetapi meraka hanya aktif selam tahapan aliran

tinggi. Meraka dapat dianggap dalam endapan dari sungai meandering yang menggeseh

sehingga memotong melintasi lateral accretion surface. Aliran sunga dapat juga mengambil

pintasan diantara putaran meander ketika sungai banjir; ini dapat dihasilakan dalam bagan

baru dari pengembangan channel, dan putaran lebih panjang dari meander membangun

menjadi terbengkalai (gambar 9.15). Peninggalan putaran meander menjadi diisolasi sebagai

danau oxbow (gambar 9.15) dan akan menyisakan area dari genangan air hingga ini menjadi

diisi oleh endapan dari banjir dan atau terdesak vegetasi. Endapan dari danau oxbow dapat

dianggap sebagai sedimen fluvial kuno sebagai pengisian channel diebentuk dari butir halus,

kadang sedimen karbonat (gambar 9.16).

9.2.3 Sungai Ephemeral

Dalam pengaturan iklim moderat atu tropis yang memiliki curah hujan sepanjang tahun, ada

sedikit variasi dalam aliran sungai, tetapi daerah dengan hujan musiman yang kuat; karena

iklim musiman, atau dengan musim pelelehan salju dalam gunung tinggi atau daerah

sirkumpolar, discharge dalam sistem sungai dapat bervariasi pada berbagai waktu dalam

tahun. Selam musing kemarau, stream kecil dapat mengering sepenuhnya. Pada gurun (8.2)

dimana hujan tidak teratur, keseluruhan sistem sungai mungkin kering selama bertahun-tahun

antara peristiwa hujan badai yang menyebabkan aliran sementara. Banyak kipas alluvial (9.5)

juga ephemeral (fana).

Di daerah dataran tinggi dengan iklim kering, pelapukan dihasilkan pada detrius sisi

pada lereng bukit atau clast dapat bergerak oleh gravitasi turun pada dasar jurang. Akumulasi

dapat berlanjut pada beberapa tahun hinnga ada hujan badai yang cukup besar membuat

aliran air yang memindah detrius sebagai bedload dalam sungai atau aliran debris (4.5.1).

Aliran dapat membawa sedimen beberapa kilometer sepanjang channel kering biasanya

memotong alluvial plain(dataran). Endapan aliran ephemeral tersebut secara klasifikasi

disortir buruk, terdiri dari sudut atau sudut kecil gravel clast dalam matrik pasir dan lumpur.

Gravel clast dapat mengembangkan imbrikasi, stafikasi horisontal dapat membentuk dan

mengendapkan secara sering dinilai sebagai aliran yang mengurangi kekuatan melalui waktu.

Bar longitudinal dapat mengembangkan penciptaan beberapa sudut kecil cross-stratifikasi,

tetapi bentuk bar dan dune lainnya tidak biasanya terbentuk. Endapan dibatasi oleh lebar dari

channel tetapi channel dapt bermigrasi secara lateral atau mungkin add beberapa channel

dalam alluvial plain yang bergabung membentuk endapan yang lebih luas. Istilah wadi

umumnya digunakan untuk sungai atau stream dalam gurun dengan aliran ephemeral dan

menghasolkan endapan yang kadang disebut wadi gravel.

9.2.4 Proses Pengisian Channel

Suksesi pengisian sungai pada kedua sungai beranyam dan meandering yang didiskribsikan

diatas dibangun sebagai hasil dari pergerakan menyamping atau migrasi lateral dari bagian

aktif channel. Akumulasi dan kemungkinan pelestarian endapan channel sungai dapat terjadi

hanya jika sungai berubah posisinya dalam beberapa jalur, salah satunya dengan pergeseran

kesamping, keatas, atau jika channel berubah posisi pada floodplain, suatu proses yang

dikenal sebagai avulsi. Ketika bagian sungai avulsi dari sungai lama benar-benar

ditinggalkan dan channel baru menjelajahi ke permukaan tanah (gambar 9.15). Danau oxbow

merupakan contoh dari peniggalan bentang pendaek, tetapi saluran cukup panjang dari suatu

tipe channel sungai mungin dilibatkan. Ketika avulsi terjadi aliran dalam sungai tua tertentu

berkuran volumenya dan menurun, dan bedload akan diendapkan. Suatu penurunan jumlah

air yang disuplai keterbatasan kapasitas dari channel membawa sedimen dan air berangsur-

angsur menjadi lemah, mengendapkan beban yang ditangguhkan. Pengabaian dari channel

sungai lama akan meniggalkan itu dengan air lemah mengandung hanya pemuatan tertunda

sebagai bedload yang dibelokkan dalam aliran baru. Terbengkalai dan kosong membentang

dari channel tidak mungkin menyisakan kekosingan yang sangat panjang karena ketika

sungai banjir dari aliran barunya ini akan membawa sedimen melintasi floodplain pada

channel tua dimana sedimen akan secara berangsur-angsur terakumulasi. Pengisian akhir dari

tiap sungai oleh karena itu sebagian besar sedimentasi overbank fine grained dihubungkan

pada aliran sungai berbeda. Channel seluruhnya diisi dengan lumpur dapat sangat sulit untuk

membedakan dari sedimen overbank dalam rekaman stratigrafi.

Pengakuan dari channel merupakan salah satu kriteria kunci untk mengidentifikasi

endapan pada sistem fluvial dalam suksesi sedimen. Namun, pemotongan bank dari batas

channel tidak selalu mudah untuk dikenali. Migrasi lateral dari channel sungai dapat

dihasilkan dalam suksesi dari endapan point bar atau mid-channel bar yakni melintasi seratus

dari meter, meskipun channel itu sendiri dapat hanya beberapa selebar sepersepuluh meter

pada suatu waktu. Endapan ini dapat lebih lebar daripada outcrop yang terlihat dan pada

beberapa kasus sungai bermigrasi secara lateral melintasi keseluruhan floodplain,

meninggalkan batas channel pada sisi jurang. Ini oleh karena itu sering menggunakan

karakteristi dari suksesi vertikal yang diendapkan dapak channel (gambar 9.6 & 9.13) sebagai

indikator dari lingkungan pengendapan fluvial.

9.2.5 Tren Dalam Sistem Fluvial

Biasanya ada kecenderungan umum pengurangan gradien dari hilir sungai melalui saluran

pengendapan. Slope dari sungai dan discharge mempengaruhi kecepatan dari aliran, yang

mengontrol kemampuan sungai menggesek dan ukuran material yang dapat dibawa sebagai

bedload dan pemuatan terhenti. Butir gravel sungai memiliki gradien pengendapan paling

curam (meskipun sudut biasanya kurang dari setengah derajat) dan bar dari bentuk pebble,

cobble dan bounder. Hancuran halus banyak dibawa melalui pencapaitan lebih rendah dari

sungai. Pada gradien lebih rendah pasir bedload diendapkan pada bar dalam sungai

beranyam, aliran berkurang secara kuat untuk endapan banyak dari gravel hulu. Pola

meandering berkecenderungan untuk mengembangkan gradien sangat lemah (sekitar seratus

dari suatu derajat) pada sungai yang membawa sedimen berbutir halus yang dicampur

bedload dan material yang tertunda (Collinson, 1986).

Saluran erosi dari sungai memperlihatkan suatu pola tributary(anak sungai) basin

sebagai stream kecil yang bergabung dalam badan channel (pola dendritic, gambar 9.1).

Pola ini dapat meluas dalam saluran pengendapan. Banyak sungai mengalir sebagai channel

tunggal menuju tepi danau atau shoreline(garis pantai) suatu laut, dimana delta atau estuary

dapat dibentuk. Namun, sungaai dalam wilayah yang relatif kering dapat kehilangan banyak

air melalui penguapan dan membasahi ke flododplain kering yang mereka mengering

sebelum mencapai badan air. Pada beberapa enclosed(tutupan) (atau endorheic) basin (yang

tidak memiliki jalan menuju lautan terbuka) dengan iklim kering mereka mungkin bukanlah

danau permanen (10.4). Karena kehilangan air, channel menjadi hilir lebih kecil dan berakhir

dengan kemiringan sedimen dan air yang dinamakan terminal fans (Friend 1978). Sungai

yang menunjukkan karakteristik tersebut dapat disebut sebagai fluvial distributary

system(Nichols & Fisher 2007), meskipun ini seharusnya dicatat bahwa sebagian besar

sedimen yang di distribusikan. Pada suatu waktu banyak dari air mengalir akan dimasikkan

dalam channel utama, dengan lainnya, channel kecil memisahkan diri dari itu (pola

bifurcating): channel kecil dapat selanjutnya mengambil alih sebagai rute aliran utama, atau

channel baru yang berkembang sebagai hasil dari avulsi. Melalui waktu channel menduduki

posisi radial berbeda dan membentuk endapan suatu bentuk kipas dari sedimen (lihat juga

sistem aluvial 9.5).

9.3 Endapan Floodplain

Area antara dan disekitar channel sungai sama pentingnya dengan channeli itu sendiri dari

sudut pandang akumulasi sedimen. Ketika discharge melampaui kapasitas channel, air

mengalir melebihi bank dan keluar menuju floodplain dimana endapan overbank dan

floodplain terjadi. Banyak sedimen yang dibawa keluar ke floodplain ditunda pemuatannya

sehingga akan sebagian besar clay dan silt berukuran puing-puing tetapi dapat melingkupi

pasir halus jika aliran cukup cepat membawa pasir dalam larutan. Sebagai air ayng

meninggalkan perbatasan channel dia menyebar dan kehilangan kecepatannya sangat cepat.

Penurunan kecepatan menyebabkan pengendapan dari pasir dan slit ditunda pemuatannya,

meniggalkan hanya clay dalam suspensi (Hughes &Lewin 1982). Pasir dan silt diendapkan

sebagai lapisan tipis dalam floodplain, yang dapat menunjukkan arus beriak atau laminasi

horisontal: pengendapan cepat dapat dihasilkan dalam formasi dari riak naik cross-lamination

(4.3.1). Sisa pemuatan yang tertunda akan diendapkan sebagai floodwater kering dan kering

setelah aliran surut.

Lapisan sand dan silt diendapkan selama pembanjiran merupakan paling tebar dekat

channel bank karena pemuatan tertunda kasar dibuang secara cepat oleh floodwater segera

dengan mereka memulai mengalir dari channel. Mengulangi pengendapan dari sand yang

dekat dengan sisi channel yang menduduki formasi dari levee, suatu bank sedimen pada sisi

channel yang lebih tinggi daripada level floodplain. Ketika levee hancur, air bermuatan

dengan sedimen dibawa keluar menuju floodplain membentuk crevasse splay (gambar 9.11),

bentuk rendah dari sedimen yang dibentuk oleh air yang mengalir melintasi celah dalam bank

dan keluar menuju floodplain (O’Briend & Well 1986). Retakan dalam levee tidak terjadi

secara instan tetapi berangsur-angsur semakin dalam dan semakin lebar saluran untuk air

yang melintas pada floodplain. Mulanya hanya jumlah kecil dari air dan sedimen akan

melintasinya tetapi volume air dan ukuran butir dari detrius yang dibawa meningkat hingga

retakan mencapai ukuran penuh. Endapan crevasse splay oleh karena itu dikarakterisasikan

oleh pengangkatan kasar mula-mula dari ukuran partikel sedimen. Mereka biasanya lentikular

dalam tiga dimensi. Channel dengan crevasse splay dapat berkembang dalam channel sungai

baru dan membawa membawa lebih air hingga avulsi terjadi.

Struktur pengendapan utama umumnya diamati dalam sedimen floodplain adalah:

1. Sangat tipis dan dasar tipis secara normal dinilai dari pasir hingga lumpur

2. Bukti dari aliran cepat awal (bidang pararel laminasi ) secara cepat menyusut dan

dibarengi oleh pengendapan cepat (laminasi riak naik)

3. Lapisan sedimen tipis, sering hanya berketebalan beberapa centimeter tetapi meluas

hingga sepuluh hingga seratus meter.

4. Erosi pada dasar lapisan overbank dasar yang secara normal ditempatkan pada area

dekat channel dimana aliran paling kuat

5. Bukti dari formasi soil (9.7)

Biasanya tren umum terhadap pengendapan dari lebih dari sedimen overbank lebih jauh hilir

dalam sistem fluvial. Pada bagian atas dari kawasan pengendapan fluvial, jurang sungai bisa

jadi menjadi dekat, dan sungai beranyam secara lateral bermigrasi dari sisi ke sisi perlintasan

jurang apapun endapan floodplain akan diulangi oleh erosi channel. Endapan floodplain oleh

karena itu kadang memiliki kesempatan rendah menjadi diawetkan berhubungan dengan

fasies sungai beranyam. Pada alluvial plain yang lebih lebar secara normal dihubungkan

dengan bagian bawah dari kawasan pengendapan fluvial, endapan Sungai meandering secara

umum digubungkan dengan bagian lebih tinggi dari fasies floodplain.

9.4 Pola Dalam Endapan Fluvial

9.4.1 Arsitektur Dari Suksesi Fluvial

Susunan tiga dimensi dari channel dan endapan overbank dalam suksesi fluvial umumnya

dihubungkan sebagai arsitektur dari dasar sungai. Arsitektur didiskripsikan dalam istilah dari

bentuk dan ukuran dari dasar pasir atau gravel yang diendapkan dalam channel dan

perbandingan dari endapan dalam channel yang relatif terhadap fasies overbank yang lebih

halus. Ketebalan dari endapan pengisi channel ditentukan oleh kedalaman sungai dan

lebarnya yang dikuasai oleh proses avulsi dan migrasi lateral dari channel. Ini merupakan

kecenderungan pada hampir seluruh sungai (meandering dan beranyam) untuk mengubah

kesisi waktu oleh erosi dari satu bank dan endapan pada sisi berlawanan. Lateral migrasi

berlanjut hingga avulsi dari sungai menyebabkan channel ditelantarkan. Jika avulsi sering,

ada sedikit waktu untuk migrasi lateral terjadi dan arsitektur akan dikarakterisasikan oleh

endapan channel sempit (gambar 9.17). Avulsi sering pada sungai yang berada dalam

wilayah aktifitas tektonik, dimana patahan sering terjadi dan dihubunggan pada gempa yang

mempengaruhi arah sungai, dan dalam pengaturan dimana overbank membanjiri secara

sering, menghasilkan bank yang lebih lemah yang membuat lebih mudah untuk sungai

berubah arah.

Migrasi lateral dilambatkan jika bank sungai stabil. Kestabilan bank dipengaruhi oleh

kealamian floodplain: bentuk endapan floodplain berlumpur menstabilkan bank karena clay

kompak dan tidak mudah dierosi. Tipe dan kelimpahan vegetasi juga penting karena vegetasi

yang padat, secara khusus rumput dengan akar serabutnya, dapat sangat efisien mengikat soil

dari floodplain dan menstabilkan bank sungai. Vegetasi juga menyebabkan peningkatan

permukaan sesaat, yang menunjukkan aliran overland. Dalam daerah kering atau dingin,

dimana vegetasi jarang, kestabilan bank diturunkan dan mengalirkan floodplain lebih cepat

dan oleh karena itu lebih mudah tererosi.

Laju dari penurunan dan kuantitas dari sedimen yang disuplaikan pada floodplain juga

mempengaruhi arsitentur endapan fluvial (gambar 9.17). Dengan penurunan cepat dan suplai

sedimen tinggi, aggradasi pada floodplain akan dihasilkan dalam proporsi tinggi dari endapan

yang baik. Dalam daerah penurunan rendah dan suplai sedimen dikurangi pada area overbank

secara relatif endapan dalam channel akan di dilestarikan (Bridge &Leeder 1979).

9.4.2 Palaeocurren Dalam Sistem Fluvial

Data paleocurrent merupakan batuan yang sangat berharga untuk merekontruksikan

paleogeografi dari endapan fluvial. Ini dapat digunakan untuk menentukan lokasi dari sumber

area dimana sedimen diturunkan dan ini mungkin mengindikasikan posisi umum dari muara

sungai dan seterusnya shoreline. Struktur sedimen yang dapat digunakan usebagai indikator

aliran dalam endapat sedimen yang mencakup orientasi dari batas channel, cross-bedding

dalam sandstone dan clast imblikasi pada konglomerat. Cross bed tunggal dibentuk dari bar

atau bentuk dasar gunung pasir, tetapi fitur tersebut dapat bermigrasi secara miring pada

aliran utama channel. Arah Palaeoflow ditentukan dari crossbed dalam endapan bar sungai

beranyam dapat menunjukkan perbedaan sekitar 600 sisi lain dari aliran utama channel.

Karakter berliku-liku dari channel sungai meandering akan juga menghasilkan indikasi aliran

dengan jangkauan sedikitnya 900 dari sisi lain dari arah aliran overall dari sungai. Bilangan

besar dari pengukuran dari cross-bedding diperlukan untuk menentukan nilai utama yang

akan mendekatkan arah aliran overall dalam channel. Ini penting untuk membedaan arah

aliran dalam channel. Ini juga penting untuk membedakan antara channel dan fasies

overbank, karena arah aliran pada selanjutnya akan sering tegak lurus terhadap channel.

9.4.3 Endapan Fluvial Dan Palaeogeografi

Dengan endapan sungai kuno, pengenalan dari perbedaan corak pengendapan fluvial

(pengisian channe beranyam dan meandering) sepanjang perubahan dengan ukuran butir

endapan yang digunakan untuk mengkontruksikan palaeogeografi dan menyediakan bukti

perubahan sepanjang waktu. Ini dapat diduga bahwa endapan konglomerat oleh kerikil sungai

beranyam akan ada, menurunkan aliran palaeogeografi, sebanding umur dasar sandstone yang

diendapkan dalam pasir sungai beranyam, dan ini dapat membelokkan palaeoflow menuju

endapan butur halus dengan karakteristik pengendapan oleh sungai meandering (gambar 9.1).

Sebagai tambahan variasi spasial ini dalam endapan fluvial, suatu perubahan dari endapan

sungai beranyam melewati suksesi (dan selanjutnya melintasi waktu) menuju endapat sungai

meandering dapat mengindikasikan penurunan gradien dari sungai dan/atau menurangi

discharge dalam sistem sungai.

Sungai bervariasi dalam ukuran dari stream kecil hanya meter lam lebar dan sepuluh

dari centimeter dalam sungai sepuluh dari kilometer luas dan sepuluh dari meter kedalaman.

Jangkauan ini dalam ukuran channel diatas beberapa order dari magnitudo juga terlihat dalam

endapan pengisian channel dalam suksesi fluvial dan dimensi dari endapan dapat digunakan

untuk menduga ukuran sungai, dan oleh karena itu ukuran dari drainase basin dari yang

disuplaikan. Studi awal pada sedimen fluvial menyediakan lebih detail mengenai drainase

basin area, mengindikasikan tipe bedrock yang muncul pada waktu pengendapan dan

membantu membuat gambar palaeogeogafik. Informasi mengenai palaeoclimate juga dapat

dibentuk dari karater endapan fluvial, tetapi indikator lebih sensitif pada fasies benua dari

palaeoclimate merupakan palaeosol (9.7).