SIMPANAN AIR DALAM TANAH

      Air esensial untuk kehidupan, dan pemahaman mengenai sifat dasarnya esensial untuk mempelajari tanah dan tanaman.  Meskipun air merupakan senyawa yang dapat ditemukan dimana-mana, pada kenyataannya air merupakan senyawa yang tidak biasa.  Bila dilihat dari rumus kimianya (H₂O) maka air pada temperatur normal harus dalan bentuk gas bukan cair.  Hal ini dan sifat air lainnya yang tidak umum dapat dijelaskan dengan mempelajari struktur dan ikatan molekul air.

Struktur molekul, polaritas dan ikatan hydrogen

      Molekul air memiliki struktur yang asimetris antara atom-atom hidrogen dan oksigen seperti yang terlhat pada Gambar 6.2.  Ikatan H-O-H tersusun dengan sudut 105^o dan ini berarti kedua atom hydrogen berada pada satu sisi dan atom oksigen pada sisi yang lainnya.  

      Molekul air secara elektrik bersifat netral tetapi atom oksigennya memiliki kekuatan atraktif yang relative besar dengan kedua elekron tunggal hidrogen tertarik kearah atom oksigen. Hal ini menyebabkan sisi ion hidrogen sedikit bermuatan positif dan sisi ion oksigen sedikit bermuatan positif.  Sehingga air dikatakan bersifat bipolar.

Sifat alami kutub polar molekul air menyebabkan molekul air akan terorientasi baik ketika dalam fase cair maupun padat, sedemikian rupa sehingga atom oksigen dari satu molekul air berdekatan dengan atom hidrogen dari molekul air yang lainnya (Gambar 6.3).  Hal ini menyebabkan terjadinya ikatan antara molekul individual yang disebut dengan ikatan hidrogen.  Setiap atom hidrogen berbagi dalam dua ikatan, satu ikatan kovalen bersama oksigen dalam molekul yang sama dan ikatan yang lain bersama oksigen dari molekul lain yang berdekatan.

      Ketika menjadi es, ikatan hidrogen mengikat molekul-molekul air secara bersama-sama dalam struktur tetrahedral yang kaku.  Dalam bentuk cair, struktur ini tidak begitu nampak tetapi ikatan hidrogen tetap mengikat molekul-molekul air ini untuk tetap bersama dan mempertahankan air dalam bentuk cairan pada temperatur normal.  Panas yang dibutuhkan untuk mendidihkan air digunakan untuk memutus ikatan hidrogen ini dan menghancurkan struktur inter molekular menghasilkan molekul air yang terpisah menjadi gas.

Adesi, Kohesi dan Tegangan Permukaan

      Kutub alami air menghasillkan gaya atraksi antara molekul air yang satu dengan yang lainnya (disebut kohesi) dan gaya atraksi antara molekul air dengan permukaan lain, seperti gelas atau liat (disebut adesi).  Adesi dan kohesi penting diantara berbagai hal lainnya karena keduanya memampukan tanah untuk menyimpan air.  Gambar 6.4 menunjukkan bagaimana sejumlah molekul air terikat kepermukaan mineral tanah dengan gaya adesi sedangkan yang lainnya terikat dengan sesama molekul air melalui gaya kohesi.

      Dalam tubuh air, besar gaya kohesi yang beraksi pada setiap molekul sama pada segala arah, sebagaimana ditunjukkan oleh panah atau vektor pada Gambar 6.5. Namun demikian pada permukaan, molekul air memiliki gaya atraksi yang lebih besar dengan molekul-molekul air yang berada dalam larutan dari pada dengan molekul udara yang ada diatasnya

      Hal ini menyebabkan molekul-molekul air yang berada dekat dengan permukaan memiliki energi yang lebih besar dibandingkan dengan molekul air yang lainnya.  Untuk meminimalkan energi, area permukaan diminimalkan. Hal ini seperti area permukaan dilapisi ‘kulit’ dengan gaya tegang untuk meminimalkan area.

Kapilaritas

      Apabila sebuah pipa kecil dibenamkan kedalam bak air seperti terlihat pada Gambar 6.6 , maka air akan bergerak keatas kedalam pipa, diatas tinggi permukaan air bebas.  Penomena ini disebut dengan kapilaritas. Kapilaritas bisa terjadi karena gaya adesi air dengan permukaan pipa dan gaya kohesi molekul air yang satu dengan lainnya.

      Bentuk meniskus dalam pipa kapiler pada Gambar 6.6 menunjukkan kalau tekanan air di dalam pipa (P_w) lebih kecil dari tekanan atmosfir (P_a) dan lebih keci dari tekanan air bebas yang berada diluar pipa.  Tekanan air diluar pipa yang relatif lebih besar (sama dengan P_a) dibanding tekanan air yang berada dibawah meniskus (sama dengan P_w) menyebabkan air bergerak kedalam pipa kapiler.  Gerakan air keatas ini akan berlangsung terus hingga berat air didalam pipa kapiler mampu mengimbangi perbedaan tekanan antara P_a dan P_w.  Semakin kecil jari-jari internal pipa akan semakin besar tinggi air dalam pipa, dan tinggi ini dapat dihitung dengan persamaan berikut:

h = 2g

rρ_wg

dengn h adalah tinggi kenaikan kapiler pada pipa, g sebagai tegangan permukaan , r adalah jari-jari pipa, ρ_w adalah densitas air, dan g adalah gaya gravitasi.  Untuk air maka persamaan ini menjadi:

h = 0.15

r

Dengan h dan r keduanya dalam cm.

      Karena ada tekanan negatif dibawah meniskus (misalnya P_w< P_a), maka air berada dalam kondisi hisapan atau tension.

      Prinsip kapilaritas menerangkan mengapa tanah mampu untuk memegang air melawan gaya gravitasi.  Walaupun pori yang memegang air tidak simetris sebagaimana pada model pipa kapiler, tinggi dan hisapan yang dialami air akan lebih besar pada tanah dengan pori kecil dibanding tanah dengan pori yang besar (Gambar 6.7).

      Pada tanah jenuh air bebas berada pada pori makro tetapi pada kondisi tidak jenuh pori ini kosong dan air berada pada pori yang lebih kecil dan dalam kondisi terhisap.

POTENSIAL AIR TANAH

      Para ilmuwan telah mengadopsi konsep energi potensial yang terkait dengan air untuk mengerti kompleksitas air dalam sistem tanah-tanaman-atmosfir.  Contoh berikut dapat digunakan untuk menerangkan konsep tersebut.

      Air yang tersimpan dalam bendungan hidro elektrik pada Gambar 6.9 memiliki energi potensial karena posisinya yang relatif tinggi dibandingkan dengan bangunan pembangkit listriknya.  Air dalam bendungan memiliki ‘kemampuan untuk melakukan kerja’ dan energi potensialnya pada akhirnya dapat menggerakkan turbin untuk menghasilkan listrik.

      Air dalam tanah juga memiliki energi potensial, walaupun jumlahnya sangat kecil, dan seperti air dalam bendungan air dalam tanah juga mengalir dari tempat dengan potensial tinggi ke tempat dengan potensial rendah.  Kata potensial digunakan sebagai singkatan daro ‘energi potensial’ dalam fisika tanah.  Ketika air bergerak dari suatu sistem yang setimbang kesistem lainnya maka ada perubahan level energi pada setiap sistem.

      Pendekatan dengan potensial energi untuk mengerti air tanah memberikan dasar yang kuat untuk menyelidiki banyak aspek air dalam tanah.  Pendekatan ini merupakan alat yang berguna untuk mempelajari tahanan air, gerakan air, dan serapan air oleh tanaman.  Konsep dasar yang penting untuk diingat adalah air bergerak dari tempat dengan potensial tinggi ke tempat dengan potensial rendah.

      Pada contoh air di bendungan hidro elektri, bukan tinggi absolut air diatas permukaan laut yang penting melainkan tinggi diatas bangunan pembangkit listrik yang menentukan potensial energinya.  Serupa dengan hal tersebut, untuk air tanah, bukan jumlah energi absolutnya yang penting tetapi jumlah relatifnya.  Energi potensial yang disimpan air tanah diekspresikan relatif terhadap tubuh air hipotetis pada tekanan atmosfir dan temperatur yang sama, dan pada tinggi referensi tertentu. Sebagai contoh pada Gambar 6.10,  referensi dari tubuh air berada pada dasar profil tanah.  Air akan bergerak dari level A yang berada pada permukaan tanah, ke level B yang berada pada titik referensi.  Karena air bergerak dari potensial tinggi kepotensial rendah.

      Pada tanah tidak jenuh air dapat bergerak dari level B ke level yang lebih tinggi di titik C jika titik C memiliki potensial yang lebih rendah daripada titik B.  Hal ini tidak akan terjadi bila potensial hanya tergantung pada ketinggian relatif (atau kekuatan gravitasi).  Air yang bisa bergerak keatas, kesamping  (misalnya kearah akar tanaman) maka potensial harus tergantung kepada kekuatan lain selain gaya gravitasi.

Potensial Air Tanah Total (ψ_t)

      Potensial air tanah total merupakan jumlah semua kekuatan yang bekerja terhadap air tanah:

ψ_t = ψ_g + ψ_m + ψ_p + ψ_s + ...

Dengan ψ_t adalah potensial total, ψ_g adalah potensial gravitasi, ψ_m adalah potensial matrik, ψ_p adalah potensial tekanan, ψ_s adalah potensial larutan, dan titik-titik menunjukkan potensial lainnya yang sebagian besar tidak signifikan dan dapat diabaikan pada saat ini.

Potensial Garvitasi (ψ_g)

      Potensial gravitasi didefinisikan sebagai:

ψ_g = ρ_wgz

Dengan ρ_wg adalah densitas air, g adalah percepatan gravitasi, dan z tinggi diatas titik referensi (lihat Gambar 6.10).

      Secara informal potensial gravitasi adalah jumlah kerja yang dapat dilakukan oleh air untuk bergerak dari suatu lokasi di kedalaman z ke titik referensi yang memiliki air yang identik.  Jika referensi ditetapkan dibawah permukaan tanah, seperti pada Gambar 6.10, maka setiap air bebas yang terletak diatas titik referensi akan memiliki potensial positif.  Dengan kata lain air tersebut dapat melakukan kerja untuk bergerak kearah garis referensi.  Apabila air berada dibawah garis referensi maka kerja harus dilakukan terhadap air untuk menggerakkan air tersebut ke arah garis referensi untuk melawan gaya gravitasi, dan potensial gravitasinya negatif.

Potensial Matriks (ψ_m)

      Potensial matrik terjadi karena adanya gaya adhesi dan kapilaritas yang terjadi dalam tanah.  Gaya ini terjadi karena interaksi antara air tanah dengan partikel padatan tanah (matrik tanah).

      Air terikat kuat dalam tanah karena adanya adsorpsi oleh partikel tanah dan gaya kapilaritas dalam pori sehingga perlu dilakukan kerja terhadap air ini untuk memindahkannya.  Air yang teradsorpsi pada permukaan atau terikat karena kapilaritas dengan demikian memiliki potensial lebih rendah daripada air bebas sebagai referensi.  Hal ini berarti potensial matrik selalu bernilai negatif.

      Air bebas akan cepat diabsorpsi tanah kering karena marik potensial tanah yang kering lebih rendah.  Begitu pula air akan bergerak dari zona lembab dalam tanah ke zona yang lebih kering karena air bergerak dari zona dengan potensial matrik tinggi ke yang lebih rendah.  Hal ini diilustrsikan dalam Gambar 6.11 yang menunjukkan air bergerak dari zona lembab kearah zona potensial matrik lebih rendah tempat terjadinya evaporasi dan serapan air oleh tanaman.

      Potensial matrik merupakan hal yang penting dalam tanah karena potensial ini yang akan selalu dihadapi tanaman dalam usahanya menyerap air.  Ketika air diserap tanaman maka air yang tertinggal akan berada pada potensial matrik yang lebih rendah, sehingga tanaman semakin sulit untuk menyerapnya.

Potensial Tekanan (ψ_p)

      Potensial tekanan dalam tanah selalu berada dalam keadaan positif dan terjadi sebagai akibat adanya tekanan hidraulik.  Sebagai contoh pada setiap titik yang berada dibawah muka air tanah yang jenuh ada potensial tekanan yang dihasilkan oleh tekanan hidraulik (misalnya kedalaman dibawah muka air tanah pada Gambar 6.12).

      Potensial tekanan tidak dipengaruhi oleh matrik tanah dan pada kondisi tidak jenuh potensial tekanan selalu nol. 

Potensial Larutan (Osmotik) (ψ_s)

      Potensial osmotik terjadi karena adanya pengaruh bahan-bahan terlarut dalam larutan tanah.  Bahan terlarut seperti ion atau molekul menarik air melalui proses hidrasi dan ini menurunkan energi potensial dari air yang terhidrasi.

      Proses osmosis dapat digunakan untuk menjelaskan perihal ini seperti yang terlihat pada Gambar 6.13.

      Membran yang membatasi air murni dan larutan bersifat semi permeabel.  Membran ini dapat melewatkan molekul air tetapi tidak bahan terlarut.  Molekul air dapat bergerak kesemua arah.  Namun demikian molekul air akan semakin banyak molekul air yang bergerak dari air murni menuju larutan daripada sebaliknya dengan bertambahnya waktu.  Hal ini karena adanya hisapan osmotik larutan dan berkurangnya energi dari air yang berasosiasi dengan molekul terlarut.

      Dalam tanah air akan bergerak dari tubuh referensi air murni kelarutan tanah.  Agar proses ini bisa dibalik maka kerja harus dilakukan untuk mengatasi potensial osmotik. Potensial osmotik dalam tanah dengan demikian selalu negatif. Potensial osmotik tidak banyak berpengaruh terhadap gerakan air dalam tanah tetapi sangat penting bagi serapan air oleh tanaman.

      Sebagai contoh dari pengaruh ekstrim potensial osmotik terhadap tanaman bisa dilihat pada tanaman yang tumbuh di tanah salin.  Konsentrasi garam yang tinggi dalam larutan tanah berarti tanaman tidak dapat dengan mudah mengambil air.  Apabila kadar garam dalam tanah terlalu tinggi maka potensial air mungkin akan terlalu rendah sehingga tanaman bisa memiliki potensial osmotik yang raltif lebih tinggi.  Hal ini bisa mengakibatkan air mengalir dari tanaman kedalam tanah sehingga bisa menyebabkan kematian tanaman.

Unit Potensial Air Tanah

      Potensial matrik dan osmotik selalu bernilai negatif sehingga seringkali dikenal dengan ‘hisapan’ atau ‘tension’.  Hisapan atau tension selalu diekspresikan dengan nilai positif.

Tabel 6.1: Tingkat energi potensialair tanah dalam unit berbeda dan kaitannya dengan ukuran pori maksimum yang terisi penuh air pada setiap hisapan

Potensial air tanah		Hisapan air tanah		Perkiaraan diameter pori yang terisi penuh air m
Basis Volume (kPa)	Basis Massa (J kg-1)	Tinggi hidraulik (cm H2O)	Tekanan (bar)
0	0	0	0	Semua pori
-1	-1	10.2	0.01	300
-5	-5	51.0	0.05	60
-10	-10	102.0	0.1	30 (a)
-100	-100	1020	1.0	3
-500	-500	5100.0	5.0	0.6
-1000	-1000	10200.0	10.0	0.3
-1500	-1500	15300.0	15.0	0.2 (b)

(a)    = Hampir sama dengan kapasitas lapang untuk sebagian besar tanah

(b)   = Hampir sama dengan titik layu permanen

PENGUKURAN POTENSIAL AIR TANAH

      Pengukuran potensial air tanah akan memberikan informasi yang sangat berguna tentang ketersediaan air bagi tanaman dan arah aliran air dalam tanah. 

1.      Metode Tensiometer.  Tensiometer telah banyak digunakan secara sukses untuk jadwal irigasi dan ewakili salah satu contoh terbaik transfer prinsip sains dan teknologi kepada petani.

      Tensiometer pada Gambar 6.14 terdiri dari cawn berpori terhubung dengan sebuah tabung dengan meteran vakum.  Peralatan ini diisi dengan air dan dipasang secara hati-hati kedalam tanah untuk memastikan adanya kontak yang baik antara cawan dengan tanah disekelilingnya.

      Pada tanah yang kering sejumlah air akan dihisap keluar dari dalam cawan.  Hisapan ini akan terbaca pada meteran.  Terkait dengan potensial air tanah maka potensial air dalam tensiometer lebih tinggi dari pada air yang ada dalam tanah sehingga air mengalir keluar ketanah disekitarnya.  Semaikin kering tanah akan semakin besar gradien potensial dan tinggi hisapan pada meteran.  Perubahan potensial matrik tanah karena air diserap tanaman atau irigasi dapat dimonitor dengan tensiometer.

      Pengukuran dengan tensiometer hanya terbatas pada potensial matrik -80 kPa (hisapan <0.8 bar).  Namun ini tidak mengurangi manfaatnya bagi penjadwalan irigasi karena dibanyak tanah kisaran 0 sampai -80 kPa merupakan cerminan 50% dari jumlah air yang tersedia bagi tanaman.  Tensiometer tidak mengukur kandungan air tanah secara langsung, namun nilai ini dapat dikalibrasi.

2.      Blok Resistan Elektrik. Blok berpori dengan electrode yang terbungkus didalam (Gambar 6.15) dapat digunakan untuk mengukur kisaran potensial air tanah diluar kisaran yang dapat diukur oleh Tensiometer (<-80 kPa). Konduktivitas elektrik dari Blok berpori yang terbuat dari gypsum tergantung dari jumlah air yang berada diantara electrode.  Ketika dipasang didalam tanah, jumalh air dalam blok berpori ini tergantung pada jumlah air yang berada dalam tanah disekitarnya.  Sehingga dengan kalibrasi yang sesuai, pengukuran resistan elektrik dari blok dapat menunjukkan matrik potensial tanah.

      Keterangan Gambar 6.15: Blok gypsum untuk mengukur potensial air tanah yang rendah.  Resistan elektrik diukur oleh dua kawat yang terbungkus dalam blok gipsum. Karena air dalam blok berada dalam keseimbangan dengan air tanah maka semakin kering tanah semakin besar resistan antara kedua kawat.

HUBUNGAN ANTARA KANDUNGAN DAN POTENSIAL AIR TANAH (THE MOISTURE CHARACTERISTIC CURVE=MOISTURE RETENTION CURVE)

      Hubungan antara kandungan air tanah dan potensial air tanah memberikan informasi yang berguna tentang kapasitas memegang air tanah “water holding capacity” dan karakteristik drainase tanah.

      Jumlah air yang ditahan oleh tanah pada potensial tertentu sangat tergantung pada textur dan struktur tanah karena sifat tanah ini menentukan berapa ukuran pori tanah dan dengan demikian jumlah air yang ditahan tanah.

      Jumlah air yang dapat ditahan tanah pada kisaran potensial tertentu dapat diukur dengan menerapkan hisapan pada tanah untuk mengatasi gaya kapilaritas dan adhesi yang menahan air.  Hal ini dapat dicapai dengan menggunakan alat seperti pada Gambar 6.16. 

      Contoh tanah utuh yang diambil dilapangan dijenuhkan dengan air dan ditempatkan pada plat berpori pada meja hisapan.  Ketika kolum air sama tinggi dengan tanah maka semua pori akan penuh terisi air.  Ketika kolum air diturunkan maka tercipta hisapan yang dapat mengeluarkan air dari pori tanah yang berukuran besar.  Ketika hisapan (setara dengan tekanan potensial negatif) ditingkatkan dengan cara semakin menurunkan kolum air maka air yang berada pada pori yang semakin kecil (pori dengan potensial air yang semakin rendah) secara bertahap dikeluarkan  Kehilangan air pada setiap hisapan dapat secara mudah diukur dengan menimbang kembali berat contoh tanah ketika air telah berhenti keluar pada setiap hisapan.

      Diameter pori terbesar yang tetap terisi air penuh (d) pada hisapan tertentu (h) dapat dihitung dengan pendekatan:

d(cm) = 0.3

h(cm)

      Teknik hisapan hanya terbatas pada hisapan kurang dari 1 bar.  Air yang tertahan pada potensial yang lebih rendah (misalnya <-100kPa) harus dikeluarkan dengan cara yang berbeda.  Hal ini melibatkan transfer contoh tanah utuh tadi keperalatan plat tekan “pressure-plate” yang dapat dilihat pada Gambar 6.17. 

      Peralatan ini terdiri dari plat berpori yang memisahkan bagian atas yang bertekanan dan bagian bawah yang tidak bertekanan.  Ketika bagian atasnya di diberi tekanan, air yang berada dalam contoh tanah dipaksa mengalir kebagain bawah yang berada dalam tekanan atmosfir. Peningkatan tekanan udara pada air tanah secara efektif meningkatkan potensialnya diatas air bebas yang berada dibawahnya sehingga menyebabkan air mengalir kebawah.

      Hubungan antara jumlah air yang ditahan tanah dan potensial air tanah disebut Karakteristik Kelembaban “Moisture Characteristic” dan biasanya digambarkan dalam bentuk kurva sebagai contoh pada Gambar 6.18.

1.      Tanah Liat pada Gambar 6.18 memiliki kandungan air yang lebih tinggi pada setiap potensial dibanding tanah pasir karena liat memiliki tekstur yang lebih halus dengan pori yang lebih kecil sehingga sejumlah besar air yang ditahan berada pada potensial yang lebih rendah.  Tanah berpasir terdiri dari pori yang besar dan air dalam pori ini dapat dikeluarkan pada hisapan yang relatif rendah.

2.      Bentuk kurva tanah berpasir mencerminkan kisaran ukuran pori yang sempit dan sebagian besar akan kosong pada atau disekitar hisapan yang sama (misalnya 0.1 bar di Gambar 6.18).  Tanah liat memiliki kurva yang lebih bertahap yang mencerminkan distribusi ukuran pori yang lebih seragam/

      Struktur tanah mempengaruhi bentuk kurva karakteristik kelembaban pada hisapan rendah (misalnya 0.1 bar) karena ini merupakan bentuk dan susunan dari unit struktural yang terutama menentukan volume pori makro.  Perbedaan antar tanah pada hisapan rendah memberikan informasi tentang kapasitas relatif drainase dan aerasi tanah.

      Bentuk kurva karakteristik kelembaban juga tergantung pada apakah pori tanah dikosongkan atau diisi air.  Hal yang paling umum terjadi adalah desorpsi “desorption” atau kurva pelepasan kelembaban “moisture release curve” seperti yang telah dijelaskan sebelumnya.  Namun demikian hubungan antara potensial matrik tanah dan kandungan air tanah juga dapat diukur dengan serangkaian pembasahan kembali tanah.  Keseimbangan kandungan air tanah pada hisapan tertentu selalu lebih rendah pada kondisi pembasahan (sorption) dari pada kondisi pengeringan (desorption).  Fenomena ini dikenal dengan hysteresis (Gambar 6.19). 

      Histeresis bisa terjadi dilapangan dan sepertinya dapat mempengaruhi akurasi perhitungan kelembaban tanah yang mengalami serangkaian pembasahan dam pengeringan.  Hal ini juga mempengaruhi kondisi aliran air dalam tanah.  Histeresis terjadi karena:

                                            i.      Bukaan sempit pada berbagai pori tanah (disebut pengaruh botol tinta ‘ink bottle’).

                                          ii.      Udara terperangkap pada proses pembasahan, dan

                                        iii.      Perubahan orientasi partikel berukuran liat selama pembasahan dan pengeringan.

KLASIFIKASI DAN SIMPANAN AIR TANAH

Klasifikasi Air Tanah

      Konsep potensial air tanah yang telah dijelaskan pada bagian sebelumnya memungkinkan adanya definisi yang tepat tentang status air tanah.  Namun demikian pada situasi praktis beberapa konsep umum akan digunakan.  Untuk menjelaskan hal tersebut maka akan sangat berguna bila dipertimbangkan kondisi suatu tanah yang baru saja menerima tambahan air baik dalam bentuk hujan atau irigasi sebagaimana yang terlihat pada Gambar 6.20.

Istilah berikut sering digunakan untuk menjelaskan status kelembaban tanah:

Jenuh (s)

      Pada akhir irigasi, air akan menggantikan hampir semua udara yang berada pada top soil dan drainase akan terjadi melalui pori makro.  Tanah lapang biasanya akan memiliki udara terjerap didalamnya dan jarang benar-benar dalam keadaan jenuh sempurna dan jarang sekali kondisi ini akan terjadi.  Namun demikian jenuh bisa dijelaskan secara longgar sebagai jumlah air dalam tanah ketika semua pori terisi penuh dengan air dan tidak ada lagi udara yang tersisa.  Bagi sebagian besar tanah hal ini merupakan kondisi sementara karena drainase memungkinkan udara untuk kembali masuk kedalam pori makro.  Potensial matrik pada kondisi jenuh adalah nol. 

Kapasitas Lapang (KL)

      Ketika penambahan air dihentikan, air yang berada pada pori makro (air yang berada pada potensial tertinggi) bergerak keluar dengan cepat.  Setelah beberapa waktu kira-kira 1-2 hari, drainase cepat pori makro selesai dan tanah dalam kondisi ‘Kapasitas Lapang’ (Gambar 6.20).  Walaupun tidak mungkin untuk mendefinisikannya secara tepat, kapasitas lapang dapat diterangkan sebagai kondisi tanah ‘setelah drainase cepat secara efektif telah berhenti dan kandungan air tanah relatif stabil’.

      Drainase bebas menyebabkan tanah dapat mencapai kapasitas lapang relatif cepat tetapi bila ada halangan terhadap gerakan air, seperti lapisan liat, maka untuk mencapai kapasitas lapang dibutuhkan waktu yang lebih lama, itupun bila dapat dicapai.  Kapasitas lapang bukanlah kondisi yang benar-benar ekuilibrium tetapi kondisi ini dapt ditetapkan dengan cara memonitor perubahan kandungan air dilapang setelah kondisi jenuh.

      Metode laboratorium untuk menentukan kapasitas lapang tidak selalu akurat karena adanya diabaikannya perubahan tekstur dan struktur dalam profil, padahal keduanya mempengaruhi drainase dan simpanan air.  Namun demikian, kapasitas lapang seringkali dihubungkan dengan kadar air pada potensial -10 kPa, walaupun potensial yang paling sesuai untuk tanah tertentu bisa berada pada kisaran -5 hingga -20 kPa (setara dengan hisapan 0.05-0.2 bar).

      Sampel jumlah air yang diikat tanah pada kapasitas lapang pada berbagai macam tanah dapat dilihat pada Tabel 6.2.

Tabel 6.2. Kandungan Air (%,v/v) Beberapa Macam Jenis Tanah

Tipe Tanah (Horizon A)	Kapasitas Lapang	Titik Layu Permanen	Kapasitas Air Tersedia
Conroy Sandy Loam	29.4	7.0	22.4
Stratford Sandy Loam	51.5	28.4	23.1
Timaru Silt Loam	36.1	14.5	21.6
Marton Silt Loam	42.2	18.9	23.3
Templeton Sil Loam	33.8	15.5	18.3
Dannevirke Silt Loam	44.7	23.8	20.9
Temuka Silt Loam	47.0	23.9	23.1
Taita Clay Loam	42.3	20.8	21.5
Hamilton Clay Loam	36.3	18.5	17.7
Waiareka Clay	51.6	32.1	19.4
Rautangata Clay	43.7	24.9	18.7
Egmont Black Loam	44.2	24.3	19.9

Titik Layu Permanen (TLP)

      Absorpsi air oleh tanaman dan evaporasi menyebabkan tanah mengering berada dibawah kapasiras lapang (Gambar6.20).  Dengan kejadian tersebut, air yang tersisa dalam tanah akan semakin sulit untuk diserap karena terikat dalam kondisi hisapan yang semakin besar (potensial semakin rendah).  Pada awalnya tanaman akan mulai layu pada siang hari, ketika kebutuhan air terbesar, tetapi pada akhirnya tanaman akan mencapai titik ketika tanaman layu baik siang maupun malam hari. Situasi ini disebut ‘titik layu permanen’ dan dapat dijelaskan sebagai ‘jumlah air tanah ketika tanaman layu secara permanen’.

      Seperti halnya kapasitas lapang, titik layu permanen sulit untuk didefinisikan secara tepat karena TLP beragam sesuai dengan sifat tanah, seperti kedalaman, dan kondisi lingkungan tanaman.  Namun demikian, potensial air TLP umumnya terjadi pada potensial -1500 kPa (hisapan 15 bar).  Air yang tersisa dengan demikian diikat kuat pada pori mikro dan teradsorpsi oleh partikel tanah.  Beberapa contoh jumlah air pada TLP dari berbagai macam tanah diberikan pada Tabel 6.2.

Kapasitas Air Tersedia  (KAT)

      Kapasitas air tersedia secara longgar dapat didefinisikan sebagai ‘jumlah air yang dapat disimpan tanah untuk pertumbuhan tanaman’.  Secara angka sama dengan jumlah air pada kapasitas lapang (KL) dikurangi jumlah air pada titik layu permanen (TLP):

KAT(%) = KL(%,v/v) – TLP(%,v/v)

      Walaupun KAT merupakan nilai pendekatan, nilai ini bermanfaat dalam membandingkan tanah yang berbeda dan membantu penjadwalan irigasi.  Beberapa contoh KAT dari berbagai macam tanah diberikan pada Tabel 6.2.

      Dari sudut pandang konsep potensial air maka jelas semua air yang berada dalam kisaran KAT tidak sama ketersediaanya bagi tanaman.  Air menjadi semakin sulit diserap dengan semakin dekat potensial air kearah TLP (-1500 kPa).

      Faktor-faktor berikut mempunyai pengaruh besar terhadap ketersediaan air tanah:

(i)      Tekstur. Sebagaimana ditunjukkan Gambar 6.21, secara umum semakin halaus tekstur tanah maka semakin besar KAT.  Pada pasir perbedaan antara KL dan TLP kecil, sementara pada liat perbedaannya besar, sehingga memberikan KAT besar. 

Gambar 6.21 juga menunjukkan perbedaan antara KL dan TLP pada kenyataannya terbesar pada tekstur lempung berdebu.  Lempung berdebu memiliki KAT lebih besar dar clay karena tekstur ini memiliki nilai TLP yng lebih rendah, sedangkan nilai KL serupa.

(ii)    Bahan organik. Pada sebagian besar tanah ineral kontribusi utama bahan organik terhadap KATadalah dalam membantu perkembangan dan pemeliharan struktur yang baik.  Tanah mineral dengan kandungan bahan organik tinggi memiliki KAT lebih besar dibanding dengan kandungan bahan organik renday.  Partikel organik menarik air karena muatan permukaannya tetapi air ini umumnya ttidak tersedia bagai tanah danpengaruhnya terhadap struktur tanah lah yang lebih penting.

(iii)  Garam. Pengaruh garma dalam tanah telah didiskusikan di bagaina sebelumnya.  Konsentrasi garam yang tinggi dapat menyebabkan potensial air menurun sehingga kurang tersedia bagi tanaman.  Konsentrasi garam tinggi bisa terjadi secara alami atau secara lokal karena penambahan pupuk (misalnya KCl).

Simpanan Air Dalam Profil

      Jumlah air tersedia yang dapat disimpan dalam sebuah profil tanah merupakan fungsi dari 6 faktor: tekstur, struktur, bahan organik, kedalaman tanah, pelapisan profil dan kandungan batuan, sebagimana dijelaskan dengan persamaan berikut:

Jumlah Air Tersedia Dalam Profil Tanah

=

Ketiga faktor yang pertama telah didiskusikan pada bagian sebelumnya.

Kedalaman

      Kedalaman profil tanah didefinisikan sebagai keseluruhan volume tanah yang tersedia untuk menyimpan air.  Dengan asumsi semua faktor lain konstan, tanah yang dalam mengikat air lebih banyak dari pada tanah dangkal.  Persamaan berikut dapat digunakan untuk kalkulasi jumlah air tersedia yang dapat disimpan oleh tanah dengan lapisan yang seragam.

Jumlah air tersedia dalam lapisan tanah (mm)	= KL (%) – TLP (%) xkedalaman lapisan (mm) 100
	=KAT (%) x Kedalaman Lapisan (mm) 100

Dengan KL dan TLP dalam kandungan air volumetrik.

      Jumlah total air tersedia yang disimpan dalam profil tanah atau kedalaman perakaran tanaman sama dengan jumlah air yang tersedia dalan setiap lapisan. Perkiraan jumah air tersedia yang terikat dari berbagai macam tanah New Zealand diberikan pada Tabel 6.2.

      Berdasarkan data pada Tabel 6.3 terlihat bahwa ada perbedaan besar dalam jumlah air tersedia yang dapat disimpan pada berbagai tanah yang berbeda. Tanah organik dapat menyimpan air tersedia dalan jumlah yang sangat besar sementara tanah berlempung tidah dapat menyimpan air sebesar itu.

      Kalkulasi jumlah air tersedia yang dapat disimpan tanah sangat bermanfaat dalam penjadwalan irigasi.  Kapasitas produksi suatu tanah akan sangat diapresiasi dengan lebih baik apabila kapasitan tanah menyimpan air diketahui daripada kondisi klimat regional.

      Kedalaman efektif dari suatu profil bergantung pada kedalaman perakaran tanaman dalam tanah. 

Pelapisan profil Tanah

      Lapisan liat atau pan yang membatasi drainase secara efektif dapat menambah kapasitas tanah menyimpan air.  Pengaruh lapisan pasir kasar dibawah tekstur tanah yang lebih halus seperti lempung berdebu dapat menahan air untuk tidak terdrainase secara cepat tetapi air terakumulasi diatas batas lapisan pasir karena pengaruh potensial air terhadap konduktifitas hidraulik.  Fenomena ini menyebabkan banyak tanah yang berada diatas pasir atau batuan memiliki kapasitas menyimpan air lebih tinggi daripada yang diharapkan dari persamaan Jumlah air yang tersedia dalam profil.

Batuan

      Profil tanah yang mengandung batuan akan memiliki kemampuan menyimpan air yang lebih rendah proporsional terhadap persentase batuan yang dikandungnya.

AIR DAN PERGERAKAN LARUTAN DALAM TANAH DAN TANAMAN

Prinsip Pergerakan Air Dalam Tanah

Aliran Jenuh

Tanah dikatakan jenuh ketika semua pori terisi air dan tidak ada lagi air.  Kondisi jenuh bisa terjadi pada seluruh profil tanah atau bagian yang terisolasi profil tanah.  Pada tanah yang berdrainase buruk, subsoilnya bisa dalam keadaan jenuh sedangkan topsoilnya tidak jenuh.  Sebaliknya setelah terjadi hujan besar topsoil bisa menjadi jenuh untuk ementara waktu sedangkan subsoilnya tidak jenuh.

Pada kondisi drainase normal aliran air mengarah kebawah, tetapi aliran air bisa juga horisontal pada kondisi tertentu. Namun demikian karena tidak dibantu oleh gravitasi, laju aliran horisontal biasanya lebih rendah dari pada aliran vertikal.  Gambar ???menunjukkan pola khas aliran melewati tanah sebagai akibat suplai air misalnya suplai irigasi.

Gambar??? Perbandingan aliran air melalui tanah lempung berliat dan lempung berpasir.  Pergerakan air secara vertical dari titik infiltrasi adalah lebih cepatpada lempung berpasir.  Aliran lateral yang ekstensif hanya terjadi pada tanah lempung berliat.

Laju aliran air melalui tanah dapat dijelaskan dengan Hukum Darcy yang menyatakan bahwa fluks air q proporsional terhadap gradient hidraulik dikalikan dengan konduktivitas atau permeabilitas tanah:

(1)

Dengan  adalah laju keluaran melalui penampang melintang dengan luas A, adalah gradient hidraulik tanah.  Hal ini diilustrakan dengan Gambar???? Yang menunjukkan kolum tanah dengan air tergenang dan drainase terjadi melalui tanah jenuh.  Pada situasi ini tenega penggerak adalah gradient hidraulik yang merupakan rasio dari selisih tekanan hidraulik ( dengan panjang kolum (.

Gambar??? Aliran air melalui kolum tanah jenuh dibawah pengaruh gradient tekanan hidraulik (

Pernyataan yang lebih umum dari Hukum Darcy dalam bentuk diferensial dan untuk aliran satu (-x) dimensi dari persamaan ???? menjadi:

(2)

Konduktivitas hidraulik tanah (K) mewakili kemampuan tanah untuk melewatkan air dan tergantung pada kealamian dari sistem pori dalam tanah.  Kondisi ini biasanya diekspresikan dengn unit m s^-1.  Kondisi ini sama dengan laju aliran per luas unit tanah (q) ketika gradient hidraulik adalah satu. Tanda negative pada Persamaan 2 menurut konvensi menunjukkan arah aliran air dari area dengan potensial lebih tinggi ke area dengan potensial lebih rendah.

Konduktiviata hidraulik jenuh merupakan pengukuran kapasitas drainase tanah yang penting.  Tanah berpasir bisa memiliki nilai konduktivitas hidraulik jenuh (K_s) 10^-5 m s^-1 sedangkan tanah liat dengan struktur buruk dapat memiliki nilai K_s 10^-8 m s^-1.  Berdasarkan Persamaan 1, ketika tidak ada gradien tekanan atau tegangan (misalnya hanya gradient gravitasi saja), laju maksimun aliran (q) melalui tanah berpasir adalah 36 mm jam^-1 sedangkan tanah berliat adalah hanya 0,036 mm jam^-1. Sehingga hujan sebesar 5 mm jam^-1 akan menyebabkan genangan pada tanah berliat tapi cepat terdrainase pada tanah berpasir.

Laju aliran per unit luas (q) mewakili volume air yang keluar melalui area penampang melintang per unit waktu.  Sehingga q memiliki unit m3 m-2 s-1 atau m s-1.  Hal ini seringkali dirujuk sebagai ‘fluks’ karena kecepatan aliran aktual air dalam pori sangat bervariasi, tergantung dari ukuran pori tanah.

Laju aliran volume air melalui sebuah pori (Q) adalah proporsional dengan pangkat empat dari radius (r ) pori:

(3)

Dengan  adalah viskositas, adalah densitas air, g adalah percepatan karena gravitasi dan  adalah gradien hidraulik sesuai panjang pori.

Sehingga ukuran actual pori dalam tanah dapat berpengaruh besar terhadap kapasitas hidrauliknya.  Misalnya, sebuah pori dengan radius 1 mm akan memiliki laju aliran 10 000 kali lebih cepat dari pada pori dengan radius 0,1 mm untuk tekanan jatuh hidraulik yang sama.  Kondisi ini perlu dipikirkan karena hal ini menjelaskan pori makro yang relatif penting disbanding pori mikro dalam drainase tanah.  Sebagai contoh 10 000 pori berradius 0,1 mm dibutuhkan untuk menghasilkan kontribusi yang sama dengan konduktivitas hidraulik dari satu pori tunggal berradius 1 mm. 

Pengaruh struktur tanah yang besar terhadap kisaran ukuran pori dari suatu tanah dengan demikian mempunyai pengaruh yang besar terhdap konduktivitas hidraulik tanah.  Suatu tanah dengan struktur lempeng yang sangat ketat, misalnya, akan memiliki konduktivitas hidraulik yang lebih rendah dibanding jenis struktur granular yang porous dan terbuka.  Cacing dan organism tanah lainnya juga penting karena mereka dapat menciptakan saluran yang relatif besar dalam tanah yang dapat memungkinkan aliran air yang cepat pada kondisi jenuh.  Hal yang serupa, akar tanaman dapat menciptakan jalur yang relatif lebar melalui tanah yang meningkatkan konduktivitas hidraulik.

Geometri sistem pori juga penting bagi konduktivitas hidraulik Jika pori terorientasi secara vertical dan mendukung rute yang relatif lurus dari atas ke bawah, sebagaimana Gambar 3a, maka laju aliran melalui tanah akan cepat.  Namun demikian hal ini jarang terjadi dan sepertinya pori tersebut mengambil rute yang berbelok-belok sebagaimana terlihat pada Gambar 3b.  Semakin berkelok-kelok jalur melalui sistem pori semakin rendah laju aliran.