branch of soil science physical properties of the soil, dealing with measurement, prediction, and control of the physical processes within the soil deals with the state and movement of matter and with the fluxes and transformations of energy in the soil understanding the mechanisms governing the behaviour of the soil and its role in the biosphere energy exchanges water cycles transportable materials

water
Mineral matter air
OM
Soil composition

V t
Volume
V a
V f
V w
V s
Air
Water
Solids
Mass
M a
M w
M t
M s
Soil three-phase system

VOLUME AND MASS RELATIONSHIPS OF SOIL CONSTITUENTS
1. Density of Solids (Mean particle d density)
 s

M s
V s usually 2.6-2.7 g cm-3 quite constant
OM lowers solid density
3. Porosity f

V f
V t

( V a

V w
) ( V s

V a

V w
) usually 0.3 – 0.6
2. Dry bulk density
 b

M s
V t

M s
( V s

V a

V w
) usually 1.3 – 1.35 g cm-3 sandy soils: 1.6 g cm-3 well-aggregated and clayey soils coarse-textured soils < fine-textured soils, though the mean size of individual pores is greater in the former than in the latter clayey soils – highly variable because of swelling, shrinkage, aggregation, dispersion, compaction and cracking

4. Void ratio e

( V a

V w
) V s

V f
( V t

V f
) usually 0.3 – 2.0
used in engineering and mechanics
5. Soil wetness a) Mass wetness (gravimetric water content) w

M w
M s b) volume wetness (volumetric water content)
 
V w
V t

V w
( V s

V f
) c) degree of saturation s

V w
V f

V w
( V a

V w
)

6. Air-filled porosity (fractional air content) f a

V a
V t

V a
( V s

V a

V w
) relative air content of the soil negatively related to the degree of saturation
7. Additional interrelationships a) Relation between porosity and void ratio: f e

 e f ( 1

( 1
 e ) f ) b) Relation between volume wetness and degree of saturation
  sf s
  f c) Relation between porosity and bulk density f
 b


(
 s
( 1

 f )

 b s
)
 s

1
  b
 s

d) Relation between mass wetness and volume wetness
 w

 w
 b
 w
/
 w
 b e) Relation between volume wetness, fractional air content, and degree and saturation f a


 f f
 
 f a
 f ( 1
 s )

TANAH bahan organik – bahan penyimen paling penting dalam tanah kation polivalen – Ca2+, Mg2+, dll
Di Malaysia, pembaik tiruan popular: dari getah dari kelapa sawit dari bitumen dari besi (alma steel) pembezaan paling penting antara luluhawa fizik dan kimia adalah agenagen fizikal tidak mengubah sifat-sifat kimia bahan-bahan; hanya mengubah saiz dalam fizik tanah, sukatan kualitatif tidak digunakan

Pengubahsuaian Struktur Tanah
1. Rawatan Klasikal kultura, e.g., shifting & permenant cultivation, bajakan sistem penanaman peminda tanah (soil amendments)
2. Pembaiktanah tiruan

(i) Amalan kultura pembajakan sederhana dan meninggikan BO; menggalakan soil formation tanaman barisan berterusan (jagung & kacang) dan pembajakan intensif -> membinasakan tanah
(ii) Sistem penamanan melalui:
•kesan pembutiran oleh akar (lelehan akar)
•perlindungan tanah oleh kanopi
•menghasilkan BO yang menggalakan aktiviti biologi dan pengagretan
•bajakan antara barisan < pusingan tanaman < tanaman saka < rumput berterusan
•dalam tanah yang hilang topsoil, rumput boleh memulihkan tanah; mempercepatkan pembentukkan tanah melalui peningkatan BO.
Biomass rumput paling tinggi pemuliharan tanah tercurai (degraded) dengan tanaman rumput; akar rumput memberikan kesan pengegretan yang kuat

(iii) Peminda tanah e.g., pengapuran, baja organik, pembajaan kesan tak langsung - penggalakan tanaman lebih baik (BO tinggi, perlindungan tanah) kesan langsung – belum pasti lagi
Kaedah tiruan (pembaik tanah) biasanya BO pengstabil struktur
(i) hidrofilik
 serapan air
 ketersusupan (infiltrability) e.g., larutan polimer spt. PVAC (polivinal asetat), PVC
(polivinal klorid), PAM (poliakrilmid)
PAM – mekanisma ikatan; ikatan H antara sisi OH butir tanah dengan polimer amid

(ii) Hidrofobik
 ketelapan,
 sejatan e.g., emulsi polimer (bitumen, lateks getah, POME – hidrofobik dan hidrofilik) mekanisme ikatan: gerakan dan pemendakan unit (micelles) polimer pada permukaan yang bercantum (spt. gam) strong bond – hidrofilik weak bond - hidrofobik

Ikatan antara pasir dan domain lempung

clay domain terdiri daripada cantuman butiran lempung (domain lempung adalah lebih besar drp. butiran lempung).
tanah yang banyak Fe mempunyai ikatan kuat (B).
cantuman hidrofilik berion (bercas) – cantuman antara ion H and
O.
bitumen mendak dan bertindak sebagai “gam”.
kalau domain lempung hancur (e.g., bajak selalu), agregat tanah akan pecah – mesti ada lempung.

Ikatan antara zarah-zarah
A – ikatan antara zarah oleh minicus air
B – ikatan antara zarah oleh BO / polimer tak berion
C – ikatan sisi oleh polimer berion
D – ikatan sisi dan antara zarah pengumpulan (flocculation)
   pengagregatan butir lempung

Model Agregat (Emerson, 1959):
A: kuarza – koloid organik – kuarza
B: kuarza – koloid organik – domain lempung
C: domain lempung – koloid organik – domain lempung. Tiga cara cantuman:
C1: muka – muka
C2: sisi – muka
C3: sisi – sisi
D: sisi domain lempung – muka domain lempung (tiada
BO) – cantuman disebabkan oleh tarikan daya van der
Waals -> domain lempung bercantum untuk menstabilkan sendiri (kerana lebih besar)

Penilaian Struktur Tanah
1) Darjah pengagregatan
2) Kestabilan agregat
3) Ciri ruang liang
Analisa Agregat ayakan kering dan basah ayakan kering untuk tanah beragregat lemah (kaw. arid) menentukan rintangan terhadap hakisan angin ayakan basah menentukan rintangan terhadap hakisan air cadangan kaedah dari
Tiulin (1928)
Yoder (1936)
Kemper (1965)

x keputusan boleh dinyatakan:
1) % pengagregatan
% agregat melebihi saiz tertentu e.g., 2 mm
2) darjah pengagregatan (zarah-zarah halus)

%
% agregat zarah tana
 d mm h
 d mm
3) Mean Weight Diameter (MWD)
MWD
 i n


1
W i x i
W = % berat tanah bagi julat saiz agregat tertentu x = purata diameter agregat bagi julat saiz agregat tertentu

e.g., MWD: tanah belum diusahakan = 1.604
jagung sebagai tanaman pusingan = 0.432
jagung berterusan = 0.288
tanah di Malaysia (kaya Fe) = 2.0
hubungan korelasi R2 kuat antara MWD dan % pengagregatan
(0.8 – 0.9)
Kestabilan agregat
Ayakan basah (cadangan de Leenheer & de Boodt, 1959)
Indeks Ketakstabilan (II):
= MWDkering – MWDbasah kalau tanah stabil, MWDkering

MWDbasah jika II kecil, tanah stabil
Indeks Kestabilan (SI) = 1 / II

2. Larutlesap dengan NaCl (Emerson):
Indeks Kestabilan Agregat = K2/K1
K2 = ketelapan akhir selepas larutlesap dengan 0.05 N NaCl
K1 = ketelapan awal sebelum larutlesap dengan 0.05 N NaCl
K2/K1 = 0.90 (rumput berterusan 100 tahun)
K2/K1 = 0.35 (penanaman berterusan)
Ujikaji: tanah dimasukkan dalam tiub larutlesap dan ditepukan dengan air. Air akan keluar dengan kadar yang semakin tetap (K1).
Tambahkan NaCl. Na adalah dispersing agent dan akan meleraikan tanah dan ini menjadi lebih teruk bagi tanah yang kurang stabil.
Selepas NaCl, tuang air sekali lagi dan kira K2. Dua keadaan ekstrem: langsung)
K2/K1 = 1 (sangat stabil)
K2/K1 = 0 (tidak stabil
Guna teknik ini jika objektif adalah berkenaan dengan pengurusan tanah, tetapi teknik ayakan basah dan kering untuk objektif hakisan tanah.

3. Hentaman titik hujan (diameter 4-7 mm, 30 cm tinggi) kira bilangan titik untuk memecahkan tanah keburukan: pengagregatan tanah adalah variable, maka pengiraan kurang tepat kaedah (2) lebih tepat kerana mencampurkan tanah-tanah dari tempat lain kaedah (3) sesuai untuk mengira kestabilan agregat bila dicampurkan dengan soil conditioners

4. Slaking (letupan udara terperangkap) guna campuran air dan larutan organik Henin,
Robichet & Jongerius, 1955 paling kurang tepat

Keseimbangan Statik Dalam Tanah
Keseimbangan Hidrostatik
1. Ikatan air oleh tanah disebabkan oleh daya van der Waals air tanah diikat oleh beberapa jenis daya daya rerambut (capilarity) – gabungan antara 2 daya iaitu daya lekatan
(adhesive) dan lekitan (cohesive). Penting dalam tanah tekstur kasar (spt. sandy loam).
osmotik pada lapisan dua elektrik (EDL) – bagi tanah lempung, osmotik lebih penting dari daya rerambut. Osmotik wujud dalam EDL tetapi pasir tiada EDL kerana tiada cas (inert). Lempung ada cas –ve.

2. Ikatan rerambut
Lekatan
 
Tenaga upaya molekul air di permukaan
Luas interfasa pepejal air pepejal
J m

2 ketiga-tiga keadaan wujud kerana 2 daya rerambut lekitan – daya antara molekul-molekul sama lekatan – daya antara molekul-molekul berlainan air pukal,

= 0

+ve = tenaga di permukaan > pukal (hidrofobik spt. raksa)

-ve = tenaga di permukaan < pukal (hidrofilik spt. alkali)
Lekitan
 
Tenaga di permukaan
Luas permukaan
J m

2

air pukal,

= 0 interfasa,

= +ve air yang bersentuh dengan udara akan cuba mengurangkan luas permukaannya -> membentuk sfera kerana luas permukaan sfera minumum lekitan lebih tinggi, lebih stabil
Kerambutan (capillarity)

* sudut sentuh
 bergantung kepada: i)

-> +ve, -ve atau 0 ii) magnitud
 berhubung dengan

* bagi bulatan c: luas interfasa pepejal-air = i x 1 luas interfasa air-udara = f x 1
Jumlah tenaga kapilari E:
  i
  f

 s sin


 s tan


 akan mengecil atau membesar sehingga E bagi kedua-dua interfasa (cecair-udara dan pepejal-cecair) adalah minimum minimum energy = kestabilan keadaan/sistem akan selalu dicapai apabila jumlah tenaga diminimumkan.
maka, dE d

E


 sin s


 s tan

  s cos

 sin
2 
 cos
  


 s sin
2 

0 (kerana min.
tenaga) oleh itu:

= 180
 bila

= +
 dan
  

= 90
 bila

= 0

= 0
 bila

= -
 dan
 
-
 bagi tanah-air dan kaca-air,

= 0

(pembasahan lengkap) bagi raksa-kaca,

= 140

(tak membasah) bagi keluli bersih-air,

= 90
 dan

= 0 (tiada tarikan, tiada tolakan) pembasahan sangat penting supaya air dapat dipegang oleh tanah.
Jenis tanah akan mempengaruhi

.

Jumlah Keupayaan Air Tanah (JKAT)
Persamaan antara air dalam salur rerambut dengan air yang dipegang dalam liang tanah: lekitan dan lekatan ketegangan permukaan
-ve tenaga kerja yang diperlukan untuk membebaskan air dalam liang tanah
Definisi dari ISSS – “ Amount of work done per unit quantity of pure water to transport reversibly and isothermally (suhu sama) an infinitesimal quantity of water from a pool of pure water at specified elevation at atmospheric pressure to the soil water at the point of consideration.
”
 t =
 g +
 p +
 o + … total graviti tekanan osmotik
(matrik)

1. Potensi graviti: disebabkan oleh daya graviti Bumi (F = ma) potensi air tanah di satu titik ditentukan oleh ketinggian titik tersebut relatif kepada suatu titik rujukan dipengaruhi oleh ketinggian sahaja
2. Potensi tekanan: disebabkan oleh tekanan
 p +ve jika > tekanan atmosfera,
 p –ve jika < tekanan atmosfera (suction)
 p –ve dalam tanah disebut sebagai potensi matrik yang disebabkan oleh daya rerambut dan adsorptive forces yang menarik dan mengikat air dalam tanah dan mengurangkan tenaga potensinya sehingga lebih rendah daripada air pukal.

3. Potensi osmotik: solut-solut dalam air tanah mempengaruhi sifat-sifat termodinamik air dan mengurangkan tenaga potensinya penting bila ada suatu membran yang lebih telap kepada air daripada solut spt. interfasa antara akar dan tanah.
 boleh dinyatakan secara kuantitatif dengan 3 cara: i) tenaga seunit jisim J kg-1 (L2 T-2) ii) tenaga seunit isipadu J m-3 (N m-2 atau Pascal
Pa) iii) tenaga seunit berat atau kepala hidraulik H (L)
Kepala hidraulik: tinggi kolum air pada suatu tekanan (nilai +ve)
1 atm:
= 10.33 m tinggi kolum air
= 1 x 981 x 1033
= 1.013 x 106 dyne cm-2
= 1.013 bar = 1013 mbar unit baru:
1 mbar = 100 Pa =
0.1 kPa kelembapan tanah pada muatan tanah
(field capacity):

FC =
 pada 100 cm
H20 atau pada 10 kPa

Gambarajah Kepala Hidraulik gambarajah menghubungkan H = h + z (
 t
=
 p
+
 g
)
 t = H = 0.4 m di semua tempat (keseimbangan statik) titik A:
 p = 0.3 m (0.4 – 0.1) dan  g = 0.1 m titik B:
 p = 0.2 m (0.4 – 0.2) dan  g = 0.2 m titik C:
 p = 0 m dan
 g = 0.4 m

Potential Diagram Bagi Kererambutan
A:
 p = 0.2 m;
 g = 0.0 m;
 t = 0.2 m
Bi/B0:
 p = 0.0 m;
 g = 0.2 m;
 t = 0.2 m
C:
 p = -0.15 m;
 g = 0.35 m;
 t = 0.2 m
D:
(0.2-0.35)
 p = -0.3 m;
 g = 0.5 m;
 t = 0.2 m
(0.2-0.5)
 p

0 kerana ada daya rerambut.
Kalau 0, air tidak akan naik salur rerambut

A:
B:
C:
D:
 p = 0.4 m;
 g = 0.0 m;
 t = 0.4 m
 p = 0.2 m;
 g = 0.2 m;
 t = 0.4 m
 p = 0.0 m;
 g = 0.4 m;
 t = 0.4 m
 p = -0.2 m;
 g = 0.6 m;
 t = 0.4 m

Lengkuk Ciri Air Tanah kaitan potential dan kandungan air dalam tanah bila bar

, sedutan dimulakan dan pengeringan tanah mengikut keluk di bawah keluk menunjukkan bagaimana sesuatu tanah itu mengering. Ini penting untuk pengurusan tanah pasir mengering dengan lebih cepat daripada lempung.
Nilai sedutan kemasukkan udara (AEV) = “sedutan dimana liang terbesar mula mengeluar air”.

bila tekanan dikenakan, air yang dipegang dengan daya paling lemah akan keluar dulu
– air graviti kerana air dipegang dalam ruang rongga makro
AEV pasir adalah rendah kerana rongga besar tanah tekstur kasar (e.g., tanah berpasir) dan tanah beragregat baik – AEV rendah lengkuk graf bergantung kepada:
0 –1 bar: pengaruh rerambut dan sebaran saiz liang (bergantung kepada struktur)
 1 bar: tekstur dan permukaan tentu (adsorption)
15 bar:
 berkait dengan permukaan tentu;

10 lapisan molekul air tebal bentuk lengkuk (slope) bergantung kepada tekstur dan struktur tanah

Kesan kepadatan
I & II – structure-dependent (  difference between compact and aggregated soils)
III – texture-dependent (  no difference between compact and aggregated soils)
I – liang besar lebih pengaruhi
II – liang sederhana lebih pengaruhi
III – liang mikro intraagregat tidak dipengaruhi oleh kepadatan. Pada sedutan tinggi, air dipegang dengan jerapan lebih dipengaruhi kepada tekstur

Histeresis bila air hujan turun dan berhenti, ada pengerakkan air dalam tanah spt. saliran ke bawah dan penyejatan air drp. teori, kedua-dua kaedah serapan dan penyahserapan sepatutnya memberi lengkuk sama kerana guna tekanan sama ttp.
ini tidak berlaku => fenomena ini dipanggil histeresis

kelembapan tanah setara pada sesuatu sedutan adalah lebih besar bagi penyahserapan dari serapan histeresis berlaku pada alam bila tanah kering ditimpa hujan (lengkuk -
- - - - - dipatuhi) histeresis – “kandungan air setara (equivalent) dan status air bergantung kepada proses yang menyebabkan ianya berlaku”
Sebab-sebab berlakunya histeresis
1) Ketidakseragaman geometri liang-liang tanah kesan “botol dakwat” (ink bottle effect)
2) Kesan sudut sentuh

r w
P

 r d
2
 r
  
[
2
 r
P
 
] dari gambarajah, r w
 w
<
 d
Atau
 w
<
 d
(histeresis)
> r d
, bagi bagi

 tetap tetap
3) Udara yang terperangkap merendahkan
 tanah kering yang membasah

4) Fenomena pengembangan-pengecutan dan pendewasaan tanah -> perubahan struktur tanah yang berbeza
Kesan “botol dakwat”
(a)
Pengeringan
Pengeringan: lebih bergantung kepada r bagi tanah tepu air, air akan serta merta mengalir jika sedutan melebihi
 r dimana
 r =
2

/r
(b) Pembasahan
Pembasahan: lebih bergantung kepada
R liang akan dimasuki air bila sedutan kurang

R dimana

R = 2

/ R kerana r < R ,
 r >

R maka pada
 sama,
 r >

R

Penentuan Air Tanah
1. Pensampelan dan pengeringan dalam oven (gravimetrik)
2. Rintangan elektrik
3. Sebaran neutron – meter kelembapan neutron
4. Sinaran gamma kaedah 1 – destructive kaedah 2 – 4 – non-destructive
Penentuan Keupayaan Air Tanah
1. piezometer
2. Tensiometer
 m = y + z – 12.6h

Aliran Air Dalam Tanah Tepu tanah adalah medium yang kompleks, maka aliran air dalam tanah adalah satu fenomena yang kompleks dalam tanah, ruang rongga tidak sama, maka perlu andaian iaitu:
1. Aliran lamina halaju aliran rendah (tidak gelora) salur sempit (liang sempit)
Hukum Poiseuillis:
Isipadu
Masa

V t

Q


R
4 
P
8

L

= vicosity cecair

aliran air berlaku kerana ada perbezaan dalam tekanan dalam salur; kalau P1 and P2 sama, tiada aliran
Q halaju u



R
4 
P
8

L
Q A (A
 keratan rentas salur)
 u


PR
2
8

L
 u
 
P

R
2
8


P
L

R
2
8



P
Nombor Reynold Re:
Re
 d u

 d = diameter liang efektif

= ketumpatan cecair

= vicosity
Re < 1: aliran lamina
Re > 1: aliran gelora

2. Aliran makroskopik vs. mikroskopik kalau liangliang sama diameter, u1 = u2 = u3 = … = un tetapi dalam tanah, ini tidak jadi penyelesaian: abaikan corak terperinci (ui) tanah dianggap sebagai satu medium pengalir seragam dimana aliran berlaku di keseluruhan keratan rentasnya A (pepejal + liang)

Hukum Darcy

H = Ho – Hi

H/L = kecerunan hidraulik (daya penggerak) discharge rate = q = Q / A = V / tA
 
H / L
 q = k

H / L atau q = k

H => Hukum
Darcy
( k = kekonduksian hidraulik)

Persamaan Am Aliran flaks q
 daya penggerak: q = k

H q = k dH / dx aliran air dalam 3 dimensi:
(3 dimensi)
(1 dimensi) dari gambarajah Darcy: H

H p

H g
H o

H i

H
 po
H pi


H go
H gi q
  k
( H o

H i
)
L

Contoh 1:
(H = H p q = -k (H o
+ H g
):
H o
– H
= 0 + 0 = 0 i
)/L
Hp= 0 is contact to atmosphere
H i
=

H + L
 q = -k [0 – ( 
H+L)]/L q = k

H/L + k

Contoh 2: kolum tanah komposit lebih realistik kerana aliran air ke bawah tanah melalui beberapa horizon, dan horizon-horizon berlainan akan mempunyai nilai k yang berlainan q

 k ( H
2
L
1

H
1
)

 k ( H
3
L
2

H
2
)
H
2

H
1
  q
L
1 k
1
H
2
 q

H
1
 q
 k
2


H
3
L
1 k
1

H
3

H
1
 q
L
2
L
 q L
1 k
2 k
1


2 qL
2
  k
2
( H
3

H
1
)
 qL
1 k
2 k
1

1/K = hydraulic resisitivity (rintangan hidraulik)
Rs = L/K = hydraulic resistance per unit area
Contoh pengiraan:
(i)
H1 = 20 cm k1 = 0.04 cm/h
H2 = 5 cm
L1 = L2 = 8 cm q = -k1 (H2 – H1)/L1 q = -0.04 (H2 – 20)/8
H2 – 20 = -8q/0.04 = -200q
H2 = 20 – 200q (1) k2 = 10 cm/h q


L
2 k
2
 q
L
2  
( H
3 k
2
L
1 k
1


 
( H
3

H
1
)


H
1
) q
L
1 k
1
 q

L
1 k

1

H

L
2 k
2
(ii) q = -k2(H3 - H2)/L2 q = -10(5 – H2)/8
8q/10 = H2 – 5
H2 = 5 + 0.8q (2)
(1) = (2):
20 – 200q = 5 + 0.8q
q = 0.0747 cm/h

ATAU q = (H1 – H3) / (L1/k1 + L2/k2) q = (20 – 5) / (8/0.04 + 8/10) q = 0.0747 cm/h
 flaks bergantung kepada lapisan tanah yang mempunyai nilai k lebih rendah (perlahan).
 pengagregatan untuk memperbaiki saliran kadar aliran dipengaruhi oleh lapisan k yang lebih rendah

Kekonduksian hidraulik, k q
 k

H
 x k


H q
 x
 flaks kecerunan hidraulik
(LT
1
) tanah tepu, stabil, kukuh => k tetap (tidak berubah mengikut masa) bila tanah tidak stabil aliran air akan pecah struktur, maka kawal tidak sama dengan kakhir nilai k: pasir: k = 10-2 – 10-3 cm/s lempung: k = 10-4 – 10-7 cm/s nilai k bergantung kepada struktur, tekstur dan kestabilan struktur

Kelas kekonduksian hidraulik (Unland & O’Neal, 1958)
Kadar aliran (mm/jam) Klas
Perlahan
1) sangat perlahan
2) perlahan
Sederhana
3) sederhana perlahan
4) sederhana
5) sederhana pantas
Pantas
6) pantas
7) sangat pantas
< 1.25
1.25 – 5.0
5.0 – 20.3
20.3 – 63.5
63.5 – 127
127 – 254
> 254

Pembatasan Hukum Darcy tidak sentiasa sah bagi semua keadaan aliran sah sekiranya: aliran berlamina tindakbalas air-tanah tidak mengubah sifat kebendaliran (fluidity) dan ketelapan
(sebenarnya ada reaksi antara air dengan tanah) tanah berkelodak dan berlempung – berlamina bagi kebanyakkan 
H/
 x tanah berpasir dan berbatu

H/
 x > 1, gelora alirannya => Hukum Darcy tak boleh digunakan. Hanya bila

H/
 x < 1, hukum ini boleh diguna kecerunan graf = k hubungan linear antara q dan

H/
 x = hukum ini dapat digunakan.

K bagi jenis-jenis tanah
1) medium seragam – K tetap di semua titik
2) isotropik – k sama di semua arah (3-D flow)
3) Anisotropik k berbeza mengikut arah
Kx

Ky

Kz kerana saiz liang dan bentuk strukturnya e.g., berplat vs. kolumnar

Aliran Air Dalam Tanah Tak Tepu q = -k

H atau q = -k dH/dx
Aliran Tepu
1. Potensi keupayaan
 h
+ve (superatmosferik)
= 1.
 h
Aliran Tak Tepu
= -ve (subatmosferik)
2. Kekonduksian hidraulik adalah maksimum, K s tetap dan max.
=
2. K bergantung kepada
 i.e., K(

); K berubah mengikut jumlah air dalam tanah (ianya tidak tetap)
3. Kecerunan tekanan adalah kecil dan keupayaan graviti adalah dominan
3. Kecerunan tekanan adalah besar dan keupayaan matrik adalah dominan
4. Air bergerak bebas.
 h
= 0
4. Air bergerak dalam ketegangan ( under tension ).
 h

0;
 h

-ve

Hubungan antara kekonduksian hidraulik, sedutan dan kelembapan tanah (k – 
-

) dari gambarajah, tanah tidak tepu kerana paras air adalah di bawah tanah aliran air berlaku dalam keadaan ketegangan, dan ketegangan
 berubah mengikut jarak, begitu juga dengan
 dan k.
jika aliran tanah seragam (steady flow), i.e.
, H1 dan H2 tetap.

Untuk kolum tanah pendek (
 x kecil):
1) purata kekonduksian k


H q
 x
2) purata potensi matrik
  
H


H
1

(

H
2
)
2
 
1 / 2 ( H
1

H
2
) sukatan q bagi beberapa
, e.g.
,
H
= 0, -10, -50 dan
H
–300 cm:

H = 0 cm => keadaan tepu air
H

, lebih kering
 
, k
 dan hubungan mereka bergantung kepada tekstur:


= 0, tanah tepu air kpasir lebih tinggi pada tanah sangat lembap klempung menurun beransur-ansur tetapi kpasir turun dengan cepat.
nilai k bagi tanah pasir turun dengan cepat bila
 atau tanah mengering, maka bila tanah pasir mengalami sedikit pengeringan, air payah bergerak kerana k

. Ini penting dalam pengerakan air ke akar.
Untuk tanah lempung, pengerakan air lebih mudah kerana k tidak turun cepat => pokok masih segar kerana air masih boleh bergerak.
Persamaan Aliran Umum untuk tanah tepu dan tidak tepu air i) Hukum Darcy q
  k (

)

H dimana

H


H
 x


H
 y


H
 z




 x


 y


 z

 H ditulis dalam 3-dimensi

ii) Persamaan Keselanjaraan (Eq. of Continuity
 
 t
 
( q out
 q in
)
  q
 



 q
 x x 
 q y
 y

 q
 z z


 dimana q x
  k x

H
 x
; q y
  k y

H
 y
; q z
  k z

H
 z
; oleh itu,
 
 t


 x k x

H
 x


 y

 k y

H
 y




 z k z

H
 z
=> persamaan umum bagi aliran tepu dan tidak tepu air

Aliran Tepu anggap media seragam dan isotropik: k x
= k y
= k z
= k
Persamaan (1) mejadi: s
(k tepu)
 
 t
 k s
 2
H
 x
2

 2
H
 y
2

 2
H
 z
2 bagi tanah tepu dan kukuh (stabil):
 
 t

0
( there’s no change in quantity of water when it’s saturated ), maka, k s
 2
H
 x
2

 2
H
 y
2

 2
H
 z
2

0 jadi,


 2
H
 x
2

 2
H
 y
2

 2
H
 z
2



0
=> persamaan Laplace
=> juga boleh digunakan untuk pengaliran haba

Aliran Tak Tepu
Andaikan media isotropik: kx = ky = kz = k(

)
H = h + z h = +ve (tanah tak tepu) h

0 (tanah tepu) z = +ve 
H
 z

 h
 z

1
Persamaan (1) menjadi
 
 t



 x

 k (

)

H
 x




 y

 k (

)

H
 y




 z

 k (

)

H
 z



 x

 k (

)

H
 x




 y

 k (

)

H
 y




 z

 k (

)
 h
 z

1




 x

 k (

)

H
 x




 y

 k (

)

H
 y




 z

 k (

)
 h
 z



 k (

)
 z atau
 
 t
 
 k

H


 persamaan Richard dalam 3-dimensi aliran mengufuk (arah-x):
 
 t


 x

 k (

)

H
 x

 aliran menegak (arah-z):
 
 t


 z

 k (

)
 h
 z



 k (

)
 z
 h
 z


 
1
1
C

 h
 
 z

 
 z
 
 t


 z


 z


 z



 k (

)

 k (

C
)
 h
 z


 
 z




 k (

 z
)
 k (

 z
)
D (

)
 
 z



 k (

 z
)

D:kedayaresapan (diffusivity) nisbah kekonduksian hidraulik (k) kepada muatan air tentu (C). Oleh sebab, k dan
C bergantung kepada kandungan air, begitu juga dengan D.
kadar cepat air resapan
D
 air alir cepat
Edaran Air di lapangan (Field Water Cycle)

Penyusupan (Infiltration) gerakan air arah z (satu arah sahaja) sejatan dan serapan – aliran tak tepu penyusupan berlaku dalam kedua-dua jenis keadaan tak tepu dan tepu i = flaks (kadar penyusupan air): i

Isipadu Menyusup
Luas

Masa atau

V
At
 dI dt
; I
 penyusupan terkumpul

Kepunyusupan Tanah (Soil Infiltrability):
“flaks yang diserap oleh permukaan profil tanah yang bersentuh dengan air pada tekanan atmosferik (air bebas).” air tak boleh bertakung pada permukaan tanah kerana tekanan pada permukaan tanah tidak berada dalam tekanan atmosferik => ii jika
R < ii => dikawal oleh flaks
R > ii => dikawal oleh profil i bergantung kepada
 i (kelembapan),
 i (ketegangan air), tekstur, struktur dan lapisan tanah (padat?).
 i berkurang (tanah mengering), penyusupan meningkat.
perhubungan rapat antara
 dan
 i mengurang secara asimptotik sehingga satu kadar tetap yang dipanggil Kepunyusupan Tunak (Steady State Infiltrability).

i berkurang mengikut masa kerana: i)

 z
 mengikut masa (driving force / kecerunan potensi berkurang mengikut ii) pembinasan struktur membawa pembentukan kerak permukaan (surface crust) iii) pengembangan lempung jenis lempung montmorilonit kembang dan tutup liang-liang tanah tidak ketara di Malaysia kerana banyak kaolonit iv) udara terperangkap
I as a function of time i as a function of time

Taburan kelembapan profil semasa penyusupan zon tepu (ZT) – nipis (hanya beberapa mm) dipermukaan tanah zon peralihan (ZP)
–  berkurang
ZT dan ZP selalunya sukar nak dibezakan zon pemindah (ZPM)
–  t hampir-hampir
 s; sedikit berubah mengikut kedalaman zon basah (ZB)
–  bertukar dari
 t ke
 i secara mendadak

profil kepala hidraulik ketika penyusupan dari air bertakung profil kandungan air air ketika penyusupan dari air bertakung;
 
 t


 z
D

H
 z
 k

Persamaan-persamaan Penyusupan i) Green & Ampt (1911) paling penting ii) Kostiakov (1932) i = C’t  jika C’ dan  konstant, maka i
 t iii) Horton (1940) i = if + (i0 - if)e-
 t iv) Philip (1957) i(t) = 0.5 st-0.5 + A

Persamaan Gree & Ampt (1911)
Beberapa andaian: i) wujudnya barisan bawah yang nyata dan tajam ii) sedutan matrik pada barisan basah tetap pada semua tempat dan masa (
 m tetap) iii) dibelakang barisan bawah, tanah membasah sekata
(seragam) dan mempunyai kekonduksian tetap (k tetap)
1) Penyusupan mengufuk: i
 dI dt
  k

H f
L f

H o


jika Ho = 0: dI dt
 k

H p
L f
(1) dimana

Hp = kejatuhan tekanan (kepala) = -Hf bagi zon yang membasah seragam:
I = Lf(
 t -
 i) = Lf
 dI dt
   dL f dt
(2)
(1)= (2):
  dL f dt
L f dL f
 k
 k

H p
L f

H
  p dt

D dt
Kamilkan:
L
2 f
2

D t
 c

bila t = 0, Lf = 0, maka c = 0; jadi,
L f

2 D t

2 kt

H
  p maka Lf
 t 0.5
2) Penyusupan menegak: dI dt

H p  k
 k

H
L o f
 k

H f
L f


H o

L f


H f
 k
L f
(1)

bagi zon yang membasah seragam: dI dt
   dL f dt
(1) = (2):
  dL f dt
 k

H p
L f
 k k
  dt


H p
L f

L f dL f
(2)
Kamilkan: k
  t

L f
 
H p ln 1

L f

H p bila t
 
, maka

H p ln




1

L f

H p



 meningkat perlahan dan menghampiri nilai tetap; jadi,
L f
I

 kt
  kt



 kerana I

L f
 

analogi y = mx + c, grafkan
L f
 k
   t
 
Penyusupan ke dalam tanah berlapis
Keadaan 1: Lapisan kasar (k tinggi) diatas lapisan halus (k rendah)
I awal dikawal oleh k kasar i jatuh (rendah) apabila barisan bawah tiba ke lapisan halus jangkamasa panjang maka i
  penyusupan melalui lapisan halus sahaja
=> aras air terusung (perched water table or water log) dan tekanan +ve wujud di lapisan kasar.

Cara mengatasinya ialah masukkan paip pada lapisan halus, mungkin 5 inci drp. permukaan. Tidak boleh buat parit, tak boleh mengatasi masalah.
Keadaan 2: Tekstur halus di atas tekstur kasar i awal dikawal olek k halus penyusupan air akan dikawal oleh k yang lebih rendah apabila barisan bawah tiba ke sempadan, i mungkin jatuh (berkurang) kerana sedutan di lapisan halus mungkin terlalu besar. Sedutan di lapisan halus lebih kuat maka air akan bertakung di sempadan terlebih dahulu sehingga berat air mencukupi sebelum air mengalir ke bawah dengan cepat (analogi sinki).
maka lapisan kasar dibawah tidak dapat meningkat penyusupan, sebaliknya mungking menghalang

Penyusupan hujan
Ada 3 keadaan:
(i) Ri > i proses sama dengan kes air bertakung (ponding)
(ii) Ri < iawal tetapi Ri > iakhir pada awalnya, tanah menyerap kesemua air hujan (unsaturated water flow) i
 iakhir => permukaan tanah tepu, maka sama dengan kes air bertakung
(iii) Ri < i (e.g., Ri < ktepu) tanah menyerap semua hujan keadaan tepu tidak akan tercapai

Penyusupan ke dalam tanah berkerak di permukaan walaupun kerak nipis (thin crust) hanya 2-3 mm, ia sangat penting dalam konteks penyusupan => air boleh bertakung dan zon akar tiada/kurang air kerak permukaan disebabkan oleh tindakan air hujan pemeraian semasa pembasahan agregat kerak: beberapa mm tebal (nipis) ketumpatan tinggi rongga halus k
 menghalang penyusupan

kehadiran kerak menggalakkan hakisan kerana air tidak dapat menyusup, maka larian air di permukaan elak kejadian kerak melalui perlindungan permukaan tanah dengan sungkupan (mulch) pokok seperti legume dll
Larian Permukaan juga dikenali sebagai “overland flow” – “bahagian air hujan yang tidak diserap oleh tanah dan tidak terkumpul di permukaan tetapi mengalir mengikut cerun ke dalam lurah-lurah atau sungai-sungai

Ri > I surface storage capacity (muatan simpanan permukaan)

kawasan pertanian: run-off:
1) kehilangan air kerana tidak boleh digunakan
2) hakisan – kehilangan nutrien dan tanah atas kawalan hakisan:
1) lindung tanah daripada hakisan percik
2)
 i dan
 surface storage
 kadar air mengalir ke bawah dan
 jumlah air yang dapat disimpan dalam “depression
3) untuk menghalang larian permukaan e.g.
, teres untuk
 halaju air kepada larian permukaan bajakan:
 penyusupan
 surface storage maka, kurang larian permukaan

Summary
Penyusupan i important physical parameter) bergantung kepada: masa dari hujan bermula;
 awal tanah; k; soil surface conditions
(poros / kerak); kehadiran lapisan halangan dalam profil (lapisan lempung / pasir / padat / poros)
Sebaran Balik (Redistribution) pengerakan air akan terus berlaku selepas hujan dan penyusupan terhenti:
* saliran dalam jika paras air bumi rendah
(cetek)
* saliran balik jika paras air bumi tinggi
(dalam)

pentingnya proses sebaran balik: menentukan jumlah air dalam zon-zon profil tanah bagi masa-masa tertentu => ekonomi air menentukan muatan simpanan air tanah => penting bagi kawasan kering yang mana bekalan air tidak menentu
Proses sebaran balik saliran dalam aliran air bumi (groundwater drainage) aliran dalam keadaan tanah tepu sebaran balik pengaruh air bumi tidak penting (e.g., sangat dalam)

keadaan seperti tong besar dimana kadar aliran air bergantung kepada saiz lubang kadar awal sebaran balik di pengaruhi oleh kecerunan keupayaan k tanah (spt. lubang besar atau kecil) kekeringan relatif lapisan zon kering) kedalaman awal barisan basah

kadar sebaran balik menurun mengikut masa sebab:
1) kecerunan potensi (keupayaan) antara zon basah dan zon kering menurun pada mulanya
 keupayaan
 tetapi bila lebih air meresap ke bawah dan zon kering mulai membasah dan zon basah mulai mengering, maka
 keupayaan mulai menurun dengan masa
2) k tanah
 bila zon basah mengering => oleh itu, kemaraan barisan basah

, flaks
 dan lama kelamaan, barisan basah hilang
(tidak nyata / jelas)

rajah menunjukkan zon basah mengering pada kadar berkurangan.
Kadar ini bergantung kepada jenis tanah sebab: tanah lempung mengering kurang daripada tanah pasir.

Histerisis dan Sebaran Balik histeris memperlahankan sebaran balik maka apabila hujan, tanah membasahi mengikut keluk serapan.
Apabila penyusupan terhenti, tanah akan mengering mengikut keluk pengeringan.
maka, histerisis memperlahankan sebaran balik => baik kerana histerisis menolong tanah menyimpan air dengan lebih lama (storage capacity) histerisis berlaku pada semua jenis tanah udara terperangkap lebih utama bagi tanah lempung, tetapi kesan botol dakwat sangat penting dalam semua tanah.

Muatan Medan (Field Capacity) dan Sebaran Balik
Air Tersedia = Had Muatan Medan – Had Kelayuan
 tanah
 w (g/g)
 v (cm3/cm3) boleh mengambarkan porosity
 s (v/v) = total porosity (keadaan tepu)
e.g., 40 cm3/cm3 maka total porosity = 40%
e.g.,
 s = 40 cm3/cm3;
 v = 15 cm3/cm3, maka % rongga dipenuhi udara = 40 - 15 = 25% semasa proses sebaran balik kadar aliran dan
 berkurang mengikut masa dan akhirnya menjadi terlalu kecil selepas
“beberapa hari” (rujuk kepada nota sebaran balik mengurang
mengikut masa)

maka
 dimana saliran dalam terhenti dipanggil muatan medan (FC) takrif FC = “Jumlah air yang dipegang oleh tanah selepas air berlebihan disalirkan dan kadar aliran ke bawah terhenti, biasanya selepas 2-3 hari hujan/pengairan terhenti).
” kekurangan: andaian proses sebaran balik menurun dan terhenti dalam 2-3 hari tidak benar bagi semua jenis tanah proses ini berterusan untuk jangka masa lama, e.g.,

Masa selepas penyusupan berhenti %

(w/w)
0 hari 29.2
1 hari
2 hari
20.2
18.7
7 hari
30 hari
60 hari
156 hari
17.5
15.9
14.7
13.6

 berkurangan mengikut masa mengikut persamaan umum
  at
 b dimana a ialah pemalar; dan b ialah pemalar berkaitan dengan D
(kedayaresapan) maka kadar sebaran balik bergantung rapat dengan D atau k sebab :

faktor-faktor mempengaruhi FC:
1) tekstur
2) jenis mineral lempung
3) kandungan BO
4) kehadiran lapisan penghalang
5) evapotranspirasi
Pergerakan Air Ke Akar root system – very extensive (miles!) bergantung kepada rintangan; rintangan paling kuat antara stomata dan atomosfera total root surface area of annual grass = 1000 m2 but in 100 liter soil volume, roots will only be in touch of 1% particle surface therefore, 1% = active root surface to absorb water therefore, water needs to move to roots for plant to receive enough water

bila transpirasi terhenti, tumbesaran terbantut kerana tiada pertukaran gas dengan tisu daun tiada fotosintesis kerana tiada serapan CO2 aliran air tanah ke akar terhenti kerana tiada nutrien diserap
Radial flow to a single root
Equation suggests that rate of uptake q (rate of absorption) depends on
1) potential difference between soil and at root surface
2) k soil also,
 depends on
1) k
2) flow rate q

Relation
 s vs. distance from root: at 15 bars, there is a high gradient from a to b, but at 5 bars, the gradient from a to b is smaller inter-relation between

, k, q, transpiration:
1)
 s

(wet soil), k

=>
 
;
 root
  s
2)
 s

, k

=>
 
;
 root
  s
3) atomspheric evaporation demand

Pengambilan Air Oleh Pokok merangkumi: pergerakan air dari tanah ke akar pergerakan air dalam pokok pergerakan dari pokok ke atmosfera pokok ke atmosfera iaitu dari daun ke atmosfera melalui liang stomata pergerakan dalam bentuk wap (vapour) disebabkan oleh kecerunan
(driving force) tekanan wap (vapour pressure gradient) kecerunan tekanan wap (KTW) dipengaruhi oleh Permintaan Sejatan
Atmosfera (atmospheric evaporative demand – AED)
AED bergantung kepada
1) iklim (suhu, angin, kelembapan)
2) permukaan daun (daun nipis, tebal, licin, kesat, berbulu dll)

pergerakan dalam bentuk wap (vapour) disebabkan oleh kecerunan
(driving force) tekanan wap (vapour pressure gradient) kecerunan tekanan wap (KTW) dipengaruhi oleh Permintaan Sejatan
Atmosfera (atmospheric evaporative demand – AED)
AED bergantung kepada
1) iklim (suhu, angin, kelembapan)
2) permukaan daun (daun nipis, tebal, licin, kesat, berbulu dll) untuk pokok tumbuh dengan baik, AED sama dengan bekalan air tanah kalau AED sama dengan bekalan air tanah, bukaan stomata max, tetapi keadaan AED > bekalan air, bukaan dikecilkan untuk mengurangkan kehilangan H20 tetapi kemasukkan CO2 turut dikurangakan, maka tumbesaran terencat

Bekalan Air Tanah konsep air tesedia (AT):
AT =
 muatan ladang –  had layu konsep klasikal untuk AT:
(a) Veihmeyer & Hendricksen (1927) ketersediaan air sama pada keseluruhannya tidak logik kerana tiada pengaruh potensi sedutan naik dengan
 menurun
(b) Richards & Wadleigh penurunan secara linear
(c) others dibahagikan kepada “easily available” dan “diffuculty available”

Jumlah dan kadar cepat pengambilan air:
1) keupayaan serapan akar
2) kebolehan tanah membekalkan air kepada akarbergantung kepada jenis tanah.
tanah pasir mempunyai kebolehan membekalkan air kurang daripada tanah lempung
3) sistem akar (ketumpatan, panjang, kadar pertumbuhan akar)
4) sedutan / ketegangan air dalam pokok dalam keadaan panas, sedutan naik, maka kadar cepat air diserap juga naik
5) keadaan mikrometeorologi dan ciri-ciri tanah
AED bergantung kepada iklim / mikometeorologi sistem tanah-pokok-atmosfera

Proses Evapotranspirasi satu proses dimana air tanah dipindah ke atmosfera melalui
“conductive body” iaitu pokok air tanah – bekalan dan ketersediaan terhad atmosfera sinki yang mana muatan tidak terhad dapat diserap sebanyak-banyaknya (unlimited capacity) pokok peranan sifat pokok sangat penting untuk menyeimbangkan muatan yang terhad (tanah) dengan yang tidak terhad (atmosfera) maka serapan akar sama dengan transpirasi => aliran terus, pokok segar jika serapan akar < transpirasi => pokok hilang kesagahan (turgor) dan layu.

Keupayaan transpirasi (Penman, 1949): iaitu kadar kehilangan air drp. pokok ke atmosfera bila bekalan air tidak terhad dalam keadaan tutupan 100% oleh kanopi pokok: kadar transpirasi = keupayaan evapotranspirasi
 tanah tinggi – transpirasi sebenar (actual) sama dengan keupayaan transpirasi
 tanah rendah – transpirasi sebenar (actual) < keupayaan transpirasi transpirasi bergantung kepada iklim
Kontinuum tanah-pokok-atmosfera (SPAC) tanah, pokok, atmosfera – sistem penyatuan, interaksi dan dinamik sistem penyatuan kerana tiap-tiap peringkat dalam sistem SPAC adalah penting kerana tiap-tiap peringkat akan mempengaruhi peringkatperingkat seterusnya konsep “keupayaan air” boleh dipakai bagi tanah, pokok dan atmosfera maka aliran air dari keupayaan tinggi ke rendah

perbezaan terminologi: fizik tanah – sedutan fisiologi tumbuhan – defisit tekanan resapan (diffusion pressure deficit) atmosfera – tekanan wap kuantiti Q air hilang melalui transpirasi jauh lebih > dari
 pokok beberapa banyak air hilang dari pokok, kandungan air dalam pokok masih sama!
maka, aliran dalam pokok adalah tunak (steady state) kadar aliran berkadar songsang dengan rintangan

Potential Distribution in SPAC
(1)
 soil

, transpirasi

; maka
 mesophyll < CV (critical value of
 to cause wilting) => tidak layu kerana kurang 15 bars
(2)
 soil

, transpirasi

; maka
 mesophyll

20 bars => temporary wilting i.e., menghampiri hari panas (2-4 pm transpirasi max), e.g., noon – wilt but evening – recover again
(3)
 soil

, transpirasi

; masih temporary wilting kerana transpirasi adalah rendah
(4)
 soil

, transpirasi

; wilting kerana
 mesophyll > CV

Aliran Air (Electrical analog representing resistances against water flow in SPAC)
Rintangan, R
 
 q analogous to Ohm’s Law

= kejatuhankeupayaan; q = flaks

aliran air dalam SPAC analog kepada aliran arus melalui rintangan bersiri

(tanah ke akar)

10 bars

(akar ke daun)

10 bars

(daun ke atmosfera)

500 bars (max) maka keadaan stomata yang paling pengaruh dalam aliran air dari tanah ke stomata stomata (rs) yang cepat gerakbalas kepada ketegasan air (bergantung kepada fisiologi pokok) tanah-akar-daun pathway: transpirat ion rate, q

 soil
R s


 plant
R p
R s

Panjang aliran (L)
Kekonduksi an hidraulik tanah

R s
 1
K

L

Water potential values in SPAC
Location soil 0.5 cm below surface and 1 cm from root soil at root surface root xylem near soil surface root xylem 10 cm above soil surface leaf vacuole-mesophyll cells at 10 cm above soil surface cell-wall-mesophyll cells at 10 cm above soil surface air in cell wall space at 10 cm above soil surface air in stomata at 95% RH air outside stomata at 95% RH air across stomata at 50% RH
-8 *
-8 *
-69
-71
-950 bars
-3
-5
-6
-8 *
-8 *

* sepatutnya tiada aliran air kerana tiada potential gradient. Aliran masih berlaku kerana transpirasi sahaja. Maka pada malam, tiada aliran kerana tiada transpirasi => tiada pertumbuhan. Guna lampu jika nak meningkatkan pertumbuhan pokok
R atmosfera pathway = 15x lebih tinggi R pokok aliran air dalam SPAC sangat dipengaruhi oleh fasa wap drought-resistant plants are those that respond to vapour phase and those that are sensitive are those which do not respond well to the vapour phase

Field Water Balance (Imbangan Air Medan) proses-proses berkaitan dengan

W: infiltration redistribution drainage evaporation water uptake by plants
- all unified; interdependant and important to describe field water balance
Equation: P + I – S = 
W + E + U
P = precipitation (hujan)
I = irrigation
S = surface run-off

W = change in water storage
E = evapotranspiration
U = drainage

combination of P, I, S, E and U will finally affect

W, and

W may be
+ve or –ve: 
,

W +ve;

,

W –ve.
thus, depth of soil must be defined. Boundary must be in the rooting zone: 30, 50, 70 cm, etc, depending on type of plant, i.e., oil palm roots are in a depth of 30 cm (shallow rooting system) => boundary
30 cm. For rubber, rooting depth is 80 cm, so make boundary = 80 cm.
unit of water = water volume or Equivalent Ponded Depth (EPD)
EPD = volume per unit area (m3/m2 = m); m H2O better use a unit length for EPD rather than using a volume unit (m3) because ther units like P, I, S are all in unit length.

EPD digunakan untuk menentukan: kuantiti air dalam tanah kuantiti air yang boleh disimpan oleh tanah kuantiti air yang diperlukan untuk pengairan dalam tanah yang dapat dibasahi hujan/pengairan,
e.g.,
(ii) dari keluk sifat air tanah dan katakan zon akar = 50 cm: air tersedia dalam zon akar= (

FC-

PWP)x50 cm
= (0.35 – 0.12) x 50
= 0.23 x 50
EPD pada had basah
EPD pada had layu
= 11.5 cm
=

FC x 50
= 0.35 x 50
= 17.5 cm
=

PWP x 50
= 0.12 x 50
= 6 cm

Evaluation of Water Balance measurements difficult in practice
E – largest and most difficult component
P + I – quite easy although possible non-uniformities in a read distribution
S

0 in agriculture field-irrigated field

W: for long periods, entire growing season

W = 0 (

P + I = E + U) because

W = -ve when dry periods and

W = +ve when wet periods => a mixture of –ve and +ve, so net change is or near zero.
for shorter periods,

W can be large
P + I – S = 
W + E + U:

P + I – S = 
W + E + U
 persamaan ini mempengaruhi

W akhirnya
 dalam pertumbuhan pokok, E menjadi penting. Air mesti memenuhi keperluan E supaya pertumbuhan pokok baik. Transpirasi max = max growth. Unit E biasanya dalam unit mm/hari. E dikira secara tidak langsung drp persamaan di atas.

Matlamat kita: q = E untuk pertumbuhan max. (q = rate of absorption).
q < E = tumbesaran terencat dry season with P, I = 0 (S = 0);

W = - (E + U)

under irrigation:
1) measure
 in root zone, then supply water to brint it to FC: e.g.
,

PWP = 0.10%;

FC = 0.30%, maka tambah

PWP -

FC =
0.20%. Rooting depth = 50 cm, maka 0.20 x 50 = 10 cm air ditambah note: at FC, downward flow out of root zone not negligible, about 1/10 of water balance (U

0) percolation > cap. rise, U > 0 percolation < cap. rise, U <
2) irrigation efficiency: e = E / (E + U) kalau bekal air untuk kuantiti yang ia perlukan, e = 100%
U – to wash/leach out accumulated salt
- penting di kawasan arid

kalau tiada garam, e = 100% kalau tanah kaya dengan garam akan terdapat pengumpulan garam => salinity (terutamanya kawasana kering) boleh mencurai struktur tanah untuk kawasan salinity, tak boleh I = 5 mm.day; mesti tambah lebih air untuk melarutlesapkan garam-garam yang tinggal, di Malaysia, perkara-perkara di atas tiada masalah kerana hujan > evapotranspirasi
Alat lysimeter: tetapi alat lysimeter tidak dapat beri penentuan tepat kerana tanah yang digunakan adalah tanah terganggu. Alat ini juga mahal

Measurement of

W in the field neutron probe moisture meter & gravimetric moisture sampling
 profiles at time t1 and t2 neutron moisture meter – radioactive and can measure to depth 3 m gravimetric moisture sampling – use auger for sampling luas graf antara t1 dan t2 =

W

W boleh +ve atau –ve at t1: W
1
 
0 d  v dz and at t2: W
2
 
0 d  v dz

W

W
2

W
1




0 d  v dz

 t 2




0 d  v dz

 t 1

Water balance
R + I + CR = P + OF + ETa +

WATER INPUT:
R = rainfall; I = irrigation; CR = capillary rise

WATER OUTPUT:
P = percolation; OF = overland flow; ETa = actual evapotranspiration;

= change in soil water content
- equation looks deceptively simple, but in practice, the individual components can be difficult to determine/measure
- can use some assumptions
1) no irrigation supplied, so I = 0
2)
3) deep water table (> 1 m deep), so CR = 0 flat, levelled land, so OF = 0
- therefore water balance equation becomes:
R = P + ETa +
 or

=R - P - ETa

Percolation (P)
- drainage (loss) of water from a soil layer/zone
- consists of two components:
 percolation due to excess water p e
 percolation due to redistribution p d
P p e
 p d
- Excess water percolates below if the amount of water in soil and amount of water (due to rainfall R ) received exceed the soil saturation level: p e
 


0
   v
R if
    v
R if
    v
R
- Redistribution occurs due to gravity and matric potential, as defined by Darcy’s Law: q

K

H
T
 z

K


H m

H g

 z

- If the depth difference between two soil layers is z , then Hg = z , and q

K
 
H m
 z

 z

K 



H
 z m

1 


- Assuming uniformly wetted soil means no differences in matric potential any where in that soil layer, so

H
 z m

0 and q

K Eq. (1) where water flux depends only on the soil’s hydraulic conductivity.
- From the law of conservation of mass
 q
 z
 
 v
 t

- If we take the soil layer thickness as L , then q L
 v
 t
Eq. (2)
- From Eq. (1), q = K , so so
K
 
L
 v
 t
 v L
K t t
2
1
 t
 v
 v

2
2

L
K
 v
Eq. (3)
- K depends on soil water content
- K increases with increasing water content until soil saturation, or

hydraulic conductivity (m s
-1
)
K sat
- K depends on soil water content according to this relationship: sat exp




 
  v





 v,sat volumetric water content (m
3
m
-3
)
-The equation gives the amount of water in the soil at time t2 .
where
 is 13-16 for most soils. Substituting into Eq.
(3) and solving it results in
   
,
2

 ln 


K sat
 t
 t
2 1

L

 exp
 



 
 
,
1

 





- Therefore, percolation due to redistribution is
 t2 -
 t1 =R – ( pe + pd ) pd =
 t2 -
 t1 - R + pe
-
 t2 is now available for evapotranspiration ETa
Evapotranspiration (ET)
-ET is the loss of water by evaporation from both the soil and plant
(evaporation + transpiration)
-ET depends on several factors: solar radiation, air temperature, air vapour pressure, wind speed and surface area.
-Potential ET (PET) is the maximum rate of ET given the current conditions. PET is not a constant value but varies with field conditions: it is the rate of water loss if water supply is not limiting.
But often water supply is limited, so water loss is often smaller than
PET. The rate at which water is being lost is known as actual ET
(AET).

- AET

PET, depending on amount of available water.
- Plants can control their transpiration. Maximum transpiration occurs when water is adequate and stomata is opened at maximum exposure.
- But during water stress, stomata opening reduces (and could close completely), so transpiration is reduced, and AET < PET.
- Plants can conserve water by reducing openings of their stomata but by reducing the stomata openings, they reduce photosynthesis. Less food means poor growth and yield. Prolonged water stress could result in plant death.
Potential ET
-Water loss by evaporation can be determined by determining the flow of latent heat (LH). LH is the amount of energy required to break bonds to change the liquid phase of water into vapour (gas) phase.
LH does not results in change in air temperature. All the energy is used to break bonds only. LH cannot be “sensed”; it is latent.

Sensible heat (SH) is the energy to raise air temperature which we can “sense”.
- Penman-Monteith equation most widely used to determine PET – uses the electrical resistance network analogy
- H is sensible heat flux density (W m-2);

ET is latent heat flux density (W m-2);
 is known as the latent heat of vapourization of water (amount of energy to evaporate a unit weight of water; 2454000 J kg-1).

ra – aerodynamic resistance; rc surface resistance
- er and e0 – vapour pressure at reference height and surface, respectively
- Tr and T0 – temperature at reference height and surface, respectively
-Heat flows (@ current) because it is driven by a potential difference but the flow it resisted by resistances.
-H flows because of temperature difference (potential difference) but it is resisted by ra
H
H
 
T r

T
0
   c p r a
T r

T
0 r a where
 cp is the volumetric heat capacity (amount of heat required to raise the temperature of a unit volume of air by one unit; 1221.09 J m -3 K-1).

-

ET flows because of vapour pressure difference (potential difference) but it is resisted by rc and ra

ET

ET
 
  e r
 e
0 r a
 r c

 c p e r
 e
0 r a
 r c where
 is the psychometric constant (0.658 mbar K-1).
- LH has an additional resistance rc because water vapour exits the stomata.
- If from bare soil, rc is the soil surface resistance.
- To convert

ET (W m-2) to ET (mm day-1): Watts is J s-1

Example:
120 W m-2 to ? mm day-1
= 120 /

= 120 / 2454000 = 4.9 x 10-5 kg m-2 s-1
= 4.9 x 10-5 x 60 x 60 x 24 = 4.2336 kg m-2 day-1
= 4.2336 mm day-1
Actual ET
- When water is limiting, evapotranspiration is not at maximum but is reduced to a rate known as actual ET.
- PET is reduced by a reduction factor: ET a
 
D where RD is from 0 (completely no available water) to 1 (sufficient water)

1.0
0.8
0.6
0.4
0.2
0.0
 v,wp
0.0
C
4
C
3 critical point
0.2
0.4
0.6
0.8
relative soil water content
1.0
-
- Plant cannot use the water below the soil wilting point level most agricultural crops are C sorghum.
3 plants; only three are C
4
: sugar cane, maize and
C
3 plants photosynthesize to produce a 3-C compound (3- phosphoglyceric acid) and C
4 a 4-carbon compound (oxaloacetic acid). C using water and solar radiation to convert into biomass.
4 are more efficient in
Critical water point for C
3 and C
4 water content, respectively. C
4 plants are 50% and 30% of relative more efficient in using water.