1. SOIL PHYSICS
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
3. Volume Mass
Va Air Ma
Vf
Vw Water Mw
Vt Mt
Vs Solids Ms
Soil three-phase system
4. VOLUME AND MASS RELATIONSHIPS OF SOIL CONSTITUENTS
1. Density of Solids (Mean particle d
3. Porosity
density) f = V f Vt = (Va + Vw ) (Vs + Va + Vw )
ρ s = M s Vs
usually 0.3 – 0.6
usually 2.6-2.7 g cm-3
quite constant coarse-textured soils <
OM lowers solid density fine-textured soils, though
the mean size of individual
2. Dry bulk density pores is greater in the
former than in the latter
ρ b = M s Vt = M s (Vs + Va + Vw )
clayey soils – highly
usually 1.3 – 1.35 g cm-3 variable because of
sandy soils: 1.6 g cm-3 swelling, shrinkage,
well-aggregated and clayey soils aggregation, dispersion,
compaction and cracking
5. 4. Void ratio
e = (Va + Vw ) Vs = V f (Vt − V f )
usually 0.3 – 2.0
used in engineering and mechanics
5. Soil wetness
a) Mass wetness (gravimetric water content)
w = Mw Ms
b) volume wetness (volumetric water content)
θ = Vw Vt = Vw (Vs + V f )
c) degree of saturation
s = Vw V f = Vw (Va + Vw )
6. 6. Air-filled porosity (fractional air content)
f a = Va Vt = Va (Vs + Va + Vw )
relative air content of the soil
negatively related to the degree of saturation
7. Additional interrelationships
a) Relation between porosity and void ratio:
e = f (1 − f )
f = e (1 + e)
b) Relation between volume wetness and degree of saturation
θ = sf
s =θ f
c) Relation between porosity and bulk density
f = ( ρ s − ρb ) ρ s = 1 − ρb ρ s
ρ b = (1 − f ) ρ s
7. d) Relation between mass wetness and volume wetness
θ = wρ b ρ w
w = θρ w / ρ b
e) Relation between volume wetness, fractional air content, and degree
and saturation
f a = f − θ = f (1 − s)
θ = f − fa
8.
9. STRUKTUR 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 agen-
agen fizikal tidak mengubah sifat-sifat kimia bahan-bahan;
hanya mengubah saiz
dalam fizik tanah, sukatan kualitatif tidak digunakan
10. Pengubahsuaian Struktur Tanah
1. Rawatan Klasikal
kultura, e.g., shifting & permenant cultivation,
bajakan
sistem penanaman
peminda tanah (soil amendments)
2. Pembaiktanah tiruan
11. Rawatan Klasikal
(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
12. (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
13. (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
15. 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.
16. 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) BO pengagregatan butir lempung
→
17. 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)
18. 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)
19. x
keputusan boleh dinyatakan:
1) % pengagregatan
% agregat melebihi saiz tertentu e.g., 2 mm
2) darjah pengagregatan (zarah-zarah halus)
% agregat ≥ d mm
=
% zarah tanah ≤ d mm
3) Mean Weight Diameter (MWD)
n
MWD = ∑ Wi xi
i =1
W = % berat tanah bagi julat saiz agregat tertentu
= purata diameter agregat bagi julat saiz agregat
x
tertentu
20. 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
21. 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:
K2/K1 = 1 (sangat stabil)
K2/K1 = 0 (tidak stabil
langsung)
Guna teknik ini jika objektif adalah berkenaan
dengan pengurusan tanah, tetapi teknik
ayakan basah dan kering untuk objektif
hakisan tanah.
22. 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
23. 4. Slaking (letupan udara terperangkap)
guna campuran air dan larutan organik Henin,
Robichet & Jongerius, 1955
paling kurang tepat
24. 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.
25. 2. Ikatan rerambut
Tenaga upaya molekul air di permukaan pepejal
Lekatan γ = J m−2
Luas interfasa pepejal - air
ketiga-tiga keadaan wujud kerana 2 daya rerambut
lekitan – daya antara molekul-molekul sama
lekatan – daya antara molekul-molekul berlainan
air pukal, γ = 0
γ +ve = tenaga di permukaan > pukal (hidrofobik spt. raksa)
γ -ve = tenaga di permukaan < pukal (hidrofilik spt. alkali)
Tenaga di permukaan
Lekitan σ = J m−2
Luas permukaan
26. air pukal, σ = 0
interfasa, σ = +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)
27. * sudut sentuh ψ bergantung kepada:
i) γ -> +ve, -ve atau 0
ii) magnitud γ berhubung
dengan σ
* bagi bulatan c:
luas interfasa pepejal-air = i x 1
luas interfasa air-udara = f x 1
Jumlah tenaga kapilari E:
= γ i +σ f
σs γs
= +
sin ψ tanψ
28. ψ 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,
σs γs
E= +
sin ψ tanψ
dE − σ s cosψ γs
= − = 0 (kerana min. tenaga)
dψ 2
sin ψ 2
sin ψ
γ
∴ cosψ = −
σ
oleh itu: ψ = 180° bila γ = +σ dan γ ≥ σ
ψ = 90° bila γ = 0
ψ = 0° bila γ = -σ dan γ ≤ -σ
bagi tanah-air dan kaca-air, ψ = 0° (pembasahan lengkap)
bagi raksa-kaca, ψ = 140° (tak membasah)
bagi keluli bersih-air, ψ = 90° dan γ = 0 (tiada tarikan, tiada tolakan)
pembasahan sangat penting supaya air dapat dipegang oleh tanah.
Jenis tanah akan mempengaruhi ψ.
29. 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.”
φt = φg + φp + φo +…
total graviti tekanan osmotik
(matrik)
30. 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
φp +ve jika > tekanan atmosfera, φp –ve jika < tekanan atmosfera (suction)
φp –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.
31. 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.
φ 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: unit baru:
tinggi kolum air pada suatu tekanan (nilai +ve) 1 mbar = 100 Pa =
1 atm: 0.1 kPa
kelembapan tanah
= 10.33 m tinggi kolum air
pada muatan tanah
= 1 x 981 x 1033 (field capacity):
= 1.013 x 106 dyne cm-2 θFC = θ pada 100 cm
= 1.013 bar = 1013 mbar H20 atau pada 10
kPa
32. Gambarajah Kepala Hidraulik
gambarajah menghubungkan H = h + z (φt = φp + φg)
φt = H = 0.4 m di semua tempat (keseimbangan statik)
titik A: φp = 0.3 m (0.4 – 0.1) dan φg = 0.1 m
titik B: φp = 0.2 m (0.4 – 0.2) dan φg = 0.2 m
titik C: φp = 0 m dan φg = 0.4 m
33.
34. Potential Diagram Bagi Kererambutan
A: φp = 0.2 m; φg = 0.0 m; φt = 0.2 m
Bi/B0: φp = 0.0 m; φg = 0.2 m; φt = 0.2 m
C: φp = -0.15 m; φg = 0.35 m; φt = 0.2 m
(0.2-0.35)
D: φp = -0.3 m; φg = 0.5 m; φt = 0.2 m
(0.2-0.5)
φp ≠ 0 kerana ada daya rerambut.
Kalau 0, air tidak akan naik salur rerambut
35. A: φp = 0.4 m; φg = 0.0 m; φt = 0.4 m
B: φp = 0.2 m; φg = 0.2 m; φt = 0.4 m
C: φp = 0.0 m; φg = 0.4 m; φt = 0.4 m
D: φp = -0.2 m; φg = 0.6 m; φt = 0.4 m
36. 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”.
37. 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: θ berkait dengan permukaan tentu; ≈ 10 lapisan molekul air tebal
bentuk lengkuk (slope) bergantung kepada tekstur dan struktur tanah
38. 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
39. 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
40. 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
41. rw > rd
2σ
P= [P ≈ψ ]
r
2σ
∴ψ =
r
dari gambarajah, rw > rd,
ψw < ψd bagi θ tetap
Atau
θw < θd bagi ψ tetap
(histeresis)
3) Udara yang terperangkap merendahkan θ tanah kering yang membasah
42. 4) Fenomena pengembangan-pengecutan dan pendewasaan
tanah -> perubahan struktur tanah yang berbeza
Kesan “botol dakwat”
(a)
(b) Pembasahan
Pengeringan
Pembasahan:
Pengeringan:
lebih bergantung kepada
lebih bergantung kepada
R
r
liang akan dimasuki air
bagi tanah tepu air, air
bila sedutan kurang ψR
akan serta merta
dimana ψR = 2σ/R
mengalir jika sedutan
melebihi ψr dimana ψr =
kerana r < R, ψr > ψR
2σ/r
maka pada ψ sama, θr > θR
43. 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
φm = y + z – 12.6h
44. 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) Isipadu V πR 4 ∆P
= =Q=
salur sempit (liang sempit) Masa t 8νL
Hukum Poiseuillis:
ν = vicosity cecair
45. aliran air berlaku kerana ada perbezaan dalam tekanan dalam salur;
kalau P1 and P2 sama, tiada aliran
πR 4 ∆P
Q=
8νL
halaju u = Q A (A = keratan rentas salur)
∆PR 2 R 2 ∆P R 2
∴u = = = ∇P
8νL 8ν L 8ν
∴ u ∝ ∇P
du ρ
Re =
Nombor Reynold Re: ν
d = diameter liang efektif
ρ = ketumpatan cecair
ν = vicosity
Re < 1: aliran lamina
Re > 1: aliran gelora
46. 2. Aliran makroskopik vs. mikroskopik
kalau liang-liang 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)
47. 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)
48. Persamaan Am Aliran
flaks q ∝ daya penggerak:
q = -k ∇H (3 dimensi)
q = -k dH/dx (1 dimensi)
aliran air dalam 3 dimensi:
dari gambarajah Darcy: H = H p + Hg
∴ H i = H pi + H gi
H o = H po + H go
(Ho − Hi )
q = −k
L
49. Contoh 1:
q = -k (Ho – Hi)/L
(H = Hp + Hg):
Ho = 0 + 0 = 0 Hp= 0 is contact to atmosphere
Hi = ∆H + L
∴ q = -k [0 – (∆H+L)]/L
q = k ∆H/L + k
50. 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
− k ( H 2 − H1 ) − k ( H 3 − H 2 )
q= =
L1 L2
L
H 2−H1 = −q 1
k1
L L
H 2 = H1 − q 1 = H 3 + q 2
k1 k2
H − H1 + q L1 k1
q = −k 2 3
L2
k
qL2 = −k 2 ( H 3 − H1 ) − qL1 2
k1
52. 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
53. Kekonduksian hidraulik, k
∆H
q=k
∆x
q flaks
k= = (LT -1 )
∆H kecerunan hidraulik
∆x
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
55. 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.
56. 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
57. Aliran Air Dalam Tanah Tak Tepu
q = -k∇H atau q = -k dH/dx
Aliran Tepu Aliran Tak Tepu
1. Potensi keupayaan ψh = 1. ψh = -ve (subatmosferik)
+ve (superatmosferik)
2. Kekonduksian hidraulik 2. K bergantung kepada θ
adalah maksimum, Ks = i.e., K(θ); K berubah
tetap dan max. mengikut jumlah air dalam
tanah (ianya tidak tetap)
3. Kecerunan tekanan 3. Kecerunan tekanan
adalah kecil dan keupayaan adalah besar dan keupayaan
graviti adalah dominan matrik adalah dominan
4. Air bergerak bebas. 4. Air bergerak dalam
ψh = 0 ketegangan (under tension).
ψh ≠ 0; ψh ≠ -ve
58. Hubungan antara kekonduksian hidraulik, sedutan dan
kelembapan tanah (k – ψ - θ)
dari gambarajah, tanah tidak tepu kerana paras air adalah di bawah
tanah
aliran air berlaku dalam keadaan ketegangan, dan ketegangan ψ
berubah mengikut jarak, begitu juga dengan θ dan k.
jika aliran tanah seragam (steady flow), i.e., H1 dan H2 tetap.
59. Untuk kolum tanah pendek (∆x kecil):
1) purata kekonduksian
q
k=
∆ H ∆x
2) purata potensi matrik
− H1 + (− H 2 )
ψ = −H = = −1 / 2( H1 + H 2 )
2
sukatan q bagi beberapa H
, e.g., H = 0, -10, -50 dan –300 cm:
60. H = 0 cm => keadaan tepu air
H ↑, lebih kering
ψ ↓, k ↓
H
k adalah fungsi (bergantung kepada)
dan hubungan mereka bergantung kepada tekstur:
61. ψ = 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 ψ↑ 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 (θ )∇H
∂H ∂H ∂H ∂ ∂ ∂
dimana ∇H = + + = + + H
∂x ∂y ∂z ∂x ∂y ∂z
ditulis dalam 3-dimensi
62. ii) Persamaan Keselanjaraan (Eq. of Continuity
∂θ
= −( q out − q in )
∂t
= −∇q
∂q ∂q y ∂q
= − x + + z
∂x ∂y ∂z
dimana
∂H ∂H ∂H
q x = −k x ; q y = −k y ; q z = −k z ;
∂x ∂y ∂z
oleh itu,
∂θ ∂ ∂H ∂ ∂H ∂ ∂H
= kx + k y
+ kz
∂t ∂x ∂x ∂y ∂y ∂z
∂z
=> persamaan umum bagi aliran tepu dan tidak tepu air
63. Aliran Tepu
anggap media seragam dan isotropik:
kx = ky = kz = ks (k tepu)
Persamaan (1) mejadi:
∂θ ∂2H ∂2H ∂2H
= ks + +
∂t ∂x 2 ∂y 2 ∂z 2
bagi tanah tepu dan kukuh (stabil):
∂θ
=0
∂t
(there’s no change in quantity of water when it’s saturated), maka,
∂2H ∂2H ∂2H
ks + + =0
∂x 2 ∂y 2 ∂z 2
jadi,
∂2H ∂2H ∂2H => persamaan Laplace
+ + =0
∂x 2 ∂y 2
∂z 2 => juga boleh digunakan untuk
pengaliran haba
66. 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)
67. 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):
Isipadu Menyusup V
i= =
Luas × Masa At
atau
dI
= ; I = penyusupan terkumpul
dt
68. 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 θi (kelembapan), ψi (ketegangan air),
tekstur, struktur dan lapisan tanah (padat?).
θi berkurang (tanah mengering), penyusupan meningkat.
perhubungan rapat antara θ dan ψ
i mengurang secara asimptotik sehingga satu kadar tetap yang
dipanggil Kepunyusupan Tunak (Steady State Infiltrability).
69. i berkurang mengikut masa kerana:
∆Ψ
i) ↓ mengikut masa (driving force / kecerunan potensi berkurang mengik
∆z
ii) pembinasan struktur membawa pembentukan kerak permukaan (surface cr
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
70. Taburan kelembapan profil semasa penyusupan
zon tepu (ZT) – nipis (hanya beberapa mm) dipermukaan tanah
zon peralihan (ZP) – θ berkurang
ZT dan ZP selalunya sukar nak dibezakan
zon pemindah (ZPM) – θt hampir-hampir θs; sedikit berubah mengikut kedalaman
zon basah (ZB) – θ bertukar dari θt ke θi secara mendadak
71. profil kepala hidraulik ketika penyusupan dari air bertakung
profil kandungan air air ketika penyusupan dari air bertakung;
∂θ ∂ ∂H
= D +k
∂t ∂z ∂z
72. Persamaan-persamaan Penyusupan
i) Green & Ampt (1911)
paling penting
ii) Kostiakov (1932)
i = C’tα
jika C’ dan α konstant, maka i ∝ t
iii) Horton (1940)
i = if + (i0 - if)e-βt
iv) Philip (1957)
i(t) = 0.5 st-0.5 + A
73. 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 (ψm tetap)
iii) dibelakang barisan bawah, tanah membasah sekata
(seragam) dan mempunyai kekonduksian tetap (k tetap)
1) Penyusupan mengufuk:
dI (H f − Ho )
i= = −k
dt Lf
74. jika Ho = 0:
dI ∆H p
=k
dt Lf (1)
dimana ∆Hp = kejatuhan tekanan (kepala) = -Hf bagi zon yang membasah
seragam:
I = Lf(θt - θi) = Lf∆θ
dI dL f
= ∆θ
dt dt (2)
(1)= (2): dL f ∆H p
∆θ =k
dt Lf
∆H p
L f dL f = k dt = D dt
∆θ
Kamilkan:
L2
f
= Dt + c
2
75. bila t = 0, Lf = 0, maka c = 0; jadi,
L f = 2D t
∆H p
= 2kt
∆θ
maka Lf ∝ t0.5
2) Penyusupan menegak:
dI
=k
∆H p
=k
( )
Ho + L f − H f
dt Lf Lf
=k
(Ho − H f ) + k (1)
Lf
76. bagi zon yang membasah seragam:
dI dL f
= ∆θ (2)
dt dt
(1) = (2):
dL f ∆H p
∆θ =k +k
dt Lf
k Lf
dt = dL f
∆θ ∆H p + L f
Kamilkan: k L
t = L f − ∆H p ln 1 + f
∆θ ∆H p
bila t → ∞, maka L meningkat perlahan dan
∆H p ln 1 + f menghampiri nilai tetap;
∆H p
jadi,
kt
Lf ≈ +δ
∆θ
I ≈ kt + δ kerana I = L f ∆θ
77. analogi y = mx + c, grafkan k
Lf = t + δ
∆θ
Penyusupan ke dalam tanah berlapis
Keadaan 1: Lapisan kasar (k tinggi) diatas lapisan halus (k rendah)
I
dikawal oleh k kasar
awal
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.
78. 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
iawal dikawal olek khalus
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
79. 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
80. 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
81. 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)
82. 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
83. Summary
Penyusupan i important physical parameter) bergantung kepada:
masa dari hujan bermula; θ 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)
84. 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)
85. 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
86. 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)
87. rajah menunjukkan zon basah mengering pada kadar berkurangan.
Kadar ini bergantung kepada jenis tanah sebab:
tanah lempung mengering kurang
daripada tanah pasir.
88. 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.
89. Muatan Medan (Field Capacity) dan Sebaran Balik
Air Tersedia = Had Muatan Medan – Had Kelayuan
θ tanah
θw (g/g)
θv (cm3/cm3)
boleh mengambarkan porosity
θs (v/v) = total porosity (keadaan tepu)
e.g., 40 cm3/cm3 maka total porosity = 40%
e.g., θs = 40 cm3/cm3; θv = 15 cm3/cm3, maka % rongga
dipenuhi udara = 40 - 15 = 25%
semasa proses sebaran balik kadar aliran dan ∆θ berkurang
mengikut masa dan akhirnya menjadi terlalu kecil selepas
“beberapa hari” (rujuk kepada nota sebaran balik mengurang
mengikut masa)
90. maka θ 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.,
91. Masa selepas penyusupan berhenti % θ (w/w)
0 hari 29.2
1 hari 20.2
2 hari 18.7
7 hari 17.5
30 hari 15.9
60 hari 14.7
156 hari 13.6
92. θ berkurangan mengikut masa mengikut persamaan umum
θ = 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 :
93. 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
94. 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, ∆ψ depends on
1) k
2) flow rate q
95. Relation ψs 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 ∆ψ, k, q, transpiration:
1) ψs ↓ (wet soil), k ↑ => ∆ψ ↓; ψ root ≈ ψs
2) ψs ↑, k ↓ => ∆ψ ↑; ψ root ≠ ψs
3) atomspheric evaporation demand
96. 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)
97. 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
98. Bekalan Air Tanah
konsep air tesedia (AT):
AT = θ muatan ladang – θ had
layu
konsep klasikal untuk AT:
(a) Veihmeyer & Hendricksen (1927)
ketersediaan air sama pada keseluruhannya tidak logik kerana tiada
pengaruh potensi sedutan naik dengan θ menurun
(b) Richards & Wadleigh
penurunan secara linear
(c) others
dibahagikan kepada “easily available” dan “diffuculty available”
99. umlah dan kadar cepat pengambilan air:
) keupayaan serapan akar
) kebolehan tanah membekalkan air kepada akarbergantung kepada
jenis tanah.
tanah pasir mempunyai kebolehan membekalkan air kurang daripada
tanah lempung
) sistem akar (ketumpatan, panjang, kadar pertumbuhan akar)
) sedutan / ketegangan air dalam pokok dalam keadaan panas, sedutan naik,
maka kadar cepat air diserap juga naik
) keadaan mikrometeorologi dan ciri-ciri tanah
AED bergantung kepada iklim / mikometeorologi
sistem tanah-pokok-atmosfera
100. 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.
101. 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
θ tanah tinggi – transpirasi sebenar (actual) sama dengan keupayaan
transpirasi
θ 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 peringkat-
peringkat seterusnya
konsep “keupayaan air” boleh dipakai bagi tanah, pokok dan atmosfera
maka aliran air dari keupayaan tinggi ke rendah
102. 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 ∆θ 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
103. Potential Distribution in SPAC
(1) ψsoil ↓, transpirasi ↓; maka
ψmesophyll < CV (critical value of
ψ to cause wilting) => tidak layu
kerana kurang 15 bars
(2) ψsoil ↓, transpirasi ↑; maka
ψmesophyll → 20 bars =>
temporary wilting i.e.,
menghampiri hari panas (2-4 pm
transpirasi max), e.g., noon – wilt
but evening – recover again
(3) ψsoil ↑, transpirasi ↓; masih
temporary wilting kerana
transpirasi adalah rendah
(4) ψsoil ↑, transpirasi ↑; wilting
kerana ψmesophyll > CV
104. Aliran Air (Electrical analog representing resistances against water flow in SPAC)
∆Ψ
Rintangan, R = −
q
analogous to Ohm’s Law
∆ψ = kejatuhankeupayaan;
q = flaks
105. aliran air dalam SPAC analog kepada aliran arus melalui rintangan
bersiri
∆ψ (tanah ke akar) ≈ 10 bars
∆ψ (akar ke daun) ≈ 10 bars
∆ψ (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:
Ψsoil − Ψ plant
transpiration rate, q =
Rs + R p
Panjang aliran (L)
Rs =
Kekonduksian hidraulik tanah
∴ Rs = 1 × L
K
106. Water potential values in SPAC
Location bars
soil 0.5 cm below surface and 1 cm -3
from root
soil at root surface -5
root xylem near soil surface -6
root xylem 10 cm above soil -8 *
surface
leaf vacuole-mesophyll cells at 10 -8 *
cm above soil surface
cell-wall-mesophyll cells at 10 cm -8 *
above soil surface
air in cell wall space at 10 cm -8 *
above soil surface
air in stomata at 95% RH -69
air outside stomata at 95% RH -71
air across stomata at 50% RH -950
107. * 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
108. 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
109. combination of P, I, S, E and U will finally affect ∆W, and ∆W may be
+ve or –ve: ↑θ, ∆W +ve; ↓θ, ∆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.
110. 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= (θFC-θPWP)x50 cm
= (0.35 – 0.12) x 50
= 0.23 x 50
= 11.5 cm
EPD pada had basah = θFC x 50
= 0.35 x 50
= 17.5 cm
EPD pada had layu = θPWP x 50
= 0.12 x 50
= 6 cm
111. 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:
112. 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)
113. under irrigation:
1) measure θ in root zone, then supply water to brint it to FC:
e.g., θPWP = 0.10%; θFC = 0.30%, maka tambah θPWP - θFC =
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
114. 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
115. Measurement of ∆W in the field
neutron probe moisture meter & gravimetric moisture sampling
θ 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
d d
at t1: W1 = ∫ θ v dz and at t2: W2 = ∫ θ v dz
0 0
∆ W = W2 − W1
d θ dz − d θ dz
= ∫ v
0
t 2 ∫0 v t1
116. Water balance
R + I + CR = P + OF + ETa + ∆Θ
WATER INPUT:
R = rainfall; I = irrigation; CR = capillary rise
117. WATER OUTPUT:
P = percolation; OF = overland flow; ETa = actual evapotranspiration;
∆Θ = 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) deep water table (> 1 m deep), so CR = 0
3) flat, levelled land, so OF = 0
R = P + ETa + ∆Θ
- therefore water balance equation becomes:
or ∆Θ =R - P - ETa
118. Percolation (P)
- drainage (loss) of water from a soil layer/zone
- consists of two components:
•percolation due to excess water pe
•percolation due to redistribution pd
∴ P = pe + pd
- 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:
0 if Θ v + R ≤ Θ v, sat
pe =
Θ v + R − Θ v, sat if Θ v + R > Θ v, sat
- Redistribution occurs due to gravity and matric potential, as
defined by Darcy’s Law:
∂ HT ∂ ( Hm + H g )
q= K =K
∂z ∂z
119. - If the depth difference between two soil layers is z, then Hg = z, and
∂ ( Hm + z) ∂H
q= K = K m + 1÷
∂z ∂z
- Assuming uniformly wetted soil means no differences in matric
potential any ∂H m
where in that soil layer, so =0 q=K Eq. (1)
∂z and
where water flux depends only on the soil’s hydraulic conductivity.
- From the law of conservation of mass
∂q ∂Θ v
=−
∂z ∂t
120. - If we take the soil layer thickness as L, then
∂Θ v
∂q = − L Eq. (2)
∂t
- From Eq. (1), q = K, so
∂Θ v
K = −L
∂t
so ∂Θv
∂t = −L
K Eq. (3)
t2 Θv 2
L
∫ ∂t =
t1
∫
Θv 2
−
K
∂Θv
- K depends on soil water content
- K increases with increasing water content until soil saturation, or
121. -1
hydraulic conductivity (m s ) - K depends on soil water content
Ksat
according to this relationship:
Θ v, sat − Θ v
K = K sat exp − α ÷
Θ v, sat ÷
where α is 13-16 for most
Θv,sat
3 -3
soils. Substituting into Eq.
volumetric water content (m m )
(3) and solving it results in
Θ v ,t2 = Θ v , sat −
-The equation gives the
amount of water in the α K sat ( t2 − t1 )
Θ v , sat
α
soil at time t2. α
ln + exp (
Θ v , sat − Θ v ,t1 )
LΘ v , sat
Θ v , sat
122. - Therefore, percolation due to redistribution is Θt2 - Θt1 =R – (pe + pd)
pd = Θt2 - Θt1 - R + pe
- Θt2 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).
123. - 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.
124. - 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); λET is latent heat flux density (W
m-2); λ is known as the latent heat of vapourization of water (amount of
energy to evaporate a unit weight of water; 2454000 J kg-1).
125. - 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
T −T0
H µ− r
ra
Tr −T0
ρ
H =− c p
ra
where ρcp 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).
126. - λET flows because of vapour pressure difference (potential difference)
but it is resisted by rc and ra
er − 0
e
λET µ−
ra + c
r
ρ p er − 0
c e
λET =−
γ ra +rc
where γ 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 λET (W m-2) to ET (mm day-1): Watts is J s-1
127. Example:
120 W m-2 to ? mm day-1
= 120 / λ = 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: ETa = ET ×RD
where RD is from 0 (completely no available water) to 1 (sufficient water)
128. 1.0
reduction factor
0.8
0.6 C4 C3
0.4
critical point
0.2
0.0
0.0 0.2 0.4 0.6 0.8 1.0
Θv,wp relative soil water content
- Plant cannot use the water below the soil wilting point level
- most agricultural crops are C3 plants; only three are C4: sugar cane, maize and
sorghum.
- C3 plants photosynthesize to produce a 3-C compound (3- phosphoglyceric
acid) and C4 a 4-carbon compound (oxaloacetic acid). C4 are more efficient in
using water and solar radiation to convert into biomass.
- Critical water point for C3 and C4 plants are 50% and 30% of relative
water content, respectively. C4 more efficient in using water.
