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 exchangeswater cyclestransportable materials

Soil composition

Soil three-phase system

VOLUME AND MASS RELATIONSHIPS OF SOIL CONSTITUENTS

1. Density of Solids (Mean particle d density)usually 2.6-2.7 g cm-3quite constantOM lowers solid density2. Dry bulk densityusually 1.3 1.35 g cm-3sandy soils: 1.6 g cm-3well-aggregated and clayey soils3. Porosityusually 0.3 0.6

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 ratiousually 0.3 2.0used in engineering and mechanics5. Soil wetnessa) Mass wetness (gravimetric water content)b) volume wetness (volumetric water content)c) degree of saturation

relative air content of the soilnegatively related to the degree of saturation6. Air-filled porosity (fractional air content)7. Additional interrelationshipsa) Relation between porosity and void ratio:b) Relation between volume wetness and degree of saturationc) Relation between porosity and bulk density

d) Relation between mass wetness and volume wetnesse) Relation between volume wetness, fractional air content, and degree and saturation

STRUKTUR TANAH bahan organik bahan penyimen paling penting dalam tanahkation polivalen Ca2+, Mg2+, dllDi Malaysia, pembaik tiruan popular:dari getahdari kelapa sawitdari bitumendari 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

1. Rawatan Klasikalkultura, e.g., shifting & permenant cultivation, bajakansistem penanamanpeminda tanah (soil amendments)

2. Pembaiktanah tiruanPengubahsuaian Struktur Tanah

pembajakan sederhana dan meninggikan BO; menggalakan soil formationtanaman barisan berterusan (jagung & kacang) dan pembajakan intensif -> membinasakan tanah(ii) Sistem penamanan

melalui:kesan pembutiran oleh akar (lelehan akar)perlindungan tanah oleh kanopimenghasilkan BO yang menggalakan aktiviti biologi dan pengagretanbajakan antara barisan < pusingan tanaman < tanaman saka < rumput berterusandalam tanah yang hilang topsoil, rumput boleh memulihkan tanah; mempercepatkan pembentukkan tanah melalui peningkatan BO. Biomass rumput paling tinggipemuliharan tanah tercurai (degraded) dengan tanaman rumput; akar rumput memberikan kesan pengegretan yang kuatRawatan Klasikal

(i) Amalan kultura

(iii) Peminda tanah e.g., pengapuran, baja organik, pembajaan kesan tak langsung - penggalakan tanaman lebih baik (BO tinggi, perlindungan tanah)kesan langsung belum pasti lagiKaedah tiruan (pembaik tanah)biasanya BOpengstabil 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, sejatane.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 hidrofilikweak 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-zarahA ikatan antara zarah oleh minicus airB ikatan antara zarah oleh BO / polimer tak berionC ikatan sisi oleh polimer berionD ikatan sisi dan antara zarahpengumpulan (flocculation) pengagregatan butir lempung

Model Agregat (Emerson, 1959): A: kuarza koloid organik kuarzaB: kuarza koloid organik domain lempungC: domain lempung koloid organik domain lempung. Tiga cara cantuman:C1: muka mukaC2: sisi mukaC3: sisi sisiD: 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 Tanah1) Darjah pengagregatan2) Kestabilan agregat3) Ciri ruang liangAnalisa Agregatayakan kering dan basahayakan keringuntuk tanah beragregat lemah (kaw. arid)menentukan rintangan terhadap hakisan anginayakan basahmenentukan rintangan terhadap hakisan aircadangan kaedah dariTiulin (1928)Yoder (1936)Kemper (1965)

keputusan boleh dinyatakan: 1) % pengagregatan % agregat melebihi saiz tertentu e.g., 2 mm2) darjah pengagregatan (zarah-zarah halus)3) Mean Weight Diameter (MWD)W = % berat tanah bagi julat saiz agregat tertentu

= purata diameter agregat bagi julat saiz agregat tertentu

e.g., MWD:tanah belum diusahakan = 1.604jagung sebagai tanaman pusingan = 0.432jagung berterusan = 0.288tanah di Malaysia (kaya Fe) = 2.0hubungan korelasi R2 kuat antara MWD dan % pengagregatan (0.8 0.9) Kestabilan agregatAyakan basah (cadangan de Leenheer & de Boodt, 1959)Indeks Ketakstabilan (II):= MWDkering MWDbasahkalau tanah stabil, MWDkering MWDbasahjika II kecil, tanah stabilIndeks 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 NaClK2/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.

3. Hentaman titik hujan (diameter 4-7 mm, 30 cm tinggi)kira bilangan titik untuk memecahkan tanahkeburukan: pengagregatan tanah adalah variable, maka pengiraan kurang tepatkaedah (2) lebih tepat kerana mencampurkan tanah-tanah dari tempat lainkaedah (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 HidrostatikIkatan 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 rerambutketiga-tiga keadaan wujud kerana 2 daya rerambutlekitan daya antara molekul-molekul samalekatan daya antara molekul-molekul berlainanair pukal, = 0 +ve = tenaga di permukaan > pukal (hidrofobik spt. raksa) -ve = tenaga di permukaan < pukal (hidrofilik spt. alkali)

air pukal, = 0interfasa, = +veair yang bersentuh dengan udara akan cuba mengurangkan luas permukaannya -> membentuk sfera kerana luas permukaan sfera minumumlekitan lebih tinggi, lebih stabilKerambutan (capillarity)

* sudut sentuh bergantung kepada:i) -> +ve, -ve atau 0ii) magnitud berhubung dengan

* bagi bulatan c:luas interfasa pepejal-air = i x 1luas interfasa air-udara = f x 1Jumlah tenaga kapilari E:

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 . akan mengecil atau membesar sehingga E bagi kedua-dua interfasa (cecair-udara dan pepejal-cecair) adalah minimumminimum energy = kestabilan keadaan/sistem akan selalu dicapai apabila jumlah tenaga diminimumkan.maka,

Persamaan antara air dalam salur rerambut dengan air yang dipegang dalam liang tanah:lekitan dan lekatanketegangan permukaan-ve tenagakerja yang diperlukan untuk membebaskan air dalam liang tanahJumlah Keupayaan Air Tanah (JKAT) 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)

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 sahaja2. Potensi tekanan:disebabkan oleh tekananp +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 potensinyapenting 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 mbarunit baru: 1 mbar = 100 Pa = 0.1 kPakelembapan tanah pada muatan tanah (field capacity):FC = pada 100 cm H20 atau pada 10 kPa

Gambarajah Kepala Hidraulikgambarajah 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 mtitik B: p = 0.2 m (0.4 0.2) dan g = 0.2 mtitik C: p = 0 m dan g = 0.4 m

Potential Diagram Bagi KererambutanA:p = 0.2 m;g = 0.0 m;t = 0.2 mBi/B0:p = 0.0 m;g = 0.2 m;t = 0.2 mC:p = -0.15 m;g = 0.35 m;t = 0.2 m (0.2-0.35)D: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:p = 0.4 m;g = 0.0 m;t = 0.4 mB:p = 0.2 m;g = 0.2 m;t = 0.4 mC:p = 0.0 m;g = 0.4 m;t = 0.4 mD:p = -0.2 m;g = 0.6 m;t = 0.4 m

Lengkuk Ciri Air Tanah

kaitan potential dan kandungan air dalam tanahbila bar , sedutan dimulakan dan pengeringan tanah mengikut keluk di bawahkeluk menunjukkan bagaimana sesuatu tanah itu mengering. Ini penting untuk pengurusantanah 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 rendahlengkuk 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 tebalbentuk 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 pengaruhiII liang sederhana lebih pengaruhiIII liang mikro intraagregat tidak dipengaruhi oleh kepadatan. Pada sedutan tinggi, air dipegang dengan jerapan lebih dipengaruhi kepada tekstur

Histeresisbila air hujan turun dan berhenti, ada pengerakkan air dalam tanah spt. saliran ke bawah dan penyejatan airdrp. 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 serapanhisteresis berlaku pada alam bila tanah kering ditimpa hujan (lengkuk - - - - - - dipatuhi)histeresis kandungan air setara (equivalent) dan status air bergantung kepada proses yang menyebabkan ianya berlakuSebab-sebab berlakunya histeresis1) Ketidakseragaman geometri liang-liang tanahkesan botol dakwat (ink bottle effect)

2) Kesan sudut sentuh

dari gambarajah, rw > rd,w < dbagi tetapAtau w < d bagi tetap(histeresis)3) Udara yang terperangkap merendahkan tanah kering yang membasah

4) Fenomena pengembangan-pengecutan dan pendewasaan tanah -> perubahan struktur tanah yang berbeza4) Fenomena pengembangan-pengecutan dan pendewasaan tanah -> perubahan struktur tanah yang berbezaKesan botol dakwat (a) Pengeringan (b) Pembasahan Pengeringan:lebih bergantung kepada rbagi tanah tepu air, air akan serta merta mengalir jika sedutan melebihi r dimana r = 2/rPembasahan:lebih bergantung kepada Rliang akan dimasuki air bila sedutan kurang R dimana R = 2/Rkerana r < R, r > Rmaka pada sama, r > R

Penentuan Air Tanah1. Pensampelan dan pengeringan dalam oven (gravimetrik)2. Rintangan elektrik3. Sebaran neutron meter kelembapan neutron4. Sinaran gammakaedah 1 destructivekaedah 2 4 non-destructivePenentuan Keupayaan Air Tanah1. piezometer2. Tensiometer

m = y + z 12.6h

Aliran Air Dalam Tanah Teputanah adalah medium yang kompleks, maka aliran air dalam tanah adalah satu fenomena yang kompleksdalam tanah, ruang rongga tidak sama, maka perlu andaian iaitu:1. Aliran laminahalaju aliran rendah (tidak gelora)salur sempit (liang sempit)Hukum Poiseuillis: = vicosity cecair

aliran air berlaku kerana ada perbezaan dalam tekanan dalam salur; kalau P1 and P2 sama, tiada aliranNombor Reynold Re:d = diameter liang efektif = ketumpatan cecair = vicosity

Re < 1: aliran laminaRe > 1: aliran gelora

2. Aliran makroskopik vs. mikroskopik kalau liang-liang sama diameter, u1 = u2 = u3 = = un tetapi dalam tanah, ini tidak jadipenyelesaian:

abaikan corak terperinci (ui)

tanah dianggap sebagai satu medium pengalir seragam dimana aliran berlaku di keseluruhan keratan rentasnya A (pepejal + liang)

Hukum DarcyH = Ho HiH/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)

flaks q daya penggerak:q = -k H(3 dimensi)q = -k dH/dx(1 dimensi)aliran air dalam 3 dimensi:Persamaan Am Aliran dari gambarajah Darcy:

Contoh 1: q = -k (Ho Hi)/L(H = Hp + Hg):Ho = 0 + 0 = 0 Hi = H + L q = -k [0 (H+L)]/Lq = k H/L + k Hp= 0 is contact to atmosphere

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

1/K = hydraulic resisitivity (rintangan hidraulik)Rs = L/K = hydraulic resistance per unit areaContoh pengiraan:H1 = 20 cmk1 = 0.04 cm/hH2 = 5 cmk2 = 10 cm/hL1 = L2 = 8 cm(i)q = -k1 (H2 H1)/L1q = -0.04 (H2 20)/8H2 20 = -8q/0.04 = -200qH2 = 20 200q (1)(ii)q = -k2(H3 - H2)/L2q = -10(5 H2)/88q/10 = H2 5H2 = 5 + 0.8q (2)= (2):

20 200q = 5 + 0.8qq = 0.0747 cm/h

ATAUq = (H1 H3) / (L1/k1 + L2/k2)q = (20 5) / (8/0.04 + 8/10)q = 0.0747 cm/hflaks bergantung kepada lapisan tanah yang mempunyai nilai k lebih rendah (perlahan).

pengagregatan untuk memperbaiki salirankadar aliran dipengaruhi oleh lapisan k yang lebih rendah

tanah tepu, stabil, kukuh => k tetap (tidak berubah mengikut masa)bila tanah tidak stabil aliran air akan pecah struktur, maka kawal tidak sama dengan kakhirnilai k:pasir:k = 10-2 10-3 cm/slempung:k = 10-4 10-7 cm/s

nilai k bergantung kepada struktur, tekstur dan kestabilan strukturKekonduksian hidraulik, k

Kelas kekonduksian hidraulik (Unland & ONeal, 1958)

KlasKadar aliran (mm/jam)Perlahan1) sangat perlahan< 1.252) perlahan1.25 5.0Sederhana3) sederhana perlahan5.0 20.34) sederhana20.3 63.55) sederhana pantas63.5 127Pantas6) pantas127 2547) sangat pantas> 254

Pembatasan Hukum Darcy

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

K bagi jenis-jenis tanah1) medium seragam K tetap di semua titik2) isotropik k sama di semua arah (3-D flow)3) Anisotropik k berbeza mengikut arahKx Ky Kz kerana saiz liang dan bentuk strukturnya e.g., berplat vs. kolumnar

Aliran Air Dalam Tanah Tak Tepuq = -kH atau q = -k dH/dx

Aliran TepuAliran Tak Tepu1. Potensi keupayaan h = +ve (superatmosferik)1. h = -ve (subatmosferik)2. Kekonduksian hidraulik adalah maksimum, Ks = 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 dominan3. Kecerunan tekanan adalah besar dan keupayaan matrik adalah dominan4. Air bergerak bebas.h = 04. 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 tanahaliran 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

2) purata potensi matriksukatan q bagi beberapa , e.g., = 0, -10, -50 dan 300 cm:

= 0 cm => keadaan tepu air, lebih kering , k k adalah fungsi (bergantung kepada) dan hubungan mereka bergantung kepada tekstur:

= 0, tanah tepu airkpasir lebih tinggi pada tanah sangat lembapklempung 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 airi) Hukum Darcydimana ditulis dalam 3-dimensi

ii) Persamaan Keselanjaraan (Eq. of Continuity dimanaoleh itu,=> persamaan umum bagi aliran tepu dan tidak tepu air

Aliran Tepuanggap media seragam dan isotropik:kx = ky = kz = ks (k tepu)Persamaan (1) mejadi:bagi tanah tepu dan kukuh (stabil): (theres no change in quantity of water when its saturated), maka,jadi,=> persamaan Laplace=> juga boleh digunakan untuk pengaliran haba

Aliran Tak TepuAndaikan media isotropik:kx = ky = kz = k()H = h + zh = +ve (tanah tak tepu)h 0 (tanah tepu)z = +vePersamaan (1) menjadi atau

persamaan Richard dalam 3-dimensi aliran mengufuk (arah-x): aliran menegak (arah-z): maka,

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 resapanD air alir cepatEdaran Air di lapangan (Field Water Cycle)

Penyusupan (Infiltration)gerakan air arah z (satu arah sahaja)sejatan dan serapan aliran tak tepupenyusupan berlaku dalam kedua-dua jenis keadaan tak tepu dan tepui = flaks (kadar penyusupan air):

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 => iijikaR < ii => dikawal oleh flaksR > ii => dikawal oleh profili 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)mengikut masa (driving force / kecerunan potensi berkurang mengikut masa)ii)pembinasan struktur membawa pembentukan kerak permukaan (surface crust)iii)pengembangan lempungjenis lempung montmorilonit kembang dan tutup liang-liang tanahtidak ketara di Malaysia kerana banyak kaolonitiv) udara terperangkapI as a function of timei 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 bertakungprofil kandungan air air ketika penyusupan dari air bertakung;

Persamaan-persamaan Penyusupan i) Green & Ampt (1911)paling pentingii) Kostiakov (1932)i = Ctjika C dan konstant, maka i tiii) Horton (1940)i = if + (i0 - if)e-tiv) Philip (1957)i(t) = 0.5 st-0.5 + A

Persamaan Gree & Ampt (1911)Beberapa andaian:

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:

jika Ho = 0:(1) dimana Hp = kejatuhan tekanan (kepala) = -Hf bagi zon yang membasah seragam:I = Lf(t - i) = Lf(2) = (2):Kamilkan:

bila t = 0, Lf = 0, maka c = 0; jadi,maka Lf t0.52) Penyusupan menegak:(1)

bagi zon yang membasah seragam:(2) (1) = (2):Kamilkan:bila t , maka meningkat perlahan dan menghampiri nilai tetap; jadi,

analogi y = mx + c, grafkan Penyusupan ke dalam tanah berlapisKeadaan 1: Lapisan kasar (k tinggi) diatas lapisan halus (k rendah)i jatuh (rendah) apabila barisan bawah tiba ke lapisan halusjangkamasa panjang maka i penyusupan melalui lapisan halus sahaja => aras air terusung (perched water table or water log) dan tekanan +ve wujud di lapisan kasar.I awal dikawal oleh k 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 kasariawal dikawal olek khaluspenyusupan air akan dikawal oleh k yang lebih rendahapabila 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 hujanAda 3 keadaan:(i)Ri > iproses sama dengan kes air bertakung (ponding)(ii)Ri < iawal tetapi Ri > iakhirpada 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 hujankeadaan tepu tidak akan tercapai

Penyusupan ke dalam tanah berkerak di permukaanwalaupun kerak nipis (thin crust) hanya 2-3 mm, ia sangat penting dalam konteks penyusupan => air boleh bertakung dan zon akar tiada/kurang airkerak permukaan disebabkan olehtindakan air hujanpemeraian semasa pembasahan agregatkerak:beberapa mm tebal (nipis)ketumpatan tinggirongga halusk menghalang penyusupan

kehadiran kerak menggalakkan hakisan kerana air tidak dapat menyusup, maka larian air di permukaan elak kejadian kerak melalui perlindungan permukaan tanah dengansungkupan (mulch)pokok seperti legume dllLarian Permukaanjuga 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 > Isurface storage capacity (muatan simpanan permukaan)

kawasan pertanian:run-off:1) kehilangan air kerana tidak boleh digunakan2) hakisan kehilangan nutrien dan tanah ataskawalan hakisan:

1) lindung tanah daripada hakisan percik2) 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 permukaanbajakan: penyusupan surface storagemaka, kurang larian permukaan

SummaryPenyusupan 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 airmenentukan muatan simpanan air tanah => penting bagi kawasan kering yang mana bekalan air tidak menentuProses sebaran baliksaliran dalamaliran air bumi (groundwater drainage)aliran dalam keadaan tanah tepusebaran balikpengaruh air bumi tidak penting (e.g., sangat dalam)

keadaan seperti tong besar dimana kadar aliran air bergantung kepada saiz lubangkadar awal sebaran balik di pengaruhi olehkecerunan keupayaank 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 menurunpada mulanya keupayaan tetapi bila lebih air meresap ke bawah dan zon kering mulai membasah dan zon basah mulai mengering, maka keupayaan mulai menurun dengan masa2)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 Balikhisteris memperlahankan sebaran balikmaka 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 tanahudara terperangkap lebih utama bagi tanah lempung, tetapi kesan botol dakwat sangat penting dalam semua tanah.

Muatan Medan (Field Capacity) dan Sebaran BalikAir Tersedia = Had Muatan Medan Had Kelayuan tanah w (g/g) v (cm3/cm3)boleh mengambarkan porositys (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 tanahproses ini berterusan untuk jangka masa lama, e.g.,

Masa selepas penyusupan berhenti% (w/w)0 hari29.21 hari20.22 hari18.77 hari17.530 hari15.960 hari14.7156 hari13.6

berkurangan mengikut masa mengikut persamaan umum 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) tekstur2) jenis mineral lempung3) kandungan BO4) kehadiran lapisan penghalang5) evapotranspirasiPergerakan Air Ke Akar root system very extensive (miles!)bergantung kepada rintangan; rintangan paling kuat antara stomata dan atomosferatotal root surface area of annual grass = 1000 m2 but in 100 liter soil volume, roots will only be in touch of 1% particle surfacetherefore, 1% = active root surface to absorb watertherefore, water needs to move to roots for plant to receive enough water

bila transpirasi terhenti, tumbesaran terbantut kerana tiada pertukaran gas dengan tisu dauntiada fotosintesis kerana tiada serapan CO2aliran air tanah ke akar terhenti kerana tiada nutrien diserapRadial flow to a single rootEquation suggests that rate of uptake q (rate of absorption) depends on1)potential difference between soil and at root surface2)k soil

also, depends on1) k2) 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 smallerinter-relation between , k, q, transpiration:1)s (wet soil), k => ; root s2) s , k => ; root s3) atomspheric evaporation demand

Pengambilan Air Oleh Pokokmerangkumi:pergerakan air dari tanah ke akarpergerakan air dalam pokokpergerakan dari pokok ke atmosferapokok ke atmosfera iaitu dari daun ke atmosfera melalui liang stomatapergerakan 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 kepada1) 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 kepada1) iklim (suhu, angin, kelembapan)2) permukaan daun (daun nipis, tebal, licin, kesat, berbulu dll)untuk pokok tumbuh dengan baik, AED sama dengan bekalan air tanahkalau 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 Tanahkonsep air tesedia (AT):AT = muatan ladang had layukonsep 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 lineardibahagikan kepada easily available dan diffuculty available(c) others

Jumlah dan kadar cepat pengambilan air:

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 Evapotranspirasisatu proses dimana air tanah dipindah ke atmosfera melalui conductive body iaitu pokokair tanah bekalan dan ketersediaan terhad atmosferasinki yang mana muatan tidak terhaddapat diserap sebanyak-banyaknya (unlimited capacity)pokokperanan sifat pokok sangat penting untuk menyeimbangkan muatan yang terhad (tanah) dengan yang tidak terhad (atmosfera)maka serapan akar sama dengan transpirasi => aliran terus, pokok segarjika 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 terhaddalam 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 transpirasitranspirasi bergantung kepada iklimKontinuum tanah-pokok-atmosfera (SPAC)tanah, pokok, atmosfera sistem penyatuan, interaksi dan dinamiksistem penyatuan kerana tiap-tiap peringkat dalam sistem SPAC adalah penting kerana tiap-tiap peringkat akan mempengaruhi peringkat-peringkat seterusnyakonsep keupayaan air boleh dipakai bagi tanah, pokok dan atmosferamaka aliran air dari keupayaan tinggi ke rendah

perbezaan terminologi:fizik tanah sedutanfisiologi tumbuhan defisit tekanan resapan (diffusion pressure deficit)atmosfera tekanan wapkuantiti Q air hilang melalui transpirasi jauh lebih > dari pokokbeberapa 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 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) analogous to Ohms 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:

Water potential values in SPAC

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

* 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 pokokR atmosfera pathway = 15x lebih tinggi R pokokaliran air dalam SPAC sangat dipengaruhi oleh fasa wapdrought-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:infiltrationredistributiondrainageevaporationwater uptake by plants- all unified; interdependant and important to describe field water balanceEquation: P + I S = W + E + UP = precipitation (hujan)I = irrigationS = surface run-offW = change in water storageE = evapotranspirationU = 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 H2Obetter 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 tanahkuantiti air yang boleh disimpan oleh tanahkuantiti air yang diperlukan untuk pengairan dalam tanah yang dapat dibasahi hujan/pengairan,

e.g.,air tersedia dalam zon akar= (FC-PWP)x50 cm= (0.35 0.12) x 50= 0.23 x 50= 11.5 cmEPD pada had basah= FC x 50= 0.35 x 50= 17.5 cmEPD pada had layu= PWP x 50= 0.12 x 50= 6 cm(ii) dari keluk sifat air tanah dan katakan zon akar = 50 cm:

Evaluation of Water Balancemeasurements difficult in practiceE largest and most difficult componentP + I quite easy although possible non-uniformities in a read distributionS 0 in agriculture field-irrigated fieldW: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 largeP + 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 ditambahnote: at FC, downward flow out of root zone not negligible, about 1/10 of water balance (U 0)percolation > cap. rise, U > 0percolation < 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

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 > evapotranspirasiAlat lysimeter:tetapi alat lysimeter tidak dapat beri penentuan tepat kerana tanah yang digunakan adalah tanah terganggu. Alat ini juga mahal

kalau tiada garam, e = 100%kalau tanah kaya dengan garam akan terdapat pengumpulan garam => salinity (terutamanya kawasana kering) boleh mencurai struktur tanah

Measurement of W in the fieldneutron probe moisture meter & gravimetric moisture sampling profiles at time t1 and t2neutron moisture meter radioactive and can measure to depth 3 mgravimetric moisture sampling use auger for samplingluas graf antara t1 dan t2 = WW boleh +ve atau veat t1: and at t2:

Water balanceR + 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 = 02)deep water table (> 1 m deep), so CR = 03)flat, levelled land, so OF = 0- therefore water balance equation becomes:R = P + ETa + =R - P - ETaor

Percolation (P)- drainage (loss) of water from a soil layer/zone- consists of two components:percolation due to excess water pepercolation due to redistribution 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:- Redistribution occurs due to gravity and matric potential, as defined by Darcys Law:

- If the depth difference between two soil layers is z, then Hg = z, and Assuming uniformly wetted soil means no differences in matric potential any where in that soil layer, so and Eq. (1)where water flux depends only on the soils hydraulic conductivity. - From the law of conservation of mass

- If we take the soil layer thickness as L, thenEq. (2) - From Eq. (1), q = K, so soEq. (3) - K depends on soil water content- K increases with increasing water content until soil saturation, or

- K depends on soil water content according to this relationship:where is 13-16 for most soils. Substituting into Eq. (3) and solving it results inThe equation gives the amount of water in the soil at time t2.

- Therefore, percolation due to redistribution ist2 - t1 =R (pe + pd)pd = t2 - t1 - R + pe- t2 is now available for evapotranspiration ETaEvapotranspiration (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 ETWater 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, respectivelyHeat 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 rawhere 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 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-1Actual 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:where RD is from 0 (completely no available water) to 1 (sufficient water)

- Relative water content is

- 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.