TINJAUAN PUSTAKA
Kebun PTN NUSANTARA II Tanjung Garbus
Perusahaan Perseroan PT Perkebunan II bergerak dibidang usaha Pertanian dan Perkebunan didirikan dengan Akte Notaris GHS Loemban Tobing, SH No. 12 tanggal 5 April 1976 yang diperbaiki dengan Akte Notaris No. 54 tanggal 21 Desember 1976 dan pengesahan Menteri Kehakiman dengan Surat Keputusan No. Y.A. 5/43/8 tanggal 28 Januari 1977 dan telah diumumkan dalam Lembaran Negara No. 52 tahun 1978 yang telah didaftarkan kepada Pengadilan Negeri Tingkat I Medan tanggal 19 Pebruari 1977 No. 10/1977/PT. Perseroan Terbatas ini bernama Perusahaan Perseroan (Perseroan) PT Perkebunan II disingkat “PT Perkebunan II" merupakan perubahan bentuk dan gabungan dari PN Perkebunan II dengan PN Perkebunan Sawit Seberang (PTPN II, 2008).
Menurut letak geografis, kebun TGP terletak di Kabupaten Deli Serdang dengan pusat kota Lubuk Pakam,disebelah timur kota Medan dengan jarak kebun TGP ke kota Medan sekitar 27 km. Kebun TGP meliputi 5 (lima) wilayah kecamatan:
a. Kecamatan Tanjung Morawa b. Kecamatan Lubuk Pakam c. Kecamatan Beringin d. Kecamatan Pagar Merbau
e. Kecamatan Galang (PTPN II, 2008).
Hamparan lahan kebun TGP mempunyai topografi dominan rata, hanya sekitar 15% berbukit yaitu di Afdeling I dan II dengan kemiringan 300.
Jumlah curah hujan 1 tahun di kebun TGP pada status sedang sampai dengan cukup yaitu berkisar 1.500 mm – 2.500 mm/tahun. Curah hujan terendah pada tahun 2005 sekitar 1.513 mm /tahun dan tertinggi pada tahun 2001 sekitar 2.993 mm/tahun (PTPN II, 2008).
Kelapa Sawit
Klasifikasi botani kelapa sawit menurut Hadi (2004) adalah sebagai berikut:
Divisio : Tracheophyta Subdivisio : Pteropsida Kelas : Angiospermae Sub kelas : Monocotiledonae Ordo : Cocoideae Familia : Palmae Genus : Elaeis
Spesies : Elaeis guinensis Varietas : Dura, Psifera, Tenera
Kelapa sawit tumbuh dengan baik pada dataran rendah di daerah tropis yang beriklim basah, yaitu sepanjang garis khatulistiwa antara 23,50LU-23,50LS. Adapun persyaratan untuk tumbuh pada tanaman kelapa sawit sebagai berikut:
− Curah hujan ≥ 2.000 m/tahun dan merata sepanjang tahun dengan periode bulankering (< 100 mm/bulan) tidak lebih dari 3 bulan.
− Temperatur siang hari rata-rata 29-330
C dan malam hari 22-240 C. − Ketinggian tempat dari permukaan laut < 500 m.
− Matahari bersinar sepanjang tahun, minimal 5 jam per hari (Pahan, 2006).
IRHO menyusun klasifikasi defisit air tahunan pada budidaya kelapa sawit menjadi beberapa kelas:
1. 0-150 mm (optimal) 2. 150-250 mm (masih sesuai) 3. 250-350 mm (intermedier) 4. 350-400 mm (batas limit) 5. 400-500 mm (kritis) 6. >500 mm (tidak sesuai) (Mangoensoekarjo, dkk., 2003).
Tanaman kelapa sawit berakar serabut yang terdiri atas akar primer, sekunder, tersier dan kuartier. Akar kuartier berfungsi menyerap unsur hara dan air dari dalam tanah. Akar-akar kelapa sawit banyak berkembang di lapisan tanah atas sampai kedalaman ± 1,5 meter dan semakin ke bawah semakin sedikit. Perakarannya yang paling padat terdapat pada kedalaman 25 cm. Panjang akar yang tumbuh ke samping dapat mencapai 6 m. Tanaman kelapa sawit tidak boleh terendam air. Oleh karena itu, permukaan air tanah harus diupayakan sekitar kedalaman 80 – 100 cm (Risza, 1994).
Daun kelapa sawit mirip kelapa yaitu membentuk susunan daun majemuk, bersirip genap dan bertulang sejajar. Jumlah pelepah, panjang pelepah dan jumlah anak daun tergantung pada umur tanaman. Tanaman yang berumur tua, jumlah pelepah dan anak daun lebih banyak (Fauzi, dkk., 2008).
Kelapa sawit merupakan tumbuhan monokotil, yaitu batangnya tidak memiliki kambium dan tidak bercabang. Batang berungsi sebagai penyangga tajuk serta menyimpan dan mengangkut bahan makanan. Batang kelapa sawit berbentuk silinder dengan diameter 20-75 cm (Fauzi, dkk., 2008).
Hidrologi dan Model Keseimbangan Air
Hidrologi membahas tentang air yang ada dibumi, yaitu kejadian, sirkulasi dan penyebaran, sifat-sifat fisis dan kimiawi serta reaksinya terhadap lingkungan, termasuk hubungannya dengan kehidupan. Daur hidrologi dimulai dengan penguapan air. Uap yang dihasilkan dibawa oleh udara yang bergerak. Dalam kondisi yang memungkinkan, uap tersebut terkondensasi membentuk awan, yang pada akhirnya dapat menghasilkan presipitasi. Presipitasi yang jatuh kebumi menyebar dengan arah yang berbeda-beda dalam beberapa cara. Sebagian besar dari presipitasi tertahan di tanah dan akhirnya kembali ke atmosfer dengan evaporasi dan transpirasi oleh tanaman. Daur hidrologi memperlihatkan empat fase yaitu presipitasi, evaporasi dan transpirasi, aliran permukaan dan air tanah (Linsley, dkk., 1989).
Gerakan air yang berdaur dari lautan ke atmosfer dan dari sana karena pencurahan ke bumi, tempat air berkumpul, disebut daur hidrologi. Air yang tertinggal di permukaan dari proses presipitasi ada sebagian yang menguap kembali menjadi uap, tetapi sebagian terbesar melimpas sebagai larian atau limpasan permukaan ke alur sungai (Wilson, 1993).
Darmadi, dkk., (2004) mengemukakan model keseimbangan air merupakan fungsi dari (i) kadar air tanah pada hari sebelumnya, (ii) hujan efektif
pada hari yang bersangkutan, (iii) aliran permukaan pada hari yang bersangkutan, (iv) evapotranspirasi aktual pada hari yang bersangkutan.
Secara rinci dapat dituliskan sebagai berikut :
KAT (i) = KAT(i-1) + Pe(i) - RO(i) - ETc(i)... (1) KAT (i) = KAT(i-1) + [P(i) – Ic(i)] – RO(i) – ETc(i) ... (2) KAT (i) = KAT(i-1) + Tf(i) + Sf(i) – RO(i) – ETc(i) ... (3) dimana :
KAT (i) = ketinggian air tanah pada hari yang bersangkutan (mm) KAT (i-1) = ketinggian air tanah pada hari sebelumnya (mm) Pe (i) = hujan efektif pada hari yang bersangkutan (mm)
Tf(i) = hujan lolos (throughfll) pada hari yang besangkutan (mm) Sf(i) = aliran batang(stemflow) pada hari yang bersangkutan (mm) RO (i) = aliran permukaan pada hari yang bersangkutan (mm)
ETc (i) = evapotranspirasi aktual pada hari yang bersangkutan (mm) Sedangkan perubahan simpanan air tanah (∆Sm) dapat ditulis sebagai berikut :
KAT(i) – KAT (i-1) = Tf(i) + Sf(i) – RO(i) – ETc(i) ... (4)
Presipitasi
Presipitasi adalah produk dari awan yang turun berbentuk air hujan ataupun salju. Untuk terjadinya hujan diperlukan beberapa mekanisme guna mendinginkan udara sehingga cukup menjadikan jenuh atau mendekati jenuh. Pendinginan yang diperlukan oleh hujan dalam jumlah besar diperoleh dari pengangkatan udara. Pengangkatan ini terjadi oleh suatu sistem konvektif yang dihasilkan dari ketidaksamaan pemanasan atau pendinginan daripermukaan bumi dari atmosfer atau oleh konvergensi rintangan-rintangan orografik. Hujan (rain)
terdiri dari tetes-tetes air yang mempunyai diameter lebih besar dari 0,5 mm (0,02 inci). Curah hujan (rainfall) umumnya menunjukkan jumlah presipitasi air. Di Amerika Serikat, hujan mempunyai 3 intensitas :
1. Ringan : kecepatan jatuh sampai 0,1 inci/jam (2,5 mm/jam) 2. Menengah : dari 0,11 sampai 0,3 inci/jam (2,8 sampai 7,6 mm/jam) 3. Lebat : lebih dari 0,3 inci/jam (7,6 mm/jam)
(Linsley, dkk., 1989).
Presipitasi yang jatuh pada suatu tajuk hutan didistribusikan kembali dan berkurang kuantitasnya jika presipitasi bergerak menuju lantai hutan. Jumlah pengurangan (intersepsi tajuk) ditentukan oleh jumlah dan frekwensi presipitasi, dan oleh kapasitas cadangan tajuk dan laju pengeringan. Pengkajian-pengkajian empiris telah menunjukkan bahwa hal tersebut sangat bervariasi, tidak hanya di antara wilayah-wilayah klimatologi dan tipe-tipe hutan, dan dengan kerapatan dan umur tegakan, tetapi juga dengan posisi relatif terhadap batang-batang pohon pada suatu tegakan tertentu. Air yang diintersepsi oleh tajuk-tajuk pohon juga penting secara hidrologi karena menyebabkan pembasahan tanah hutan yang tidak merata, menghambat transpirasi dan mengurangi pengambilan air tanah, berevaporasi secara lebih cepat daripada transpirasi dalam iklim mikro yang sama dan menambah kehilangan penguapan total secara nyata (Lee, 1990).
Intersepsi air hujan adalah proses ketika air hujan jatuh pada permukaan vegetasi, tertahan beberapa saat, untuk kemudian diuapkan kembali ke atmosfer. Proses intersepsi terjadi selama berlangsungnya curah hujan dan setelah hujan berhenti sampai permukaan tajuk vegetasi menjadi kering kembali. Setiap kali hujan jatuh di daerah bervegetasi, ada sebagian air yang tak pernah mencapai
permukaan tanah. Air tersebut akan kembali lagi ke udara sebagai air intersepsi tajuk, seresah dan tumbuhan bawah (Asdak, 2007).
Presipitasi yang ada dibumi berupa hujan, embun, kondensasi, kabut, salju dan es. Besarnya angka presipitasi antara suatu tempat tidaklah sama. Jika membicarakan data hujan, Soemarto (1995) menjelaskan ada 5 unsur yang harus diperhatikan yaitu:
a. Intensitas (i), adalah laju curah hujan = tinggi air per satuan waktu, misalnya mm/menit, mm/jam, mm/hari.
b. Lama waktu atau durasi (t), adalah lamanya curah hujan terjadi dalam menit atau jam.
c. Tinggi hujan (d), adalah banyaknya atau jumlah hujan yang dinyatakan dalam ketebalan air di atas permukaan datar dalam mm.
d. Frekuensi terjadinya hujan, biasanya dinyatakan dengan waktu ulang (T), misalnya sekali dalam T tahun.
e. Luas geografis curah hujan (A) dalam km2.
Tiga jenis alat-ukur hujan yang sering digunakan adalah alat-ukur tipe ember terbalik (tipping-bucket gage), alat-ukur timbangan (weighting gage), dan alat-ukur tipe apung (float gage). Pada alat ukur tipe apung, naiknya pelampung yangdisebabkan oleh bertambahnya curah hujan yang tertampung dicatat. Beberapa alat ukur ini harus dikosongkan secara manual, sementara lainya dapat dikosongkan secara otomatis oleh suatu selang pipa yang bekerja sendiri.
(Linsley, dkk., 1989).
Menurut Soemarto (1995) frekwensi pengukuran atau pengamatan curah hujan dapat dilakukan sebanyak:
a. Sekali dalam sehari, misalnya pada setiap jam 7.00 atau jam 8.00 pagi hari. Banyaknya penangkapan diukur dengan gelas pengukur.
b. Sekali dalam seminggu atau sebulan, dilakukan dengan alat pencatat otomatis dengan penggantian kertas setiap minggu atau setiap bulan.
Tujuan utama setiap metode pengukuran presipitasi adalah untuk mendapatkan contoh yang benar-benar mewakili curah hujan di seluruh kawasan tempat pengukuran dilakukan. Karena itu di dalam memasang suatu penakar presipitasi menurut Seychan (1990) haruslah dijamin bahwa:
- Percikan tetesan hujan ke dalam dan keluar penampung harus dicegah - Kehilangan air dari resevoir oleh penguapan haruslah seminimal mungkin - Jika ada, salju haruslah melebur
Presipitasi di atas suatu tajuk hutan dapat mencapai lantai hutan dengan dua jalan, langsung jatuh (throughfall) yaitu bagian dari presipitasi yang mencapai lantai secara langsung atau dengan penetesan dari daun dan cabang, dan suatu volume yang kurang nyata, yaitu aliran batang (stemflow), yang menurun sepanjang permukaan-permukaan batang-batang pohon. Kedalaman throughfall bervariasi secara terbalik dengan kerapatan tegakan-tegakan hutan, dan umumnya semakin jarang tegakan hutan maka throughfall akan semakin besar (Lee, 1990).
Intersepsi
Bagian presipitasi yang tetap pada permukaan vegetasi disebut intersepsi. Air ini diuapkan kembali dan tidak memberikan pengaruh terhadap kelembaban (Seychan, 1990).
Intersepsi air hujan adalah proses ketika air hujan jatuh pada permukaan vegetasi, tertahan beberapa saat, untuk kemudian diuapkan kembali ke atmosfer. Proses intersepsi terjadi selama berlangsungnya curah hujan dan setelah hujan berhenti sampai permukaan tajuk vegetasi menjadi kering kembali. Setiap kali hujan jatuh di daerah bervegetasi, ada sebagian air yang tak pernah mencapai permukaan tanah. Air tersebut akan kembali lagi ke udara sebagai air intersepsi tajuk, seresah dan tumbuhan bawah (Asdak, 2007).
Intersepsi tajuk adalah bagian presipitasi yang tidak mencapai lantai hutan secara kuantitatif hal tersebut merupakan perbedaan antara presipitasi dan jumlah
troughfall dan aliran batang, yaitu:
Ic=(P-(T+S))...(5) Dimana :
Ic = intersepsi yang terjadi di tajuk tegakan kelapa sawit (mm) P = curah hujan yang masuk ke dalam tegakan kelapa sawit (mm)
T =Throughfall (hujan lolos) yang terjadi di dalam tegakan kelapa sawit (mm)
S =Stemflow (aliran batang) yang terjadi di dalam tegakan kelapa sawit (mm)
Intersepsi tajuk adalah penting secara hidrologik, karena intersepsi tersebut memodifikasikan neraca air dan menaikkan kehilangan penguapan (evaporation) total dan mengurangi aliran sungai (Lee, 1990).
Throughfall dan Stemflow
Throughfall adalah bagian presipitasi yang jatuh di sela-sela daun tanaman
yang tertahan pohon, akan tetapi telah melebihi kapasitas tampungan (interception
storage). Stemflow merupakan bagian air yang mengalir melalui ranting, dahan
dan selanjutnya ke batang pohon dan jatuh ke tanah (Harto, 1993).
Throughfall adalah bagian presipitasi yang mencapai lantai hutan secara
langsung atau dengan penetesan dari daun, ranting dan cabang, secara kuantitatif
throughfall merupakan perbedaan antara presipitasi dan penjumlahan intersepsi
tajuk dan aliran batang. Throughfall dapat dihitung dengan meletakkan alat penakar hujan (ombrometer) yang terbuat dari plat seng di bawah tajuk kelapa sawit terakhir 100 cm (1 m) dari atas permukaan tanah dengan diameter 11,3 cm dan tinggi 40 cm. Dimana volume hujan yang tertampung dibagi dengan luas penampang dari ombrometer tersebut. Intensitas rata-rata troughfall lebih kecil dibandingkan dengan intensitas curah hujan, namun ukuran-ukuran tetesannya adalah lebih besar dan dampak potensial totalnya sebagai suatu kekuatan erosi adalah lebih besar (Lee, 1990).
Aliran batang (stemflow) diperoleh dengan cara langsung dengan cara memasang lempengan seng atau plastik melingkar atau melilit batang pohon agar aliran yang melalui penebangan dan batang tersebut keseluruhannya dapat dialirkan dan ditampung ke dalam bak penampung. Ukuran lebar plastik atau seng yang digunakan adalah 20-30 cm. Pada salah satu sisi plastik atau seng ini dibuat saluran yang akan mengalirkan air yang tertampung tersebut ke bak penampungan. Cara lain yang bisa dilakukan untuk mengukur besarnya aliran batang adalah dengan menggunakan pipa plastik yang dibelah menjadi dua. Salah satu belahan pipa plastik tersebut kemudian dililitkan pada batang pohon. Salah satu cara untuk melekatkan pipa tersebut adalah dengan menggunakan paku yang
kemudian dilapisi bahan perekat agar aliran air tersebut yakni dari batang bagian atas dapat masuk ke dalam belahan pipa plastik yang dipasang melingkar batang tersebut (Asdak, 2007).
Run off (Limpasan)
Pengaruh terbesar iklim adalah pada kelebatan dan lamanya curahan hujan. Kelebatan curahan hujan mempunyai pengaruh langsung pada limpasan karena sekali kapasitas resap itu terlampaui semua hujan yang berlebih itu tersedia dan mengalir ke alur air permukaan (Wilson, 1993).
Limpasan permukaan merupakan sebagian dari air hujan yang mengalir diatas permukaan tanah. Jumlah air yang menjadi limpasan ini sangat bergantung kepadajumlah air hujan persatuan waktu (intensitas), keadaan penutupan tanah, topografi (terutama kemiringanlereng), jenis tanah dan ada atau tidaknya hujan yang terjadi sebelumnya (kadar air tanah sebelum terjadinya hujan) (Rahim, 2003).
Suhu
Suhu adalah derajat panas atau dingin yang diukur berdasarkan skala tertentu. Pada umumnya temperatur udara permukaan cenderung paling tinggi pada garis lintang rendah. Namun kecenderungan ini terganggu oleh adanya pengaruh-pengaruh dari massa air dan tanah, topografi, dan tumbuh-tumbuhan (Linsley, dkk., 1989).
Keragaman suhu harian berkisar dari suatu minimum di sekitar matahari terbit hingga suatu maksimum dari 1/2 hingga 3 jam setelah matahari mencapai
puncaknya. Setelah itu terjadi penurunan secara terus-menerus melewati malam hari hingga fajar lagi. Maka dari itu, pengamatan terhadap maksimum dan minimum yang terbaik ialah dalam waktu antara pukul 8 dan 9 pagi, setelah minimum terjadi (Wilson, 1993).
Menurut Guslim (2009), beberapa faktor yang mempengaruhi penyebaran suhu antara lain:
1. Jumlah radiasi yang diterima per hari, per musim, dan per tahun 2. Pengaruh daratan dan lautan
3. Pengaruh altitude
4. Pengaruh dari arah kemiringan 5. Pengaruh panas laten
6. Pengaruh angin
Suhu rataan harian adalah rerata yang diperoleh dari maksimum dan minimum itu dan biasanya dalam jangka sederajat rerata sebenarnya, sebagaimana direkam secara terus-menerus.Umumnya, makin dekat letak suatu tempat dengan khatulistiwa, makin panaslah tempat itu. Pengaruh bahang jenis yang berbeda-beda pada bumi dan air, pola arus samudera dan atmosfer, musim pada tahun, rupa bumi, tumbuhan dan ketinggian, semuanya cenderung menimbulkan keragaman pada sebaran suhu (Wilson, 1993).
Di dalam “Glossary of Meteorology” suhu disebutkan sebagai derajat panas atau dingin yang diukur berdasarkan skala tertentu dengan menggunakan berbagai tipe termometer. Suhu merupakan ukuran energi kinetis rata-rata dari pergerakan molekul. Penyebaran suhu dengan waktu berkaitan dengan semua
data rata-rata bulanan, semusim, setahun atau periode tahun yang panjang dibentuk dari rata-rata harian sebagai satuan dasar.Suhu rata-rata harian dapat dihitung dengan berbagai cara misalnya dengan menjumlahkan suhu maksimum dan suhu minimum kemudian dibagi dua atau didapat dari rata-rata pembacaan 24 jam dari jejak tanda suatu termogram. Pengaruh suhu terhadap pertumbuhan tanaman, pengambilan data suhu yang benar adalah sangat penting. Suhu yang sering dipergunakan adalah suhu udara atau suhu tanah sedangkan suhu yang benar-benar mempengaruhi pertumbuhan tanaman adalah suhu tanaman itu sendiri (Guslim, 2008).
Evapotranspirasi Aktual
Evaporasi sangat mempengaruhi konsumtif air untuk tanaman. Laju evaporasi akan berubah-ubah menurut warna dan sifat pemantulan permukaan (albedo)dan berbeda pada permukaan yang langsung tersinari matahari (air bebas) dan yang terlindung. Faktor yang mempengaruh besarnya evaporasi adalah radiasi matahari, angin, kelembaban udara (relative humidity) dan suhu (Soemarto, 1995). Evapotranspirasi adalah penguapan dari seluruh air, tanah, salju, es, tumbuh-tumbuhan, permukaan-permukaan lain ditambah transpirasi. Evapotranspirasi potensial yang dikenalkan oleh thornthwaite didefinisikan sebagai kehilangan air yang akan terjadi, bila tidak pernah terdapat kekurangan air di dalam tanah untuk digunakan oleh tanaman. Evapotranspirasi potensial tidak bergantung pada sifat ataupun keadaan permukaanya, kecuali berkenaan dengan
kelengasan yang tersedia ataupun harus ditetapkan dalam besaran permukaan yang khusus (Linsley, dkk., 1989).
Evapotranspirasi akan terjadi jika terpenuhi adanya dua kondisi utama, yaitu faktor energi yang menyebabkan terjadinya evapotranspirasi dan faktor air yang dapat dievapotranspirasikan. Faktor-faktor tersebut ialah radiasi matahari, angin, kelembaban relatif, dan temperatur (Kustamar dan Yulianti, 2009).
Evaporasi adalah penguapan air dari permukaan air, tanah, dan bentuk permukaan bukan vegetasi lainnya. Sedangkan transpirasi adalah penguapan air dari daun dan dari cabang tanaman melalui pori-pori daun (Asdak, 2007).
Daerah-daerah yang bervegetasi seperti hutan, mekanisme kehilangan air yang paling besar bukanlah melalui evaporasi tanah, tetapi melalui transpirasi. Hal ini disebabkan karena penutup vegetasi mengurangi radiasi yang masuk ke dalam hutan sehingga memperendah suhu-suhu udara dan tanah (Seyhan, 1990).
Untuk evapotranspirasi aktual, perbedaan antara signifikansi keragaman waktu dan ruang hanyalah kecil sekali. Walaupun pengetahuan tentang keragaman ruang evaporasi yang berskala kecil sangat terbatas, hal tersebut tidak banyak beragam seperti presipitasi (Seychan, 1990).
Menurut Soemarto (1995) jumlah kadar air yang hilang dari tanah oleh evapotranspirasi tergantung pada:
a. Persediaan air yang cukup (hujan dan lain-lain).
b. Faktor-faktor iklim seperti suhu, kelembaban dan lain-lain. c. Tipe dan cara kultivasi tumbuh-tumbuhan tersebut.
Menurut Kartasapoetra dkk (1994), nilai evapotranspirasi aktual dapat dihitung denganmenggunakan metode Blaney-Criddle yang telah mendapat perubahandengan rumus sebagai berikut :
U = 100 ) 813 7 , 45 .( .P t+ K ... (6) K = Kt x Kc ... (7) Kt = 0,0311t + 0,240 ... (8) Dimana : U = Evapotranspirasi bulanan (mm) P = persentase jam siang bulanan t = suhu rata-rata bulanan (0C) Kc = koefisien tanaman
Menurut Pasaribudkk(2012), melalui penelitian yang telah dilakukan dalam selang waktu 3 tahun dari tahun 2009-2012 di perkebunan kelapa sawit di PPKS sub unit Kalianta Kabun Riau diperoleh evapotranspirasi yang terjadi pada kelapa sawit rata-rata 92,05 mm/bulan atau setara 1.104,5 mm/tahun.
Tanah Entisol
Konsep pemikiran dari entisol adalah (recent=umur geologi Holosin, solum=tanah) adalah tanah mineral yang masih muda (Holosin), tanah yang baru diendapkan, belum atau masih sedikit mengalami pelapukan atau berasal dari sisa erosi (Hardjowigeno,1993).
Proses pembentukan entisol dipengaruhi oleh beberapa faktor diantaranya iklim yang sangat kering sehingga proses pelapukan berjalan lambat, erosi yang kuat sehingga mampu membawa bahan endapan yang lebih banyak dari yang dibentuk melaui proses pedogenik, pengendapan terus-menerus, bahan induk yang sukar melapuk dan tidak subur, selalu jenuh air dan selalu tergenang (Hardjowigeno,1993).
Tekstur Tanah
Tekstur tanah adalah merujuk pada tingkat kekasaran atau kehalusan dari tanah. Secara spesifik, tekstur adalah bagian relatif dari pasir, debu dan liat dalam suatu massa tanah. Partikel-partikel tanah primer mempunyai bentuk dan ukuran yang berbeda-beda dan dapat digolongkan ke dalam tiga fraksi. Ada yang berdiameter besar sehingga dengan mudah dapat dilihat dengan mata telanjang, tetapi ada pula yang sedemikian halusnya sehingga tidak dapat dilihat dengan mata telanjang (Sarief, 1986).
Hubungan tekstur tanah dengan daya menahan air dan ketersediaan hara tanah yaitu tanah dengan tekstur liat mempunyai luas permukaan yang lebih besar sehingga kemampuan menahan air dan menyediakan unsur hara tinggi, sebaliknya tanah yang bertekstur pasir mempunyai luas permukaan yang kecil sehingga sulit menyerap (menahan) air dan unsur hara. Tanah bertesktur halus lebih aktif dalam reaksi kimia daripada tanah bertekstur kasar (Hadjowigeno 2007).
Tekstur sangat mempengaruhi permeabilitas tanah. Hal ini dikarenakan permeabilitas itu adalah melewati tekstur tanah. Misalnya tanah yang bertekstur pasir akan mudah melewatkan air dalam tanah. Hal ini terkait dengan pengaruh tekstur terhadap proporsi bahan koloidal, ruang pori dan luas permukaan adsorbsi, yang semakin halus teksturnya akan makin banyak, sehingga semakin besar kapasitas simpan airnya, hasilnya berupa peningkatan kadar dan ketersediaan air tanah (Hanafiah, 2005).
Kerapatan Massa Tanah (Bulk Density)
Kerapatan massa atau bulk density merupakan perbandingan massa suatu partikel tanah kering oven terhadap volume total tanah.Kerapatan massa lebih kecil nilainya dibanding dengan kerapatan partikel ( ρb < ρs ).Bulk density dapat dihitung menggunakan rumus sebagai berikut:
t p V M b= ρ ) 9 ...( ... ... ... ... ... )... (V Va Vp Mp b u + + = ρ
Dimana : Va: Volume air (cm3) Vp: Volume partikel (cm3) Vu: Volume udara (cm3)
ρb : bulk density = rasio antara berat partikel tanah kering oven dengan volume total tanah (g/cm3)
Mp : Massa partikel tanah kering oven (g) Vt : Volume total (cm3)
(Hardiyatmo,1994).
Nilai bulk density semakin menurun dengan semakin besarnya ukuran agregat tanah. Sebaliknya porositas tanah meningkat dengan semakin menurunnya
bulk density tanah. Porositas tanah mencapai 52% pada nilai bulk density 1,27
g/cm3, sedangkan pada bulk density 1,57g/cm3 porositas tanah hanya 41%. (Hasanah, 2009).
Tanah yang lebih padat mempunyai bulk density yang lebih besar. Pada tanah mineral bagian atas mempunyai kandungan bulk density yang lebih rendah
dibandingkan tanah dibawahnya. Bulk density dilapangan tersusun atas tanah-tanah mineral yang umumnya berkisar 1,0 – 1,6 g/cm3. Tanah organik memiliki nilai bulk density yang lebih rendah, misalnya dapat mencapai 0,1 – 0,9 g/cm3 pada bahan organik. Bulk density atau kerapatan massa tanah banyak mempengaruhi sifat fisik tanah, seperti porositas, kekuatan, daya dukung, kemampuan tanah menyimpan air drainase dan lain-lain. Sifat fisik tanah ini banyak bersangkutan dengan penggunaan tanah dalam berbagai keadaan (Hardjowigeno, 2003).
Bulk density sangat berhubungan dengan particle density, jika particle density tanah sangat besar maka bulk density juga besar. Hal ini dikarenakan partikel density berbanding lurus dengan bulk density, namun apabila tanah
memiliki tingkat kadar air yang tinggi maka particle density dan bulk density akan rendah. Dapat dikatakan bahwa particle density berbanding terbalik dengan kadar air. Hal ini terjadi jika suatu tanah memiliki tingkat kadar air yang tinggi dalam menyerap air tanah, maka kepadatan tanah menjadi rendah karena pori-pori di dalam tanah besar sehingga tanah yang memiliki pori besar akan lebih mudah memasukkan air di dalam agregat tanah (Hanafiah, 2005).
Menurut Nurmidkk (2009), nilai bulk density berbanding terbalik dengan ruang pori total tanah. Nilai bulk density yang tinggi menunjukkan bahwa tanah tersebut lebih padat dibandingkan dengan tanah-tanah yang memiliki nilai bulk
density yang lebih rendah. Semakin padat suatu tanah, volume pori pada tanah
Kerapatan Partikel Tanah (Particle Density)
Kerapatan partikel adalah berat bagian padat dibagi dengan volume bagian dari tanah tersebut. Berat jenis butir tanah pada umumya berkisar antara 2,6–2,7 g/cm3. Dengan adanya kandungan bahan organik pada tanah maka nilai menjadi lebih rendah. Istilah kerapatan ini sering dinyatakan dalam istilah berat jenis atau spesific gravity. Pada sistem metrik, kerapatan air adalah satu maka berat jenis ini nilainya sama saja dengan kerapatan jenis (Sarief, 1986).
Kerapatan partikel tanah dapat dihitung dengan persamaan :
p p s V M = ρ ………(10) dimana : ρs = kerapatan partikel (g/cm3) Mp = massa tanah kering oven (g) Vp= volume tanah kering oven (cm3) (Hardiyatmo, 1994).
Porositas Tanah
Total ruang pori adalah volume dari tanah yang diduduki oleh udara dan air. Persentase volume dari total ruang pori adalah porositas. Untuk mengukur porositas, butir tanah ditempatkan dalam suatu wadah dari air sampai dalam keadaan saturasi, dan kemudian butir tanah tersebut ditimbang. Perbedaan berat antara saturasi dan kering oven diwakili dalam sebuah nilai volume dari ruang pori dalam tanah (Foth, 1984).
Untuk menghitung persentase ruang pori tanah atau porositas(
η
)adalah membandingkan nilai kerapatan massa dan kerapatan partikel dengan persamaan :) 11 ( ... ... ... ... ... ... )... ( 1 ρb ρs ϕ = − Dimana:
φ
: porositas (Van wambake, 1991). Bahan OrganikBahan organik tanah adalah komponen tanah yang berasal dari makhluk hidup (tumbuhan atau hewan) yang telah mati. Umumnya bahan organik di tanah mineral berkissar 0,5-5,0 %. Terlepas dari kadarnya yang sangat rendah di tanah mineral, fraksi organik sangat mempengaruhi sifat-sifat tanah, fungsi ekosistem, dan banyak proses ekosistem. Sifat-sifat tanah yang dipengaruhinya meliputi sifat biologi, kimia, dan fisika tanah (Mukhlis, dkk, 2011).
Bahan organik pada umunya ditemukan di atas permukaan tanah, jumlahnya tidak besar, sekitar 3-5% tetapi pengaruhnya sangat besar terhadap sifat-sifat tanah (Hardjowigeno, 1995).
Kapasitas Lapang
Apabila air gravitasi telah habis, kadar kelembaban tanah disebut kapasitas lapang (field capacity). Kapasitas lapang tidak dapat ditentukan dengan cepat, sebab tidak terputus pada kurva kelembaban dan kurva waktu. Konsep kapasitas lapang sangat berguna dalam mendapatkan jumlah air yang tersedia dalam tanah untuk penggunaan oleh tanaman. Kebanyakan air gravitasi mengering melalui tanah sebelum ia dapat dikonsumsi oleh tanaman (Susanto, dkk., 2006).
Infiltrasi
Infiltrasi adalah perpindahan air dari atas ke dalam permukaan tanah. Perkolasi adalah gerakan air ke bawah dari zona tidak jenuh, yang terletak diantara permukaan tanah sampai ke permukaan air tanah (zona jenuh). Daya infiltrasi (f) adalah laju infiltrasi maksimum yang dimungkinkan, yang ditentukan oleh kondisi permukaan, termasuk lapisan atas tanah. Besarnya daya infiltrasi f dinyatakan dalam mm/jam atau mm/hari (Soemarto, 1995).
Kapasitas infiltrasi adalah laju infiltrasi maksimum untuk suatu jenis tanah tertentu. Secara fisik terdapat beberapa faktor yang mempengaruhi laju infiltrasi, yaitu: 1. Jenis tanah 2. Kepadatan tanah 3. Kelembaban tanah 4. Tutup tumbuhan (Harto, 1993).
Secara praktis pengukuran infiltrasi ini dimaksudkan untuk memperoleh gambaran tentang besaran dan laju infiltrasi serta variasinya sebagai fungsinya waktu. Cara pengukuran yang dapat dilakukan adalah:
1. Dengan pengukuran lapangan 2. Dengan analisis hidrograf
Alat maupun perlengkapan yang dapat digunakan untuk mengukur infiltrasi di lapangan di antaranya adalah:
2. Double ring infiltrometer 3. Rainfall simulator
Double ring infiltrometer pada dasarnya sama dengan single ring infiltrometer
yaitu merupakan silinder baja atau bahan lain dengan berdiameter 25-30 cm. Panjang alat kurang lebih 50 cm dengan tambahan satu silinder lain dengan
diameter kurang lebih dua kali silinder yang disebutkan sebelumnya (Harto, 1993).
Air Tanah
Didalam tanah, air berada didalam ruang pori diantara padatan tanah. Jika tanah dalam keadaan jenuh air, semua ruang pori tanah terisi oleh air. Dalam keadaan ini jumlah air yang disimpan didalam tanah merupakan jumlah air maksimum disebut “Kapasitas Penyimpanan Air Maksimum”. Selanjutnya, jika tanah dibiarkan mengalami pengeringan, sebagian ruang pori akan terisi udara dan sebagian lainya terisi air (Islami dan Utomo, 1995).
Curah hujan yang masuk ke dalam tanah dan meresap ke lapisan yang dibawahnya disebut air tanah. Banyaknya air yang yang dapat tertampung di bawah permukaan bergantung pada kesarangan lapisan di bawah tanah. Lapisan pembawa air, disebut akuifer atau penghantar, dapat terdiri dari bahan lepas seperti pasir dan kerikil atau bahan yang mengeras seperti batu pasir dan batu gamping. Air di dalam pori akuifer terpengaruh oleh gaya gravitasi sehingga cenderung untuk mengalir ke bawah melalui pori bahan tersebut (Wilson, 1993).
Didalam tanah, air dapat bertahan tetap berada didalam ruang pori karena adanya berbagai gaya yang bekerja pada air tersebut. Untuk dapat mengambil air
dari rongga pori tanah diperlukan gaya atau energi yang diperlukan untuk melawan energi yang menahan air. Air mempunyai 2 macam energi, yaitu energi potensial dan energi kinetik (Islami dan Utomo, 1995).
Air tanah adalah air yang menempati rongga-rongga dalam lapisan geologi. Lapisan tanah yang terletak dibawah permukaan air tanah dinamakan daerah jenuh (saturated zone), sedangkan daerah tidak jenuh terletak diatas daerah jenuh sampai ke permukaan tanah, yang rongga-rongganya berisi air dan udara (Soemarto, 1995).
Menurut Islami dan Utomo (1995) cara yang paling sederhana untuk mementukan kandungan air tanah adalah dengan menimbang sejumlah contoh tanah (sekitar 10 – 20 g) dalam keadaan lembab atau basah (Tb) kemudian contoh tanah tersebut dikeringkan dalam oven pada suhu 1050C selama 4 – 24 jam. Selanjutnya tanah kering ditimbang (Tk), dan kandungan air massa (W) diperoleh dengan: W = Tk Tk Tb− x 100% ... (12)
Simbol W adalah menyatakan kadar air tanah basis kering. Kadar air basis kering dapat diubah menjadi kadar air volumetrik sebagai berikut :
= W x s b ρ ρ ... (13) dimana :
= kadar air tanah volumetrik W = kadar air tanah basis kering
ρw= massa jenis air gr/cm3
Kadar air tanah volumetrik dapat digunakan untuk menghitung tinggi air tanah dengan cara mengalikan antara kedalaman tanah dengan kadar air tanah volumetrik.
