PERGERAKAN UNSUR HARA DALAM TANAH(MK. Manajemen Kesuburan Tanah – smno.jurstnh.fpub.2013)

Pendahuluan

Aliran massa (massflow) dan diffusi merupakan dua proses yang menyebarkan bahan terlarut dalam profil tanah seperti pupuk dan pestisida. Kata diffusi berarti suatu penyebaran yang disebabkan oleh pergerakan panas secara acak, sebagai gerak Brown dari partikel koloid (Wild, 1981). Dalam hal ini perpindahan terjadi oleh adanya perbedaan konsentrasi larutan pada dua tempat yang berjarak tertentu dimana pergerakan terjadi dari konsentrasi yang tinggi ke konsentrasi yang rendah. Aliran massa atau aliran konveksi berbeda dengan difusi kerena pergerakannya terjadi oleh adanya perpindahan air atau gas.

Proses aliran massa dan difusi terjadi oleh sifat-sifat fisika yang berbeda dan arah geraknya berbeda. Aliran massa suatu zat dalam larutan tanah akan bergerak dari daerah yang berair ke daerah yang kering. Sedangkan difusi justru berlawanan, yaitu dari daerah yang berkonsentrasi tinggi ke konsentrasi rendah (daerah yang banyak air). Walaupun prosesnya berbeda tetapi di dalam tanah berlangsung secara simultan atau bersama-sama.

Kedua proses pergerakan, baik difusi maupun aliran massa, sangat penting dalam memindahkan unsur hara dari suatu tempat ke dekat permukaan akar, agar dapat diserap oleh akar tanaman. Hal ini terjadi bagi unsur hara P, K, Ca, Mg, S dan sebagainya; tetapi bagi unsur hara N, terutama NO3- , justru pergerakan tersebut bukan saja berperan memindahkan ke dekat akar tetapi dalam pengangkutan yang menjauhi akar atau biasa dikenal sebagai tercuci/terlindi (Nkrumah, Griffith, Ahmad dan Gumbs, 1989).

Oleh karena NO3- dalam tanah sangat dibutuhkan oleh tanaman, maka usaha peningkatan efisiensi pemakaiannya perlu ditingkatkan. Salah satu caranya adalah dengan mempelajari pergerakannya ke akar tanaman dan pergerakan yang menjauhi akar (pelindian). Dengan demikian kajian atas gerakan difusi dan aliran massa di dalam tanah merupakan suatu hal yang penting bagi pemupukan.

Tulisan ini merupakan studi pustaka yang mengkaji pergerakan hara dalam tanah, meskipun hanya singkat saja dan sederhana, diharapkan bermanfaat bagi pembelajaran Manajemen Kesuburan Tanah.

1

PERGERAKAN HARA DALAM TANAH

Berbagai komponen tanah bergerak dari satu tempat ke tempat lainnya melalui proses aliran massa dan difusi. Selain kedua proses tersebut perpindahan komponen tanah dapat juga terjadi melalui proses pergerakan mekanik. Proses yang terakhir merupakan ciri khas tanah-tanah yang mempunyai sifat Self Mulching.

DifusiProses difusi menghasilkan gerak termal bebas dari suatu ion,

atom, molekul. Suatu komponen yang tidak bermuatan akan bergerak dari larutan yang berkonsentrasi tinggi ke larutan yang berkonsentrasi lebih rendah. Laju perubahan dari konsentrasi larutan, tergantung dari perbedaan Konsentrasi awal dari dua volume larutan atau jarak dari keduanya. Selain itu laju difusi juga ditentukan oleh temperatur larutan. Jumlah aliran per satuan waktu dirumuskan sebagai:

J= -D ∂C/∂X

dimana :J = Kerapatan aliran (flux) larutan tanah melalui bidang 1 cm2

(mol/cm2/detik).C = Konsentrasi larutan (mol/cm1.X = Jarak tempuh.D = Koefisien difusi (cm2/detik).

Rumus di atas dikenal dengan rumus Fick’s I. Apabila laju perubahan konsentrasi dikaitkan dengan waktu maka persamaan menjadi (Wild. 1981; Nye dan Tinker, 1977):

∂C/∂t = D (∂²C/∂X²)

dimana :

∂C/∂t = laju perubahan konsentrasi berdasakan waktu.∂²C/∂X² = gradien laju perubahan konsentrasi berdasarkan jarak.

Rumusan ini dikenal sebagai persamaan Fick’s II.

Pada ion yang mempunyai muatan, gerakkannya tidak hanya dipengaruhi oleh potensial gradien kimia saja tetapi juga oleh potensial listrik yang dihasilkan oleh muatan ion yang ada dalam larutan. Oleh karena itu, ion yang bermuatan akan bergerak dengan pengaruh elektro-kimia (Nye dan Tinker, 1977).

2

Difusi dalam Bentuk Gas

Komposisi gas dalam tanah berubah menurut ruang dan waktu, sebagai akibat dari hasil respirasi perakaran tanaman, mikroorganisme dan fauna tanah. Oksigen dikonsumsi sedangkan karbondioksida dilepaskan, beberapa gas lain seperti methan, ethylen dan nitrous oksida menyebabkan perubahan konsentrasi gas dalam tanah. Difusi gas terjadi apabila terdapat perbedaan konsentrasi gas antara tanah dan atmosfir di atas permukaan tanah, dan juga terjadi dalam tanah karena perbedaan setempat dalam pemakaian dan pelepasan gas.

Kegiatan respirasi dalam tanah menyebabkan konsentrasi CO2 lebih tinggi dan 02 lebih rendah dalam tanah dibandingkan dengan udara di atasnya. Fluks CO2 dari perubahan tanah bervariasi dari 1,5 gim2/hari di musim dingin sampai lebih dari 25 g/m2/hari untuk daerah tropik (Russel in Wild, 1981).

Konsentrasi CO2 clan O2 dalam tanah atau dalam berbagai kedalaman tanah dapat dihitung dengan menggunakan teori difusi. Jika suatu gas berdifusi melalui penampang A selama waktu t, maka koefisien difusi dihitung dengan dengan persamaan (Wild, 1981):

QlD = ------- At Ce

dimana :D = koefisien difusi (cm2/detik).Q = massa gas yang hilang dalam silinder.l = panjang silinder (cm).A = luas penampang silinder (cm2).Ce = konsentrasi penjenuhan gas (g/cm3).

Apabila koefisien difusi dalam tanah adalah Ds dan koefisien difusi ,dalamUdara adalah D, maka hubungan keduanya dapat ditulis dengan persamaan :

Ds = Øa D

Dimana Øa adalah volume ruang pori yang terisi udara.

Beberapa hubungan antara Ds/D dan Øa dilaporkan sebagai berikut (Wild, 1981) :

Ds/D = 0,66 Øa (Penman, 1940).Ds/D = Øa 3/2 (Marshall, 1959).Ds/D = Øa 4/3 (Millington, 1959).

3

Nilai koefisien difusi O2 dan CO2 di udara berkisar antara 0,1 -0,2 cm2/detik; sedangkan dalam air kurang lebih 10-5 cm2/detik. Oleh karena itu pada gradient konsentrasi yang sama, difusi O2 dan CO2 dalam udara 10.000 kali lebih besar dibandingkan dalam air.

Difusi dalam Bentuk LarutanApabila pupuk, pestisida dan benda terlarut lainnya ditambahkan

dalam tanah maka akan tercipta konsentrasi larutan yang tinggi yang semakin lama akan menurun karena adanya difusi. Gradien konsentrasi juga terbentuk karena adanya pengambilan hara oleh akar dan mikroorganisme tanah yang menyebabkan adanya gerakan secara difusi.Dalam beberapa hal, koefisien difusi dalam larutan murni dianggap konstan, dan sama untuk semua ion. Sebaliknya koefisien difusi dalam tanah (Ds) biasanya lebih kecil dibandingkan koefisien difusi dalam larutan mumi (D1). Koefisien difusi dalam tanah berbeda antar ion dan menurut sifat-sifat tanah.

Tiga sifat tanah yang mempengaruhi koefisien difusi, yaitu (Wild, 1981):

1. Kandungan air tanah.2. Saluran difusi yang berliku-liku.3. Proporsi ion terdifusi dalam larutan.

Pada umumnya difusi berada dalam larutan dan jarak lintas yang harus dilalui dalam tanah adalah proposional dengan areal dalam tanah yang ditempati larutan.

Ds Θ₁D₁

dimana: Θ₁ = volume fraksi air dalam tanah.

Difusi dalam tanah dihambat oleh butir-butir penyusun tanah, sehingga jalan yang dilalui menjadi berliku-liku. Oleh karena itu difusi dalam tanah dapat ditulis :

Ds = f₁Θ₁D₁

dimana : f₁ = faktor penghambat.

Berdasarkan faktor penghambat bervariasi menurut kandungan air dalam tanah. Pada tanah kering jalan yang dilalui proses difusi menjadi lebih berliku-liku. Dalam larutan bebas nilai f₁ = 1; tanah jenuh air ~ 0,4; kapasitas lapang ~ 0,2 dan pada titik layu ~0,01. Dengan memperhatikan adanya jalan yang berliku-liku dan kandungan air dalam tanah, maka fluks menjadi :

4

Js = -D₁ f₁ Θ₁ ((∂C₁/∂X)

dimana C₁ = konsentrasi ion yang terdifusi dalam tanah.

Persamaan tersebut hanya berlaku untuk ion yang tidak teradsorbsi, untuk ion yang teradsorbsi pada permukaan liat maka koefisien difusi yang terjadi :

Js = -D₁ f₁ Θ₁ (∂C₁/∂C)

dimana: (∂C₁/∂C) = kapasitas buferC₁ = konsentrasi dalam larutan.C = konsentrasi dalam tanah, termasuk dalam larutan

Permukaan Partikel TanahMobilitas ion tertukar pada permukaan liat murni terutama

dipengaruhi pengembangan lapisan liat dan ketebalan air di antara lembar alumino-silikat. Anion yang secara spesifik diikat permukaan liat atau oksida mempunyai mobilitas permukaan yang dapat diabaikan karena terikat secara kovalen. Sementara itu adsorbsi anion non-spesifik pada muatan positif liat, dapat lebih mobil (Nye dan Tinker, 1977). Hal ini mempengaruhi koefisien difusi tetapi dapat diabaikan.

Sebagian besar fraksi liat (2mu) berupa fase koloid (1 sampai 200 mu). Fraksi ini menunjukkan sifat polloidal khas seperti efek Tyndall, gerak Brown dan permukaannya bermuatan listrik negatif.Muatan listrik negative pada koloid liat ini timbul dari tiga sumber:1. Substitusi isomorfik dari satu ion oleh ion lainnya yang valensinya

berbeda dalam suatu struktur mineral liat. Hal ini menimbulkan perbedaan muatan negatif. Muatan ini bersifat permanen dan tidak berubah dengan perubahan pH larutan tanah.

2. Ionisasi gugus OH yang melekat pada Al, Si, Fe di tepi mineral liat. Muatan listrik yang diciptakan oleh proses ini adalah negatif, nol atau positif , tergantung pada pH. Ionisasi gugus OH yang melekat pada Al di tepi mineral liat juga dapat terjadi.

3. Ionisasi - NH2, - OH dan – gugus fungsional COOH dalam bahan organik tanah. Hal ini juga menimbulkan muatan positif, netral dan negatif , tergantung pada pH.

5

Aliran Massa

Aliran massa dalam tanah disebut juga konveksi, meliputi pergerakan dalam fase larutan maupun gas. Hujan dan air irigasi bergerak dalam tanah dengan membawa nitrat atau ion lain yang terlarut. Evapotranspirasi tanaman mempengaruhi gerakan air bersama partikel yang terlarut.

Aliran massa melibatkan pergerakan hara bersama dengan air yang diserap oleh akar. Jumlah hara per satuan luas yang diangkut oleh aliran massa dapat dinyatakan dengan hasil perkalian antara volume air yang diserap dengan konsentrasi hara dalam larutan tanah.

Mass Flow (mg cm-2 s-1) = qv.C1

dimana qv = fluks ke dalam air (cm3 cm-2 s-1)C1 = konsentrasi hara dalam larutan tanah (mg cm-3).

Jika hara diserap oleh akar dengan kecepatan tertentu, lebih besar dari kecepatan air yang mengangkutnya, maka konsentrasi hara dalam larutan tanah pada permukaan akar akan menurun. Di sisi lain, jika air diserap dengan kecepatan yang lebih besar daripada penyerapan hara, maka hara akan menumpuk di permukaan akar, dan di dalam ruang-bebasnya akar.

Kecepatan Aliran Air

1. Laju Aliran air.Aliran terjadi apabila ada perbedaan potensial air pada bagian

tanah. Potensial air dipengaruhi oleh potensial matrik, potensial gravitasi dan potensial osmotik. Laju aliran dapat diulis dangan persamaan (Wild, 1981):

V = -k (∂H/∂X)

dimana: V = Laju aliran (cm/detik).k = koefisien hantaran air (cm/detik).H = total potensial air.

Laju aliran dalam tanah jenuh air bervariasi tergantung dari ukuran dan kesinambungan pori.

2. Jumlah Aliran

Jumlah aliran air melalui profil tanah dihitung dengan :

6

Qo = P-R-E-T- ΔW

dimana : Qo = Jumlah air yang bergerak ke bawah.P = Hujan + lrigasiR = Aliran permukaanE = EndapanΔW = Kenaikan simpanan air tanah.

Kecepatan Aliran Benda Terlarut

1. Aliran Massa Ion yang Tidak Diadsorbsi.Air yang diberikan/ditambahkan dalam tanah, akan mendesak air

yang sudah ada. Akibatnya, air akan semakin jauh dari permukaan tanah. Bersama dengan, aliran air ke bawah, ion-ion seperti khlor dan nitrat yang tidak diadsorbsi oleh tanah akan tercuci dan tidak terjangkau akar tanaman.

2. Aliran Massa Ion yang DiadsorbsiUntuk ion yang diadsorbsi gerakan relatif dalam flux air, banyak

ditentukan oleh koefisien adsorbsi (b). Jumlah benda terlarut yang diadsorbsi tanah dituliskan bp/Θ; p= berat volume dan Θ = volume kandungan air. Dalam gerakan massa dari ion yang diadsorbsi, gerakan ion lebih lambat bila dibandingkan dengan gerakan air ke bawah. Faktor perlambatan (RF) dirumuskan :

RF = Vs/V₁ = ds/d₁ = l/{l + (bpi / Θ)}

dimana : Vs dan V₁ = laju aliran dari ion dan air (cm/detik) ds dan d₁ = jarak gerakan.

3. DispersiDispersi yang disebabkan oleh aliran larutan disebut sebagai

dispersi hidrodinamik. Aliran larutan melalui pasir kemungkinan dapat menimbulkan empat macam pengaruh dispersi hidrodinamik, yaitu (Wild, 1981) :

a. Laju aliran tinggi pada bagian tengah pori, sedangkan pada dinding pori rendah.

b. Laju aliran lebih tinggi pada pori yang lebih besar.c. Aliran yang terjadi pada berbagai pori yang berliku-liku,

menghasilkan perbedaan jarak tempuh. Oleh karena itu laju aliran per unit panjang tanah berbeda.

d. Perbedaan kerapatan di antara larutan, khususnya jika larutan yang lebih pekat di bagian atas kolom vertikal. Larutan yang pekat akan mengalir ke bawah dengan pola menjari dan menimbulkan permukaan yang tidak rata.

7

Gerakan Mekanik

Pengkerutan dan pengembangan massa tanah yang disebabkan perubahan kandungan air tanah menimbulkan retakan dan saluran yang menyebabkan air dan gas melaluinya dengan mudah. Kondisi ini nampak pacta tanah yang disebut dengan Self-mulching Soil (Vertisol). Pada tanah ini terjadi pembalikan solum tanah secara berangsurangsur.

Erosi air dan angin dapat juga membalikan lapisan permukaan tanah dan subsoil ke permukaan, demikian juga binatang tanah seperti cacing dan rayap. Semua proses tersebut merupakan gambaran pergerakan hara yang diakibatkan oleh proses mekanik (Nye dan Tinker, 1977).

Kehilangan hara melalui erosi dan run offTeori degradasi lahan menganggap bahwa pergeseran vegetasi mengakibatkan perubahan laju dan pola pergerakan air dan sedimen, yang merupakan vektor redistribusi hara. Redistribusi hara ini dihipotesiskan memperkuat , melalui umpan balik positif , perubahan vegetasi progresif menjadi ekosistem yang lebih terdegradasi. Komponen kunci dari teori ini, adalah peran relatif aliran permukaan (runoff) dan erosi dalam mendorong aliran hara dari berbagai jenis vegetasi yang berbeda. Hasil penelitian menunjukkan adanya hubungan penting antara proses-proses fisik dan biogeokimia yang dikendalikan oleh struktur vegetasi. Beberapa temuan penting bahwa : (1) besarnya ekspor hara yang terikat sedimen ditentukan oleh distribusi ukuran butir sedimen dan total hasil sedimen , (2) partisi nutrisi dalam bentuk terlarut dan terikat-sedimen ditentukan oleh ketersediaan dan konsentrasi hara dalam tanah atau curah hujan; (3) proses ini bervariasi sesuai dengan jenis vegetasi dan mengakibatkan perbedaan mencolok antara komunitas tumbuhan yang terdegradasi dan komunitas tumbuhan baru. Pada daerah padang rumput ditemukan kehiulangan hara tertinggi adalah hara yang terikat-sedimen, N , P dan K. (Sumber: Katerina Michaelides, Debbie Lister, John Wainwright, Anthony J. Parsons. 2012. Linking runoff and erosion dynamics to nutrient fluxes in a degrading dryland landscape. Journal of Geophysical Research: Biogeosciences (2005–2012). Vol. 117, No. G4, December 2012).

8

PERGERARAKAN NITROGEN DALAM TANAH

Nitrogen TanahBersama unsur fosfor (P) dan kalium (K), nitogen (N) merupakan

unsur hara yang mutlak dibutuhkan oleh tanaman. Bahan tanaman kering mengandung sekitar 2 sampai 4 % N; jauh lebih rendah dari kandungan C yang berkisar 40 %. Namun hara N merupakan komponen protein (asam amino) dan khlorofil. Bentuk ion yang diserap oleh tanaman umumnya dalam bentuk NO3¯ dan NH4+ bagi tanaman padi sawah (Russell, 1973).

Begitu besarnya peranan N bagi tanaman, maka penyediaannya sangat diperhatikan sekali oleh para petani. Surnber N utama tanah adalah dari bahan organic melalui proses mineralisasi NH4+ dan NO3¯. Selain itu N dapat juga bersumber dan atmosfir (78 % NV melalui curah hujan (8 -10 % N tanah), penambatan (fiksasi) oleh mikroorganisme tanah baik secara sembiosis dengan tanaman maupun hidup bebas. Walaupun sumber ini cukup banyak secara alami, namun untuk memenuhi kebutuhan tanaman maka diberikan secara sengaja dalam bentuk pupuk, seperti Urea, ZA, dan sebagainya maupun dalam bentuk pupuk kandang ataupun pupuk hijau (Sanchez, 1976: Megel dan Kirkby, 1982).

Nitrogen dapat dikatakan sebagai salah satu unsur hara yang bermuatan. Selain sangat mutlak di butuhkan , ia dengan mudah dapat hilang atau menjadi tidak tersedia bagi tanaman. Ketidak tersediaan N dari dalam tanah dapat melalui proses pencucian/terlindi (leaching) NO3¯ , denitrifikasi NO3¯ menjadi N2, volatilisasi NH4+ menjadi NH3, terfiksasi oleh mineralliat atau dikonsumsi oleh mikroorganisme tanah.

Bentuk NO3- lah yang selalu terlindi dan mudah larut, maka dikaji pergerakannya ke permukaan akar agar tidak hilang sehingga merupakan suatu usaha ke arab efisiensi pemupukan.

Pergerakan N Dalam Tanah

Sebagaimana yang dikemukakan sebelumnya, bahwa larutan hara yang di dalam tanah bergerak melalui proses difusi dan aliran massa (konveksi). Walaupun mekanismenya berbeda, namun berlangsung secara bersama-sama. Besarnya kerapatan aliran (fluks) dari larutan (solute) dipengaruhi oleh Kerapatan aliran (fluks) larutan tanah (mol/m2/dt) ; Kerapatan aliran (fluks) air (dari persen Darcy) (mldt) ; Konsentrasi larutan tanah (mol/m3) ; Koefisien dispersivitas (m) ; Koefisien difusi molekuler (ionik) (m2/dt) ; dan Kedalaman tanah atau jarak (Hillel, 1980; Scotter dan Tillman, 1991).

Banyaknya suatu larutan tanah (solute) yang diangkut dalam suatu waktu menjadi suatu persamaan kontinuitas, yaitu :

∂Mi/∂t=∂Ji/∂z

dimana: Mi = jumlah solute yang ada dalam unit volume ; t = waktu.

9

Pergerakan N di dalam tanah cukup sulit untuk diamati, karena adanya proses transformasi yang tidak dapat dikendalikan, seperti amonifikasi dan nitrifikasi (Nkurumah, et al. 1989). Walaupun demikian, beberapa literatur mengukur banyaknya N yang berpindah dalam suatu waktu. Bila pupuk Urea yang diberikan ke dalam tanah, maka oleh Wagenet dalam Tillman dan Scatter (1991) menjadi :

∂Mu/∂t = -∂Ju/∂z -kuMu

dimana: indeks u menunjukkan gimbal urea; ku = besarnya konstanta hydrolisis urea (dt¯¹).

Proses berlanjut ke bentuk amonium, sehingga :

∂Ma/∂t = -∂Ja/∂z + kuMu . kaMa

dimana : indeks a untuk gimbal ammonium; ka = besarnya konstanta nitrifikasi.

Sedangkan untuk nitrat digunakan indek n :

∂Mn/∂t = -∂Jn/∂z + kaMa

Pergerakan Nitrat dalam Tanah

Nitrat merupakan ion yang mudah bergerak (mobil) di dalam tanah. Hal ini disebabkan oleh sifatnya yang mudah sekali larut dan tidak terjerap (adsorbsi) oleh koloid tanah. Pergerakan NO3- secara difusi lebih besar karena besarnya nilai koefisien difusi molekul (ionik) dan kecilnya faktor penghambat (NO3- tidak dijerap). Sebagai perbandingan dengan beberapa ion lain, dapat dilihat di Tabel 1.

Tabel 1. Koefisien Difusi Ionik (Di) pada 25ºC dalam larutan (Person, 1959 dalam Wild, 1981)

Ion D x 105

...............cm²/dt.............Na+ 1.35K+ 1.98Ca++ 0.78Cl¯ 2.03NOɜ¯ 1.92H2PO4¯ 0.78SO4= 1.08

Besarnya koefisien difusi ionik (Di) dapat dijadikan sebagai konstanta dalam larutan, tetapi bila di dalam tanah koefisien difusi ionik (Di) harus

10

dikalikan dengan beberapa faktor menjadi koefisien difusi tanah (Ds). Hubungan tersebut dinyatakan (Wild, 1981; Nye dan Tinker, 1977; Barrachlogh clan Nye, 1979) :

Ds = Di Θ f

dimana: Ds = koefisien difusi tanah.Di = koefisien difusi ionik.Θ = kadar air volumetrikf = faktor penghambat, berupa viskositas air, turtousitas angkutan

ruang pori dan proses adsorbsi tanah.

Khusus untuk difusi NO3-, faktor-faktor penghambat tersebut juga berpengaruh. kecuali faktor adsorbsi ion, karena ion NO3- tidak teradsorbsi di permukaan koloid tanah (Wild, 1981). Disamping itu besarnya difusi NO3- dipengaruhi juga oleh besarnya ka (koefisien nitrifikasi) dan Ma (jumlah senyawa amonium dalam larutan tanah) sebagaimana persamaan indeks n (Tillman dan Scotter, 1991). Dengan sendirinya besar difusi NO3- di dalam tanah, secara tidak langsung dipengaruhi juga oleh faktor-faktor yang mempengaruhi nitrifikasi seperti pH tanah, air tanah, aerase tanah dan aktifitas bakteri nitrifikasi.

Pergerakan NO3- melalui aliran massa jauh lebih besar dibandingkan dengan pergerakan melalui difusi. Terkadang disebut, walaupun kurang tepat, bahwa pergerakan NO3- hanya secara aliran massa. Russel (1973) menyajikan aliran massa NO3- dan dibandingkan dengan beberapa ion lainnya, disajikan pada Tabel 2. Pada tabel tersebut, kolom (1) menunjukkan konsentrasi ion yang diperoleh dari kejenuhan basa tanah (cukup bervariasi), kolom (2) menunjukkan aliran massa per minggu ke permukaan akar untuk transpirasi sebesar 2,5 cm dan kolom (3) menunjukkan besarnya penyerapan (uptake) tanaman.

Tabel 2. Perhitungan Pergerakan Hara ke Akar tanaman oleh Aliran Massa

Hara Komposisi Larutan tanah (1)

Jumlah / 2. 5 cm Larutan (2)

Besarnya serapan tanaman (3)

......mg/cm.... ........kg/ha......... ...kg/ha/minggu..Nitrat 0,14 35 15Fosfor 3 X 10¯ 8 X 10¯ 1Kalium 8 X 10¯ 2 10Magnesium 0,05 12 1Kalsium 0,4 100 1

11

*) Diasumsikan evapotranspirasi 2,5 cm/minggu = 2,5 X 10 cm/ha/minggu, sehingga kg hara yang ditransfer ke akar/minggu oleh aliran massa sebesar = kolom (1) X 2,5, 10

Besarnya pergerakan NO3- secara aliran massa dipengaruhi oleh beberapa faktor, antara lain kadar dan potensial air tanah, porositas tanah, transpirasi dan faktor-faktor yang menentukan besarnya ka (koefisien nitrifikasi) dan Ma (jumlah senyawa dalam larutan tanah) menurut persamaan indeks n. Aliran massa yang merupakan aliran air, menurut hukum Darcy, maka besarnya aliran (flux) sangat ditentukan sekali oleh potensial air tanah (potensial grafitasi, potensial matriks, potensial osmotik). Semakin besar beda potensial air tanah maka akan semakin besar pula aliran (fluks). Pengaruh yang sama juga terjadi pada kadar air tanah, menurut persamaan (Hillel, 1980).

JV= ----- Θ C

dimana: V = kecepatan rata-rata aliranJ = kerapatan aliran (flu:,)Θ = kadar air tanah volumetrikC = konsentrasi zat larutan (solute).

Porositas tanah juga sangat menentukan aliran massa. Menurut Piseuille dalam Wild (1981) bahwa besarnya aliran berbanding lurus dengan r4 (dimana r = diameter pori tanah).Transpirasi dan evapotranspirasi merupakan proses penguapan air dari dalam tanah baik melalui tajuk tanaman atau langsung dari tanah. Proses penguapan air ini akan mempengaruhi pula kepada besarnya laju aliran massa.

12

Pergerakan Amonium Dalam Tanah

Pergerakan amonium di dalam tanah sangat kurang dikaji. Hal ini disebabkan pada lahan kering bentuk NH4+, melalui proses nitrifikasi, akan segera berobah menjadi NO3- yang merupakan bentuk yang tersedia bagi tanaman. Hanya tanaman padi sawah saja yang menyerap N dalam bentuk NH4+, maka pengkajian tentang NH4+ biasanya ditekankan pada tanah-tanah sawah.

Sebagaimana halnya NO3-, NH4+ di dalam tanah juga mudah bergerak (mobil) melalui proses difusi maupun aliran massa. Banyaknya NH4+ yang bergerak per satuan waktu dirumuskan pada persamaan amonium. Dari persamaan tersebut terlihat bahwa pergerakan NH4+ dipengaruhi oleh faktor ku (konstanta hidrolisis urea), Mu (jumlah senyawa amonium yang ada dalam tanah), ka (koefisien nitrifikasi) dan Ma (jumlah senyawa amonium yang ada dalam tanah). Sehingga pergerakan NH4+, selain dipengaruhi oleh faktor-faktor pergerakan (aliran massa dan difusi) secara umum, juga itentukan oleh besarnya hidrolisis urea (seperti enzim urease, air tanah) dan faktor penentu nitrifikasi (seperti pH, air tanah, aktivitas bakteri nitrifikasi).

Apabila dibandingkan dengan NO3-, maka pergerakan NH4+ justru jauh lebih lambat. Keadaan ini dikarena oleh beberapa sebab, antara lain:

a. Kation NH4+ dapat dijerap di permukaan koloid tanah, sehingga gerakan difusinya akan lebih kecil dibandingkan NO3- yang larut dalam larutan tanah.

b. Kation NH4+ di tanah sawah yang jenuh air menunjukkan aliran massa yang relative kecil, karena aliran (flux) berbanding terbalik dengan kadar air tanah, sebagaimana persamaan kecepatan rata-rata aliran.

c. Kation NH4+ dapat terfiksasi di antara dua lempeng mineral liat, umumnya yang bertipe 2 : 1 sehingga tidak mungkin bergerak, baik secara difusi maupun aliran massa.

Bagian dari siklus nitrogen dalam tanah, menggambarkan mineralisasi bahan organik tanah (atau pupuk organik), oksidasi amonium menjadi nitrat (nitrifikasi), kehilangan amonia melalui penguapan, kehilangan gas nitrogen oleh denitrifikasi nitrat, penyerapan hara oleh akar tanaman, dan imobilisasi oleh mikroba.

Bentuk-bentuk nitrogen yang tersedia bagi tanaman adalah amonium ( NH4 + ) dan nitrat (NO3-). Pada tanah-tanah yang aerasinya baik , N-nitrat menjadi dominan, karena nitrifikasi berlangsung dengan cepat . Dekomposisi berlangsung selama periode waktu tertentu, dan perubahan bahan organik secara kimia dan fisik yang terjadi selama proses dekomposisi. Berbagai jenis organisme berpartisipasi dalam dekomposisi bahan organic, dan populasinya dinamis dengan waktu. Kelompok pertama mikroorganisme hidup dengan menggunakan gula yang mudah terurai , pati , dan selulosa. Kalau pasokan energi ini menjadi habis ,

13

organisme ini mati dan menjadi bagian dari bahan organik tanah, dan mempersempit C/ N rasio. Kelompok lain dari jamur dan bakteri kemudian akan mendominasi dalam proses dekomposisi BOT, dengan menggunakan residu bahan organik yang tersisa . Bakteri pengurai mempersempit rasio C: N menuju nilai limit 4:1 - 9:1 , namun rasio C: N dalam tanah jarang mencapai nilai ini . Bahan organik tanah akan stabil sebagai humus dengan C : N ratio yang merupakan cirri khas tanah tertentu, tetapi rasio 10:1 - 15:1 lazim ditemukan dalam tanah.

Nitrat (NO3-) adalah bentuk nitrogen yang paling mudah diserap oleh tanaman, tetapi juga mempunyai risiko kehilangan yang cukup besar. Bahkan, dengan hujan deras dan kondisi tanah jenuh air, potensi kehilangan N secara langsung berkaitan dengan jumlah nitrogen dalam bentuk nitrat. Dalam situasi seperti itu, nitrat dapat hilang dari tanah melalui pencucian dan denitrifikasi, tergantung pada karakteristik tanah. Tanah bertekstur kasar memungkinkan air dan nitrat untuk bergerak dengan mudah ke lapisan bawah dalam profil tanah. Proses pencucian ini menempatkan nitrat di bawah zona akar, mereka tidak dapat diserap oleh akar tanaman dan pada dasarnya “hilang” . Tanah bertekstur halus, di sisi lain, memiliki pori-pori kapiler yang mampu menahan air dengan kuat, membatasi gerakan air ke bawah. Dalam situasi ini, tanah jenuh air dan kondisi anaerob dapat menyebabkan nitrat hilang ke atmosfer melalui denitrifikasi.

Siklus "nitrogen", menunjukkan pergerakan nitrogen dalam tanah (Sumber: https://www.pioneer.com/home/site/us/agronomy/nitrogen-losses-corn/).

14

DAFTAR PUSTAKA

Barraclough, D and P.H. Nye. 1979. The Effect of Molecular Size on Diffusion Charracteristics in Soil. Journal of Soil Science. 30: 29 -42.

Hillel, D. 1980. Fundamentals of Soil Physics. Academica Press.Mengel, K and E.A. Kirkby. 1982. Principles of Plant Nutrition 3rd edition

International Potash Institute. Warblaufen-Bern Switzerland.Nkrumah, M., S.M. Griffith, N. Ahmad, and F.A. Gumbs. 1989. Lysimeter

and Field Studies on 15N in a Tropical Soil. Plant and Soil. 114: 3 -12.

Nye, P.H and P.B. Tinker. 1977. Solute Movement in The Soil-Root System. Blackwell Scientific Publ.

Russel, E. W. 1973. Soil Condition and Plant Growth 10th edition Longman-ELBS, London.

Sanchez, P .A. 1976. Properties and Management of Soils in The Tropics. John Wiley & Sons. New York.

Scotter, D.R. and R. W. Tillman. 1991. Movement of Solute associated with Intermittent Soil Water Flow I. Tritium and Bromide. Aust.J. Soil Res. 29: 175 -183.

Tillman, R.W and D. R. Scotter. 1991. Movement of Solute associated with Intermittent Soil Water Flow II. Nitrogen and Cation. Aust.J. Soil Res. 29 : 185 -196.

Wild, A. 1981. Mass Flow and Diffusion in D.J. Greenland and M.H.B. Hayes (eds). The Chemistry of Soil Processes. John Wiley & Sons New York.

15