Air dalam tanah berfungsi sebagai hara esensial bagi kehidupan tanaman dan organisme tanah, sebagai pelarut dan transport hara, dan sebagai pengatur suhu dalam tanah (Roy et al., 2006). Baik dalam keadaan jenuh maupun tidak jenuh air dalam tanah selalu bergerak untuk mencapai keseimbangan, karena keseimbangan tidak pernah tercapai akibat air di suatu tempat selalu digunakan dan kadang-kadang mendapat tambahan dari tempat lain. Air dalam tanah, baik jenuh maupun tak jenuh selalu bergerak dari potensial tinggi ke potensial rendah (Hillel, 1980; Jury et al., 1991).
Pergerakan air dalam tanah baik jenuh maupun tak jenuh selalu berperan dalam tanah. Dalam keadaan jenuh, terutama pada lahan kering, air harus segera dihilangkan/didrainase dari profil tanah agar segera tersedia aerasi yang baik. Segera setelah air drainase hilang oleh gaya gravitasi, tanah berada dalam keadaan tidak jenuh dan air bergerak ke segala arah mengikuti perbedaan potensial air tanah.
Arah dan kecepatan aliran air tergantung pada perbedaan potensial hidrolik antara dua titik yang berbeda, dan jarak dua titik yang diperhitungkan. Agar terjadi aliran dalam tanah harus ada perbedaan tekanan/potensial hidrolik (ΔH) dan antara 2 (dua) titik tersebut harus cukup permeabel untuk menghantarkan air. Kemampuan tanah untuk dapat melalukan air disebut konduktivitas hidrolik (K). Makin besar nilai K tanah, berarti tanah tersebut makin mudah dilewati air.
Arah pergerakan air dalam tanah (ke atas, ke bawah, atau ke samping) tergantung pada arah dan besarnya gradient potensial hidrolik dan derajat penjenuhan tanah.
Tanah yang memiliki nilai K besar akan lambat pergerakan airnya apabila gradient hidroliknya kecil, begitu juga sebaliknya walaupun gradient potensial hidroliknya besar tidak menyebabkan pergerakan air apabila nilai K sangat rendah akibat adanya lapisan impermeabel.
Pergerakan air dalam solum tanah secara umum dinyatakan sebagai perubahan flux (fluks) air dalam arah satu dimensi vertikal seperti telah dikemukakan oleh Henry Darcy pada tahun 1856, yang selanjutnya dikenal sebagai hukum Darcy sebagai berikut:
( )
⎥⎦⎤ ⎢⎣ ⎡ Δ Δ = z H K q θ ...(3) di mana q adalah fluks aliran air, yaitu banyaknya air yang melalui suatu luasan penampang tertentu dalam tanah per satuan waktu, yang dinyatakan dalam volume per waktu (liter per detik, liter per jam) atau satuan panjang per waktu (cm/jam atau cm/detik). K(θ) adalah konduktivitas hidrolik yang tergantung pada nilai kadar air (cm/jam atau cm/menit), dan ∆H/∆z adalah gradient hidrolik, perubahan potensial hidrolik per satuan jarak.Berdasarkan pada nilai fluks (q), konduktivitas hidrolik (K), dan kadar air (θ), maka aliran air dalam tanah dapat dibedakan dalam aliran dalam keadaan steady dan transient (Korevaar et al., 1983). Aliran air jenuh dalam keadaan steady apabila fluks, konduktivitas hidrolik, dan kadar air pada setiap titik sepanjang aliran dan setiap waktu besarnya konstan. Dalam keadaan transient terjadi apabila kadar air konstan, tetapi fluks aliran air bervariasi setiap saat sepanjang aliran air. Pada aliran air tak jenuh keadaan steady terjadi apabila fluks aliran air konstan setiap waktu dan setiap titik sepanjang aliran tetapi konduktivitas hidrolik dan kadar air konstan hanya setiap waktu. Keadaan transient pada aliran tak jenuh terjadi apabila fluks, konduktivitas hidrolik, dan kadar air pada setiap titik sepanjang aliran dan setiap waktu besarnya bervariasi.
Menurut Hanks dan Ashcroft (1986), perubahan fluks sepanjang aliran air merupakan perubahan storage pada jangka waktu tertentu, sehingga persamaan (2) di atas dapat dituliskan sebagai berikut:
( )
⎥⎦⎤ ⎢⎣ ⎡ ∂ ∂ ∂ ∂ = ∂ ∂ z H K z t θ θ ... (4)di mana θ adalah kadar air volumetrik (L3L-3, cm/cm). K(θ) menunjukkan konduktivitas hidrolik yang tergantung pada nilai kadar air (cm/jam atau cm/menit), dan t adalah waktu (jam atau menit). Perubahan kadar air dalam suatu solum tanah (Δθ) dapat ditentukandari:
( )
z( )
z L z j L z j Δ − Δ = Δ∑ ∑
= + = 0 1 0 θ θ θ ...(5)di mana 0 < z < L ( z = kedalaman tanah, cm) dan (θj) dan (θj+1) adalah rata-rata kadar air pada interval kedalaman Δz (0< Δz < L) (% volume atau cm/cm) pada waktu j dan j+1 (manit atau jam). Apabila terdapat perakaran dalam suatu profil tanah, maka perubahan kadar air setiap saat dapat dituliskansbb:
( )
v Sw t =−∇ − ∂∂θ θ
=−∇qw−Sw...(6) di mana θ = kadar air volumetrik (% volume), t = waktu (jam), ∇ = operator divergence, v = kecepatan air (cm/jam), q = θv (cm3/jam), merupakan kerapatan flux air volumetrik, dan Sw merupakan sink/source volumetrik (cm/jam, cm/hari), misalnya serapan akar.
2.3.1. Pergerakan Air dalam Tanah Jenuh
Pergerakan air jenuh pada lahan kering dapat terjadi apabila terjadi hujan dengan intensitas tinggi sehingga dapat menjenuhi lapisan perakaran tanah. Air jenuh ini harus segera hilang dari zone perakaran melalui pergerakan gravitasi, agar segera tersedia udara untuk aerasi tanah. Pergerakan jenuh dapat juga terjadi pada waktu hujan dengan intensitas sedang sehingga dapat menjenuhi tempat-tempat tertentu pada pori-pori makro atau rekahan-rekahan tanah. Keadaan ini menyebabkan aliran preferential, walaupun tempat di dekatnya belum mencapai
jenuh. Pergerakan air dalam keadaan jenuh ditentukan oleh gaya penggerak (driving force) (ΔH ), yang merupakan perbedaan potensial, dan konduktivitas hidrolik tanah seperti pada persamaan (2) di atas. Perbedaan potensial hidrolik (ΔH) pada pergerakan jenuh merupakan jumlah dari potensial tekanan dan potensial gravitasi, sedangkan potensial matrik tidak bekerja. Potensial gravitasi ditentukan oleh jarak ketinggian dari titik reference yang telah ditetapkan, sedangkan potensial tekanan merupakan jarak dari permukaan air tanah (water table). Makin jauh jarak dari permukaan air tanah, potensial tekanan makin tinggi.
Nilai konduktivitas hidrolik pada keadaan jenuh besarnya konstan, dan sangat ditentukan oleh sifat-sifat tanah, antara lain geometri ruang pori (distribusi ukuran pori, total pori, dan luas permukaan internal), tekstur, dan struktur tanah (Hillel, 1980). Laju aliran ditentukan oleh lebar, kontinuitas, bentuk, dan tortuositas (faktor kelok-kelok, merupakan ratio panjang rata-rata saluran pori terhadap panjang tanah) aliran dari saluran, sehingga media yang tersusun dari pori mikro dengan porositas total tinggi memiliki hantaran hidrolik yang lebih rendah dibanding media yang memiliki porositas lebih rendah tetapi lebih besar ukuran porinya.
Karena porositas tanah bervariasi dalam bentuk, ukuran, dan arah, maka fluks aliran juga sangat bervariasi pada setiap titik. Fluks aliran ini berbeda dengan aliran air dalam tanah. Aliran air dalam tanah tidak dapat menembus penampang melintang apabila tersumbat oleh partikel. Hal ini disebabkan oleh tortuositas tanah. Tortuositas ini merupakan parameter geometri media berpori tanpa dimensi, sulit diukur secara tepat, dan selalu lebih besar satu atau bahkan lebih besar 2 (Hillel, 1980).
2.3.2. Pergerakan Air dalam Tanah Tak Jenuh
Pergerakan air tak jenuh dalam tanah penting dalam pergerakan air menuju akar tanaman, evaporasi, dan redistribusi dalam tanah. Proses-proses pergerakan air ini umumnya sangat komplek dan sulit dijabarkan secara kuantitatif karena kadar air dan kondisinya selalu berubah setiap saat selama aliran.
Perubahan-perubahan tersebut merupakan hubungan yang komplek antara variabel-variabel tanah seperti pembasahan, hisapan, dan konduktivitas hidrolik tanah.
Pada pergerakan tidak jenuh gaya penggerak merupakan hisapan yang sebanding dengan potensial tekanan negatif. Potensial matrik merupakan afinitas air terhadap permukaan partikel tanah dan pori-pori kapiler. Air cenderung bergerak dari potensial matrik rendah ke potensial matrik tinggi, yaitu dari mantel air yang tebal ke yang tipis dan dari meniskus kapiler yang kurang melengkung ke yang lebih melengkung. Persamaan umum yang digunakan dalam pergerakan tak jenuh dalam tanah adalah:
q = - K(ψ) ∇H ...( 7 ) yang mana q adalah fluks aliran (cm/jam), K(ψ) = Kus (cm/jam), adalah konduktivitas hidrolik tanah tak jenuh yang merupakan fungsi dari hisapan matriks, dan ∇H adalah gradient potensial hidrolik (cm) yang terdiri dari komponen hisapan dan potensial gravitasi. K(ψ) merupakan fungsi histeresis, dan hubungan K dengan kadar air volumetrik (K(θ)) atau derajat penjenuhan K(s) dipengaruhi oleh histeresis untuk beberapa derajat lebih rendah dari pada fungsi K(θ), sehingga hukum Darcy untuk tanah tidak jenuh dapat ditulis sebagai berikut:
q = - K(θ) ∇H ...(8) Perbedaan penting antara pergerakan jenuh dan tak jenuh dalam tanah adalah konduktivitas hidrolik tanah. Pada kondisi jenuh, seluruh pori terisi oleh air sehingga konduktivitasnya maksimal. Pada kondisi yang tidak jenuh, beberapa pori terisi oleh udara dan luas permukaan konduktifnya berkurang. Seiring meningkatnya hisapan, pori paling besar yang paling konduktif kosong lebih dulu; sehingga air mengalir hanya melalui pori-pori kecil. Pori-pori yang kosong harus sempurna sehingga dengan desaturasi, tortuositas meningkat.
Pada tanah-tanah tekstur kasar dan tanah-tanah teragregasi, tingginya ruang antar partikel atau antar agregat menyebabkan tingginya nilai K pada saat jenuh.
Namun bila kosong menjadi hambatan aliran cairan dari satu agregat ke agregat yang lain. Dengan alasan tersebut, perubahan dari jenuh menjadi tidak jenuh umumnya menyebabkan pengurangan K secara bertahap yang mungkin berkurang beberapa tingkat (kadang-kadang turun hingga 1/100.000 dari nilai pada saat jenuh) seperti peningkatan hisapan dari 0 menjadi 1 bar. Pada keadaan kadar air yang lebih rendah, hisapan makin tinggi, dan Kus sangat rendah.
Pada hisapan yang sangat tinggi, mungkin peningkatan dalam tortuositas dan penurunan dalam jumlah dan ukuran pori yang dikonduksikan, serta perubahan dalam viskositas air (terutama yang diadsorpsi), cenderung menurunkan konduktivitas hidrolik tanah. Perubahan hisapan sangat bertahan, dan memerlukan waktu yang sangat lama untuk dapat terjadi aliran.
Pada keadaan jenuh, tanah-tanah yang paling konduktif adalah yang memiliki pori-pori besar dan kontinu, sementara yang paling kurang konduktif adalah tanah-tanah yang didominasi pori-pori mikro. Sehingga tanah pasir jenuh mengkonduksikan air lebih cepat dari pada tanah-tanah berliat. Namun kebalikannya pada kondisi tidak jenuh, pada tanah-tanah yang memiliki pori-pori besar, pori cepat kosong dan menjadi tidak konduktif seperti perubahan hisapan. Dengan demikian secara bertahap mengurangi konduktivitas hidrolik awal yang tinggi. Sebaliknya pada tanah-tanah dengan pori-pori kecil, banyaknya pori yang menahan dan menghantarkan air sesuai hisapan, menyebabkan nilai Kus tidak menurun secara bertahap dan mungkin lebih besar dari pada tanah dengan pori-pori besar pada nilai hisapan yang sama. Kenyataan di lapangan, pada tanah tidak jenuh sering terjadi bahwa aliran kelihatan lebih lama pada tanah berliat daripada tanah berpasir. Dengan alasan ini, lapisan pasir yang terdapat pada profil tanah bertekstur halus dapat menghambat aliran tak jenuh hingga air terkumpul di atas lapisan pasir dan hisapan menurun sampai cukup untuk menghantarkan air masuk ke pori-pori besar pada lapisan pasir (Hillel, 1980).