berkorelasi positif dengan pasir kasar, stabilitas agregrat, dan kandungan bahan kation dalam komplek jerapan Lal, 1975 dalam Lal and Greenland, 1979.
Tabel 1. Klasifikasi Hantaran Hidrolik Tanah Uhl and dan O’neal, 1951
Kelas Hantaran Hidrolik Jenuh
cmjam Sangat lambat
0.125 Lambat
0.125 – 0.500
Agak lambat 0.500
– 2.000 Sedang
2.000 – 6.250
Agak cepat 6.250
– 12.500 Cepat
12.500 – 25.500
Sangat cepat 25.500
Sumber: Sitorus et al. 1983 Faktor lain yang mempengaruhi hantaran hidrolik tanah adalah interaksi
antar ruang pori dan cairannya, mikroorganisme, kualitas air, dan pertukaran kation Hillel, 1980. Umumnya pergerakan air dalam tanah tidak konstan karena
adanya variasi proses-proses kimia, fisika, dan biologi tanah. Perubahan dapat terjadi dalam komposisi kompleks pertukaran ion, juga konsentrasi bahan terlarut
yang memasuki tanah tersebut berbeda dengan konsentrasi larutan tanah. Hal ini didukung oleh pernyataan Hillel 1971 yang menyatakan bahwa hantaran
hidrolik dipengaruhi oleh ukuran dan bentuk ruang pori yang dilalui air dan viskositas cairan tanah, di mana hantaran hidrolik yang mempunyai porositas
tinggi dengan jumlah pori besar sedikit akan lebih rendah daripada tanah-tanah yang mempunyai porositas rendah dengan jumlah pori yang besar.
Berbagai sifat-sifat tanah tersebut pengaruhnya tidak sama, diduga sifat fisik mempunyai pengaruh yang paling menentukan terhadap hantaran hidrolik.
Secara umum hantaran hidrolik tanah dipengaruhi oleh tekstur, struktur, porositas total, dan distribusi ukuran pori, kemantapan agregrat serta peristiwa yang terjadi
selama proses aliran.
2.3. Bobot Isi Tanah
Bobot isi Bulk Density tanah menunjukkan perbandingan antara berat tanah kering oven 105º dengan volume tanah termasuk volume pori-pori tanah,
biasanya dinyatakan dalam grcm³ Hakim et al., 1986. Makin padat suatu tanah
makin tinggi bobot isi tanahnya yang berarti semakin sulit meneruskan air atau ditembus akar tanaman.
Bobot isi juga diartikan bobot kering oven 105º suatu unit volume tanah dalam keadaan utuh yang dinyatakan dalam satuan gram per sentimeter kubik.
Unit volume tanah ini merupakan total volume bahan padat dan volume ruangan antara partikel-partikel tanah Soepardi, 1983. Pada umumnya bobot isi tanah
mineral berkisar antara 1,1 – 1,6 grcm³ Hardjowigeno, 2007.
Bobot isi dipengaruhi oleh struktur tanah dan merupakan sifat fisik tanah yang dapat menunjukkan tingkat kesuburan tanah atau tingkat kepadatan tanah.
Pada keadaan struktur tanah yang baik atau bobot isi tanah yang rendah, peluang untuk terjadinya stres air menjadi kecil, karena kisaran kadar air tanah yang dapat
dimanfaatkan oleh tanaman menjadi lebar Wesley, 1973. Sudharto, Barus, dan Suwardjo 1989 menyatakan bahwa bobot isi
tergantung pada kepadatan tanah. Tanah yang mengalami pemadatan mempunyai bobot isi yang lebih tinggi dibandingkan dengan tanah yang gembur. Bobot isi
akan berpengaruh pula terhadap ruang pori total, pori aerasi, dan air tersedia. Buckman dan Brady 1969 menambahkan beberapa faktor yang dapat
mempengaruhi bobot isi tanah yaitu 1 jumlah ruang pori dan padatan tanah, 2 struktur tanah, 3 kandungan liat dan kadar air tanah, dan 4 sifat mengembang
dan mengkerut tanah.
2.4. Porositas dan Distribusi Ukuran Pori
Porositas merupakan bagian tanah yang tidak ditempati oleh padatan tanah, baik bahan mineral maupun bahan organik Baver, 1959. Sedangkan
menurut Soepardi 1983, porositas merupakan bagian tanah yang ditempati air dan udara. Ruang pori tanah terdiri dari ruang di antara pertikel pasir, debu, dan
liat serta ruang di antara agregrat-agregrat tanah Sitorus et al, 1983. Distribusi ukuran pori menunjukkan presentasi sebaran ukuran pori yang didasarkan pada
persen volume udara tanah pada berbagai nilai kurva pF, sedangkan porositas dihitung berdasarkan penetapan bobot isi dan bobot jenis partikel Hillel, 1971.
Pori tanah merupakan bagian tanah yang tidak terisi bahan padat tanah. Pori-pori tanah dapat terbentuk akibat susunan agregat tanah, aktivitas akar,
cacing, dan aktivitas organisme tanah lainnya. Aktivitas perakaran tumbuhan
tahunan sangat berperan dalam penbentukan saluran untuk pergerakan air dan udara. Saluran yang terbentuk umumnya berbentuk pipa yang kontinu dengan
panjang yang dapat mencapai satu meter Brady dan Weil, 2008. Jumlah ruang pori ditentukan oleh penyusun dan penyusunan zarah tanah.
Tanah yang berhimpitan susunan zarahnya, seperti lapisan bawah yang padat atau pasir, akan mempunyai jumlah ruang pori yang sedikit. Tanah yang tersusun
secara sarang, seperti tanah lempung berdebu, setiap satuan pori akan dijumpai banyak ruang pori. Buckman dan Brady 1964 menggolongkan pori tanah
menjadi pori makro dan mikro. Pori makro adalah pori yang memberikan kesempatan terhadap pergerakan dan perkolasi air secara cepat. Pori mikro
merupakan pori yang dapat menghambat gerakan perkolasi menjadi gerakan kapiler. Wirjodihardjo 1953 mengemukakan bahwa pori makro adalah ruangan
di antara agregrat-agregrat tanah, sedangkan pori mikro yaitu ruangan-ruangan yang terdapat di dalam agregrat tanah dan tidak terlihat mata.
Susunan dan distribusi pori menunjukkan jumlah masing-masing pori dan sangat menentukan pergerakan air, pada pori drainase cepat dan sangat cepat,
udara mudah bergerak dan air mengalami perkolasi secara cepat. Menurut Sitorus, Haridjaja, dan Brata 1980, pori drainase terdiri dari:
a. Pori drainase sangat cepat; berdiameter 300µm, merupakan bagian pori
yang akan kosong pada pF 1,0. b.
Pori drainase cepat; berdiameter 30 - 300 µm, merupakan bagian pori yang akan kosong pada pF 1,0 sampai pF 2,0.
c. Pori drainase lambat; berdiameter 9 - 30 µm, merupakan bagian pori yang
akan kosong pada pF 2,0 sampai 2,54.
2.5. Bahan Organik
