Karakteristik Tanah Sawah Pada Toposekuen

TINJAUAN PUSTAKA
Toposekuen Tanah Berbahan Induk Volkanik di Daerah Bogor – Jakarta
Penyebaran Tanah
Faktor pembentuk tanah terdiri dari bahan induk dan faktor lingkungan yang
mempengaruhi perubahan bahan induk menjadi tanah. Faktor pembentuk tanah
yang terpenting menurut Jenny (1941) adalah: iklim, organisme, relief (topografi),
bahan induk, dan waktu. Faktor-faktor pembentuk tanah ini saling berpengaruh
satu sama lain, tetapi di beberapa tempat sering ditemukan hanya satu faktor yang
jelas pengaruhnya.
Salah satu faktor penting pembentuk tanah adalah relief (topografi).
Toposekuen (sekuen ketinggian) merupakan sekuen perubahan sifat-sifat tanah
karena perbedaan topografi/elevasi (ketinggian tempat dari permukaan laut).
Hubungan antara topografi dengan jenis-jenis tanah yang ditemukan sangat
penting untuk diketahui agar dapat diperkirakan penyebaran berbagai jenis tanah
di suatu daerah.
Hubungan tersebut tidak selalu sama di semua daerah.
Hubungan antara topografi (termasuk lereng) dengan jenis tanah ditunjukkan oleh
asosiasi tanah tertentu dengan keadaan iklim, bahan induk, dan sebagainya.
Lereng berpengaruh terhadap warna tanah. Warna tanah biasanya lebih
merah di daerah berlereng daripada daerah datar. Di kaki lereng dan di lembah
warna tanah sering berubah menjadi kelabu dengan bercak-bercak merah karena
pengaruh genangan air yang lebih sering (Hardjowigeno, 2003).
Tanah-tanah yang berkembang dari bahan induk volkanik terbentuk dari
bahan-bahan lepas gunung berapi yang disebut tephra atau pyroclastic materials,
yang dihasilkan dari serangkaian proses yang berkaitan dengan letusan gunung
berapi. Istilah abu volkan dalam Ilmu Tanah mencakup keseluruhan bahan-bahan
lepas tersebut, bukan hanya yang berukuran < 2 mm tetapi termasuk bahan-bahan
berukuran > 32 mm (Shoji et al.,1975). Abu volkan biasanya mengandung gelas
volkan yang amorf, sedikit feldspar, mineral-mineral kelam (Fe dan Mg) dan
sejumlah kuarsa, disebut bertipe vitrik.
Gelas volkanik masam umumnya
berwarna putih/tidak berwarna, sedangkan yang alkalis biasanya berwarna
kecoklatan karena mengandung besi. Ditemukan pula abu volkan yang tidak
5
terdapat/sangat sedikit mengandung gelas tetapi kaya akan fragmen batuan,
disebut bertipe lithik. Kebanyakan abu volkan bersifat andesitik (Hardjowigeno,
2003).
Di daerah volkanik seperti pulau Jawa, penyebaran jenis tanah dipengaruhi
oleh umur bahan induk serta letak ketinggian dari permukaan laut (Hardjowigeno,
2003). Di daerah humid Indonesia, di sekitar daerah abu volkan muda banyak
dijumpai tanah Andosol.
Andosol ditemukan dari permukaan laut hingga
ketinggian 3.000 m, tetapi umumnya ditemukan di daerah yang tinggi (Dudal dan
Soepraptohardjo, 1957).
Di Kabupaten Bogor, khususnya di daerah Cijeruk dan sekitarnya Latosol
berkembang dari batuan induk yang berasal dari batuan volkanik bertufa kuarter
dari G. Salak (Effendi, Kusnama, dan Hermanto, 1998).
Latosol ditemukan pada iklim yang hampir sama dengan Andosol, tetapi
umumnya Andosol ditemukan pada iklim yang lebih dingin dan curah hujan yang
lebih tinggi.
Di Indonesia, Latosol umumnya berkembang dari bahan induk
volkanik baik berupa tufa maupun batuan beku (Dudal dan Soepraptohardjo,
1957).
Latosol ditemukan dari permukaan laut hingga ketinggian 900 m, di
daerah iklim tropika basah dengan curah hujan rata-rata tahunan antara 2.500 –
7.000 mm (Hardjowigeno, 2003).
Hubungan antara topografi dengan keadaan iklim mempunyai asosiasi tanah
yang berbeda antara yang beriklim humid (udik) dengan yang beriklim kering
(ustik).
Berdasarkan Peta Tanah Tinjau Kabupaten Bogor Skala 1:250.000
(Hardjono dan Soepraptohardjo, 1966) yang beriklim humid, Latosol ditemukan
pada lereng utara dari Gunung Gede – Pangrango dan Gunung Salak dan
transisinya hingga ke dataran rendah Jakarta.
Berdasarkan ketinggian,
penyebaran tanahnya adalah sebagai berikut: pada elevasi > 700 m dpl. ditemukan
tanah Latosol Coklat Kekuningan, pada elevasi 400 – 700 m dpl. ditemukan
Latosol Coklat, dan pada elevasi < 400 m dpl. ditemukan asosiasi Latosol Merah
dan Latosol Coklat Kemerahan.
Penelitian yang dilakukan oleh Hardjono (1968) menyebutkan bahwa
Latosol masih dijumpai di atas ketinggian 1.000 m dpl. Hal ini berbeda dengan
penelitian Subardja dan Buurman (1980) yang menemukan bahwa Latosol hanya
6
sampai ketinggian 900 m dpl., sedangkan pada ketinggian 1.020 m dpl. telah
beralih menjadi Andosol Coklat (Tabel 1).
Tabel 1 Penyebaran tanah pada toposekuen Latosol (lahan kering)
berbahan induk volkanik di daerah Bogor – Jakarta
Lokasi
Cikopo
Cikopo
Sukaraja
Sukaraja
Gadog
Rancamaya
Baranangsiang
Semplak*
Parung
Ciputat
Elevasi
(m dpl.)
1.020
900
750
650
500
450
320
205
140
40
Dudal - Soepraptohardjo
(1957)
Andosol Coklat
Latosol Coklat
Latosol Coklat
Latosol Coklat
Latosol Coklat
Latosol Coklat
Latosol Coklat
Latosol Coklat Kemerahan
Latosol Merah Kekuningan
Latosol Merah
Nama
FAO
(1974)
Tanah
Soil Survey Staff
(1975)
Humic Andosol
Humic Cambisol
Eutric Cambisol
Dystric Cambisol
Dystric Cambisol
Dystric Cambisol
Eutric Cambisol
Dystric Gleysol
Orthic Ferralsol
Rhodic Ferralsol
Typic Dystrandept
Andic Humitropept
Andic Humitropept
Andic Humitropept
Typic Dystropept
Typic Humitropept
Typic Eutropept
Aeric Tropaquept
Typic Eutrorthox
Typic Eutrorthox
Soil Survey Staff
(2006)
Typic Hapludand
Andic Eutrudept
Andic Eutrudept
Andic Dystrudept
Typic Dystrudept
Typic Dystrudept
Typic Eutrudept
Aeric Epiaquept
Typic Eutrudox
Typic Eutrudox
Diolah dari: Subardja dan Buurman (1980). * Tanah pernah disawahkan
Karakteristik Tanah
Latosol merupakan tanah dengan pelapukan lanjut, sangat tercuci, batasbatas horison baur, kandungan mineral primer (mudah lapuk) dan unsur hara
rendah, pH rendah (4,5 – 5,5), kandungan bahan organik rendah, konsistensi
gembur, struktur remah, stabilitas agregat tinggi, terjadi akumulasi seskuioksida
akibat pencucian silika.
Warna tanah merah, merah kekuningan, coklat
kemerahan, coklat, atau coklat kekuningan, tergantung dari bahan induk, umur,
iklim dan ketinggian (Dudal dan Soepraptohardjo, 1957).
Menurut Hardjowigeno (2003) definisi Latosol tadi tidak bersifat kuantitatif,
seperti pelapukan lanjut, sangat tercuci, mineral mudah lapuk rendah, terjadi
akumulasi seskuioksida akibat pencucian silika.
Dengan demikian, Latosol
ditujukan untuk tanah-tanah tua, hal yang kurang tepat untuk Latosol yang ada di
Indonesia.
Dalam Taksonomi Tanah, Latosol Indonesia justru tidak terlalu
banyak yang dapat diklasifikasikan sebagai Oxisol.
Pusat Penelitian Tanah (1983) memodifikasi definisi Latosol menjadi tanah
yang mempunyai kadar liat tinggi (≥ 60 %), remah sampai gumpal, gembur,
warna homogen dengan penampang tanah dalam (> 150 cm), batas horison
terselubung, kejenuhan basa < 50 % sekurang-kurangnya pada beberapa bagian
dari horison B di dalam penampang 125 cm dari permukaan, tidak mempunyai
horison diagnostik (kecuali jika tertimbun oleh ≥ 50 cm bahan baru), selain
7
horison A umbrik atau horison B kambik, tidak memperlihatkan gejala plintik di
dalam penampang 125 cm dari permukaan, dan tidak mempunyai sifat-sifat vertik.
Penelitian Subardja dan Buurman (1980) pada toposekuen Latosol Bogor –
Jakarta menjumpai juga Latosol yang solumnya dangkal (53 cm), yaitu di daerah
Sukaraja dengan ketinggian 750 m dari permukaan laut.
Menurut Subardja dan Buurman (1980), Latosol, dalam sistem FAO (1974)
setara dengan Cambisol dan Ferralsol, sedangkan untuk tanah yang pernah
disawahkan setara dengan Gleysol.
Cambisol adalah tanah dengan horison
kambik atau epipedon umbrik dengan ketebalan > 25 cm, sedangkan Ferralsol
adalah tanah dengan horison oksik. Sementara itu Gleysol adalah tanah yang
mempunyai sifat hidromorfik pada kedalaman ≤ 50 cm dan tidak mempunyai
horison penciri lain (kecuali tertimbun ≥ 50 cm oleh bahan baru) selain horison A
histik, kambik, kalsik, atau gipsik.
Dalam sistem Taksonomi Tanah (Soil Survey Staff, 2006) Latosol dapat
dimasukkan ke dalam beberapa ordo yaitu Inceptisol, Alfisol, Ultisol, atau Oxisol
(Hardjowigeno, 2003).
Tanah-tanah Latosol pada penelitian Subardja dan
Buurman (1980), berdasarkan Soil Survey Staff (2006) dapat digolongkan ke
dalam dua ordo tanah yaitu Inceptisol dan Oxisol.
Karakteristik tanah pada toposekuen Latosol pada bahan induk volkanik di
daerah Bogor - Jakarta yang diteliti Subardja dan Buurman (1980) adalah:
(a) Sifat fisika dan kimia: kandungan liat meningkat dengan meningkatnya
pelapukan, kandungan liat lebih tinggi pada elevasi lebih rendah. Pedon pada
kipas aluvial dan teras sungai mempunyai distribusi liat seragam, sedangkan
pedon pada lereng volkan tidak sama penyebarannya, mencerminkan stratifikasi
pada bahan induk.
Kandungan C-organik secara berangsur naik dengan
ketinggian. Kapasitas tukar kation liat rendah pada elevasi rendah, dan lebih
tinggi pada elevasi tinggi.
(b) Sifat mineralogi: pada fraksi pasir semua pedon menunjukkan adanya
penambahan bahan segar pada lapisan permukaan. Mineral opak dan mineral
stabil menurun dengan meningkatnya ketinggian. Fragmen batuan dan hipersten
meningkat dengan meningkatnya ketinggian.
Fraksi liat pada elevasi rendah
8
didominasi oleh haloisit; pada elevasi tinggi proporsi haloisit, goetit, dan kuarsa
menurun secara berangsur, interstratified vermikulit-ilit menjadi dominan.
Tanah Sawah
Karakteristik Tanah Sawah
Tanah sawah dapat diartikan sebagai tanah yang ‘sudah lama’ digunakan
untuk budidaya padi sawah (low land rice), sehingga akan memperlihatkan
perkembangan profil tanah yang ‘khas’ yang berbeda dari tanah aslinya.
Pengertian sederhana tentang tanah sawah adalah setiap jenis tanah yang
mengalami proses penggenangan dan pengeringan secara periodik untuk media
tumbuh tanaman padi sawah. Namun demikian, para pakar tanah telah berusaha
untuk mendefinisikan tanah sawah yang lebih tepat. Kanno (1978) menyatakan
bahwa tanah sawah adalah tanah yang di antaranya mengalami proses
hidromorfik, baik secara buatan maupun secara alami (seperti rawa-rawa).
Berdasarkan definisi tersebut, maka tanah sawah mempunyai sifat morfologi yang
khas sebagai berikut: (1) Horison eluviasi tereduksi terdiri dari lapisan olah dan
lapisan tapak bajak, (2) horison iluviasi teroksidasi, ditunjukkan oleh adanya
karatan besi dan mangan, (3) horison eluviasi yang secara berkala tereduksi
ditunjukkan oleh noda-noda glei dan karatan kuning kecoklatan, dan (4) horison
yang selalu tereduksi. Horison-horison ini tidak selalu harus ada semuanya dalam
satu profil.
Pendapat lainnya, tanah sawah adalah tanah yang mengalami
perkembangan morfologi dan sifat kimia yang khusus seperti terbentuknya glei
permukaan dan lapisan tapak bajak sebagai akibat dari penggenangan buatan
secara periodik pada bagian atas dari profil tanah yang berkaitan dengan
penanaman padi (Tan, 1968; Moormann dan van de Wetering, 1985).
Berapa lama tanah harus digenangi dan dikeringkan untuk memenuhi syarat
sebagai tanah sawah tidak diketahui dengan pasti. Kanno et al. (1964 dalam
Moormann dan van Breemen, 1978) melaporkan bahwa pada tanah sawah
lempung berpasir, lapisan tapak bajak mulai terbentuk setelah tiga tahun dengan
pengolahan secara mekanisasi, sedangkan pada tanah sawah bertekstur liat halus
lapisan tapak bajak terbentuk setelah 10–12 tahun. Setelah 10 tahun tapak bajak
terlihat jelas dan setelah 200 tahun tapak bajak berkembang dengan baik.
9
Menurut Buringh (1979), tanah sawah merupakan suatu tanah “buatan
manusia” karena sifat-sifatnya sangat dipengaruhi oleh kegiatan manusia. Hal ini
terutama dapat dilihat pada sifat kelembabannya yang spesifik yang tidak dimiliki
oleh tanah-tanah hidromorfik alami (Mitsuchi, 1974 dalam Moormann, 1978).
Contohnya adalah Ustept yaitu Inceptisol yang mempunyai regim kelembaban
tanah ustik (tanah setiap tahun kering > 90 hari secara kumulatif tetapi < 180
hari). Sifat tersebut akan hilang apabila sistem pengelolaannya berubah dari tanah
bukan sawah menjadi sistem persawahan tergantung pada lamanya penggenangan.
Penggenangan mengakibatkan terjadinya perubahan regim kelembaban tanah,
misalnya berubah menjadi Udept atau Aquept. Menurut Soil Survey Staff (2006),
Udept adalah Inceptisol yang mempunyai kelembaban udik (tanah tidak pernah
kering selama 90 hari secara kumulatif setiap tahun); sedangkan Aquept yaitu
Inceptisol yang mempunyai regim kelembaban akuik (tanah sering jenuh air,
sehingga terjadi reduksi ditunjukkan oleh adanya karatan dengan kroma rendah).
Perubahan ini bukan semata-mata terjadi secara alami, melainkan terjadi karena
adanya campur tangan manusia. Sementara itu, tanah-tanah hidromorfik alami
memang dari semula sudah memiliki regim kelembaban akuik.
Hal ini sesuai dengan penelitian Rayes (2000). Dalam penelitian tersebut
ditemukan bahwa umumnya tanah yang disawahkan di daerah Merapi pada
elevasi (250 m dpl) yang ditanami 1x padi setahun pada tekstur modifier pasir
berkerikil dan tekstur pasir karena ketersediaan air terbatas termasuk kelembaban
ustik. Pada elevasi > 250 m dpl yang ditanami 2x padi, tanah memiliki regim
kelembaban udik, sedangkan tanah yang ditanami 3x padi baik pada elevasi > 250
m dpl. maupun pada elevasi < 250 m dpl., khususnya pada tanah lempung
berpasir, memiliki regim kelembaban akuik.
Penggenangan pada tanah sawah akan membawa kepada perkembangan
karakteristik akuik akibat peningkatan kebasahan (wetness) tanah (Mitsuchi, 1974
dalam Moormann, 1978). Pada tanah yang berdrainase baik, regim kelembaban
akuik mungkin terjadi, dan pada tanah berdrainase buruk atau agak terhambat
regim kelembaban akuik diperkuat (Moormann dan van Breemen, 1978). Dengan
demikian jika penggenangan terus menerus terjadi, klasifikasi tanah akan berubah
menjadi subordo akuik (Moormann, 1978).
10
Tanah-tanah yang lama digunakan sebagai sawah menunjukkan perbedaan
yang nyata dengan tanah yang tidak disawahkan, walaupun bahan induknya sama
(Koenigs, 1950).
Tanah sawah cenderung mempunyai sifat morfologi dan
pedogenetik yang khusus, sebagai hasil penggunaan tanah yang diairi selama
beberapa bulan dalam satu tahun (Kawaguchi dan Kyuma, 1977). Penggenangan
tanah ini menyebabkan timbulnya lapisan reduksi yang berwarna kelabu di bagian
atas (Mohr et al., 1972) yang bisa mencapai kedalaman sampai 30 – 80 cm,
tergantung pada tekstur, komposisi mineral dan drainase setempat (Dudal, 1966).
Selain terbentuknya lapisan reduksi, dalam profil tanah sawah juga
terbentuk karatan besi dan mangan. Kandungan karatan besi dan mangan pada
tanah tersebut tergantung pada keadaan drainase setempat (Mohr et al., 1972).
Tanah Latosol Bogor yang disawahkan yang mengalami reduksi dan oksidasi
yang berulang-ulang sepanjang tahun banyak mengandung karatan besi dan
mangan, sebagaimana disajikan pada Gambar 1 (Koenigs, 1950).
Meskipun
demikian tidak semua tanah yang disawahkan akan membentuk lapisan tersebut
(Tan, 1968; Munir, 1987).
Gambar 1 memperlihatkan lapisan olah (Ap) yang merupakan lapisan paling
atas yang mengalami pergantian reduksi-oksidasi sangat intensif dan menyangkut
perubahan yang mengakibatkan terjadinya hasil-hasil dekomposisi bahan organik.
Bila digenangi, lapisan olah dapat dibagi menjadi: (1) lapisan oksidasi yang tipis
(Ap1g/Gambar 2) di permukaan tanah, letaknya langsung di bawah air genangan
setebal 1-2 mm, dan (2) lapisan tereduksi yang terletak di bawahnya
(Ap2g/Gambar 2). Lapisan ini merupakan lapisan eluviasi Fe dan Mn dalam
keadaan tereduksi.
Tingkat gleisasi yang terjadi tergantung dari lamanya
penggenangan dan tekstur tanah. Semakin lama tanah digenangi dan semakin
halus tekstur tanah, semakin tinggi gleisasi (Hardjowigeno dan Rayes, 2005). Hal
ini disebabkan karena semakin lama tanah digenangi menyebabkan peredaran
udara terganggu sehingga terjadi proses reduksi Fe/Mn dalam keadaan anaerob,
yang menyebabkan terbentuk warna kebiruan atau kehijauan dengan/atau tanpa
bercak kuning, hitam, konkresi Fe dan/atau Mn. Semakin halus tekstur (liat)
menyebabkan drainase terhambat sehingga air tidak mudah hilang dari tanah.
11
Gambar 1 Profil tanah sawah sekitar Bogor (Koenigs, 1950).
Di bawah lapisan olah dijumpai lapisan tapak bajak, yaitu lapisan tanah
yang memadat dengan indeks pemadatan yang lebih tinggi dari lapisan manapun.
Ketebalan lapisan ini sekitar 5 – 10 cm yang terletak di antara kedalaman 10 – 40
cm (Kanno, 1978). Menurut Moormann dan van Breemen (1978) lapisan tapak
bajak terbentuk bukan karena hasil iluviasi liat, karena terbukti tidak ada
peningkatan kandungan liat halus dan tidak ditemukan selaput (kutan) liat.
Sedangkan Rayes (2000) melaporkan proses pedogenesis yang dominan dalam
lapisan tapak bajak adalah iluviasi bahan-bahan yang berasal dari lapisan olah di
atasnya, penghancuran agregat-agregat tanah di lapisan olah akibat pengolahan
tanah dalam keadaan basah dan terjadinya pengendapan bahan-bahan halus dari
lapisan olah yang menutupi pori-pori makro sehingga jumlah pori makro
berkurang, sedangkan pori mikro meningkat, disertai dengan tekanan oleh kaki
manusia dan hewan penarik bajak yang dapat menyebabkan lapisan ini menjadi
lebih padat. Pembajakan di lapisan olah selalu dilakukan pada kedalaman yang
hampir sama, yang menyebabkan lapisan ini menjadi semakin padat.
Di bawah lapisan tapak bajak ditemukan horison iluviasi besi/mangan yang
teroksidasi.
Horison ini dapat terbentuk pada tanah berdrainase baik yang
disawahkan yang kedalaman air tanahnya > 1 m. Horison ini meliputi horison
iluviasi besi (Bir) dan horison iluviasi mangan (Bmn), letaknya di dalam profil
ditentukan oleh proses oksidasi-reduksi yang terjadi akibat pengaruh air yang
12
diberikan. Umumnya horison Bir terletak di atas horison Bmn, tetapi sebaliknya
pada keadaan air tanah yang dangkal Bir dapat dijumpai di bawah Bmn. Lapisan
Fe umumnya sangat tipis (< 1 cm), sedangkan lapisan Mn umumnya lebih tebal
(Koenigs, 1950; Grant, 1965).
Di bawah horison iluvasi Fe/Mn dijumpai horison B tanah asal. Pada tanahtanah dengan air tanah dalam yang disawahkan, horison-horison tanah di bawah
horison iluvasi ini umumnya tidak terpengaruh oleh resapan air genangan akibat
penyawahan, oleh karena itu tidak terlihat adanya perubahan sifat tanah akibat
penyawahan.
Horison ini tetap mempertahankan sifat tanah asalnya
(Hardjowigeno dan Rayes, 2005).
Menurut Kanno (1978), di Jepang terdapat juga tanah sawah yang tidak
memiliki horison seperti tanah sawah tipikal tersebut.
Hal ini disebabkan
keragaman dalam pengaruh air tanah maupun air genangan (hidromorfisme).
Profil tanah sawah tipikal dengan air tanah relatif dangkal sedikit berbeda
dari profil tanah sawah tipikal dengan air tanah dalam yang dikemukakan oleh
Koenigs (1950).
Pada tanah sawah dengan air tanah yang relatif dangkal
terbentuk horison iluviasi Fe dan Mn di atas garis permukaan air tanah akibat naik
turunnya air tanah sesuai dengan musim. Pada waktu permukaan air tanah naik ke
lapisan yang lebih oksidatif di atasnya, Fe2+ dan Mn2+ juga ikut terbawa. Namun,
karena Fe lebih sukar larut daripada Mn, maka Fe akan mengendap lebih dahulu.
Hal ini mengakibatkan terbentuknya horison Bir dibawah horison Bmn. Kedua
horison tersebut kadang-kadang dapat terpisah dengan jelas, tetapi kadang-kadang
juga tidak jelas. Hal ini dilukiskan oleh Moormann dan van Breemen (1978) pada
Gambar 2.
Pola perkembangan profil tanah yang disawahkan sangat beragam
tergantung dari kondisi dan jenis tanah asalnya. Secara skematik Kanno (1978)
menyajikan pola perkembangan profil tanah sawah yang masing-masing berasal
dari tanah kering dan tanah tergenang (Gambar 3).
Dari Gambar 3 tersebut dapat dijelaskan bahwa pada tanah dengan
kedalaman air tanah > 1,5 meter kemungkinan besar horison glei (G) tidak
terbentuk, yang akan terbentuk adalah horison B yang berada dalam kondisi
reduksi dan oksidasi yang silih berganti (Bg). Dari skema tersebut terlihat bahwa
13
Gambar 2 Profil tanah sawah tipikal dengan air tanah relatif dangkal
(Moormann dan van Breemen, 1978).
1. G
2. g
3.
4.
5.
6.
7.
= horison tereduksi oleh air tanah
= adanya karatan Fe dan/atau Mn
8. BG = horison iluviasi yang tereduksi
9. BgG= horison iluviasi dengan noda glei
dan karatan Fe/Mn
Apg = lapisan olah dengan karatan Fe/Mn
10. Bir = horison iluviasi dengan Fe dominan
ApG = lapisan olah yang tereduksi
11.Bmn= horison iluviasi dengan Mn
dominan
A12g = tapak bajak dengan karatan Fe/Mn 12.Bmi = horison iluviasi campuran Fe dan
Mn sebanding
A12gG = tapak bajak dengan noda-noda glei 13.Cg = horison tereduksi permanen
dengan karatan kuning kecoklatan 14.Gg = horison dengan perkembangan
Bg
= horison iluviasi dengan karatan Fe/Mn
struktur sangat lemah/tak berstuktur
Gambar 3 Skema diagram perkembangan profil pada tanah kering dan basah
(Kanno, 1978).
14
perkembangan profil tanah berasal dari tanah kering (bukan sawah), apabila
digenangi akan membentuk susunan horison sebagai berikut: Apg, A12g - B1gG B2gG - Cg. Proses pembentukan horison ini memerlukan waktu yang sangat lama
dengan kondisi air yang cukup memadai. Simbol ’g’ yang dimaksud oleh Kanno
(1978) bukan untuk simbol ’gleisasi’, tetapi hanya untuk menerangkan adanya
karatan Fe dan Mn. Simbol yang digunakan untuk gleisasi adalah ’G’, berbeda
dengan Soil Survey Staff (2006) yang menggunakan simbol ’g’ untuk gleisasi.
Proses perkembangan profil tanah tergenang dengan susunan horison awal
G1 - G2, apabila terjadi pengeringan akan mengalami perubahan susunan horison.
Apabila sistem drainasenya diperbaiki dengan pembuatan jalur-jalur pembuangan,
dalam kurun waktu sekitar 400 tahun dapat terbentuk susunan horison Apg - A12g
- Bmi - Bmn – BmG (Kanno, 1978).
Pengolahan dalam keadaan tergenang menyebabkan perubahan sifat fisik
tanah antara lain hancurnya agregat (struktur) tanah, berkurangnya pori-pori kasar
dan meningkatnya pori halus. Penggenangan tanah dalam keadaan berlumpur
menyebabkan partikel-partikel halus bergerak ke bawah bersama air perkolasi
membentuk lapisan tapak bajak di bawah lapisan olah, sehingga bobot isi pada
lapisan ini meningkat (Moormann dan van Breemen, 1978; Kanno, 1978).
Kebanyakan tanah-tanah sawah mempunyai permeabilitas yang sangat
lambat karena kaya liat atau debu, tingginya air tanah atau adanya lapisan yang
tidak tembus pada subsoil (Sanchez, 1976). Permeabilitas pada lapisan tapak
bajak umumnya lebih rendah daripada lapisan di atas atau di bawahnya
(Moormann dan van Breemen, 1978).
Penelitian Mitsuchi (1975) mengemukakan bahwa profil tanah sawah dapat
berbeda akibat permeabilitas tanah yang berbeda. Berdasarkan atas perbedaan
permeabilitas, maka dibedakan tiga jenis tanah sawah: (1) tanah sawah coklat
(brown lowland paddy soil), yang memiliki ciri mempunyai permeabilitas sedang,
warna lapisan olah dan lapisan tapak bajak kelabu tua (5Y 4/1), sedangkan
horison di bawahnya berwarna coklat tua (10YR 4/3) dengan bercak kelabu (5Y
4/1), horison paling bawah berwarna coklat tua (10YR 4/3) tanpa bercak-bercak
kelabu; (2) tanah sawah kelabu (gray lowland paddy soil), yang memiliki ciri
mempunyai permeabilitas lambat, berwarna kelabu (5Y 4/1 – 5/1), dari horison
15
permukaan hingga horison bawah dengan karatan besi dan mangan yang cukup
banyak; dan (3) tanah sawah glei (hanging water gley lowland paddy soil), yang
memiliki ciri-ciri mempunyai permeabilitas sangat lambat, horison permukaan
dengan warna glei (7,5 GY 4/1 - 10G 4/1) karena adanya genangan air (hanging
water horizon), di horison bawah warna tanah masih lebih terang (10Y 5/1).
Hasil penelitian Rayes (2000) menunjukkan bahwa pada kelompok tekstur
pasir berkerikil, permeabilitas tanah pada lapisan olah (Ap) maupun lapisan tapak
bajak dan padas besi adalah sawah 1x < sawah 2x < sawah 3x. Permeabilitas
terendah (paling lambat) ada pada horison padas Fe/Mn dan lapisan tapak bajak,
sejalan dengan tingginya bobot isi tanah dan adanya sementasi pada padas Fe/Mn.
Rayes (2000) menambahkan meskipun tanahnya bertekstur pasir bahkan
juga berkerikil dan berbatu masih ditemukan tapak bajak, karena pengolahan
tanah selalu dilakukan secara intensif dalam keadaan basah pada kedalaman
pengolahan yang sama dan berlangsung bertahun-tahun, yang menyebabkan butirbutir halus tanah menyumbat pori dibawahnya sehingga terjadi pemadatan.
Adanya sementasi lemah oleh besi dan mangan maupun oleh silikat (meskipun
tidak terlalu kuat) dapat mendukung pembentukan tapak bajak. Pada padas besi
tersebut, diimpregnasi (diisi atau diresapi) oleh besi oksida dan hidroksida pada
semua pori, sehingga lapisan padas besi lebih keras karena tersementasi selain
oleh besi dan mangan juga tersementasi oleh silika.
Perubahan sifat kimia yang sangat intensif dapat ditemui pada tanah sawah
akibat penggenangan yang berulang. Perubahan sifat-sifat kimia yang penting
akibat penggenangan adalah: (1) penurunan oksigen; (2) reduksi kimia dalam
tanah atau penurunan potensial redoks; (3) meningkatnya pH pada tanah masam
dan menurunnya pH pada tanah alkali; (4) reduksi Fe (III) menjadi Fe (II) dan Mn
(IV), Mn (III) menjadi Mn (II); (5) reduksi NO3¯ dan NO2¯ menjadi N2 dan N2O;
(6) reduksi SO42¯ menjadi S¯ ; (7) bertambahnya sumber dan ketersediaan
nitrogen; (8) bertambahnya ketersediaan P, Si, Mo, Ca, Na dan lain-lain; (9)
penurunan konsentrasi larutan Zn dan Cu; (10) akumulasi CO2, CH4, asam organik
dan H2S sebagai hasil dekomposisi bahan organik (De Datta, 1981).
Berdasarkan ketersediaan airnya, tanah sawah dapat ditanami padi sawah
secara terus-menerus sepanjang tahun, atau bergiliran dengan tanaman palawija,
16
atau sengaja diberakan. Menurut Kanno (1978) pengaruh pengelolaan terhadap
genesis tanah sawah tergantung pada perubahan dalam teknik bertani, penanaman
dan pola tanam. Perbedaan dalam pola tanam menyebabkan perbedaan dalam
periode penggenangan dan jumlah air irigasi yang diberikan.
Sawah yang ditanami padi 3x (sepanjang tahun) akan tergenang terus
menerus. Sawah dengan pergiliran tanaman padi-padi-palawija mengalami masa
tergenang yang lebih lama daripada masa kering, sedangkan sawah dengan pola
tanam padi-palawija-bera mengalami masa tergenang yang lebih singkat daripada
masa kering setiap tahunnya.
Sawah-sawah tipikal yang telah dikeringkan selama puluhan tahun, masih
menunjukkan adanya lapisan Fe/Mn, tetapi lapisan atas tidak pucat lagi, warnanya
mendekati warna tanah asal. Hal ini sesuai dengan hasil penelitian Munir (1987)
pada sawah yang mengalami pengeringan (tidak dimanfaatkan sebagai lahan
persawahan lagi) yang dalam kurun waktu 20 tahun, epipedonnya mengalami
perubahan warna dari kelabu (10 YR 5/1) menjadi warna coklat kekuningan (10
YR 5/4), dimana warna ini merupakan warna tanah aslinya sebelum disawahkan.
Pola tanam juga berpengaruh terhadap klasifikasi tanah sawah. Misalnya
klasifikasi lahan kering pada tingkat subgrup, pada awalnya adalah Typic
Dystrudept.
Dengan adanya penyawahan, terjadi penggenangan secara terus
menerus dalam waktu yang lama, sehingga tanah menjadi lebih basah. Menurut
definisi Soil Survey Staff (1999; 2006), tanah menjadi lebih basah dengan urutan:
Oxyaquic Dystrudept, Aquic Dystrudept, Aeric Epiaquept, dan yang paling basah
Typic Epiaquept. Hasil penelitian Rayes (2000) menunjukkan bahwa klasifikasi
tanah sawah bertekstur pasir pada elevasi 300-500 m dpl. adalah: Aquic Durudept
(1x padi), Anthraquic Eutrudept (2x padi), dan Typic Epiaquept (3x padi).
Moormann dan van Breemen (1978) mengemukakan bahwa perubahan sifat
yang terjadi pada tanah sawah dapat dibedakan menjadi dua yaitu perubahan yang
bersifat sementara dan perubahan permanen.
Disebut perubahan sementara
karena setelah penyawahan selesai dan digantikan dengan tanaman palawija atau
diberakan, terjadi perubahan sementara sifat-sifat tanah akibat pengeringan.
Perubahan sementara sifat tanah akibat disawahkan umumnya terjadi di lapisan
permukaan tanah. Perubahan sementara sifat fisik tanah pada waktu disawahkan
17
berkaitan dengan pengolahan tanah dalam keadaan tergenang (pelumpuran),
perubahan sifat kimia berkaitan dengan proses reduksi-oksidasi, selanjutnya
menyebabkan perubahan sifat morfologi tanah baik pada waktu tanah disawahkan
maupun pada waktu ditanami palawija atau bera. Perubahan permanen terjadi
akibat efek kumulatif dari perubahan sementara akibat penggenangan sawah
musiman, atau akibat praktek percetakan sawah (Hardjowigeno dan Rayes, 2005).
Perubahan yang bersifat sementara berkaitan dengan pengolahan tanah
dalam keadaan tergenang (pelumpuran) yang menyebabkan perubahan sifat fisik
tanah antara lain hancurnya agregat (struktur) tanah, pori-pori kasar berkurang
dan pori halus meningkat (Kanno, 1978; Ghildyal; 1978). Penggenangan juga
berpengaruh terhadap sifat kimia melalui penurunan nilai potensial redoks
sehingga mobilitas Fe dan Mn meningkat. Jumlah besi Feri (Fe3+) yang tereduksi
menjadi fero (Fe2+) selama penggenangan sangat beragam dari beberapa persen
hingga 90% (Mitsuchi, 1974 dalam Kanno, 1978). Sebagian besar fero terdapat
dalam bentuk padat dan terjerap, sedangkan sebagian lainnya terdapat dalam
larutan (Moormann dan van Breemen, 1978).
Penggenangan dan pengeringan berulang-ulang menyebabkan mineral feri
hidroksida/Fe(OH)3 amorf yang mudah direduksi jumlahnya meningkat.
Ferihidroksida ini berasal dari ferioksida (Fe2O3) yang lebih stabil seperti goetit
dan hematit yang kristalin. Mekanisme perubahan besi oksida kristalin menjadi
besi oksida amorf tersebut disajikan pada Gambar 4.
Perubahan tanah sawah yang bersifat permanen terlihat dari sifat morfologi
tanahnya yang seringkali menjadi sangat berbeda dengan profil tanah asalnya.
Menurut Moormann dan van Breemen (1978) perubahan tanah sawah yang
bersifat permanen disebabkan oleh: (a) praktek pencetakan sawah seperti
perataan, penterasan, dan pembuatan pematang, (b) praktek budidaya sehingga
sifat fisiknya berubah seperti pembentukan tapak bajak dan lain-lain, (c)
penggenangan yang menyebabkan terjadinya perubahan sifat kimia dan
mineralogi yang merupakan bagian dari proses pembentukan tanah (misalnya
eluviasi dan iluviasi Fe/Mn, proses ferolisis, pembentukan oksida Fe/Mn, dan
lain-lain), dan (d) perubahan regim kelembaban tanah.
18
Reduksi
Oksidasi
lambat
cepat
Fe (II)
Fe(III) kristalin
(goetit)
Fe (III) amorf
(feri hidroksida)
Reduksi
cepat
Kristalisasi
Lambat
Gambar 4 Mekanisme perubahan besi oksidasi kristalin menjadi besi oksida
amorf (Moormann dan van Breemen, 1978).
Genesis Tanah Sawah
Proses pembentukan tanah sawah tidak terlepas dari proses pedogenesis
yang berlangsung sebelum tanah disawahkan, karena sebelum disawahkan tanah
asal telah mengalami proses pedogenesis yang dipengaruhi oleh faktor-faktor
pembentuk tanah.
Proses-proses pembentukan tanah menurut Simonson (1959) meliputi: (1)
penambahan bahan organik dan mineral ke dalam tanah, dalam bentuk padat, cair,
ataupun gas; (2) kehilangan bahan organik dan mineral tersebut dari tanah; (3)
translokasi (pemindahan) bahan-bahan tersebut dari satu tempat ke tempat yang
lain; dan (4) transformasi (perubahan bentuk) bahan-bahan mineral dan organik di
dalam tanah.
Proses-proses pembentukan tanah yang menunjukkan sifat dari proses
tersebut di atas oleh Buol et al. (1980) dibedakan atas 13 kelompok, diantaranya:
(1) eluviasi (pemindahan bahan-bahan tanah dari satu horison ke horison lain) dan
iluviasi (penimbunan bahan-bahan tanah dalam suatu horison), (2) leaching
(bahan-bahan tanah hilang dari solum) dan enrichment (penambahan bahan-bahan
terutama berasal dari daerah sekitarnya di dalam suatu horison), (3) erosi
permukaan (pengikisan lapisan atas tanah oleh air atau angin) dan kumulasi
(penimbunan tanah atau mineral di permukaan tanah oleh air atau angin), (4)
lessivage (pencucian liat atau debu halus dalam bentuk suspensi, melalui pori-pori
atau rekahan tanah) dan pedoturbasi (pencampuran secara biologi atau fisik yaitu
19
basah dan kering yang bergantian dari horison-horison tanah sehingga tanah
menjadi homogen atau perbedaan horison-horison menjadi tidak jelas, (5)
feritisasi/feralisasi/latosolisasi (pemindahan silika secara kimia dan keluar dari
solum tanah, sehingga konsentrasi Al dan Fe/seskuioksida meningkat dengan atau
tanpa pembentukan plintit dan konkresi) dan podzolisasi/silikasi (pemindahan Al
dan Fe dan/atau bahan organik secara kimia sehingga Si tertinggal dan meningkat
konsentrasinya, (6) dekomposisi (penghancuran bahan mineral dan bahan organik)
dan sintesis (pembentukan partikel mineral atau bahan organik baru), (7)
leusinisasi (pembentukan horison pucat karena pencucian bahan organik atau
bahan organik berubah menjadi tidak berwarna) dan melanisasi (pembentukan
mineral kelam dari warna tanah mineral terang karena pencampuran dengan bahan
organik seperti pada epipedon molik atau umbrik), (8) braunifikasi/ rubifikasi/
feruginasi (pelepasan besi dari mineral primer dan dispersi partikel-partikel besi
oksida yang makin meningkat) dan gleisasi (reduksi besi dalam keadaan
anaerobik sehingga terbentuk warna kelabu dengan atau tanpa karatan atau
konkresi), serta (9) hardening (pengisian pori-pori tanah oleh bahan-bahan halus
seperti silika, besi oksida, dan lain-lain; atau pengurangan pori akibat pemadatan)
dan loosening (volume pori-pori tanah bertambah karena kegiatan tanaman,
hewan, manusia atau proses fisika lainnya dan pemindahan bahan-bahan tanah
dengan pencucian).
Menurut Kanno (1978) pembentukan tanah sawah melibatkan berbagai
proses yaitu: (1) proses yang dipengaruhi oleh kondisi reduksi-oksidasi (redoks)
yang bergantian; (2) penambahan dan pemindahan bahan kimia atau partikel
tanah; dan (3) perubahan sifat fisik, kimia dan mikrobiologi tanah akibat irigasi
(pada tanah kering disawahkan) atau perbaikan drainase (pada tanah rawa-rawa
yang disawahkan).
Dalam proses pembentukan tanah sawah, iluviasi dalam keadaan reduktif
memainkan peranan yang penting dalam diferensiasi horison.
Pembentukan
lapisan tapak bajak, noda-noda karatan, selaput dan noda-noda kelabu (Gong,
1986), dan pembentukan padas besi/mangan terjadi dalam keadaan oksidatif.
20
Klasifikasi Tanah Sawah
Secara umum istilah tanah sawah dalam bahasa Inggris adalah rice soil, atau
paddy soil. Istilah lainnya adalah : lowland paddy soil (Mitsuchi, 1975), artificial
hydromorphic soil (Kanno, 1962), greatgroup anthraquic (Dudal dan Moormann,
1964); subgroup anthrophic (Dudal, 1958), aquorizem (Kyuma dan Kawaguchi,
1966), dan typical paddy soils (Dudal, 1958). Dalam klasifikasi tanah FAO
(World Reference Base for Soil Resources) tanah sawah termasuk Anthrosols
(FAO, 1998).
Penyempurnaan klasifikasi tanah sawah telah lama diupayakan oleh USDA,
melalui Komite Internasional untuk tanah-tanah yang memiliki Regim
Kelembaban Akuik (ICOMAQ), dan dilanjutkan oleh Komite Internasional untuk
Tanah-tanah Antropogenik (ICOMANTH).
Komite-komite ini sepakat untuk
memodifikasi Taksonomi Tanah dengan penambahan kelas baru untuk tanahtanah yang dimodifikasi manusia atau disebut juga Tanah Antropogenik.
Seperti yang diharapkan, pada Keys to Soil Taxonomy mulai edisi ke-8 (Soil
Survey Staff, 1998) penamaan tanah sawah terutama di daerah tropis sudah lebih
mencerminkan sifat tanah sawah dibandingkan dengan edisi-edisi Taksonomi
Tanah sebelumnya. Hal ini karena ditiadakannya great group Tropaquept pada
edisi ke-8, sehingga tanah-tanah Inceptisol di daerah tropis dari sub order Aquept
yang diirigasi (karena pengaruh manusia) yang sebelumnya termasuk Tropaquept
yang tentunya sifatnya sangat berbeda dengan Inceptisol yang memiliki regim
kelembaban akuik secara alami, kini menjadi great grup tersendiri yaitu
Epiaquept. Pada Keys to Soil Taxonomy edisi sebelumnya Epiaquept terletak
setelah Tropaquept, sehingga tanah-tanah Inceptisol yang disawahkan di tropika
tidak pernah termasuk ke dalam Epiaquept. Epiaquept mencerminkan kondisi
akuik pada kedalaman 40-50 cm dari permukaan tanah yang disebabkan oleh
pengaruh campur tangan manusia yang sengaja menjenuhkan lapisan olah dengan
melakukan penggenangan permukaan tanah.
Tanah sawah digenangi air terus menerus selama pertumbuhan padi
sehingga pada tanah sawah tersebut dapat tercipta kondisi akuik, yang
menyebabkan terjadinya perubahan regim kelembaban tanah dari regim
kelembaban tanah udik atau ustik menjadi regim kelembaban akuik atau dari ustik
21
menjadi udik. Kondisi akuik telah diperhitungkan dalam Taksonomi Tanah sejak
tahun 1992 (Soil Survey Staff, 1992) yang dicirikan oleh warna tanah dengan
kroma rendah (kroma ≤ 2; value ≥ 4) baik pada seluruh tanah maupun berupa
bercak-bercak, atau ditemukannya besi fero aktif yang bereaksi positif dengan ααdipiridil. Tanah dengan kondisi akuik adalah tanah yang telah mengalami jenuh
air dan tereduksi secara kontinyu atau secara berkala yang ditunjukkan oleh
adanya gejala redoksimorfik (Soil Survey Staff, 1999).
Berdasarkan kondisi saturasinya dikenal pula istilah endosaturasi,
episaturasi dan saturasi anthrik. Endosaturasi adalah tanah jenuh air di semua
lapisan mulai batas atas lapisan yang jenuh air hingga kedalaman ≥ 200 cm dari
permukaan tanah mineral. Episaturasi adalah tanah mineral yang mempunyai ≥
1 lapisan jenuh air, yang terletak pada kedalaman ≤ 200 cm dari permukaan tanah,
dan juga mempunyai ≥ 1 lapisan tidak jenuh air, yang terletak pada kedalaman ≤
200 cm, di bawah lapisan jenuh tersebut. Lapisan jenuh air tersebut merupakan
lapisan yang tergenang air resapan yang tertahan di atas lapisan yang relatif kedap
air. Saturasi anthrik merupakan variasi dari episaturasi yaitu penggenangan yang
diatur oleh manusia (misalnya untuk tanaman padi sawah), yang menyebabkan
proses reduksi pada lapisan atas yang jenuh air dan melumpur serta proses
oksidasi besi dan mangan yang tereduksi dan tercuci dari lapisan atas yang jenuh
air dan mengendap di lapisan bawah yang tidak jenuh air. Selain itu juga dikenal
istilah kondisi antrakuik yang menunjukkan jenis khusus dari kondisi akuik yang
terjadi dalam tanah-tanah yang diirigasi (Soil Survey Staff, 1999). Berdasarkan
besarnya perubahan regim kelembaban tanah tersebut maka tanah-tanah sawah
dapat diklasifikasikan ke dalam kategori subordo atau subgrup. Contoh subordo
aquic adalah pada tata nama seperti Aquept (great grup Epiaquept), Aquox,
Aquod, Aquert, Aqualf, dan Aquult. Contoh subgrup aquic adalah pada tata nama
seperti Aquic Dystrudept; sedangkan subgrup Oxyaquic contohnya pada Oxyaquic
Eutrudept (Soil Survey Staff, 1999).
Subgrup Anthraquic contohnya pada
Anthraquic Eutrudept (Soil Survey Staff, 2003).
Perbedaan intensitas penanaman padi dalam setahun mengakibatkan
terjadinya perbedaan beberapa karakteristik tanah yang menyebabkan perbedaan
klasifikasi tanah pada tingkat subgrup.
Misalnya, tanah sawah pada tanah
22
berpasir (elevasi 300 – 500 m dpl.) dijumpai Typic Durustept, Anthraquic
Haplustept, dan Typic Epiaquept, berturut-turut untuk sawah yang ditanami padi
1, 2, dan 3 kali setahun, sedangkan tanah yang tidak disawahkan termasuk Typic
Durustoll (Rayes, 2004).
Hal menarik dari penelitian Rayes (2000, 2004) adalah perubahan ordo
tanah dari ordo Mollisol pada tanah yang tidak disawahkan menjadi Inceptisol
pada semua tanah yang di sawahkan. Hal ini disebabkan pada tanah sawah warna
horison Ap tidak memenuhi epipedon molik (value lembab ≤ 3 dan kering ≤ 5;
serta kroma lembab ≤ 3) yaitu memiliki value dan kroma lembab ≤ 3 tetapi
mempunyai value kering 6 – 7; sedangkan pada lahan kering di horison A dan B
memiliki value kering 5, value dan kroma lembab ≤ 3. Hardjowigeno dan Rayes
(2005) menambahkan bahwa perubahan ordo juga dapat terjadi misalnya pada
tanah-tanah yang berasal dari Entisol, karena pengaruh penggenangan pada
budidaya padi sawah bisa berkembang menjadi Inceptisol, atau justru sebaliknya,
misalnya karena pembuatan teras.
Pembentukan Lapisan Padat dan Jenis-jenisnya
Lapisan Tapak Bajak
Lapisan yang memadat adalah lapisan yang mempunyai bobot isi tinggi
sehingga tidak dapat ditembus oleh akar tanaman. Lapisan tapak bajak (plow
sole, plow pan, atau traffic pan) merupakan lapisan padat, terdapat di bawah
lapisan olah dalam profil tanah sawah, yang terbentuk karena pemadatan selama
pembajakan lapisan olah dalam keadaan basah, atau oleh pemadatan lain (tekanan
kaki manusia atau hewan).
Pelumpuran pada tanah sawah menyebabkan
perusakan sebagian atau seluruh agregat tanah yang disebabkan oleh swelling
koloid atau oleh dampak mekanik. Selain itu pori makro menghilang dan pori
mikro menjadi sangat meningkat, menyebabkan kapasitas menahan air tanah
melumpur ini lebih tinggi.
Pengolahan yang berulang-ulang menyebabkan
pemadatan lapisan bawah dari lapisan atas yang diolah dan membentuk lapisan
tapak bajak. Pemadatan menurunkan porositas dan perkolasi air ke bawah melalui
tanah.
23
Kondisi optimal untuk pembentukan lapisan tapak bajak terdapat pada
tanah-tanah berlempung halus (Mitsuchi, 1968 dalam Moormann dan van
Breemen, 1978). Pada tanah yang mengandung liat terlalu tinggi dan pada tanah
dengan air tanah sangat dangkal atau selalu tergenang air, lapisan tapak bajak
yang terbentuk kurang begitu nyata. Lapisan ini tidak dapat terbentuk pada tanah
yang mempunyai sifat mengembang dan mengerut, dan pada tanah berpasir.
Lapisan tapak bajak merupakan sebagian dari horison A (eluvial) dan sebagian
dari horison B (iluvial) atau salah satu dari keduanya, tetapi umumnya lebih mirip
horison A (Rayes, 2000). Lapisan tapak bajak dalam hal kondisi redoks dan
pencucian Fe dan Mn tereduksi mempunyai sifat lebih mirip horison Ap(g)
daripada horison B sehingga dianggap sebagai bagian dari horison A
(Hardjowigeno dan Rayes, 2005). Lapisan tapak bajak bukan merupakan horison
genetik tersendiri (Kyuma dan Kawaguchi, 1966). Lapisan ini tidak dianggap
sebagai horison genetik tersendiri di dalam taksonomi tanah, sampai edisi
kesepuluh (Soil Survey Staff, 2006). Kanno (1978) menyimbolkan lapisan ini
sebagai horison A12g (jika tidak dijumpai karatan besi dan/atau mangan), atau
A12gG (jika terdapat karatan tersebut). Dalam Taksonomi Tanah simbol untuk
lapisan memadat (lapisan tapak bajak) ini adalah Ad, ABd, atau Bd (jika tidak
terjadi gleisasi kuat), dan bila terjadi gleisasi kuat disimbolkan sebagai Adg,
ABdg atau Bdg.
Penelitian Rayes (2000) melaporkan bahwa pada tanah sawah yang ditanami
padi tiga kali dalam setahun ditemukan lapisan tapak bajak pada kedalaman 15 –
25 cm dari permukaan tanah dengan tebal 5 – 20 cm. Pada tanah sawah yang
ditanami padi satu dan dua kali dalam setahun, lapisan tapak bajak berkembang
menjadi padas besi dan/atau mangan (horison Bsdm).
Selanjutnya Rayes (2000) menambahkan, di dalam lapisan tapak bajak juga
terjadi pencucian Fe dan Mn ke lapisan di bawahnya. Di lapisan ini juga dijumpai
karatan yang menunjukkan terjadinya proses oksidasi Fe yang berasal dari besi
fero yang tertinggal di lapisan ini. Hal ini sesuai dengan penemuan Koenigs
(1950) yang menyatakan bahwa meskipun warna matriks lapisan tapak bajak abuabu seperti horison Apg, tetapi karatan besi masih sering ditemukan.
24
Menurut Moormann dan van Breemen (1978) lapisan tapak bajak tidak
terbentuk dalam tanah bertekstur sangat berpasir karena kohesi di antara butirbutir pasir rendah sehingga sulit merekat. Namun demikian, dalam penelitian
Rayes (2000) tapak bajak juga terbentuk pada semua tekstur yang diamati
termasuk pada tekstur modifier pasir berkerikil, yang terjadi karena adanya
perekatan antara butir tanah oleh silika, besi, dan mangan.
Pada pengamatan mikromorfologi, Rayes (2000) menemukan adanya
selaput liat dan debu (meskipun tipis) yang berasal dari lapisan olah di atasnya.
Proses pedogenesis ini mengarah kepada pembentukan horison agrik, yaitu
horison yang terdapat langsung di bawah lapisan olah, mengandung akumulasi
debu, liat, dan humus, C/N rasio < 8, pH 6 – 6,5, dan tebal ≥ 10 cm.
Adanya lapisan tapak bajak berpengaruh positif terhadap ketersediaan air
pada tanah sawah, tetapi pada waktu pergiliran dengan tanaman palawija
pengaruh tersebut menjadi tidak nyata. Bahkan pada tanah dengan lapisan tapak
bajak yang telah berkembang dengan baik, menyebabkan tanah menjadi dangkal
dan lapisan tersebut dapat menghambat perkembangan akar, serta ketersediaan
lengas dan hara bagi tanaman palawija (Moormann dan van Breemen, 1978).
Lapisan Besi/Mangan
Lapisan besi/mangan dapat terbentuk pada tanah sawah yang berdrainase
baik, dengan kedalaman air tanah > 1 meter. Lapisan ini oleh Kanno (1978)
disebut sebagai horison iluviasi oksidatif.
Unsur besi dan mangan tercuci (eluviasi) dari lapisan olah (Ap) dalam
keadaan reduksi (Fe2+ dan Mn2+), kemudian terjadi proses iluviasi (diendapkan) di
horison B yang berada dalam keadaan oksidasi. Fe2+ dioksidasi menjadi Fe3+
pada potensial redoks yang lebih rendah daripada Mn2+ yang dioksidasi menjadi
Mn3+, karena adanya peningkatan gradien redoks di bawah horison melumpur,
maka Fe2+ pertama kali mencapai kondisi untuk terjadinya oksidasi, dan
kemudian diendapkan. Mn2+ bergerak lebih dalam, hingga tercapai kondisi redoks
cukup untuk terjadinya oksidasi dan pengendapan. Oleh karena kelarutan Fe2+
lebih rendah daripada Mn2+, maka Fe akan mengendap terlebih dahulu sehingga
terbentuk suatu pemisahan lapisan yang nyata, yaitu: (1) lapisan atas merupakan
25
iluviasi Fe (B ir) berwarna kuning kecoklatan; dan (2) lapisan di bawahnya
merupakan iluviasi Mn (B mn) berwarna kehitaman (Hardjowigeno dan Rayes,
2005).
Sama halnya dengan lapisan tapak bajak, hingga ke edisi sepuluh lapisan ini
tidak dianggap sebagai horison genetik tersendiri dan tidak dijumpai padanannya
untuk simbol lapisan ini dalam Taksonomi Tanah (Soil Survey Staff, 2006).
Menurut Kanno (1978) horison ini diberi simbol B ir (jika didominasi oleh Fe), B
mn (jika didominasi oleh Mn), dan B ir-mn atau B im (jika Fe lebih dominan dari
Mn), dan B mn-ir atau B mi (jika Mn lebih dominan dari Fe).
Horison iluviasi Fe (B ir) umumnya sangat tipis (< 1 cm), sedangkan
horison iluviasi Mn (B mn) umumnya lebih tebal sekitar lebih dari 19 cm
(Koenigs, 1950; Grant, 1965). Horison B ir yang telah berkembang lanjut, dapat
mengeras menjadi padas besi tipis yang disebut horison plakik. Horison plakik
merupakan horison padas tipis (1 – 25 mm), berwarna coklat gelap kemerahan
sampai hitam, yang tersementasi oleh besi (atau besi dan mangan) serta bahan
organik, pada umumnya terletak pada kedalaman < 50 cm (Soil Survey Staff,
2006).
Selain itu sering juga ditemukan horison B ir-mn (B im) atau B mn-ir (B
mi), dimana iluviasi Fe dan Mn terpisahkan secara tidak jelas. Dari iluviasi Fe
dan Mn tersebut dapat terbentuk struktur majemuk, prismatik, gumpal bersudut
dengan selaput Fe atau Mn pada bidang-bidang strukturnya (Hardjowigeno dan
Rayes, 2005).
Pada penelitian Rayes (2000) di lereng G. Merapi tidak dijumpai horison
iluviasi Fe dan Mn. Yang dijumpai pada tanah sawah yang ditanami padi satu dan
dua kali dalam setahun adalah horison Fe dan Mn yang memadas (Bsdm).
Berbeda dari lapisan iluviasi Fe/Mn yang letaknya di bawah lapisan tapak bajak,
lapisan ini terletak langsung di bawah lapisan olah, merupakan lapisan yang
berkembang lanjut dari lapisan tapak bajak yang tersementasi.
Horison ini
ditemukan di bawah lapisan olah pada kedalaman 17 – 40 cm, dengan ketebalan 4
– 14 cm. Horison ini terjadi akibat adanya sementasi Fe dan Mn, serta bahanbahan lain. Horison ini mirip fragipan tetapi belum memenuhi syarat sebagai
26
fragipan karena ketebalannya < 15 cm, dan/atau akar-akar yang terdapat pada
padas tersebut memiliki jarak lateral < 10 cm (Rayes, 2000).
Grant (1965) serta Driessen dan Moormann (1985) menggunakan istilah
padas besi/mangan yang setara dengan lapisan Fe dan/atau Mn (Koenigs, 1950).
Padas Fe/Mn bukan merupakan istilah dalam Taksonomi Tanah, di samping itu
padas Fe/Mn dalam Taksonomi Tanah tidak memiliki simbol tersendiri karena
tidak dijumpai padanannya. Padas besi dan mangan pada penelitian Rayes (2000),
dengan mengacu pada Soil Survey Division Staff (1993) diberi simbol Bsdm
mencakup sementasi Fe dan Mn.
Mineralogi Tanah-tanah yang Berkembang dari Bahan Volkan
Mineral Primer
Komposisi mineral tanah-tanah yang terkembang dari bahan volkan
tergantung dari batuan volkan dan tingkat pelapukan tanah.
Besoain (1969)
menguraikan berbagai jenis mineral menurut ukuran fraksinya sebagai berikut: (1)
Fraksi pasir (2 mm – 50 µm) mengandung mineral yang sering dijumpai dalam
tanah-tanah bukan abu volkan, bersama-sama dengan mineral-mineral lain yang
memang merupakan bagian dari bahan volkan seperti mineral feromagnesium
(olivin, piroksin, dan amfibol), kuarsa dan kristobalit, tridimit, magnetit, serta
berbagai kompleks silikat dan gelas volkan; (2) Fraksi debu (50 – 2 µm) terdiri
dari mineral-mineral primer dan sekunder.
Mineral sekunder, terutama yang
mengandung alofan, merupakan agregat liat dalam bentuk semu (pseudomorf) dari
debu dan pasir terutama ditemukan dalam fraksi debu kasar.
Bahan-bahan
pseudomorf tersebut terbentuk karena adanya koagulasi atau sementasi dengan
matriks dari bahan feri amorf atau komponen organik. Seringkali pula gibsit dan
oksida-oksida Fe yang terhidrasi berakumulasi dalam fraksi debu halus (5 - 2
µm); (3) Fraksi liat (< 2 µm) terutama terdiri dari mineral sekunder tetapi
seringkali terdapat beberapa mineral primer seperti α-kristobalit, kuarsa bahkan
feldspar terutama dalam fraksi liat kasar (2 – 0,2 µm).
Tanah yang tidak disawahkan pada umumnya mempunyai komposisi
mineral primer yang sama dengan tanah sawah, hal ini disebabkan tanah-tanah
tersebut mempunyai bahan induk yang sama.
Namun beberapa pendapat
27
menyatakan bahwa telah terjadi perubahan susunan mineral primer antara tanah
yang disawahkan dengan tanah yang tidak disawahkan (Winoto, 1985; Munir,
1987; dan Rayes, 2000).
Munir (1987) menemukan bahwa tanah yang disawahkan, dengan kondisi
tergenang dan dikeringkan bergantian (pengolahan tanah), telah menyebabkan
terjadinya perubahan pada kandungan mineral biotit. Kandungan mineral biotit
pada tanah yang disawahkan lebih rendah daripada tanah yang tidak disawahkan.
Sedangkan Winoto (1985) mendapatkan pada tanah yang disawahkan kandungan
mineral mudah lapuk yang lebih tinggi daripada tanah yang tidak disawahkan.
Terdapat beberapa jenis mineral primer yang banyak dijumpai pada tanah
sawah di Indonesia. Antara lain: forsterit, fayalit, augit, enstatit, hiperstin,
hornblende, muskovit, biotit, feldspars, orthoklas, sanidin, plagioklas, kuarsa, dan
gelas volkan (Puslitbangtanak, 2004).
Mineral tanah dapat dibedakan menjadi dua kelompok, yaitu: (1) mineral
skeletal; berupa mineral primer (mineral pasir dan debu, masing-masing butir
merupakan satu macam mineral primer), agregat mikrokristalin (abu volkan
berupa campuran berbagai mineral primer), chert (silika mikrokristalin), serta
fragmen (pecahan batuan dalam ukuran pasir atau debu terdiri dari berbagai
macam mineral primer); dan (2) mineral liat kristalin dan amorf (Hardjowigeno,
2003).
Menurut Soil Survey Staff (2006) fragmen batuan adalah fraksi tanah
berukuran ≥ 2 mm sampai ukuran horisontalnya lebih kecil dari sebuah pedon. Di
samping itu sering ditemukan juga fragmen batuan semu (para rock fragment)
yang berukuran sama seperti batuan, tetapi dapat hancur menjadi < 2 mm pada
waktu persiapan tanah untuk analisa, sehingga dianggap sebagai fraksi tanah
halus.
Mulyanto (1995) yang meneliti pelapukan batuan andesit di daerah Cigudeg
(Jawa Barat) mengemukakan bahwa pelapukan plagioklas diawali dari bahanbahan amorf yang berupa inklusi dalam plagioklas, seperti terlihat dalam
kenampakan warna kekuningan pada rekahan, bidang belahan, dan bidang
kembaran plagioklas, diikuti terjadinya pengaburan warna interferensi pada
permukaan rekahan dan belahan.
Selanjutnya menyertai produk pelapukan
28
terlihat bahan amorf dengan undifferentiated b-fabric pada permukaan mineral,
disertai neoformasi gibsit/haloisit pada dinding belahan dan rekahan (kristal
terorientasi tegak lurus dinding).
Selanjutnya terjadi akumulasi/neoformasi
mineral liat dalam rekahan (kristal sejajar dinding) dan dalam pori yang
berdekatan. Akumulasi diduga disebabkan oleh transformasi.
Mineral Sekunder
Pelapukan bahan volkan dapat menyebabkan pembentukan mineral-mineral
sekunder (mineral liat) yang berbeda-beda di bawah kondisi drainase baik dan
kelembaban yang cukup.
Mineral-mineral amorf (bersusunan buruk) seperti
alofan dominan dalam tanah-tanah muda, sedangkan haloisit/metahaloisit
dominan dalam tanah-tanah yang telah berkembang (Besoain, 1969).
Mineral sekunder dapat merupakan hasil bentukan baru (neoformation) atau
pecahan (state of rupture) dari mineral primer. Kondisi kelembaban dan bahan
organik yang terbatas serta basa-basa yang cukup kaya merangsang pembentukan
mineral liat kristalin tipe 2:1 dan 2:2 yaitu montmorillonit, vermikulit, dan klorit
(Besoain, 1969).
Urutan pelapukan yang berlangsung dalam tanah-tanah bahan volkan
menurut Fieldes (1955 dalam Parfitt dan Wilson, 1985) adalah sebagai berikut:
bahan volkan → alofan → haloisit. Pelapukan awal bahan volkan ditandai oleh
adanya silika opal, kompleks Al dan Fe humus, bahan-bahan mirip mineral liat
alofan, imogilit dan ferihidrit (Wada dan Harward, 1974). Mineral liat alofan dan
imogolit terbentuk bersamaan dengan meningkatnya umur bahan volkan.
Untuk mengetahui adanya mineral liat Fe-Al oksida, Fe-Al amorf, dan FeAl humus di dalam tanah dapat dianalisa dengan teknik pelarutan selektif.
Pengekstrak ditionit-sitrat-bikarbonat digunakan untuk menentukan oksidaoksida besi-bebas dalam tanah (Mehra dan Jackson, 1960), yang terdiri dari
ferihidrit (bukan-kristal), kristal goetit, dan partikel-partikel hematit berukuran
sampai dengan 50 µm, kompleks Al- dan Fe-humus dan Al-(oksi)hidroksida yang
bersusunan buruk.
Pengekstrak oksalat-asam (pH 3) mengekstrak semua Al-aktif dan Fe-aktif
yang amorf, dan juga Si yang berasosiasi meliputi alofan, imogolit, kompleks Al-
29
dan Fe-humus, oksida-oksida amorf atau oksida-oksida bersusunan buruk seperti
ferihidrit, tetapi tidak termasuk gibsit, goetit, dan hematit, maupun liat silikat
(Wada, 1989).
Ekstraksi dengan oksalat melarutkan Al-aktif yang meliputi
mineral amorf alofan dan imogolit (sebagian), Al-humus, Al-antar lapisan, dan
Al- dapat ditukar (Mizota dan van Reeuwijk, 1989). Gibsit/Al (OH)3 biasanya
terdapat bersama-sama dengan polimorfi dari FeOOH dan Fe2O3 dan merupakan
sebagai hasil pelapukan lanjut. Fe2O3 dan FeOOH terbentuk lebih awal kemudian
baru terbentuk gibsit.
Pengekstrak natrium-pirofosfat secara selektif hanya melarutkan Al- dan
Fe-organik berupa humus di dalam tanah. Alo (Al yang diekstrak dengan oksalat)
dikurangi Alp (Al yang diekstrak dengan pirofosfat) merupakan Al yang berada
dalam alofan/imogolit (Mizota dan van Reeuwijk, 1989).
Nisbah Feo/Fed yang juga disebut nisbah aktifitas telah digunakan secara
luas sebagai indeks tingkat pengkristalan dan umur oksida-oksida besi. Tanah
Andisol dan tanah-tanah muda lainnya memiliki nisbah Feo/Fed yang tinggi (>
0,75), sedangkan untuk tanah-tanah lebih tua nisbah tersebut lebih rendah, seperti
Oxisol < 0,1 (McKeague dan Day, 1966).
Child (1985 dalam Mizota dan van Reeuwijk, 1989) mengusulkan rumus
untuk mengestimasi kadar ferihidrit dalam tanah yaitu: % ferihidrit = % Feo x 1,7.
Rumus tersebut didukung oleh penelitian Child, Matsue dan Yoshinaga (1990)
dalam mengestimasi jumlah ferihidrit dalam tanah-tanah abu volkan di Jepang.
Schwertmann dan Taylor (1989) mengemukakan adanya korelasi antara
jumlah goetit yang ditentukan berdasarkan difraksi sinar-x atau DTA dengan
selisih antara Fed – Feo. Dengan kata lain, jumlah mineral besi kristal dapat
diduga dari selisih antara kadar Fed dikurangi Feo. Goetit (α-FeOOH) merupakan
mineral besi oksihidroksida yang memberikan efek pigmentasi/pewarnaan coklat
kekuningan pada tanah dan mineral yang melapuk.
Di samping teknik pelarutan selektif, untuk memahami karakteristik mineral
liat diperlukan informasi dari berbagai teknik analisis yang berbeda antara lain: xray diffragtometer/difraksi sinar-x (XRD), differential thermal analysis/analisis
beda termal (DTA), stereoskopi infra-merah (IRS), scanning electron microscopy
(SEM), dan transmission electron microscopy (TEM). Menurut Wilson (1987),
30
masing-masing metode mempunyai kelebihan dan kelemahan, sehingga
diperlukan kombinasi beberapa metode untuk mendapatkan pemahaman yang
lebih baik untuk mineral liat.
Metode analisis XRD terhadap bahan mineral liat berstruktur kristalin
mempunyai akurasi yang cukup tinggi.
Pada dasarnya metode ini hanya
digunakan untuk analisis kuantitatif, walaupun demikian penerapannya untuk
analisis semi-kuantitatif terhadap liat sering dilakukan dengan motode ini (Tan,
1998). Analisis mineral liat dengan metode ini tidak merusak struktur kristal,
tetapi metode ini kurang tepat untuk analisis mineral liat non-kristalin (amorf).
Sedangkan metode DTA digunakan terutama bila dalam identifikasi bahan amorf
dengan metode XRD hanya menghasilkan kurva tanpa pola/highly disorder (Tan
dan Hajek, 1977).
Menurut Wada (1989) pembentukan Al-humus akan menyebabkan: (1)
pembentukan mineral liat alofan dan imogolit melalui kompetisi terhadap Al yang
dibebaskan dari pelapukan abu volkan terhambat, dan (2) menunjang
pembentukan silika opal. Jika tidak terdapat humus atau tidak aktifnya akumulasi
humus maka mineral liat alofan dan imogolit akan terbentuk.
Mineral silika opal biasanya ditemukan dalam horison A tanah-tanah muda
yang kaya organik yang terbentuk dari bahan volkan. Pembentukan silika opal
didukung oleh adanya pelapukan cepat dari bahan induk yang kaya gelas, adanya
periode musiman yang nyata dari silikasi, sehingga terjadi pengentalan larutan
dan rendahnya aktifitas Al (karena terjadinya pembentukan kompleks Al humus)
sehingga mencegah pembentukan mineral aluminosilikat. Tingginya konsentrasi
Si dapat larut diperlukan untuk mencapai kondisi sangat jenuh yang dibutuhkan
untuk mengendapkan silika (Dahlgren et al., 1993).
Mineral silika tidak dapat larut pada pH rendah. Kelarutannya tidak akan
meningkat jika dinaikkan sampai 9 (Krauskopf, 1956). Menurut Tan (1998)
kelarutan baru terjadi bila pH tanah > 9 dengan reaksi sebagai berikut:
Si(OH)4 + OH-
Si(OH)3O- + H2O
Menurut Dahlgren et al., (1993) pembentukan alofan dan imogolit dalam
lingkungan tanah ideal pada kondisi: (1) pH (H2O) 5 - 7, (2) rendahnya senyawa
organik pengkompleks, (3) bahan volkan yang kaya basa-basa, (4) jenis vegetasi
31
tertentu seperti rumput pampas Jepang (Miscanthus sinensis) yang sangat efektif
dalam mendaur (biocycling) kation-kation basa yang membantu mempertahankan
pH tinggi, dan (5) tidak terdapat mineral silikat 2:1.
Ketersediaan Al merupakan faktor penentu dalam pembentukan alofan dan
imogolit. Alofan jarang terbentuk pada tanah dengan regim kelembaban tanah
ustik, xerik, dan arid karena rendahnya pencucian. Kalaupun terbentuk alofan,
biasanya yang dijumpai adalah alofan kaya silika. Alofan dan imogolit banyak
dijumpai dalam tanah-tanah yang berkembang pada bahan volkan yang
mengandung gelas berwarna, karena mempunyai laju pelapukan 1,5 kali lebih
cepat dari gelas yang tidak berwarna (Shoji et al., 1993).
Rayes (2000) tidak menemukan adanya mineral liat alofan dalam
penelitiannya. Pada tekstur lempung berpasir di ketinggian < 250 m dpl., pada
lapisan tapak bajak dijumpai mineral smektit.
Adanya smektit pada horison
permukaan menunjukkan bahwa telah terjadi pembentukan mineral 2:1 dari bahan
volkan. Menurut Wada (1985) dan Dahlgren et al. (1993) pada tahapan awal
pelapukan bahan volkan dapat terbentuk smektit dan vermikulit. Jumlah mineral
silikat tipe 2:1 biasanya lebih tinggi dalam horison A daripada horison B.
Terkonsentrasinya smektit dalam horison A diperkirakan terjadi jika pembentukan
kompleks Al-humus menghambat pembentukan alofan dan imogolit.
Rayes
(2000) menambahkan tidak terdapat perbedaan susunan mineral liat baik pada
lahan kering maupun lahan yang disawahkan 1x, 2x, maupun 3x padi dalam
setahun.
Dahlgren et al. (1993) mengemukakan berbagai hipotesis tentang
pembentukan mineral liat 2:1 dari bahan volkan yang berasal dari beberapa
sumber sebagai berikut: (1) merupakan produk alterasi dari mineral-mineral mafik
seperti piroksin, amfibol, dan mika dalam bahan induk; (2) terbentuk dari bahanbahan amorf sebagai produk tingkat lanjut dari pelapukan; (3) merupakan produk
alterasi hidrotermal yang terbentuk dalam kawah sebelum letusan, kemudian
diendapkan bersama dengan muntahan volkan, dan (4) transformasi solid state
dari gelas volkan menjadi mineral liat 2:1 (ilit).
Ferihidrit (5Fe2O3. 9H2O) merupakan ferihidroksida amorf, yang dominan
dalam tanah-tanah berbahan volkan di Jepang.
Tingginya tingkat disorder
32
merupakan akibat dari pembentukannya yang cepat sehingga menghambat proses
kristalisasi (Schwertmann dan Taylor, 1989). Pembentukan ferihidrit berlangsung
lebih cepat dibandingkan dengan waktu yang dibutuhkan untuk membentuk
mineral kristalin seperti goetit dan hematit (Dahlgen et al., 1993). Ferihidrit juga
ditemukan pada daerah gunung Merapi terutama pada padas Fe (Rayes, 2000).
Karena kristalinitasnya yang kurang baik maka ferihidrit sulit untuk diidentifikasi
dibandingkan oksida-oksida lainnya.
Wada (1989) mengemukakan bahwa pembentukan haloisit (hidrat haloisit)
dan metahaloisit dijumpai pada tanah-tanah tua dan tanah-tanah tertimbun yang
berkembang dari bahan volkan. Terdapat indikasi bahwa pembentukan haloisit
sangat sesuai pada tempat-tempat yang mengalami penimbunan (overburden)
bahan abu volkan yang tebal, sebagai sumber silika untuk dapat berlangsungnya
resilikasi pada alofan (Aomin dan Mizota 1973 dalam Wada, 1989), dan oleh
regim kelembaban yang mengalami stagnasi (Dudas dan Harward, 1975), atau
karena lemahnya tingkat pencucian (Parfitt et al., 1984).
Haloisit {Si4Al4O10(OH). 4H2O}, komposisinya mirip kaolinit, tetapi pada
setiap unit sel terdapat molekul 4H2O di antara lapisannya, molekul air tersebut
terikat secara lemah. Jika haloisit dipanaskan 100 oC maka molekul H2O akan
hilang dan jarak antar lapisan menjadi 7,2 Ǻ, mineralnya disebut metahaloisit.
Drainase buruk dalam profil tanah (seperti pada tanah sawah) juga
menyebabkan lingkungan kaya silika sehingga menunjang pembentukan haloisit,
alofan kaya Si dan juga smektit (Wada dan Harward, 1974). Kecenderungan
pembentukan mineral-mineral tersebut tidak berhubungan dengan proses
dehidrasi, melainkan sebagai akibat dari konsentrasi silika yang sangat tinggi.
Hasil penelitian Munir (1987) pada tanah Ultisol Lebak Banten
menunjukkan bahwa pada tanah yang tidak disawahkan selain kaolinit juga
ditemukan sejumlah vermikulit.
Sedangkan pada tanah yang disawahkan,
vermikulit telah berubah menjadi vermikulit dengan Al-antar lapisan (hydroxyinterlayer vermikulit) yang mendekati struktur mineral klorit.
Penelitian Bahmaniar dan Mirna (2002 dalam Hardjowigeno dan Rayes,
2005) pada dataran aluvial di India menemukan bahwa terjadi perubahan jenis
mineral liat pada tanah yang tidak disawahkan dibandingkan tanah yang
33
disawahkan. Pada tanah yang tidak disawahkan dijumpai mineral ilit, vermikulit,
montmorillonit, kaolinit, dan klorit; sedangkan pada tanah sawah dijumpai
mineral ilit, montmorillinit, kaolinit dan klorit.
Selanjutnya mereka juga
menemukan bahwa semakin lama periode tanah disawahkan secara terus menerus
(> 30 tahun) maka jumlah mineral ilit berkurang dan montmorillonit meningkat.
Mineral liat pada tanah sawah di Indonesia yang banyak dilaporkan adalah
kaolinit, montmorilonit, vermikulit, montmorilonit dan vermikulit (interstratified)
dengan pelapisan polimer Al, haloisit, goetit, ferihidrit serta gibsit (Munir, 1987;
Prasetyo et al., 1996; 1998; Taberima, 1999; dan Rayes, 2000).