TINJAUAN PUSTAKA. Ultisol hanya ditemukan di daerah-daerah dengan suhu tanah rata-rata

Transkripsi

1 TINJAUAN PUSTAKA Ultisol Ultisol hanya ditemukan di daerah-daerah dengan suhu tanah rata-rata lebih dari 8ºC. Ultisol adalah tanah dengan horison argilik bersifat masam dengan kejenuhan basa rendah. Kejenuhan basa pada kedalaman 1,8 m dari permukaan tanah kurang dari 35 %. Tanah ini umumnya berkembang dari bahan induk tua. Di Indonesia banyak ditemukan di daerah dengan bahan induk batuan liat. Tanah ini merupakan bagian yang terluas dari lahan kering di Indonesia yang belum dipergunakan untuk pertanian. Tersebar di daerah Sumatera, Kalimantan, Sulawesi dan Irian Jaya. Daerah-daerah ini direncanakan sebagai daerah perluasan areal pertanian dan pembinaan transmigrasi. Sebagian besar merupakan hutan tropika dan padang alang-alang. Problema tanah ini adalah reaksi masam, kadar Al tinggi sehingga menjadi racun bagi tanaman dan menyebabkan fiksasi P, unsur hara rendah, diperlukan tindakan pengapuran dan pemupukan (Hardjowigeno, 1993). Ultisol adalah tanah mineral yang berada pada daerah kering sampai tropika, mempunyai horison argilik atau kandik atau fragipan dengan lapisan liat tebal. Dalam Legend of Soil yang disusun oleh FAO, Ultisol mencakup sebagian tanah laterik serta sebagian besar tanah podsolik, terutama tanah Podsolik Merah Kuning (Munir, 1996). Tingkat pelapukan Ultisol berjalan lebih cepat pada daerah-daerah beriklim humid dengan suhu dan curah hujan tinggi. Proses pencucian intensif menyebabkan kejenuhan basa rendah. Karena itu Ultisol miskin secara kimia dan secara fisika dengan adanya horison B argilik membatasi agihan pertumbuhan dan

2 5 penetrasi akar tanaman. Selain itu Ultisol mempunyai kendala kemasaman tanah, kejenuhan Al dan KTK rendah, kandungan N, P, K tanah rendah serta sangat peka terhadap erosi (Munir, 1996). Ultisol telah mengalami translokasi lempung (clay) dan juga pelindian (leaching), yang dicirikan oleh horison argilik. Untuk meningkatkan produktivitas tanahnya dapat dilakukan dengan pemupukan dosis tinggi dan pemberian bahan organik (Darmawijaya, 1990). Menurut Mohr dan Van Baren (1972) dalam Munir (1996) faktor-faktor pembentuk tanah yang paling dominan pada pembentukan ultisol adalah: a. Iklim, rata-rata curah hujan dari mm per tahun, terdapat lebih dari tiga bulan kering Af-Am (koppen) serta A, B, dan C (Smith Ferguson). b. Bahan induk, umumnya berupa tuff masam, batu pasir serta bahan-bahan endapan sari pasir masam. c. Topografi atau bentuk permukaan tanahnya bervariasi dari bergelombang sampai berbukit dengan ketinggian di atas permukaan lebih dari 3 m. d. Vegetasi utama umumnya berupa hutan tropik basah, padang alang-alang, melastoma dan paku-pakuan. Perkembangan tanah adalah proses pembentukan tanah lanjut setelah terbentuknya horizon C. Banyak cara untuk menentukan perkembangan tanah yaitu: - Berdasarkan morfologi tanah, dinilai kelengkapan horizon tanah penyusun morfologi tanah. Berikut ini urutan perkembangan tanah (yang awal lebih berkembang daripada dibelakangnya) : A-E-Bt-C; A-Bt-C;A-C;C-R;R.

3 6 - Berdasarkan nisbah SiO 2 -R 2 O 3 (Al 2 O 3 + Fe 2 O 3 ). Tanah dengan nisbah lebih dari satu lebih berkembang daripada kurang dari satu. - Berdasarkan mineral primer, ditentukan mineral resisten dan mudah lapuk. Tanah dengan mineral resisten yang dominan lebih berkembang daripada yang didominasi mineral mudah lapuk. - Berdasarkan mineral liat, ditentukan jenis dan jumlah mineral liat penyusun tanah. Tingkat perkembangan tanah ditentukan berdasarkan susunan mineral liat yaitu tanah dengan mineral gibsit>kaolinit>montmorilonit>alofan. (> berarti lebih berkembang). - Berdasarkan mineral indeks oleh Van Wambekke. Khusus kajian ini bahwa tanah berkembang dari solum bahan asal yang homogen (homogeny original) seperti horizon C. Partikel pasir kasar dari mineral resisten dipergunakan sebagai mineral indeks. Dengan menggunakan tabel model sederhana Van Wambekke dapat diketahui tingkat perkembangan tanah dan bahkan dapat dihitung besar erosi atau pencucian (Marpaung, 2011). Argilik Argilan pada horison B, seringkali dalam bentuk microlaminated yang secara umum bentuk laminasinya sempurna. Warnanya berkaitan dengan warna plasma, warna interferesinya (interference colour) lemah sampai sedang, dari abuabu sampai kuning pucat. Bila liat kaolinit dominan, keteraturan susunan dan struktur bahan halus atau plasmik fabriknya (plasmic fabric) cenderung insepik atau undulik, plasmanya tampak berlilin (waxy). Bila matriks tanahnya kaya seskuioksida, maka insepik plasmik fabrik akan tertutup dan berubah menjadi isotik. Warna plasma berkisar dari merah ke kuning. Butiran kasarnya (skeleton

4 7 grain ) terdiri dari mineral yang resisten, didominasi oleh kuarsa dan sedikit mineral mudah lapuk yang dapat dihitung, seperti bioti, feldspar dan muskovit. (Fedoroff dan Eswaran, 1985) Proses pembentukan horison penimbunan liat yang tidak menghasilkan argilik apabila (1) jumlah penimbunan liat yang tidak memenuhi argilik, meskipun ada selaput liat, (2) jumlah penimbunan liat memenuhi argilik tapi tidak ada selaput liat, atau (3) jumlah penimbunan liat tidak memenuhi argilik dan tidak ada selaput liat.(buol, dkk, 1980) Beberapa proses yang diduga dapat menyebabkan terbentuknya penimbunan liat adalah : (1) terjadinya hancuran tiklim dengan intensitas tinggi pada bagian atas solum tanah, sehingga terjadi disintegrasi mineral primer menjadi mineral sekunder (liat), yang selanjutnya terangkut ke bawah oleh air perkolasi,dan diendapkan di horison B, dan (2) terjadinya pembentukan liat in situ pada horison B. (Birkeland, 1974). Terjadinya selaput liat berkaitan dengan akumulasi liat dalam bentuk koloid, selaput liat, atau selaput tipis liat (clay film). Selaput tipis liat tersusun dari kristal-kristal liat alumino-sillikat illuviasi yang terorientasi, yang oleh Buol dan Hole (1961) disebut dengan clay skin dan oleh Brewer (1976) disebut illuviation argilan untuk mendeskripsi adanya alumino-sillikat liat yang mengalami translokasi. Apabila masih terdapat horison elluviasi dan tidak terdapat diskontiunitas litologi diantara horison tersebut dan horison illuviasi, serta tidak terdapat lapisan bajak yang langsung berada di atas lapisan illuvial, maka horison illuvial harus mengandung lebih banyak liat total dibandin horison eluvial sebagai berikut :

5 8 a. Apabila sebagian horison eluvial memiliki fraksi halus-halus dengan kandungan liat total kurang dari 15 persen maka horison argilik harus mengandung minimal 3 persen (secara absolut) liat lebih banyak b. Apabila horison eluvial memiliki fraksi tanah halus dengan kandungan liat 15 sampai 40 persen, maka horison argilik harus mempunyai kandungan liat minimal 1,2 kali lebih banyak dibandingkan horison eluvial; atau c. Apabila horison eluvial memiliki fraksi tanah halus dengan kandungan liat total 40 persen atau lebih, maka horison argilik harus mengandung minimal 8 persen (secara absolut) liat lebih banyak. (Soil Survey Staff, 1998) Irisan Tipis Mikromorfologi tanah merupakan cabang ilmu tanah. Dalam studi mikromorfologi tanah, contoh tanah terlebih dahulu disiapkan dalam ukuran irisan tipis, kemudian fenomena yang ada di dalamnya diperiksa menggunakan mikroskop. Dengan mengetahui susunan bentuk, orientasi, pola distribusi, struktur dan lain-lain. Fenomena yang terjadi dapat diinterpretasi, baik mengenai komposisi tanah, hubungan antar komponen maupun dinamika proses yang telah, sedang atau diperkirakan akan terjadi di dalam tanah. Dengan demikian prospektif pula untuk dikembangkan dan diterapkan bagi berbagai penggunaan diluar bidang ilmu tanah (Hardjowigeno, 1994) Konsep awal terminologi mikromorfologi oleh Brewer adalah S - matriks, yaitu material dari tanah yang material ini terdiri atas simpel peds (primer) atau bagian gabungan tubuh dari material tanah, di dalam kenampakan gejala pedologi yang meliputi komposisi dari plasma, skeleton grains dan pori dan tak terjadi gambaran proses pedologi kecuali bagian plasma (Buol, dkk, 1980)

6 9 Tipe utama dari mikrostruktur di mikromorfologi adalah Struktur berbutir tunggal, Struktur butir berjembatan, Struktur butir pellicular, Struktur butir beragregat mikro, Struktur butir berkanal, Struktur berbutir kompak, Struktur berongga, Struktur sepon, Struktur berkanal, Struktur berkamar, Struktur bergelembung, Struktur remah, Struktur gumpal membulat, Struktur gumpal bersudut, Struktur berlempeng, Struktur prismatik, Struktur berekahan, Struktur beretakan, struktur masif, Struktur kompleks (Bullock, dkk, 1985). Gambar 1. Struktur Prismatik Pada Mikromorfologi Mikromorfologi tanah adalah sifat morfologi tanah yang hanya dapat dilihat dengan bantuan alat optik, kegunaan mempelajari mikromorfologi tanah adalah untuk membantu penelitian genesis tanah, bagian mikro tanah dipelajari dengan membuat irisan tipis yang kemudian diperiksa di bawah mikroskop petrograti, Banyak pembelajaran dari mikromorfologi mendesain kita untuk dapat mengerti genesis tanah (Bullock, dkk, 1985)

7 10 Gambar 2. Irisan tipis suatu contoh tanah diatas mikroskop Mikromorfologi juga penting umtuk mempelajari interaksi tanah tanaman. Argillan yang tercampur dengan besi oksida dapat menghambat penyerapan unsur hara K oleh tanaman, argillan dapat menghambat penyerapan unsur hara P, K, dan sedikit N oleh tanaman (Hardjowigeno, 1994). Dalam pedologi analisis fabrik keduanya termasuk distribusi dan tinjauan orientasi dari semua tingkatan level. Ini adalah bagian yang sangat kompleks dalam pendeksripsian dari struktur karena ini tidak hanya mencakup bagian komposis penyusun kumpulan (plasma, skeleton grains dan pori) dari satu ke yang lain tetapi juga komposisi individu (Brewer, 1964). Gambar 3. Coating perpindahan liat dari horison A ke B ultisol

8 11 Bagian tanah atau ped terdiri dari 4 type yang direkomendasi di studi lapangan USDA yaitu : spheroidal peds, blocky peds, lempeng, dan prisma dimana tingkatan dari kekuatan bahagian tanah dibagi menjadi terbangun kuat, terbangun sedang, terbangun dengan lemah (Bullock, dkk, 1985). Pengambilan contoh tanah perlu diperhatikan 4 aspek penting yaitu : 1) unit yang akan dijadikan sampel, 2) waktu pengambilan sampel, 3) nomor sampel yang diambil dari beberapa unit dan, 4) metode mengamankan sampel yang diambil (Bullock, dkk, 1985). Menurut Fan, dkk (2007) Terdapat pengaruh intensitas dan kekuatan hujan pada mikromorfologi dari kehilangan permukaan yang terkena 5 dan 60 mm hujan dengan lambat dan perlakuan sebelumnya yang baik adalah pembasahan cepat yaitu agregat yang stabil. Bahkan pembasahan lambat tidak bisa mencegah disintegrasi agregat lemah. Intensitas hujan 60 mm pada atas dan bawah piring menunjukkan adanya zona padat di permukaan tanah. Tampaknya ada proporsi materi yang lebih besar kasar, mungkin termasuk mikroaggregat, ini menunjukkan bahwa kekuatan kerak tanah sebelum perlakuan oleh pembasahan lambat lebih lemah dari itu dalam kasus pembasahan cepat karena kehadiran terus-menerus dari agregat yang stabil, meskipun mikroaggregat, dan, akibatnya, mengurangi tingkat pemadatan Irisan yang sangat tipis (<10-pM) menunjukkan neo-formed isotropik dan anisotropik, terang coklat Fe pelapis sekitar butiran mineral terjadi di horison (s) B dari 450-yrold tanah. Pada tanah yang lebih tua, lapisan yang sama hadir, tetapi ketebalan lapisan (10-30 pm), jumlah dan derajat kristalinitas meningkat dengan usia tanah. Pelapis besi secara dominan hadir di bawah horison B, di mana mereka

9 12 terjadi dalam pola distribusi acak yang mengikuti kation stratifi sedimen. vertikal mikroskew plane. karakteristik untuk humus monomorfik pelapis, yang absen dalam lapisan tersebut (Buurman dkk, 2007). Menurut Stolt dan Rabenhorst (1991) pada tanah upland/tidal di Maryland Bukti untuk relik Horison argilik pada Semua tiga profil memiliki peningkatan total dari liat halus di horison B, menunjukkan bahwa horison argilik mungkin ada di masing-masing tanah. Tabel 3 memberikan disingkat mikromorfologi deskripsi horison Bt dan horison Btg dari tiga profil. Illuvial argillans yang lemah untuk orientasi moderat yang diamati pada horison Bt dan Btg dari ketiga pedon. Dari Gambar dapat menunjukkan ferriargillan di horison argilik rawa. Pengamatan argillans itu, bersama-sama dengan peningkatan liat total dalam horison Bt dan Btg. Translokasi minimal liat akan diharapkan terjadi di bawah peraquik kelembaban rezim rawa dan batas pedon. Meskipun beberapa pencampuran ternyata terjadi selama pengendapan loess selama sedimen Coastal Plain, tanah liat bebas partikel-ukuran distribusi untuk tiga tanah menunjukkan kecenderungan yang sama, menunjukkan bahwa bahan induk untuk tanah ini sangat mirip. Oleh karena itu, kita menafsirkan horison argilik di batas dan posisi lanskap rawa sebagai fitur relik yang terbentuk sebelum rendaman. Bukti untuk Perubahan Doe untuk perendaman Banyak fitur illuvial dan berlempung menunjukkan terang, warna interferensi orde pertama (terutama biru terang, merah, merah muda, dan hijau) di bawah penyatuan terpolarisasi cahaya. Fitur-fitur ini terutama diamati dalam bagian tipis horison Bt lebih rendah dari dataran tinggi tersebut, dan semua horison Bt batas dan tanah rawa. Perbedaan warna interferensi dapat berhubungan dengan ketebalan, orientasi, atau komposisi dari fitur. Karena semua ketebalan

10 13 bagian tipis tanah sama, dan orientasi sumbu a dan b yang paling mungkin acak dan mirip dengan fitur dengan lebih warna interferensi normal, kita hipotesis bahwa warna ini mungkin karena perbedaan dalam mineral lempung dari fitur. Menurut Taina dan Heck (2010) analisis berbasis objek gambar menjadi "kunci" dalam karakterisasi sistematis mikromorfologi terhadap tiga Gleysols humik Orthic Typic dan Humaquepts. Dari hasil analisis citra berdasarkan objek, dikombinasikan dengan pengamatan langsung mikroskopis bagian tipis, telah menunjukkan kemampuan yang unik dari metode tidak hanya untuk penentuan kuantitatif bagian konstituen tanah, tetapi juga untuk evaluasi hubungan antara fitur tertentu yang menarik. Pembagian metode kelas untuk menguji dan membandingkan fungsi tetangga dan keanggotaan terdekat klasifikasinya adalah: pori, fraksi kasar dan fraksi kecil sebagai sub kelas dari massa dasar super kelas, dan amorf dan cryptocrystalline, crystallitic, dan deplesi pedofeatures sebagai sub class dari pedofeatures superclass. dan kelas fraksi kecil menjadi argillo-besi, argillo-humo-besi, ferri-argillo-humat, argilik, dan argillo-ferri-sub- sub kelas yang mengandung kapur. Sebuah Geometry dari kristal adalah tinjauan dari wajah kristal, hal tersebut sangat penting karena posisi yang spasial dan hubungan yang mutual dari muka mineral akan menunjukkan kejelasan dan indeks keunikannya. Untuk tujuan ini sistem koordinat mengambil bagian yang penting dalam penentuan jenis mineral yang digunakan.( Stoops dan NIJS, 1981)