buku ajar - utp.ac.idutp.ac.id/new/wp-content/uploads/2017/08/dasar-ilmu-tanah.pdf · buku ini...

i

BUKU AJAR

Disusun oleh:

Prof. Dr. Ir. Ongko Cahyono, MSc.

Diterbitkan oleh:

Universitas Tunas PembangunanSurakarta

2014

ILMU TANAH

ii

Kata Pengantar

Dengan puji syukur Alhamdulillahirobilalamin menyambut baik dengan

diterbitkannya Buku Ajar berjudul “Ilmu Tanah”.

Kami berharap bahwa dengan diterbitkannya Buku ini memberikan manfaat bagi

mahasiswa Fakultas Pertanian baik jurusan Agroteknologi maupun Agribisnis di

Universitas Tunas Pembangunan Surakarta. Buku ini berisi materi perkuliahan Dasar

Ilmu Tanah bagi mahasiswa Fakultas Pertanian jurusan Agroteknologi maupun

Agribisnis.

Untuk itu Jurusan Agroteknologii maupun jurusan Agrobisinis Fakultas Pertanian

UTP Surakarta mengucapkan terima kasih yang sebesar-besarnya kepada penulis.

Surakarta, Agustus 2014Dekan Fakultas PertanianUTP Surakarta

Ir. Endang Suprapti, MS.

iii

DAFTAR ISI

Halaman

Kata Pengantar ii

Daftar Isi iii

Bab I. Pendahuluan 1

A. Batasan Ruang Lingkup Tanah 1

B. Bahan Penyusun Tanah 3

Bab II. Pembentukan Dan Perkembangan Tanah 5

A. Pembentukan Tanah 5

B. Proses Pembentukan Tanah 15

C. Perkembangan Tanah 20

Bab III. Sifat Fisik Tanah 22

A. Hubungan Bobot dan Volume Tanah 22

B. Air dan Udara Dalam Tanah 26

C. Tekstur Tanah 29

D. Struktur Tanah 32

Bab IV. Sifat Kimia Tanah 35

A. Koloid Tanah 35

B. Pertukaran Ion 39

C. Reaksi Tanah 47

Bab V. Sifat Biologi Tanah 60

A. Komunitas Tanah 60

B. Jasad Hidup Besar 63

C. Jasad Renik 65

D. Asosiasi Jasad Renik dengan Tanaman 68

E. Peran Jasad Hidup dalam Perombakan Bahan Organik Tanah 74

Daftar Pustaka 80

Buku Ajar “Dasar IlmuTanah” FP-UTP Surakarta 2014 ……………..…………………….. 1

BAB IPENDAHULUAN

Tujuan Umum :

Setelah mempelajari materi kuliah ini mahasiswa dapat menjelaskan secara umum cakupan

tentang ruang lingkup Dasar-Dasar Ilmu Tanah

Tujuan Khusus :

1. Mahasiswa dapat menjelaskan pengertian tanah

2. Mahasiswa dapat menjelaskan komponen penyusun tanah

A. Batasan Ruang Lingkup Ilmu Tanah

Ilmu tanah merupakan cabang ilmu yang memadukan gatra ilmu dasar (kimia, fisika,

dan matematika), ilmu biologi (botani, zoologi, mikrobiologi), ilmu bumi (klimatologi,

geologi dan gegrafi), dan ilmu terapan (produksi pertanian, kehutanan, dan teknik/rekayasa).

Gambar 1-1. Bagan Ilmu Tanah (Sumber Sutanto, R. 2005).

ILMUTANAH

ILMU DASAR

Kimia Fisika Matema-tika

BIO

LO

GI

Bot

ani

Zoo

logi

Mik

ro-

biol

ogi

ILMU TERAPAN

Perta-nian

Kehu-tanan

Reka-yasa

ILM

U B

UM

I

Klim

a -tologi

Geologi

Geogra -

fi


Cabang utama Ilmu Tanah adalah pedologi dan edafologi.

1. Pedologi terdiri atas pemerian tanah (inventarisasi sifat dan perilaku tanah); genesis tanah

(asal dan perkembangan tanah); sistematik (klasifikasi tanah berdasarkan pedogenesis,

sebaran, dan fungsi); dan ekologi tanah (tanah sebagai lingkungan pertumbuhan tanaman,

ternak, dan manusia).

2. Edafologi (ilmu tanah terapan) berhubungan dengan permanfaatan tanah untuk pertanian,

silvikultur, dan hortikultur; pemahaman kesuburan tanah untuk memperoleh pertumbuhan

tanaman yang lebih baik serta memperbaiki dan mempertahankan kesuburan

(produktivitas).

Pedologi (ilmu tanah) merupakan ilmu yang masih muda dan hanya dimanfaatkan

oleh beberapa pakar keilmuan. Tetapi menurut Yaalon (1992), ilmu tanah berhubungan

dengan beberapa bidang keilmuan yang lain, seperti perlindungan dan perubahan keadaan

lingkungan, geomorfologi, atau arkeologi. Secara tradisional, kebanyakan pakar tanah selalu

bekerja dalam bidang pertanian dengan tujuan untuk mengelola tanah demi meningkatkan

dan mempertahankan produksi pertanian.

Konsep ilmu tanah yang dilandasi keilmuan kimia dan geologi dipelopori oleh seorang

pakar kimia Jerman, Justus von Liebig (1840), yang selanjutnya melandasi konsep ilmu tanah

yang berkembang di Amerika. Teori keseimbangan yang dikembangkan adalah bahwa tanah

merupakan tempat cadangan hara yang setiap saat dapat diserap tanaman, yang harus selalu

digantikan dengan menggunakan pupuk kandang, kapur, dan pupuk kimia. Teori ini terkenal

dengan sebutan hukum minimum Liebig. Implikasi dari konsep ini adalah aras produksi

tanaman tidak dapat ditingkatkan apabila salah satu faktor tumbuh menjadi pembatas. Ilmu

tanah sampai saat ini dipelajari dengan tujuan untuk meningkatkan faktor pembatas sampai

aras optimum dan bagaimana faktor pembatas pertumbuhan tanaman tersebut dapat

dihilangkan.

Pada tahun 1860, E.W. Hilgard memberikan perhatian terhadap hu-bungan antara iklim,

tanaman, batuan induk, dan tanah yang terbentuk. Lebih jauh dikatakan bahwa tanah bukan

hanya sekadar media pertumbuhan tanaman, melainkan merupakan rubuh alam yang bersifat

dinamis yang harus selalu dipelajari dan dibuat klasifikasinya.

Ramann (1917) mengembangkan konsep tanah yang dilatarbelakangi oleh konsep

geologi. Tanah merupakan lapisan atas kerak bumi yang melapuk; dalam hal ini tidak ada

pengertian tanah sebagai alat produksi atau kegunaan lainnya. Konsep lain dikemukakan oleh

Joffee (1917) yang memberikan batasan lebih maju bahwa tanah merupakan kombinasi sifat

fisik, kimia, dan biologi. Tanah adalah bangunan alami yang tersusun atas horizon-horizon


yang terdiri atas bahan mineral dan organik, bersifat tidak padu dan mempunyai tebal yang

tidak sama. Berbeda sama sekali dengan bahan induk yang ada di bawahnya dalam hal:

morfologi, sifat, susunan fisik, bahan kimiawi, dan laksana-laksana biologi.

Empat defmisi di atas masing-masing mempunyai kelemahan. Defmisi yang baik untuk

suatu benda alam seperti tanah harus terlepas dari kemungkinan kegunaan, harus bersifat

murni sebagai adanya di alam, dan harus berlaku umum. Batasan yang cukup baik

dikemukakan oleh Glinka (1927), bahwa tanah adalah tubuh alam yang bebas memiliki ciri

morfologi tertentu sebagai hasil interaksi antara iklim, organisme, bahan induk, relief, dan

waktu.

B. Bahan Penyusun Tanah

Sebongkah tanah, dalam pengertian umum, adalah merupakan benda padat. Namun

jika kita perhatikan lebih seksama bahan di dalam sebongkah tanah tersebut ternyata terdapat

bagian yang berupa benda cair dan gas. Jadi dapat dikatakan bahwa tanah tersusun atas tiga

bahan, yakni bahan padatan, cair dan gas.

Bahan padatan tanah berasal dari batuan yang mengalami pelapukan, baik pelapukan

fisik (disintegrasi) maupun pelapukan kimia (dekomposisi). Batuan induk yang mengalami

pelapukan tersebut menghasilkan bahan padatan mineral.

Bahan padatan tanah juga ada yang berupa bahan padatan organik, yakni yang berasal

dari hasil pelapukan bahan organik yang merupakan sisa-sisa makhluk hidup yang

terakumulasi dalam tanah.

Perbandingan antara bahan padatan mineral dan bahan padatan organik sangat

menentukan karakter dari tanah yang terbentuk. Berdasarkan kandungan bahan organiknya,

tanah dibedakan menjadi tanah mineral, yang memiliki kadar bahan organik kurang dari

20%, dan tanah organik yang memiliki kandungan bahan organik sama atau lebih dari 20%.

Proporsi bahan padatan, cair dan gas dalam tanah sangat menentukan sifat tanah

dalam hubungannya dengan tanaman. Tanah dengan komposisi bahan padatan yang dominan

akan menghasilkan tanah yang memiliki kerapatan tanah yang tinggi sehingga akan

menghambat perakaran. Tanah yang memiliki padatan organik yang tinggi (misalnya tanah

gambut) berakibat kurangnya kemampuan tanah menopang tubuh tanaman sehingga tanaman

akan mudah roboh. Di samping itu, lingkungan kimiawi tanah tersebut kurang

menguntungkan bagi tanaman. Demikian pula jika bagian udara tanah terlalu mendominasi

sedangkan bahan cairannya sedikit dapat menyebabkan tanaman mengalami kekurangan air.


Sebaliknya jika bahan cair dari tanah yang mendominasi, dapat menyebabkan tanaman

mengalami kekurangan udara, sehingga dapat mengganggu pernafasan akar.

Proporsi antara bahan padatan, cair dan gas dari tanah yang ideal bagi tanaman kurang

lebih adalah 45% bahan padatan mineral, 5% bahan padatan organik, 25% bahan cair, dan

25% gas (Gambar 2-1). Bahan cair dan gas dalam tanah menempati ruang yang sama yakni

rongga-ronga diantara padatan atau yang disebut pori-pori tanah. Sehingga jika jumlah air

dalam tanah bertambah maka jumlah udara dalam tanah akan berkurang, demikian

sebaliknya.

Gambar 1-2. Proporsi bahan padatan, cair dan gas dari tanah yang ideal bagi tanaman

SOAL-SOAL

1. Berikan definisi tentang tanah!

2. Berikan penjelasan mengapa komposisi fase penyusun tanah bersifat fluktuatif!

3. Apa arti pentingnya proporsi dari bahan-bahan penyusun tanah bagi tanaman?

Padatan Organik 5%

Padatan Mineral 45%Cair 25%

Gas 25%


BAB IIPEMBENTUKAN DAN PERKEMBANGAN TANAH

Tujuan Umum :

Setelah mempelajari materi kuliah ini mahasiswa dapat menjelaskan secara umum tentang

pembentukan dan perkembangan tanah.

Tujuan Khusus :

1. Mahasiswa dapat menjelaskan faktor-faktor pembentuk tanah

2. Mahasiswa dapat menjelaskan proses pembentukan tanah

3. Mahasiswa dapat menjelaskan perkembangan tanah.

A. Pembentukan Tanah

1. Siklus Geologi

Tanah merupakan bagian kunci penting dari siklus geologi. Siklus geologi meliputi

pembentukan batuan, evolusi lansekap, dan pelapukan batuan menjadi tanah. Proses ini

diikuti dengan erosi, pengendapan dan selanjutnya tergantung dari lingkungan

pengendapannya dapat diikuti dengan pembentukan batuan sediment atau pembentukan tanah

baru. Batuan terbentuk akibat dari mendinginnya magma panas atau akibat dari bahan-bahan

yang tererosi terakumulasi dan mendapat tekanan sehingga membentuk batuan sedimen.

Baik batuan beku maupun batuan sedimen dapat berubah akibat pengaruh tekanan maupun

panas sehingga membentuk batuan metamorf (malihan).

Pembentukan tanah adalah proses terbentuknya tanah dari bahan bukan tanah, yang

dalam ilmu tanah disebut bahan induk. Bahan induk tanah adalah batuan. Pembentukan

meliputi pengurangan ukuran dari bahan induk, penyusunan mineral-mineral, penambahan

bahan organik, pembentukan horison dan pembentukan lempung. Proses ini berjalan secara

lambat tetapi terus berlangsung, sehingga untuk membentuk tanah dari batuan induk

memerlukan waktu milyaran tahun lamanya. Siklus geologi secara umum dapat dilihat pada

Gambar 2-1 di bawah.


Atmosfer

A Permukaan bumi

20 km

40 km

B. Erosi

Deposisi 3 km

40 km

C.

Bahan Induk Bahan IndukTerangkut Tetap

Lautan0,5 km

Sedimen Aluvium

100 km

Gambar 2-1. Siklus geologi. A. Magma secara perlahan tertekan ke arah permukaan bumi,mengalami pendinginan dan pemadatan menjadi batuan beku (granit). B.Selama milyaran tahun batuan granit muncul ke permukaan bumi, mengalamierosi dan deposisi. C. Milyaran tahun berikutnya batuan terlapuk membentuk

Magma

Batuan Granit

Batuan Granit


aluvium (bahan induk tanah alluvial), dan yang terangkut ke laut membentukbatuan sediment di dasar laut.

2. Faktor-faktor Pembentuk Tanah

Tanah terbentuk dari batuan induk, yakni bisa berbentuk batuan beku, batuan sedimen

maupun batuan malihan. Sehingga tanah yang terbentuk tergantung dari bahan induknya.

Namun demikian dalam perjalanan proses terbentuknya tanah dari batuan induk terdapat

faktor-faktor lain yang ikut menentukan.

Adalah seorang ahli tanah dari Amerika yang bernama Jenny (1941, 1980) yang telah

menggabungkan factor-faktor pembentuk tanah menjadi suatu persamaan, yakni:

T = f (B, I, O, T, W)

Dimana:

T = Tanah yang terbentuk

B = Bahan induk

I = Iklim

O = Makhluk hidup

T = Topografi

W = Waktu

Menurut Jenny sifat-sifat suatu tanah ditentukan oleh interaksi dari kelima faktor-

faktor pembentuknya. Tetapi kadang-kadang pengaruh dari suatu faktor dapat dipisahkan

dari keempat factor pembentuk tanah lainnya yang memiliki kesamaan atau kemiripan.

Misalnya telah dilakukan studi untuk mengelompokkan tanah yang dipengaruhi oleh salah

satu faktor pembentuk tanah dengan kondisi keempat faktor lainnya serupa. Dari

pengelompokan ini dikenal apa yang disebut dengan lithosequence, climosequence,

toposequence, biosequence dan chronosequence.

Lithosequence adalah kelompok tanah yang terbentuk dari batuan induk yang berbeda

sedangkan fakor iklim, topografi, makhluk hidup dan waktu adalah relatif sama.

Climosequence adalah kelompok tanah yang terbentuk akibat kondisi iklim yang berbeda

sedangkan faktor batuan induk, topografi, makhluk hidup dan waktu adalah relatif sama.

Toposequence adalah kelompok tanah yang terbentuk pada wilayah yang memiliki topografi


yang berbeda tetapi memiliki batuan induk, kondisi iklim, makhluk hidup dan waktu adalah

relatif sama. Bioosequence adalah kelompok tanah yang terbentuk akibat pengaruh makhluk

hidup yang berbeda sedangkan faktor batuan induk, iklim, topografi, dan waktu adalah relatif

sama. Chronosequence adalah kelompok tanah yang umur pembentukannya berbeda tetapi

terbentuk dari batuan induk yang sama , kondisi iklimnya sama, topografi wilayahnya sama,

dan pengaruh makhluk hidupnya sama.

a. Faktor Batuan Induk

Bahan induk tanah adalah batuan. Sifat dari batuan induk akan menentukan sifat tanah

yang terbentuk. Kekerasan dari batuan mempengaruhi kecepatan pelapukannya. Demikian

pula kandungan mineral dari btuan sangat menentukan jumlah dan macam mineral dalam

tanah serta tingkat kesuburannya.

Batuan yang terdapat di kerak bumi pada umumnya mengandung oksigen (O), silicon

(Si), aluminium (Al) dan besi (Fe) sebanyak 96% (Tabel 2-1). Sedangkan unsur-unsur

lainnya mencapai 4%. Komposisi unsur dan mineral dari batuan menentukan komposisi

unsur dan mineral tanah. Misalnya tanah yang terbentuk dari pasir kuarsa (SiO2) tidak akan

mengandung mineral lempung karena pasir kuarsa tidak mengandung Al dan kation-kation

lainnya yang berperan dalam pembentukan mineral lempung, kesuburan tanahnya rendah

karena miskin kation. Tanah yang terbentuk dari batuan basa seperti basalt akan kaya

mineral dan unsur hara.

Tabel 2-1. Komposisi unsur dari kerak bumi

Unsur Masa (%) Volume (%)

O 47 94

Si 28 1

Al + Fe 13 1

Lainnya 11 4

Sumber: Singers and Munns (1985).

Batuan dibagi menjadi batuan beku (igneous rocks), batuan endapan (sedimentary

rocks) dan batuan malihan (metamorphic rocks) dan lebih lanjut dibagi lagi berdasarkan

mineralogy, ukuran partikel, kekristalannya, dan model pembentu-kannya (Tabel 2-2).


Batuan beku (igneous rocks) terbentuk dari magma yang mengalami pendinginan

dan pemadatan. Magma yang mendingin di permukaan bumi membentuk batuan beku

ekstrusif (extrusive igneous rocks) dan magma yang mendingi di bawah permukaan bumi

membentuk batuan beku intrusif (intrusive igneous rocks). Pendinginan yang berlangsung

cepat menghasilkan kristal-kristal kecil dalam batuan ekstrusif, sedangkan pendinginan yang

lambat menghasilkan kristal-kristal besar dalam batuan intrusif. Ukuran dan komposisi

kristal menentukan tipe batuan (Tabel 2-3). Ukuran kristal menentukan porositas batuan dan

laju pelapukannya.

Tabel 2-2. Jenis-jenis Batuan, Asal dan Sifat-sifat Utamanya

Tipe Batuan Asal Contoh Sifat

Beku

Endapan

Malihan

Pendinginan Magma

Deposisi dan pemadatan

Perubahan dari batuanbeku dan endapan

Granit

Basalt

Shale

Limestone

Slate

Marble

Warna terang, butirankasarWarna gelap, butiran halus

Aneka warna, butiranhalusWarna terang, terdapatkarang atau CaCO3

Aneka warna, karang yangkeras.Aneka warna, berasal darilimestone yang berubah

Batuan endapan (sedimentary rocks) terbentuk dari bahan-bahan yang terangkut dan

diendapkan di danau atau lautan yang dengan waktu serta dalam pengaruh tekanan bahan

yang menumpuk di atasnya membentuk batuan. Batuan endapan bervariasi dalam hal

kekerasannya yakni tergantung besarnya tekanan, dan dalam hal komposisinya, yakni

tergantung pada komposisi bahan asalnya. Sandstone berasal dari endapan berukuran pasir

sedangkan shale berasal dari endapan lempung. Limestone kaya akan karbonat yang berasal

dari kulit kerang atau organisme laut. Sebagian besar batuan endapan lebih lunak dan lebih

porus dibandingkan dengan batuan beku.

Batuan malihan (metamorphic rocks) terbentuk dari batuan beku atau batuan

endapan mendapat pengaruh panas atau tekanan lebih lanjut atau pengaruh kedua-duanya.

Jika cukup terdapat panas dan tekanan, mineral asli akan mencair dan jika bahan cair ini


membeku kembali akan terbentuk mineral baru. Contoh batuan ini adalah batu marmer yang

terbentuk dari batuan limestone, slate dari shale dan gneiss dari granit.

Tabel 2-3. Klasifikasi sederhana dari beberapa batuan beku berdasarkan ukuran kristal,warna, dan mineralogi yang dominan.

Ukurankristal

Kaya Kuarsa, kayaK feldspar danwarna terang

Miskin akan kuarsa,kaya Ca/Nafeldspar, dan warnagelap

Tidak mengandungkuarsa, warna gelap

Besar(intrusive)

Kecil(ekstrusif)

Granite

Rhyolite

Gabbro

Basalt

Peridotite

Limburgite

b. Faktor Iklim

Faktor iklim merupakan factor pembentuk tanah yang paling aktif dan dominan.

Komponen faktor iklim yang paling berpengaruh adalah faktor hujan dan temperatur.

Iklim mempengaruhi pembentukan tanah secara langsung dan secara tidak langsung.

Secara langsung iklim mempengaruhi pelapukan batuan, baik pelapukan fisik mapun kimia.

Fluktuasi suhu tinggi dan rendah silih berganti yang berlangsung secara terus menerus

menyebabkan pecahnya batuan menjadi bagian yang lebih kecil. Air hujan disamping

memiliki pengaruh secara fisik terhadap pecahnya batuan, air hujan merupakan faktor

terpenting terjadinya pelapukan kimia dari bahan induk tanah. Air hujan mempengaruhi

penguraian mineral maupun bahan organik, menyebabkan terjadinya pencucian bahan-bahan

terlarut ke bagian tanah yang lebih dalam sehingga mengakibatkan terbentuknya horison-

horison dalam profil tanah. Beberapa unsure yang seringkali dijumpai mengalami pencucian

oleh air hujan adalah nitrat, kalium, natrium, dan CaCO3.

Secara tidak langsung iklim mempengaruhi pembentukan tanah melalui penyebaran

makhluk hidup. Penyebaran vegetasi, misalnya, ditentukan oleh tipe iklim suatu wilayah.

Daerah dengan curah hujan yang rendah menyebabkan daerahnya menjadi kering (arid)

sehingga populasi vegetasinya rendah. Sebaliknya pada daerah dengan curah hujan tinggi

menyebabkan daerahnya menjadi daerah basah (humid) yang mampu menumbuhkan berbagai

macam vegetasi. Vegetasi ini akan menambah kadar bahan organik dalam tanah. Jadi

semakin tinggi curah hujan di suatu wilayah akan menyebabkan makin tingginya kandungan

bahan organik tanah, demikian pula makin cepat pencucian terhadap mineral-minral dalam


tanah. Temperatur tinggi dapat memperbesar evapotranspirasi dan mempercepat rekasi kimia

dalam tanah.

Pengaruh kombinasi curah hujan tinggi dan suhu tinggi seperti yang terjadi pada

tropika basah (misal Indonesia) dapat mempercepat proses pembentukan tanah serta

menghasilkan tanah dengan profil yang dalam.

A

B

pH Karbonat

Gambar 2-2. Pengaruh curah hujan terhadap laju pembentukan lempung, kedalamankarbonat dan pH tanah. Pembentukan lempung berjalan cepat dengantingginya curah hujan. Kedalaman karbonat meningkat dan pH tanahmenurun jika curah hujan meningkat..

Laju

Pem

bent

ukan

Lem

pung

Lam

bat

Cep

at

Curah HujanTinggiRendah

Ked

alam

an K

arbo

nat

Dan

gkal

Dal

am

Curah Hujan

TinggiRendah

pH

Tinggi

Rendah


Gambar 2-3. Pengaruh temperatur terhadap akumulasi bahan organik tanah.Akumulasi bahan organik adalah seimbang antara produksi dandekomposisi. Akumulasi tertinggi dicapai pada suhu sedang

c. Faktor Makhluk Hidup

Makhluk hidup mempunyai pengaruh yang tidak sedikit terhadap pembentukan

tanah. Makhluk hidup yang dimaksud di sini adalah termasuk manusia, hewan dan tanaman

baik yang berukuran besar maupun yang berukuran kecil (mikroorganisme).

Diantara makhluk hidup yang mempunyai pengaruh yang paling dominan adalah

tanaman. Hal ini disebabkan karena tanaman relatif lebih lama berkedudukan pada tanah

dibandingkan manusia dan hewan. Manusia dan hewan karena lebih sering berpindah

tempat, maka pengaruhnya pada pembentukan yanah adalah tidak langsung yakni melalui

pengaruhnya terhadap tanaman.

Tanaman mempengaruhi pembentukan tanah karena tanaman mampu melakukan

pelapukan fisik maupun kimia. Pelapukan fisik dilakukan oleh akar-akar tanaman yang

mampu memecahkan bahan induk. Sedangkan pelapukan kimia dilakukan oleh senyawan-

senyawa organik yang dikeluarkan oleh akar (eksresi) dan penambahan bahan organik tanah

melalui daun, bahan, ranting, dan akar yang mati. Penambahan bahan organik melalui akar

tidak harus menunggu tanaman mati terlebih dahulu. Beberapa jenis tanaman akarnya akan

mati meskipun tanamannya tidak mati. Akar-akar baru akan muncul menggantikan akar yang

mati. Bahan organik mempunyai peranan yang penting yakni sebagai bahan pembentukan

agregat tanah, sumber unsur hara tanah, peningkatan kemampuan tanah menahan air serta

meningkatkan kapasitas pertukanan kation.

Bah

an O

rgan

ik T

anah

Temperatur

TinggiRendah


Hewan yang berpengaruh pada pembentukan tanah adalah dilakukan oleh hewan-

hewan yang hidup di dalam tanah, baik makroorganisme seperti cacing, jengkerik, tikus tanah

dan sebagainya maupun yang mikroorganisme seperti bakteri dan fungi. Sedangkan hewan

yang tidak hidup dalam tanah pengaruhnya adalah melalui kotoran serta bangkainya yang

terpendam dalam tanah. Hewan-hewan tanah dalam berbagai ukuran memiliki pengaruh

pada perombakan bahan organik. Bahan organik berukuran besar dipotong-potong oleh

hewan besar seperti tikus dan serangga tanah, selanjutnya dilumatkan oleh hewan berukuran

lebih kecil misalnya cacing. Bahan organik yang sudah halus selanjutnya akan mengalami

penguraian secara kimiawi (proses mineralisasi) atas bantuan mikroorganisme tanah (bakteri

dan cendawan) dengan hasil akhir berupa mineral-mineral yang siap digunakan oleh tanaman.

Sedangkan hasil lainnya berupa materi yang dikenal sebagai humus.

Manusia mempengaruhi pembentukan tanah melalui berbagai cara. Penebangan

hutan, pembakaran, pengariran dan pengolahan tanah serta pemupukan untuk keperluan

budidaya tanaman sangat penting pengaruhnya pada proses pembentukan tanah. Karena

bukan saja tindakan-tindakan tersebut berakibat pada perubahan sifat fisik tetapi juga akan

mempengaruhi sifak kimia dan biologi tanah.

d. Faktor Topografi

Komponen topografi yang paling dominan adalah sudut kemiringan dan panjang

lereng. Topografi memiliki pengaruh secara tidak langsung yakni melalui kelancaran

lalulintas air dalam tanah serta macam vegetasi yang tumbuh pada wilayah tersebut. Pada

lahan yang miring memiliki lalulintas air dalam tanah yang berbeda dengan lalulintas pada

lahan datar atau cekungan. Pada lahan dengan kemiringan tinggi maka laju runoff lebih cepat

dibandingkan air infiltrasi, akibatnya erosi tanah lebih besar. Pada tanah dengan bentuk

wilayah cekungan, air cenderung tertahan dalam bentuk genangan. (Gambar 2-4). Hal ini

akan akan menyebabkan proses perombakan bahan organik tanah berjalan lambat. Jika pada

wilayah ini terdapat vegetasi hutan maka laju pemasukan bahan organik yang berupa sisa-sisa

daun yang jatuh lebih cepat dibandingkan laju perombakannya. Akibatnya bahan organik

mentah akan terimbun di permukaan tanah. Dalam jangka panjang tumpukan ini akan

menjadi lapisan tanah yang tebal seperti halnya kita lihat pada tanah-tanah gambut misalnya

di Kalimantan, Simatera dan Irian Jaya.

Topografi juga berpengaruh terhadap jenis vegetasi yang tumbuh. Tanah yang

memiliki kelerengan kearah utara atau selatan pada umumnya akan menerima cahaya

matahari yang relatif lebih lama dibandingkan dengan tanah yang miring kearah barat atau


timur. Sebagai akibatnya jenis vegetasi yang tumbuh pada wilayah tersebut juga berbeda

akibat panjang penyinaran yang berbeda.

Presipitasix cm Daerah erosi dipercepat

A Daerah pengumpulanPresipitasi x cm

Presipitasi efektifx cm

B Presipitasi x cm

Presipitasi efektif0,5 x cm C

Presipitasi efektifA1 1,5 x cm

1 m A2

Bw

1 m A

1 m

C

C

Gambar 2-4. Jumlah presipitasi efektif meningkat dari bagian atas lereng ke bagian bawahlereng. Presipitasi efektif adalah banyaknya air yang masuk kedalam pedon.

e. Faktor Waktu

Berapa umur tanah? Ini adalah pertanyaan yang sulit untuk dijawab. Para ahli tanah

setuju bahwa umur tanah tidaklah semuanya sama dan ini semua menunjukkan bahwa factor-

faktor pembentuk tanah bekerja terus sepanjang waktu. Namun para ahli tanah tidak

A2A1

A1

Bt

C


memiliki kesamaan pandangan tentang kapan tanah mulai dibentuk. Apakah tanah mulai

terbentuk saat pertama kali bahan induknya terbentuk, ataukah pada saat adanya tumbuhan

yang tumbuh pada bahan induk.

Ada beberapa studi yang dilakukan untuk mengetahui umur tnah. Beberapa

diantaranya dengan membuat irisan vertikal tanah, dimana terlihat tumpukan lapisan dari

yang paling tua ditumpuki oleh lapisan tanah yang lebih muda. Kemudian umur maksimum

tanah diestimasi dengan metode ‘carbon 14 dating’ bahan organiknya. Metode lainnya untuk

lokasi lain dimana tanah ditemukan mengandung abu vulkanik yang dapat diukur.

Laju pembentukan tanah terlalu lambat untuk dapat diukur secara langsung, oleh

karenanya perlu dilakukan pengukuran secara tidak langsung. Jika kita sudah mendapatkan

data tentang umur maksimum suatu tanah, kita dapat membagi ketebalan pedon dengan umur

maka akan didapatkan berapa ketebalan lapisan tanah terbentuk per tahunnya. Estimasi ini

benar jika pembentukan tanah terjadi pada laju yang konstan dan proses pembentukan tanah

bertindak secara seragam setiap tahunnya. Tidak semua ahli tanah menerima pendekatan ini,

namun pada prinsipnya mereka sepakat bahwa laju pembentukan tanah tergantung pada

kelima factor pembentukan tanah serta berlangsung sangat lambat.

B. Proses Pembentukan Tanah

Dalam proses perubahan batuan menjadi tanah, batuan-batuan tersebut harus

mengalami pelapukan. Pelapukan batuan pada dasarnya dapat dibedakan menjadi pelapukan

fisik dan pelapukan kimia.

1. Pelapukan fisik

Proses awal dari pembentukan tanah adalah berupa pemecahan batuan keras dan solid

menjadi bagian-bagian yang lebih kecil melalui pelapukan fisik. Pembekuan dan pencairan,

pemanasan, abrasi, pengembangan dan pengkerutan merupakan energi-energi yang dapat

memecahkan batuan besar menjadi bagian kecil-kecil.

Air dalam bentuk cair mempunyai berat jenis lebih tinggi dibanding dalam bentuk

padat (es). Sehingga air yang berubah bentuk menjadi es velumenya akan bertambah. Dengan

demikian jika air yang meresap ke dalam batuan terkena suhu rendah yang membekukan

akan menghasilkan energi yang dapat memecahkan batuan tersebut.

Panas yang diterima batuan dapat menyebabkan pemuaian. Jika ini berlangsung terus

menerus dapat menyebabkan peretakan batuan, selanjutnya batuan akan mengalami

pembahasahan pengeringan yang dapat menyebabkan pengembangan dan pengkerutan batuan


dan mineral. Perubahan volume batuan dan mineral tersebut akhirnya dapat menyebabkan

pecahnya batuan pada bagian yang mengalami peretakan tadi. Bahkan akar tanaman yang

tumbuh masuk ke dalam retakan juga mempunyai energi untuk memecahkan batuan.

Hal penting dari pelapukan fisik ini bahwa batuan tidak mengalami perubahan

susunan kimia dan tidak terbentuk mineral baru.

2. Pelapukan kimia

Pelapukan ini lebih tepat disebut pelapukan biogeokemikal karena makhluk hidup

berinetarksi secara kimiawi dengan bahan-bahan geologi yang melapukkan mineral

merupakan proses utama dari pembentukan tanah dari bahan bukan tanah. Proses ini

merupakan kelanjutan dari pelapukan fisik yang berupa pelunakan batuan disertai dengan

penguraian secara kimiawi mineral penyusun batuan dan terbentuk mineral baru (mineral

sekunder).

Air merupakan faktor terpenting dalam pelapukan kimia. Air harus mampu

menembus batuan untuk bisa terjadinya pelapukan secara kimiawi. Penetrasi air ke dalam

batuan-batuan beku yang keras seperti basalt dan granit terjadi secara lambat, sedangkan

pada batuan sedimen seperti sandstone dan shale berlangsung cepat. Bahan-bahan terangkut

seperti alluvium atau glacial merupakan bahan yang dalam proses deposisinya tidak

terkonsolidasi, sehingga relatif lunak dan lebih cepat proses pelapukannya dibandingkan

dengan batuan beku.

Reaksi yang terjadi berupa hidrolisa, hidratasi dan reduksi-oksidasi. Mineral

terpenting yang dihasilkan dari proses pelapukan kimia adalah dari golongan mineral

lempung. Sebagai contoh adalah penguraian mineral kaolinit yang mengalami hidratasi

menghasilkan mineral kuarsa dan silikat.

Pada kenyataannya bahwa pelapukan fisik dan kimia tidak terjadi secara sendiri-

sendiri, melainkan bekerja secara bersama-sama dalam merombak batuan induk yang

hasilnya berupa mineral sekunder. Mineral sekunder ini terutama terdiri atas mineral

lempung, kuarsa, sesquioksida (Fe/Al oksida), humus, dan senyawa lainnya.

5 mm


Gambar 2-5. Pelapukan meliputi banyak proses fisik maupun kimia. Lempe-nganfeldspar yang terlapisi oleh selaput tipis film air mengalami pelapukanmenjadi berbagai produk dan berbagai proses lanjutan.

Mineral-mineral baru ini akan mengalami proses lanjutan antara lain pencucian,

pembentukan agregat tanah, dan proses-proses lainnya. Beberapa contoh dari mineral

sekunder yang mengalami reaksi lanjutan adalah sebagai berikut:

1. Magnetit akan teroksidasi menjadi hematite, selanjutnya akan terhidratasi

menghasilkan limonit, melalui reaksi berikut:

4 Fe3O4 + O2 6 Fe2O3

Fe2O3 + 3 H2O 2 Fe(OH)3 atau Fe2O3.3H2O

2. Olivin akan mengalami oksidasi dan hidratasi menghasilkan serpentin, melalui reaksi

berikut:

2(MgFe).2SiO4 + 3On + 4 H2O H2Mg(SiO4).2H2O + Mg(OH)2 + 4 Fe

Selanjutnya serpentin dapat mengalami pencucian dengan meninggalkan asam silikat.

Demikian pula silikat akan mengalami pencucian dengan menghasilkan air dan SiO2.

3. Piroxin jika mengalami karbonatasi dan hidratasi membentuk senyawa-senyawa Fe,

Al dan Mg. Piroxin yang tidak mengandung besi (missal enstatit) akan terurai melalui

reaksi:

4 MgSiO3 2 H2O + CO2 H2Mg3(SiO3)4 + MgCO3

4. Felspar dan felspatoid, yang merupakan bagian terpenting dari semua batuan induk,

jika bereaksi dengan air akan menghasilkan kaolin, melalui reaksi:

K2O.Al2O2.6 SiO2 + H2O Al2O3.2 SiO2 . 2 H2O + KOH + 4 SiO2

Feldspar

H2OPelapukan

Direkombinasi

Diendapkan

Produk TerlarutDirekombinasi/Ditransformasi

Diserap Hilang

Ditranslokasi/Ditransfer

Produk Tidak Larut


Hasil pelapukan bahan induk dibedakan menjadi bahan sisa (in place materials) yang

merupakan sisa pelapukan yang tidak terangkut dan bahan yang terangkut (transported

materials) yang kemudian terdeposisi dan terpadatkan kembali.

Bahan Induk Sisa (In-place Materials)

Tanah yang terbentuk dari bahan sisa merupakan bahan murni dari batuan yang ada

dibawahnya dan tidak tercampur dari bahan lain. Karena mineral yang terbentuk adalah

hanya berasal dari pelapukan satu macam batuan dan tidak tercampur dengan bahan lain,

maka kemungkinan kekurangan unsur hara tertentu lebih besar dibandingkan dengan tanah

yang terbentuk dari bahan induk yang terangkut. Sebagai cirri utamanya adalah hasil

pelapukan ini berupa bahan yang tidak berlapis-lapis. .

Bahan Induk Terangkut (Transported Materials)

Sebagian besar tanah-tanah yang produktif di dunia merupakan hasil pelapukan dari

bahan induk ini. Unsur-unsur pengangkut meliputi angin, air, es dan gravitasi. Bahan-bahan

terangkut umumnya lebih porus dibandingkan bahaninduk sisa.

. Atas dasar gaya yang mengangkut, dapat dibedakan menjadi 4 golongan:

1. Pengangkutan bahan induk oleh air

Air merupakan unsur pengangkut yang penting. Pengangkutan yang paling signifikan

adalah melalui sungai. Delta adalah contoh tanah yang berasal dari pengangkutan oleh air

sungai.

Hasil endapan dari pengakut air ini dapat berbentuk:

a. Endapan Alluvial

Banjir yang membawa bahan-bahan tanah setelah turun kecepatannya bahan-bahan

tersebut diendapkan di suatu wilayah. Pada periode banjir berikutnya akan

mengendapkan bahan di atas endapan sebelumnya, sehingga ciri utama dari endapan

alluvial ini adalah tanahnya berlapis-lapis. Lapisan-lapisan ini memiliki terkstur yang

tidak beraturan, tergantung dari kapasitas banjirnya. Pada suatu banjir besar partikel-

partikel berukuran besar mungkin dapat terbawa sampai jauh, sehingga diendapkan di

atas lapisan yang lebih halus. Sedangkan pada banjir kecil partikel-partikel kasar tidak

bias dibawa sampai jauh. Sehingga ukuran partikel dan tebal lapisan dapat

mencerminkan kapasitas banjir yang terjadi (Gambar 2-6).


Kasar

Halus Halus

Sangat halus Sangat kasar

Sangat kasar Sangat halus

Sedang Sangat kasar

Gambar 2-6. Lapisan pada endapan alluvial. Ukuran partikel dan ketebalan lapisanmencerminkan kapasitas banjir yang terjadi. Lapisan kasar yangmenumpuk di atas lapisan halus merupakan petunjuk bahwa banjir yangterjadi mempunyai kapasitas yang lebih besar dibandingkan kapasitasbanjir sebelumnya.

b. Endapan Lacustrin

Endapan ini terbentuk di dasar danau atau kolam, mempunyai tekstur kasar di bagian

tepi dan makin halus di bagian tengah danau.

c. Endapan Marine

Terbentuk di dasar lautan, mengandung banyak butir kuarsa dan mineral lain yang

umumnya bukan unsure hara bagi tanaman.

2. Pengangkuatn bahan oleh angin

Angin mengangkat dan membawa partikel lempung, debu dan pasir halus ke tempat

lain dengan jarak bervariasi tergantung kecepatan angina dan ukuran partikelnya. Hasil

pengangkutan dari partikel pasir yang berupa endapan disebut aeolian deposits, sedangkan

hasil pengangkutan partikel lempung dan debu disebut loess. Ciri-ciri dari deposit oleh angin

ini adalah lapisan tanahnya berstrata dan makin jauh dari sumber angina ketebalannya makin

berkurang. Angin mensortir bahan berdasarkan ukurannya. Makin besar ukuran partikel

makin dekat jarak pengangkutan-nya, dan makin halus partikelnya makin jauh jarak

pengangkutannya.

Bahan terangkut angin dapat berbentuk:

a. Sand dunes (puntuk pasir)

Terbentuk di pantai samudera, endapannya berkadar silika tinggi dan kurang

b. Loess

Susunan teksturnya sragam dengan kadar debu yang tinggi, sedikit lempung dan

hamper tidak terdapat partikel yang kasar, struktur tanah yng terbentuk adalah kolumner


(tiang). Endapan yang kita lihat sekarang merupakan endapan yang terjadi pada masa

pleistosen.

3. Pengangkutan bahan induk oleh gravitasi

Hasil pengangkutan oleh gravistasi disebut Colluvial, yakni berupa gerakan hasil

pelapukan batuan ke kaki lereng yang berjalan lambat yang diakibatkan oleh adanya gaya

gravitasi. Kecepatan gerakannya ditentukan oleh kemiringan dari bidang gesernya.

4. Pengangkutan bahan induk oleh es

Hasil pengangkutan oleh es dikenal dengan endapan Glacial till yakni berupa endapan

yang mengalami pelapukan akibat terkena gerakan meluncurnya balok es. Tanah glacial till

memiliki tekstur yang lebih berat dibandingkan alluvial.

C. Perkembangan Tanah

Hasil pelapukan batuan induk berupa tanah yang tertumpuk di atas batuan induk yang

masih keras. Faktor-faktor luar (iklim, makhluk hidup, topografi dan waktu) terus bekerja

mempengaruhi hasil pelapukan tersebut. Hasil pelapukan ini di bawah pengaruh faktor-

faktor luar akan mengalami perkembangan selanjutnya yang dikenal sebagai perkembangan

tanah.

Vegetasi yang tumbuh di atas tanah akan menyumbangkan bahan-bahan organik yang

akan memperkaya kandungan bahan organik tanah pada lapisan atas tanah. Proses ini

menyebabkan terbentuknya Horison O pada lapisan terluar tanah. Pada daerah dengan

curah hujan tinggi maka air yang masuk ke dalam tanah akan mencuci sebagian besar bahan

halus (clay) maupun kation-kation basa dari bagian atas ke bagian bawah. Lapisan atas tanah

yang menunjukkan gejala pencucian disebut Horison pencucian (ilivuasi), yakni diberi nama

Horison A. Sedangkan lapisan tanah yang menunjukkan adanya penimbunan lempung

disebut horison pengendapan atau (eluviasi) atau diberi nama Horison B.

Di bawah horison B terdapat lapisan bahan induk yang telah mengalami pelapukan

tetapi belum mengalami perkembangan tanah, disebut Horison C. Horison C ini berada

langsung di atas batuan induk tanah (Horison R). Larutan tanah merupakan faktor terpenting

bagi perkembangan profil tanah. Larutan tanah akan melakukan dekomposisi bahan organi

serta melarutkan lempung dan kation-kation basa.

Perkembangan tanah mencapai puncaknya pada saat tanah telah memiliki profil

dengan horison-horison yang lengkap. Tanah yang demikian dinamakan telah mengalami

deferensiasi horison Memang adakalanya di beberapa lokasi, perkemba-ngan tanah tidak

akan mencapai kondisi yang demikian. Misalnya saja pada daerah-daerah tropis dengan


topografi terjal, menyebabkan laju erosi seimbang atau mungkin lebih cepat dibandingkan

laju pembentukan tanahnya.

Hor O

Hor A

Hor B

Hor C Lap Tanah

Hor R Hor R

A B

Gambar 2-7. Perkembangan tanah. A. Tanah telah berkembang ditandai denganterdapatnya deferensiasi horison. B. Tanah belum mengalamiperkembangan.

SOAL-SOAL

1. Proses pembentukan tanah pada dasarnya adalah siklus geologi. Jelaskan apa

maksudnya!

2. Jelaskan apa yang dimaksud lithosequence!

3. Iklim merupakan factor pembentuk tanah yang aktif. Jelaskan! Apa saja komponen

iklim yang paling berpengaruh dalam proses pembentukan tanah?

4. Mengapa pada daerah dengan curah hujan tinggi pada umumnya lapisan lempung

yang terbentuk dalam?

5. Pada gambar 2-3, jelaskan mengapa suhu yang rendah dan suhu yang tinggi

menghasilkan pembentukan bahan organic yang sedikit!

6. Sudut kemiringan dan panjang lereng menentukan pembentukan tanah. Jelaskan!

7. Air berperanan penting dalam proses pembentukan tanah. Jelaskan!

8. Apa yang dimaksud dengan diferensiasi horizon? Bagaimana perbedaan horison yang

terbentuk pada daerah dengan curah hujan tinggi dan daerah dengan curah hujan

rendah?


BAB IIISIFAT FISIK TANAH

Tujuan Umum :


sifat fisik tanah yang penting dalam hubungannya dengan fungsi tanah sebagai media tumbuh

tanaman.

Tujuan Khusus :

1. Mahasiswa dapat menjelaskan hubungan bobot dan volume tanah

2. Mahasiswa dapat menjelaskan tentang air dan udara dalam tanah

3. Mahasiswa dapat menjelaskan tentang tekstur dan struktur tanah

Pada pembahasan terdahulu dikatakan bahwa tanah adalah merupakan sistem dispersi

tiga fase, yakni terdiri atas fase padat, cair, dan gas yang selalu dalam keadaan kesimbangan

yang dinamis. Ketiga komponen ini sangat menentukan sifat tanah, baik sifat fisik, kimia dan

biologi tanah. Beberapa sifat fisik tanah akan di bahas dalam bab ini.

A. Hubungan Bobot dan Volume Tanah

Untuk memudahkan pemahaman kita terhadap hubungan ketiga komponen (padat, air

dan udara) di dalam tanah, kita buat diagram skematik sebagai berikut.

Massa Tanah (M) Volume Tanah (V)

Gambar 3-1. Diagram skematik dari tanah sebagai sistem tiga fase.

Udara

Air

Padat

Vu

Va

Vp

Mu

Ma

Mp

Vpi

VtotMtot


Diagram di atas menunjukkan gambaran skematik dari hubungan antara massa dan

volume masing-masing fase tanah. Massa masing-masing fase tanah ada di sebelah kiri

diagram. Massa tanah (Mtot) teridi atas massa udara (Mu), massa air (Ma) dan massa padat

(Mp). Massa udara (Mu) dapat diabaikan, sehingga massa total tanah (Mtot) merupakan

penjumlahan massa air (Ma) dan massa padat (Mp). Volume masing-masing fase ada di

bagian kanan dari gambar. Volume tubuh tanah (Vtot) merupakan penjumlahan dari volume

udara (Vu), volume air (Va) dan volume padat (Vp). Vu dan Va merupakan volume pori

tanah (Vpi).

Berdasarkan diagram di atas kita dapat menentukan beberapa kriteria yang sering

digunakan untuk menyatakan hubungan kuantitatif dari ketiga komponen penyusun tanah

tersebut.

1. Bobot Jenis Tanah (ρp)

Bobot jenis tanah (particle density) merupakan kerapatan partikel padatan tanah. Nilai

bobot jenis tanah dapat ditentukan dengan membagi massa padatan tanah dengan volume

padatan tanah.

ρp = Mp / Vp g/cm3 ……………………………………(3.1)

Tanah-tanah pertanian pada umumnya memiliki bobot jenis antara 2,2 – 2,8 g/cm3. Jenis

mineral yang dikandung tanah mempengaruhi nilai bobot jenisnya. Tanah-tanah yang

kaya akan besi oksida dan mineral berat lainnya memiliki bobot jenis lebih tinggi

dibandingkan tanah yang kaya akan kwarsa atau mineral lempung aluminosilikat. Bahan

organik dapat menurunkan bobot jenis tanah. Tanah Andisol yang kaya akan bahan

organik umumnya hanya memiliki ρp = 2,2 – 2,4 g/cm3.

2. Bobot Volume Tanah (ρb)

Bobot volume tanah (dry bulk density) mencerminkan perbandingan massa bagian

padatan tanah dengan volume totalnya.

ρb = Mp / Vt g/cm3………………………………………(3.2)

Dengan demikian bobot volume selalu lebih rendah dibandingkan dengan bobot jenis

tanah. Suatu tanah yang memiliki volume pori mencapai separo dari volume totalnya,


maka nilai bobot volumenya sama dengan setengah dari nilai bobot jenisnya. Pada tanah-

tanah pasir nilainya bisa mencapai 1,6 g/cm3. sedangkan pada tanah-tanah lempung

mempunyai struktur yang baik serta ruang porinya tinggi nilainya bisa serendah 1,1

g/cm3. Tanah yang baru berkembang dari abu vulkan dengan kandungan bahan organik

yang tinggi (5-10%) bobot volumenya bisa kurang dari 1,0 mg/cm3.

Bobot volume tanah dipengaruhi oleh:

a. Tekstur tanah, yakni oleh ukuran dan kepadatan jenis partikelnya.

b. Kandungan bahan organik.

c. Struktur tanah (yakni yang bersangkutan dengan pemadatan tanah) dan oleh karakter

pengembangan dan pengkerutan (shrinkage and swelling) mineral lempungnya.

Oleh karena tanah tidak pernah mencapai pemampatan yang sempurna, maka nilai

bobot volume tanah tidak pernah mencapai sama dengan nilai bobot jenisnya.

3. Porositas Tanah ( f )

Porositas merupakan suatu indek yang menyatakan bagian tanah yang ditempati rongga

atau pori, yakni nisbah antara volume pori dan volume total tanah..

f = Vpi / Vt x 100% ………………………………………(3.3)

Tanah pada umumnya memiliki porositas antara 30 – 60%. Tanah dengan tekstur kasar

cenderung kurang porus dibandingkan dengan tanah dengan tekstur halus, meskipun rata-

rata ukuran pori-pori individunya lebih besar pada tanah dengan tekstur kasar. Pada

tanah-tanah lempung dengan struktur yang baik porositasnya bisa mencapai 60%.

4. Rasio Ruang Pori (e)

Rasio ruang pori (void ratio) juga merupakan indek ruang pori yakni merupakan nisbah

antara volume pori dengan volume padatan tanah.

e = Vpi / Vp …………………………………………….…(3.4)

Rasio ruang pori merupakan indek yang sering digunakan pada teknik sipil dan mekanika

tanah, sedangkan porositas digunakan untuk pertanian.

5. Kandungan Air Massa (w) dan Kandungan Air Volume (θ)


Bagian pori tanah yang ditempati cairan dapat dinyatakan dengan kandungan air

berdasarkan massa tanah atau kandungan air massa (w) dan kandungan air berdasarkan

volume tanah (θ). Yang dimaksud dengan kadar air massa adalah nisbah antara massa air

tanah dengan massa tanah kering (dikeringkan dalam oven bersuhu 105o C selama 24

jam).

w = Ma/Mtot x 100%

karena tanah kering maka Ma + Mu = 0, sehingga Mtot = Mp

w = Ma/Mp x 100% …………………………………… (3.5)

Massa cairan dapat diperoleh dengan mengurangkan bobot tanah basah dengan bobot

tanah kering. Sehingga cara praktis menghitung w adalah dengan menimbang berat tanah

basah (Btb) dan berat tanah kering (Btk), kemudian dihitung dengan persamaan:

w = (Btb – Btk)/Btk x 100% ………………………………(3.6)

Yang dimaksud dengan kadar air volume (θ) adalah nisbah antara volume cairan dengan

volume total tanah.

θ = Va/Vtot x 100% ………………………………….. (3.7)

Kandungan air volume dapat pula ditentukan dengan menggunakan persamaan:

θ = w (ρb/ρc) ……………………………………... (3.8)

ρc = bobot volume air = 1

6. Derajad Kejenuhan (S)

Derajad kejenuhan menunjukkan hubungan antara volume pori-pori tanah yang ditempati

cairan dan volume pori-pori total.

S = Va/Vtot x 100% …………………………………... (3.9)


Sedangkan pori-pori yang terisi udara (f u),

f u = f (1-S) ………………………………….......... (3.10)

B. Air dan Udara Dalam Tanah

Air dan udara di dalam tanah menempati pori-pori tanah, yaitu rongga-rongga

diantara padatan tanah.

1. Kandungan air dalam tanah

Banyaknya air yang terkandung dalam tanah umumnya dinyatakan dalam persen

yakni berdasarkan masa padatan tanah (w) atau berdasarkan volume tanah (θ) yang sudah

dibicarakan pada A.5.

Cara penentuannya jumlah kandungan air tanah yang umum dilakukan adalah melalui

cara penimbangan (cara gravimetri). Caranya cukup sederhana yakni dengan menimbang

tanah contoh yang akan diketahui kandungan airnya. Tanah ini lalu dikeringkan dalam oven

pada suhu 105o C selama 24 jam. Setelah dingin tanah ditimbang, lalu kandungan air

ditetapkan dengan persamaan 3.6. Cara ini cukup akurat, namun untuk mendapatkan hasil

yang representatif memerlukan banyak ulangan, mengingat pada cara ini sample tanah yang

diuji hanya berskisar antara 10 – 20 g untuk mewakili luasan tertentu. Di samping itu cara ini

juga tidak bisa dilakukan uji ulang pada contoh yang sama (sampelnya harus berbeda). Oleh

karena itu perlu untuk dilakukan kalibrasi dengan cara yang lebih canggih yakni bisa dengan

menggunakan metode neutron probe atau tensiometer.

Kandungan air tanah sangat penting untuk diketahui karena sangat menentukan

banyaknya air yang tersedia bagi tanaman. Ditinjau dari kandungan air tanah ada beberapa

kondisi penting yang harus kita ketahui, yakni:

a. Tanah Jenuh dan Tanah Tidak Jenuh

Jika tanah dalam keadaan jenuh air, maka semua pori-pori tanah terisi oleh air.

Pada kondisi ini air yang ada di dalam tanah pada jumlah yang maksimum. Jika kemudian

tanah tersebut kita biarkan mengalami pengeringan, maka secara berangsur-angsur air akan

keluar dari pori-pori tanah dan udara akan masuk mengisi pori yang ditinggalkan oleh air.

Kondisi dimana sebagian pori-pori tanah terisi oleh air dan sebagian diisi udara adalah

keadaan tidak jenuh.


Pada saat mulai terjadinya pengeringan dari tanah jenuh air yang berada pada pori-

pori berukuran besar (pori makro) akan meninggalkan terlebih dahulu. Dengan demikian

pada tanah tidak jenuh maka air dalam tanah pada umumnya berada pada pori-pori mikro,

sedangkan sebagian pori makro terisi oleh udara. Demikian selanjutnya jika pengeringan

tanah terus berlangsung maka semua air yang ada dalam pori-pori tanah akan habis sehingga

seluruh pori-pori tanah akan terisi oleh udara.

Gambar 3-2. A. Tanah jenuh air – semua pori-pori terisi oleh airB. Tanah tidak jenuh – sebagian pori terisi air dan sebagian terisi udara

b. Kapasitas Lapang dan Titik Layu Permanen

Tidak seluruh air dalam tanah dapat tersedia bagi tanaman. Pada saat tanah dijenuhi

dengan air dimana seluruh pori-pori tanah terisi oleh air, maka jumlah air yang terkandung

dalam tanah pada kondisi ini disebut kapasitas menyimpan air maksimum (maximum

water holding capacity)

Udara

Padatan

Air

B

Vp

Va

Vu

Air

Padatan

A

Va

Vp

Vu


Jika pemberian air kemudian kita hentikan, maka air akan masih bergerak akibat

adanya gravitasi. Gerakan air ini makin lama makin lambat, dan kira-kira 2-3 hari gerakan ini

akan terhenti. Pada kondisi tersebut, yakni seluruh air gravitasi telah berhenti tanah

dinamakan dalam kondisi kapasitas lapang (field capacity).

Jika tanah tersebut kita teruskan pengeringannya, maka akan dicapai kondisi dimana

seluruh pori-pori tanah tidak lagi terisi air. Air yang ada dalam tanah tinggal yang berbentuk

selaput film air yang diikat kuat oleh partikel tanah. Dalam kondisi ini air sudah tidak bisa

dierap oleh akar sehingga tanaman akan mengalami kelayuan secara permanent. Kandungan

air pada kondisi ini dinamakan titik layu permanen (permanent wilting point).

Air tanah yang berada diantara kapasitas lapang dan titik layu permanent merupakan

air yang dapat digunakan oleh tanaman, oleh karena itu disebut dengan air tersedia

(available water).

Air tersedia dari suatu tanah dipengaruhi oleh tekstur, struktur, kandungan bahan

organik, dan kedalaman tanah. Tekstur dan struktur tanah tanah berkaitan dengan jumlah

pori-pori total tanah. Tanah dengan tekstur halus memiliki total pori-pori lebih banyak

dibandingkan dengan tanah yang bertekstur kasar. Dengan makin tingginya jumlah pori-pori

tanah, makin banyak air yang dapat ditampung oleh tanah tersebut. Dengan demikian tanah

dengan tekstur halus memiliki jumlah air tersedia lebih banyak dibandingkan tanah bertektur

kasar. Tanah yang sudah berstruktur memiliki total pori yang lebih banyak dibandingkan

tanah-tanah yang belum mengalami perkembangan agregat (struktur pejal atau massif dan

lepas-lepas atau loose).

Bahan organik dalam tanah dapat berfungsi menghisap air seperti layaknya sponge.

Sehingga makin tinggi kandungan bahan organik tanah tinggi, maka makin banyak air yang

dapat disimpan oleh tanah. Jadi makin tinggi air tersedia dalam tanah tersebut. Makin dalam

tanah makin banyak jumlah air yang dapat ditahan oleh tanah tersebut. Sehingga makin

tingga air tersedia.


Gambar 3-3. A. Tanah pada kondisi kapasitas lapang – pori mikro terisi air dan pori makroterisi udara. Kondisi ini mendekati kondisi ideal seperti yang digambarkanpada diagram 2-1.

B. Tanah pada kondisi titik layu permanent – seluruh pori tanah terisi udara.Air hanya berupa selaput tipis yang menyelimuti partikel padatan tanah.

C. Tekstur Tanah

Tanah tersusun atas partikel mineral dalam berbagai ukuran. Untuk keperluan

pertanian partikel mineral tanah dibedakan menjadi tiga yakni pasir (sand), debu (silt) dan

lempung (clay). Jarang atau bahkan tidak ada tanah yang tersusun atas satu ukuran partikel

mineral saja.

Yang dimaksud tekstur tanah adalah perbandingan relatif partikel mineral penyusun

tanah, yakni perbandingan antara pasir, debu dan lempung dalam suatu masa tanah. Batas

Udara

Padatan

B

Vp

Va

Vu

Udara

Padatan

Air

A

Vp

Va

Vu


ukuran partikel-partikel tanah tidak sama antar lembaga yang membuat standar. Dua diantara

lembaga yang banyak dianut adalah Depatemen Pertanian Amerika Serikat (USDA) dan

International Society of Soil Science (ISSS). Di Indonesia ukuran yang dianut untuk bidang

pertanian adalah yang dibuat oleh Departemen Pertanian Amerika Serikat.

Batasan Ukuran Partikel yang dibuat oleh USDA:

0,002 0,05 0,1 0,25 0,5 1,0 2,0 mm

Batasan Ukuran Partikel yang dibuat oleh ISSS:

0,002 0,02 0,2 2,0 mm

Gambar 3-4. Batas ukuran partikel tanah menurut USDA dan ISSS

Ketiga partikel mineral tanah tersebut masing-masing dinyatakan dalam persen.

Berdasarkan persentase dari masing-masing partikel tersebut tekstur tanah ditentukan.

Penentuan tekstur tanah digunakan alat bantu berupa segitiga tekstur tanah yang dibuat oleh

USDA (Gambar 3-5)

Dalam system USDA tekstur tanah dibedakan menjadi 12 kelas tekstur. Di alam

terutama untuk tanah-tanah pertanian, teksturnya tidaklah murni pasir, debu atau lempung

saja. Akan tetapi kebanyakan merupakan kombinasi ketiga tekstur tersebut.

Tekstur tanah merupakan salah satu sifat tanah yang sangat menentukan kemampuan

tanah untuk menunjang pertumbuhan tanaman. Tekstur tanah akan mempengaruhi

kemampuan tanah menyimpan dan menghantarkan air, menyimpan dan menyediakan hara

tanaman.

Lempung Debu

Pasir

KerikilSangatHalus

Halus Sedang Kasar SangatKasar

Lempung Debu

Pasir

KerikilHalus Kasar


Gambar 3-5. Segitiga tekstur tanah menurut USDA.

Peranan ketiga macam partikel tanah tersebut di dalam menentukan sifat dan

kemampuan tanah tidak sama. Partikel pasir dan debu yang sebagian besar tersusun atas

SiO2 tidak banyak peranannya dalam penyediaan unsure hara tanaman. Sebaliknya bahan

lempung (clay) yang memiliki ukuran ≤ 2 µm, terdiri atas mineral Lempung silikat, bahan

amorf dan merupakan bahan aktif penyusun tanah serta merupakan cadangan unsure hara

yang sangat penting.

Tanah berpasir, yaitu tanah dengan kandungan pasir > 70%, memiliki porositas

rendah, sebagian besar ruang pori berukuran besar sehingga aerasinya baik, daya hantar air

cepat, tetapi kemampuan menyimpan air dan unsure hara rendah. Tanah berpasir mudah

diolah sehingga sering disebut tanah ringan.

Tanah bertekstur berlempung memiliki kandungan lempung > 35%. Porositasnya

relative tinggi (60%), tetapi sebagian besar ruang pori berukuran kecil. Akibatnya daya hantar

air sangat lambat dan sirkulasi udara kurang lancar. Kemampuan menyimpan air dan hara

tanaman tinggi. Air yang ada diserap dengan energi yang tinggi, sehingga sulit dilepaskan


terutama bila kering, sehingga juga kurang tersedia untuk tanaman. Tanah lempung juga

disebut tanah berat karena sulit diolah.

Tanah geluh (loam) merupakan tanah dengan proporsi pasir, debu dan lempung

kurang lebih sama, sehingga sifatnya berada diantara tanah berpasir dan berlempung. Jadi

tata air dan udaranya cukup baik, kemampuan menyimpan dan menyediakan air untuk

tanaman tinggi.

D. Struktur Tanah

Pengertian tentang struktur tanah sangat bervariasi. Pada bahasan ini, struktur tanah

diberi batasan sebagai penyusunan partikel primer dan sekunder ke dalam suatu bentuk

susunan tertentu dengan ruang pori diantaranya. Jadi dalam pengertian ini ada tiga

komponen struktur tanah: (1) padatan, (2) bahan semen dan (3) ruang pori.

Dari pembahasan agronomi, kedudukan ruang pori sangat penting, karena

pertumbuhan tanaman dan proses fisik maupun kimia yang terjadi dalam tanah terdapat pada

dan lewat ruang pori. Demikian pula tempat air disimpan, pergerakan air dan pergerakan zat

hara. Oleh karena itu dalam evaluasi struktur tanah untuk pertumbuhan tanaman semua faktor

yang mempengaruhi ruang pori harus diperhatikan.

Individu dari susunan partikel primer dan pertikel sekunder tanah dikenal dengan

sebutan agregat. Agregat tanah ada yang terbentuk secara alami disebut ped; dan ada yang

terbentuk akibat pengolahan tanah yakni yang disebut clod.

Agregat (ped) mempunyai bentuk yang tertentu di alam, yakni:

1. Blocky (gumpal), yaitu agregat yang memiliki sumbu mendatar hampir sama panjang

dengan sumbu tegaknya. Bentuk ini dibagi menjadi dua, yakni:

a. Angular blocky (gumpal menyudut) yaitu jika sudut-sudut dari gumpalannya

runcing.

b. Sub angular blocky (gumpal membulat) yaitu jika sudut-sudutnya tumpul


2. Platy (lempeng), yaitu agregat yang mempunyai sumbu horizontal lebih panjang

dibandingkan dengan sumbu vertikalnya. Bentuk lempeng ini seringkali dijumpai pada

tanah-tanah yang baru mengalami pengendapan.

3. Prismatic (prisma) yaitu agregat yang mempunyai sumbu vertikal lebih panjang

dibandingkan sumbu horisontalnya dengan ujung datar.

4. Columnar (tiang) yaitu agregat yang mempunyai bentuk seperti prismatic dengan ujung

horisintalnya membulat.

Struktur kolom dan prisma banyak dijumpai pada horizon B tanah-tanah berlempung di

daerah semi arid.

5. Granular (granuler) yaitu agregat yang membulat dengan diameter tidak lebih dari 2 cm.

Pada tanah-tanah tertentu ada yang memiliki partikel-partikel primer tanah yang

belum membentuk ikatan satu dengan yang lain membentuk susunan tertentu. Tanah yang

agregatnya belum terbentuk disebut tanah-tanah tidak berstruktur, yakni ada dua golongan:

struktur butir tunggal (single grain) dan struktur pejal (massif).

datar

membulat


SOAL-SOAL

1. Jelaskan mengapa jenis mineral yang dikandung tanah mempengaruhi nilai bobot

jenisnya!

2. Jelaskan mengapa bobot jenis tanah selalu lebih tinggi dibandingkan bobot volume

tanah.

3. Hitung bobot tanah seluas 1 ha dengan kedalaman 30 cm jika bobot volume tanah

tersebut = 1 g/cm3!

4. Apa yang dimaksud air tersedia?

5. Jika diketahui bobot contoh tanah yang diambil dari lapang = 110 g dengan kadar air

10%. Berapa bobot padatan tanah (setelah tanah dikeringkan dalam oven)?

6. Kapasitas lapang (field capacity) merupakan kondisi tanah dengan kadar air yang

ideal bagi tanaman pada umumnya. Jelaskan!

7. Tekstur tanah menentukan bobot jenis tanah. Jelaskan!

8. Tanah A bertekstur halus, tanah B bertekstur kasar. Jika tanah A dan B dalam volume

yang sama disiram dengan air dalam jumlah yang sama, mana yang lebih dulu kering?

Jelaskan mengapa demikian!

9. Apa yang dimaksud dengan agregasi tanah? Jelaskan bagaimana pengaruh bahan

organik pada agregasi tanah!

10. Apa arti penting struktur tanah bagi pertumbuhan tanaman?


BAB IV. SIFAT KIMIA TANAH

Tujuan Umum :


sifat kimia tanah yang penting dalam hubungannya dengan fungsi tanah sebagai media

tumbuh tanaman.

Tujuan Khusus :

1. Mahasiswa dapat menjelaskan tentang koloid tanah

2. Mahasiswa dapat menjelaskan tentang reaksi tanah

3. Mahasiswa dapat menjelaskan tentang konsep pertukaran ion dalam tanah

Telah diuraikan di muka bahwa tanah tersusun atas tiga fase, yakni fase padat, cair

dan gas. Setiap reaksi yang terjadi pada salah satu fase akan mempengaruhi kedua fase

lainnya. Sebagai contoh, reaksi-reaksi yang terjadi pada bahan padat akan berpengaruh

terhadap kualitas udara dan air tanah. Oleh karena itu reaksi-reaksi kimia yang terjadi akan

menentukan sifat dan ciri tanah yang bersangkutan.

Reaksi kimia dalam tanah merupakan hal yang sangat penting jika dikaitkan dengan

penyediaan unsut hara bagi tanaman. Tanaman menyerap hara dari dalam tanah dan

mengembalikannya dalam bentuk organik ke permukaan tanah, kemudian sebagian akan

tersedia kembali bagi tanaman setelah terjadi proses minrealisasi. Selain dari itu, hasil proses

pelapukan mineral dan bahan organic ada juga yang dibebaskan ke atmosfer dalam bentuk

gas, tercuci, tererosi yang suatu saat dapat beredar kembali ke dalam tanah.

Kecepatan bergerak unsur-unsur kimia dari dalam tanah dihambat oleh mekanisme

jerapan tanah, pengendapan akibat membentuk senyawa tidak larut, serta penyanggaan pH.

A. Koloid Tanah

Ketersediaan unsur-unsur kimia di dalam tanah tidak bisa dilepaskan dari peran koloid

tanah. Koloid tanah adalah bahan padatan tanah yang berupa butiran-butiran sangat halus,

umumnya berdiameter kurang dari 1 µm. Koloid tanah ini merupakan bagian tanah yang

aktif karena pada permukaannya terdapat muatan listrik yang mampu mengikat ion, sehingga

koloid tanah memegang peranan penting dalam reaksi kimia tanah.

Pada Bab II telah dibahas bahwa yang termasuk kategori padatan tanah memiliki

rentang diameter kurang dari 2 mm. Pasir adalah fraksi paling kasar (sand), memiliki


diameter 0,5 - 2 mm, debu (silt) dengan diameter 0,02 - 0,5 mm dan lempung (clay) dengan

diameter ≤ 0,002 mm. Jika dilihat dari ukuran diameternya, maka koloid tanah termasuk

dalam partikel lempung (clay). Namun tidak semua partikel lempung bersifat koloidal.

Sedangkan tanah dengan tekstur lebih kasar yaitu debu (silt) apalagi pasir (sand) dapat

dipastikan tidak bersifat koloidal. Namun sebagian bahan organik tanah juga bertindak

sebagai bahan koloid, misalnya humus, protoplasma dan dinding sel. Jadi koloid tanah dapat

berbentuk koloid anorganik dan koloid organik.

1. Sistem Koloidal.

Sistem koloidal tanah bersifat hidrofobik artinya bahan terdispersi dan medium

pendispersinya (air) dapat berinteraksi, sehingga dapat mengendap.Sistem koloidal tanah

juga sering disebut kompleks jerapan (adsorption complex) karena pada permukaan koloid

inilah tempat terjadinya jerapan unsur hara yang berbentuk ion.

Permukaan koloid mempunyai muatan listrik (elektrostatik) negatif yang mampu

mengikat ion-ion bermuatan positif (kation) dan sebagian lagi mempunyai muatan positif

yang bisa mengikat ion bermuatan negatif (anion). Pada umumnya muatan negatif pada

koloid tanah lebih banyak dibandingkan dengan muatan positifnya.

- Kation+

- Kation+

- Kation+

- Kation+

- Kation+

+ Anion-

Gambar 4-1. Koloid dengan muatan listrik pada permukaannya mampu mengikat ion.

Muatan elektrostatis pada permukaan koloid ini dikenal ada dua tipe, yakni muatan

permanen (permanent charge) dan muatan tergantung pH tanah (pH dependent charge).

Muatan permanen terbentuk sebagai akibat adanya proses pertukaran ion dengan ion lain

yang mempunyai valensi sama atau lebih kecil namun mempunyai ukuran hampir sama.

Proses terbentuknya muatan ini disebut dengan substitusi isomorfik.. Sebagai misal Si dari

struktur mineral liat digantikan oleh ion A13+ dan selanjutnya digantikan oleh Mg2+.

Pertukaran ini dapat menghasilkan muatan negatif yang sifatnya tetap yang tidak terpengaruh

oleh kondisi lingkungan seperti pH tanah. Sebagai contoh mineral liat yang banyak memiliki

muatan permanen adalah mineral montmorilonit.

KOLOID


Muatan tergantung pH terbentuk sebagai akibat terjadinya disosiasi pada ion hidrogen

dari gugusan hidroksil sehingga permukaan liat yang ditinggali ion-ion oksigen akan

bermuatan negatif. Hal ini terutama terjadi pada tanah yang memiliki pH tinggi, dimana

konsentrasi ion hidrogen dalam larutan tanah berkurang sehingga mendorong terjadinya

disosiasi hidrogen dari hidroksil. Sedangkan pada tanah yang mempunyai pH rendah akan

banyak menghasilkan muatan positif. Tanah yang terbentuk dari mineral liat oksida

mempunyai muatan koloid tipe ini.

2. Jenis Koloid

a. Koloid Organik.

Telah dikemukakan pada Bab II bahwa padatan tanah terdiri atas padatan mineral dan

padatan organik. Padatan mineral berasal dari pelapukan batuan induk menjadi fraksi

penyusun tanah. Sedangkan padatan organik tanah berasal dari bagian tubuh makhluk hidup

yang mati di dalam tanah setelah mengalami proses perombakan. Istilah bahan organik tanah

(BOT) atau soil organic matter (SOM) pada hakekatnya adalah istilah untuk menyebut bahan

organik yang telah melapuk sempurna, yang sudah berubah bentuk, warna dan kandungan

kimia dari bahan asalnya. Proses perombakan bahan organik tidak serta merta, namun

memerlukan waktu. Lama proses perombakan dipengaruhi faktor bahan organiknya sendirti

yakni antara lain bentuk dan ukuran bahan organik, kandungan senyawa kimianya (lignin dan

polifenol) dan faktor luar, diantaranya suhu, air, udara dan aktivitas jasad perombaknya.

Bahan organik mempunyai peran penting dalam memperbaiki sifat fisik, kimia dan

biologi tanah. Bahan organik tanah mampu memperbaiki sifat fisik tanah terutama adalah

kemampuan tanah dalam menyimpan air, menurunkan kerapatan isi, sebagai bahan perekat

dalam proses agregasi tanah dan melindungi struktur tanah serta melindungi tanah dari erosi.

Dari sifat kimia tanah, bahan organik tanah terutama yang sudah melapuk sempurna,

mampu menyumbangkan sejumlah unsur hara bagi tanaman karena jaringan jasad hidup

sebagian besar terdiri atas unsur-unsur karbon (C), hidrogen (H), oksigen (O), nitrogen (N),

belerang (S) dan fosfor (P), serta unsur-unsur mikro. Unsur-unsur tersebut dalam jaringan

hidup adalah penyusun senyawa-senyawa biokimia, seperti protein, asam amino, asam

nukleat, fosfolipid dan lain sebagainya. Dalam proses pelapukan bahan organik di dalam

tanah, terjadi proses mineralisasi, yakni perombakan bahan-bahan penyusun jaringan yang

berupa senyawa organik diuraikan kembali menjadi senyawa mineral penyusunnya, yakni

unsur-unsur hara tersebut di atas. Selanjutnya unsur-unsur hara mineral tersebut menjadi

tersedia bagi tanaman.


Di samping menambahn unsur hara bagi tanaman, bahan organik yang sudah melapuk

juga dapat meningkatkan kapasitas tukar kation karena dapat berfungsi sebagai koloid

penjerap ion. Produk akhir dari perombakan bahan organik di dalam tanah adalah humus.

Humus berperan dalam memperbaiki kondisi kimia tanah, yakni humus mampu

meningkatkan ketersediaan hara tanaman, meningkatkan kapasitas tukar kation dan

meningkatkan buffering capacity tanah.

Humus juga berperan dalam memperbaiki kondisi biologi tanah karena humus

merupakan bahan makanan utama bagi sebagian besar jasad tanah yang bermanfaat. Melalui

aktivitas jasad hidup tanah, berbagai kondisi yang menguntungkan bagi tanaman tercipta,

diantaranya adalah tersedianya unsur hara, air dan udara di dalam tanah. Secara langsung,

zat-zat humat dari humus dapat pula merangsang pertumbuhan tanaman melalui pengaruhnya

terhadap metabolisme dan sejumlah proses-proses fisiologis tanaman.

b. Koloid Mineral

Koloid mineral tanah berasal dari mineral primer penyusun batuan yang telah

mengalami disintegrasi (pelapukan secara fisik) dan dekomposisi (pelapukan kimia) dan telah

tersusun kembali menjadi mineral baru (mineral sekunder). Oleh karena itu koloid mineral ini

terdiri atas hancuran batuan dan mineral dengan komposisi kimia dan ukuran yang beragam,

terutama didominasi oleh silikat (Si), alumina (Al) dan oksigen (O). Mineral mempunyai

bentuk yang beragam, ada yang mempunyai struktur kristal, dengan batas-batas berupa

bidang datar yang tegas, ada yang berstruktur kristal lemah, yakni batas bidang datarnya

kurang tegas dan ada yang tidak mengkristal (non kristalin) atau amorf.

Mineral lempung kristalin aluminosilika pada umumnya digolongkan menjadi beberapa

tipe berdasarkan lembar silika dan alumina penyusunnya, yakni: tipe 2:1; 2:1:1 dan 1:1

(Tisdale, Nelson and Beaton, 1985).

Lebih lanjut Tisdale et al (1985) menjelaskan bahwa tipe 2:1 merupakan mineral

lempung yang strukturnya terbangun dari dua lembar Si-tetraeder dan satu lembar Al-

oktaeder. Ikatan antar lapisan relatif lemah dan mempunyai ruang antar lapisan yang dapat

mengembang jika kandungan air meningkat. Contoh lempung dengan tipe ini adalah

smectites (montmorilonit), A12O3. 4 SiO,.H2O + x H,O. Muatan negatif montmorilonit

umumnya berasal dari substitusi isomorfik. Golongan ini memiliki ion-ion Mg2+ dan Fe3+ di

dalam posisi oktaeder. Montmorilonit ditemukan dalam banyak jenis tanah, seperti Vertisol,

Mollisol, Alfisol maupun Entisol. Salah satu cirri dari tanah yang tersusun atas lempung ini

adalah mempunyai daya mengembang dan mengkerut yang tinggi, tanah menjadi lengket jika


basah dan keras jika kering. Muncul retakan-retakan lebar di permukaan tanah pada saat

tanah mengering.

Contoh tipe 2:1 yang lain adalah illite (hydrous mica) dan vermikulit. Illite tidak

memiliki sifat mengembang dan mengkerut seperti pada montmorilonit. Illite ditemukan

pada tanah-tanah Mollisol, Alfisol, Spodosol, Aridisol. Inceptisol dan Entisol.

Tipe 2:1:1 merupakan mineral lempung yang memiliki lembar tambahan yakni

Magnesium hidroksida, Mg6(OH)12, diantara lembar Si-tetraeder dan lembar Al-oktaeder.

Struktur Si-Al nya hampir sama dengan tipe 2:1. Contoh tipe ini adalah khlorit tersusun dari

magnesium dan aluminium silikat berair, yang memiliki hubungan dengan mineral mika.

Kebanyakan khlorit benwarna hijau. Strukturnya mirip dengan liat dengan vermikulit.

Tipe 1:1 merupakan mineral lempung yang strukturnya terbangun dari satu lembar Si-

tetraeder dan satu lembar Al-oktaeder. Contoh tipe ini adalah kaolinit, 2SiO2.Al2O3.2H2O,

dan halloisit A1,O3.2 SiO2. 4 H2O. Struktur keduanya mirip, perbedaannya terletak pada

susunan yang tidak beraturan dari lapisan-lapisan, dan terdapatnya dua atau lebih antar

lapisan air (interlayer water) pada halloisit (Tisdale, Nelson and Beaton, 1985).

B. Pertukaran Ion

Muatan elektrostatis pada permukaan koloid tanah memungkinkan koloid memiliki

kemampuan menjerap ion. Prosesnya disebut pertukaran ion, yakni proses penjerapan ion

dari larutan tanah oleh koloid dengan cara mempertukarkan dengan ion yang dijerap di

permukaan koloid. Jika yang dipertukarkan adalah kation maka prosesnya disebut

pertukaran kation, dan apabila yang dipertukarkan adalah anion maka disebut dengan

pertukaran anion. Karena pada umumnya koloid tanah mempunyai muatan negatif lebih

banyak dibanding muatan positif, dan oleh karenanya itu pertukaran kation lebih dominan

dibandingkan dengan pertukaran anion.

Pertukaran kation merupakan reaksi yang penting dalam tanah terutama dalam

kaitannya dengan penyediaan hara bagi tanaman. Akar tanaman mampu menyerap unsur hara

yang terlarut dalam larutan tanah. Namun tidak seluruh unsur hara berada dalam larutan

tanah. Unsur hara dalam tanah yang berasal dari berbagai sumber seperti dari pemupukan,

pelapukan mineral, pelapukan bahan organik ataupun sumber-sumber lain, sebagian berada

di dalam larutan tanah dan sebagian dijerap koloid. Kation-kation yang ada dalam larutan

tanah lebih mudah diserap tanaman, namun unsur ini relatif lebih mudah hilang dari rhizosfer

karena pencucian. Sebaliknya kation yang dijerap koloid relatif lebih sukar tersedia bagi

tanaman dan juga lebih sulit tercuci oleh air perkolasi.


Kemampuan koloid menjerap ion tergantung pada luas permukaan koloidnya. Semakin

luas permukaan koloid semakin besar kemampuan koloid tersebut menjerap kation. Luas

permukaan koloid dipengaruhi oleh jenis mineralnya. Tan (1982) melaporkan bahwa mineral

lempung allofan mempunyai luas permukaan koloid lebih besar dibandingkan dengan

montmorilonit, demikian pula montmorilonit lebih luas dibandingkan mika dan yang paling

kecil adalah kaolinit.

Sedangkan mudah tidaknya kation dijerap oleh koloid ditentukan oleh jenis kationnya.

Kation-kation yang dijerap koloid adalah kation-kation yang terhidrasi atau diselimuti oleh

molekul-molekul air. Banyaknya melekul air yang mengelilingi kation mempengaruhi mudah

tidaknya penjerapan. Makin kecil kation yang terhidrasi makin mudah dijerap. Menurut Tan

(1982) untuk kation monovalen urutan dari yang paling mudah dijerap adalah Cs > Rb > K >

Na > Li. Sedangkan untuk kation divalent urutannya adalah Ba2+ > Sr2+ > Ca2+ > Mg2+ (Bohn

et al. 1979). Pada daerah tropika basah seperti Indonesia permukaan koloid tanah lebih

banyak dijenuhi oleh ion H+, sedikit Ca2+ dan Mg2+.

Mudah tidaknya terjadinya pertukaran kation juga dipengaruhi oleh tingkat kelarutan

kation tersebut. Semakin tinggi kelarutan suatu kation semakin mudah untuk kation tersebut

menududuki kompleks jerapan.

1. Reaksi Pertukaran Kation

Reaksi pertukaran kation pada umumnya terjadi antara kation yang terjerap pada

permukaan koloid dengan kation yang ada dalam larutan tanah. Namun juga dimungkinkan

pertukaran antara kation yang terjerap pada suatu koloid dengan kation pada koloid lainnya,

atau pertukaran posisi pada suatu koloid yang sama. Pertukaran kation ini merupakan reaksi

yang penting bagi tanaman karena dengan reaksi ini ion-ion hara bisa tersedia bagi tanaman.

Contoh sederhana pertukaran kation antara yang terjerap pada koloid dengan yang

terlarut dalam larutan tanah adalah sebagai berikut:

- H+ - H+

- H+ + Ca2+ - Ca2+ + 2 H+

- H+ - H+

- H+ - H+

- H+ - H+

Gambar 4-2. Skema pertukaran kation terjerap pada koloid dan kation dalam larutan tanah

Kol

oid

Kol

oid


Contoh di atas merupakan skema pertukanan kation antara kation H+ yang terjerap pada

komplek jerapan dengan kation Ca2+ yang terlarut dalam larutan tanah. Jika di dalam larutan

tanah terjadi penambahan ion Ca2+, misalkan melalui pemupukan atau pengapuran, maka ion

Ca2+ akan segera menggantikan kedudukan ion H+ sampai terjadi kesetimbangan. Namun

jika konsentrasi ion Ca2+ dalam larutan tanah berkurang kembali, misalnya akibat diserap

akar tanaman, maka Ca2+ yang dijerap koloid dapat dilepaskan kembali ke dalam larutan

tanah, dan dipertukarkan dengan kation lain.

Pada kondisi kenyataan di lapang, koloid tanah bisa saja dijenuhi oleh suatu kation,

seperti pada contoh Gambar 3-2 dimana koloid tanah dijenuhi oleh ion H+, yang merupakan

kondisi spesifik tanah asam. Namun dapat pula komplek jerapan diduduki oleh bukan hanya

satu macam kation, tetapi oleh beragam kation seperti digambarkan pada contoh berikut:

- Ca2+(10) - Ca2+

(8)-K+

(5) + 5 H2CO3 - K+(5) + 2 Ca (HCO3)2

- H+(5) - H+

(10)-NH4+

(10) -NH4+(10)

- Mg2+(8) - Mg2+

(7) + Mg(HCO3)(Lar. Tanah) (Lar. Tanah)

Gambar 4-3. Skema pertukaran kation dalam tanah

Pada contoh dalam Gabar 3-3 terlihat ada lima macam kation yang menduduki

kompleks jerapan. Jika dalam larutan tanah terlarut asam karbonat yang dihasilkan dari

penguraian bahan organik tanah, maka akan segera terjadi reaksi pertukaran kation. Kation

Ca dan Mg yang jumlahnya lebih banyak akan segera dipertukarkan dengan ion H. Ca dan

Mg yang dilepaskan ke dalam larutan tanah akan beraksi membentuk garam calcium-

karbonat dan magnesium-carbonat. Sedangkan ion H+ selanjutnya akan dijerap pada

kompleks jerapan.

2. Kapasitas Tukar Kation

Kapasitas tukar kation (KTK) suatu tanah adalah nilai terhitung dari kemampuan tanah

menjerap, menahan dan mempertukarkan kembali kation. Makin tinggi nilai KTK tanah

Koloid Koloid


berarti makin besar kemampuan tanah tersebut menyimpan unsur hara, yang berarti makin

banyak cadangan unsur hara dalam tanah tersebut.

Kemampuan tanah ini biasanya diberi satuan miliekuivalen (meq) per 100 gram tanah.

Satu mili ekuivalen (1 meq) adalah sama dengan satu miligram Hidrogen atau sejumlah ion

lain yang dapat bereaksi atau menggantikan ion hidrogen tersebut pada kompleks jerapan.

Dalam berbagai Jurnal Ilmiah, para peneliti juga sering menggunakan satuan KTK

tanah dengan cmol kg-1 (centimoles muatan per kilogram tanah). Hendaknya ini tidak

menyebabkan kebingungan, karena meskipun nama satuannya berbeda namun pada dasarnya

nilainya adalah sama. Hal ini karena centi merupakan mili dikalikan 10, dan kg juga

merupakan 100 g dikalikan 10. Jadi misalnya 20 meq/100 g = 20 cmol kg-1.

Bagaimana mengkonversi meq/100 g menjadi ppm (par per million)? Parts per million

(ppm) adalah sama dengan mg/kg. Oleh karena 1 kg = 100 g x 10, maka mg/kg = mg/100 g x

10. Jadi misalnya H+ = 10 meq/100 g = 10 mg/100 g tanah x 10 = 100 ppm.

Perhitungan untuk unsur lain, dengan memperhitungkan berapa bobot unsur tersebut

untuk menggantikan 1 mg H+. Untuk unsur lain dilakukan perhitungan dengan menggunakan

rumus:

Misalnya ion Ca2+, Ca mempunyai berat atom = 40 dan setiap ion Ca mempunyai dua

muatan berarti setara dengan dua ion H+. Dengan demikian untuk menggantikan 1 mg H+

diperlukan 40/2 atau 20 mg Ca2+. Atau dengan kata lain 1 meq/100 g Ca2+ = 20 mg Ca2+.

Bobot ekuivalen adalah bobot atom per valensi

1 meq = bobot 1 mg Hidrogen

1 ppm = 1 mg/100 g x 10

1 meq/100 g tanah = 1 cmol kg-1


Untuk lebih memahami konsep KTK, perhatikanlah beberapa contoh perhitungan

berikut:

1. Jika suatu tanah mempunyai KTK 50 cmol kg-1, setara dengan berapa gram Ca2+?

Suatu koloid memang bisa saja dijenuhi oleh satu kation, misalnya disini oleh ion Ca.

Untuk memenuhi komplek jerapan pada koloid tersebut, maka diperlukan Ca sebanyak 50

cmol kg-1 atau setara 50 meq/100 g tanah. Jika 1 meq Ca = 20 mg, maka 50 meq Ca =

1000 mg Ca2+atau = 1 g Ca2+.

2. Jika tanah pada contoh no 1 di atas dijenuhi dengan Na+, berapa g Na diperlukan?

Bobot atom Na = 23, sehingga 1 meq Na+ = 23 mg Na+. Dengan demikian untuk

menjenuhi 100 g tanah diperlukan Na+ sebanyak 50 x 23 = 1150 mg atau 1,15 g Na+.

3. Jika 100 g tanah diketahui mampu menjerap 78 mg K+, berapa mg Ca2+ atau Mg2+ yang

dapat dijerap menggantikan K?

Kita harus menghitung KTK tanah yang bisa menampung 780 mg K+. Bobot atom K = 39

dan valensinya - 1, sehingga 1 meq K = 39 mg K. Dengan demikian 780 mg K = 780/39 =

20 meq/100 g.

Selanjutnya kita menghitung bobot 1 meq Ca2+ dan 1 meq Mg2+. Karena bobot atom Mg

= 24 dan valensi = 2, maka 1 meq Mg = 12 mg. Untuk Ca sudah kita ketahui yakni = 20

mg. Dengan demikian 100 g tanah tersebut dapat menampung Ca2+ sebanyak 400 mg atau

Mg2+ sebanyak 240 mg.

4. Berapa ppm konsentrasi ion-ion berikut: H+ = 3, Mg2+ = 4, Ca2+ = 20, K+ = 2?

Ion H+ BA = 1, Valensi = 1 1 meq = 1 mg

Jadi 3 meq/100 g tanah = 3 mg = 3 x 10 ppm = 30 ppm

Ion Mg2+ BA = 24, Valensi = 2 1 meq = 24/2 = 12 mg

Jadi 4 meq Mg/100 g tanah = 4 x 12 = 48 mg = 48 x 10 = 480 ppm

Ion Ca2+ BA = 40, Valensi = 2 1 meq = 40/2 = 20 mg


Ion K+ BA = 39, Valensi = 1 1 meq = 39/1 = 39 mg


Dengan cara-cara perhitungan seperti di atas, dapat dibuat hasil perhitungan konversi

meq ke mg/100 g, ppm dan kg/ha beberapa kation sebagai berikut.


Tabel 4.1. Konversi meq dari beberapa kation unsur hara

Kation BobotAtom Valensi mg/100 g Equivalent

ppm lbs/acre kg/haH+ 1 1 1 10 20 22,4Ca++ 40 2 20 200 400 44,8Mg++ 24 2 12 120 240 268,8K+ 39 1 39 390 780 873,6NH4

+ 18 1 18 180 360 403,2Al+++ 27 3 9 90 180 201,6Zn++ 65 2 32,5 325 650 728,0Mn++ 55 2 27,5 275 550 616,0Fe++ 56 2 28 280 560 627,2Cu++ 64 2 32 320 640 716,8Na+ 23 1 23 230 460 515,2

Cara menghitung KTK adalah dengan menjumlahkan seluruh kation dapat

dipertukarkan yang terdapat pada komplek jerapan dikurangi dengan jumlah total anion dapat

dipertukarkan.

Untuk contoh tanah pada Gambar 3-3 dimana mempunyai kation Ca2+ = 10 meq, K+ =

5 meq, H+ = 5 meq, NH4+ = 10 meq dan Mg2+ = 8 meq, misalkan tanah tersebut juga

mempunyai anion NO3- sebanyak 4 meq/100 g dan SO4

2- sebanyak 1 meq/100 g, maka KTK

nya adalah 38 - 5 = 33 me/100 g.

Nilai KTK tanah sangat beragam tergantung pada sifat tanahnya. Pada umumnya nilai

KTK tanah-tanah pertanian berkisar dari 1 sampai 50 meq/100 g. Namun untuk tanah-tanah

tertentu terutama yang kaya akan humus bisa mencapai 100 meq/100 g bahkan lebih. Nilai

KTK 1 - 10 meq tergolong rendah dan biasanya dijumpai pada tanah bertekstur kasar, rendah

bahan organik, mempunyai kapasitas menyimpan air redah. Sedangkan untuk tanah yang

nilai KTK nya tinggi umumnya dijumpai pada tanah bertekstur halus (clay), kaya bahan

organic dan mempunyai kapasitas menyimpan air tinggi.

Beberapa sifat tanah yang mempengaruhi besar kecilnya nilai KTK adalah: (a) Tekstur

tanah; (b) pH tanah; (c) Jenis mineral lempung; (d) Kadar bahan organik tanah; dan (e)

Pemupukan.

(a) Tekstur tanah

KTK = Jumlah Kation dapat dipertukarkan – Jumlah Anion dapat dipertukarkan


Tekstur tanah menentukan jumlah koloid tanah. Semakin halus tekstur tanah semakin

banyak kadar koloidnya. Hal ini disebabkan karena koloid merupakan partikel padatan tanah

yang memiliki ukuran diameter sama atau kurang dari 1 µm. Dengan demikian makin halus

tekstur tanah makin tinggi KTK nya. Demikian pula sebaliknya, makin kasar tekstur tanah

makin rendah KTKnya. Pada tanah-tanah yang bertekstur kasar, seperti tanah pasiran, dapat

dipastikan tidak mempunyai koloid mineral dan hanya memiliki koloid organik (humus).

(b) pH Tanah

Makin rendah pH tanah makin rendah nilai KTK. Hal ini disebabkan karena pH tanah

menentukan jumlah muatan koloid dan macam ion yang terikat pada komplek jerapan. Pada

pH tanah rendah hanya muatan tetap koloid mineral dan sebagian muatan koloid organik

yang dapat mempertukarkan kation. Pada pH rendah komplek jerapan dijenuhi oleh

hidrogen dan hidroksi Al. Kedua unsur ini terikat kuat sehingga sukar untuk dipertukarkan.

Jika pH tanah meningkat, hidrogen yang diikat koloid berionisasi sehingga dapat

dipertukarkan. Di sini akan terjadi disosiasi pada ion hidrogen dari gugusan hidroksil

sehingga permukaan liat yang ditinggali ion-ion oksigen akan bermuatan negatif. Demikian

pula ion hidroksi-Al yang terjerap akan dilepaskan dan membentuk Al (OH)3. yang

demikian itu akan menciptakan tempat-tempat pertukaran baru pada koloid mineral,

sehingga KTK tanah akan meningkat.

(c) Jenis Mineral Lempung

Mineral lempung memiliki kemampuan menjerap kation beragam tergantung jenisnya.

Nilai KTK rata-rata dari berbagai jenis mineral lempung menurut Tan (1982) seperti tersaji

pada Tabel 3.2 berikut:

Tabel 4.2. Kapasitas tukar kation berbagai jenis mineral lempung dan humus

Jenis Mineral Lempung KTK (me/100 g)

Humus 200Vermikulit 100 - 150Montmorilonit 70 - 95Ilit 10 - 40Kaolinit 3 - 15Seskuioksida 2 - 4

(d) Kadar Bahan Organik Tanah

Bahan organik tanah dapat menghasilkan humus yang mempunyai KTK yang jauh

lebih tinggi dibandingkan mineral lempung. Oleh karena itu semakin tinggi kadar bahan

organik suatu tanah semakin tinggi nilai KTK nya.


Berikut adalah contoh kadar KTK beberapa jenis tanah di Amerika Serikat dengan

jenis mineral, kadar, lempung dan bahan organik yang berbeda (Singer and Munns, 1985).

Tabel 4.3. Hubungan beberapa karakter tanah dengan nilai KTK nya

Seri Tanah Horison Lempung Kadar Kadar Lempung KTKDominan BO (%) (%) (me/100 g)

Exum Bt1 kaolinit 0,14 19,7 6,3

Hazleton Ap campuran 1,70 10,6 12,7

C1 kaolinit 0,05 5,1 4,4

Houston A12 smectite 0,84 59,4 48,7

Nicollet Bw1 campuran 0,40 33,6 30,2

Tavares A1 kaolinit 1,20 2,0 6,0

Vilas E smectite 0,62 2,5 2,6

Data pada Tabel 4.3 di atas menunjukkan bahwa nilai KTK tidak hanya dipengaruhi

oleh satu karakter saja. Namun pada dasarnya jenis lempung smectite memiliki KTK lebih

tinggi dibandingkan jenis lempung kaolinit. Hal ini disebabkan oleh karena lempung

smectite mempunyai substitusi isomorfik lebih banyak dibandingkan kaolinit yang bertipe

lempung 1:1.

Di samping tipe lempung, kadar lempung dan kadar bahan organik juga menentukan

KTK. Pada seri tanah Exum dan Tavares yang memiliki lempung sama yakni kaolinit,

meskipun kadar bahan organik lebih tinggi pada seri Tavares, namun Exum mempunyai

kadar lempung lebih tinggi, sehingga kedua seri tanah ini memiliki KTK hampir sama.

Namun pada Hazleton horizon C1, yang juga lempungnya didominasi oleh kaolinit, memiliki

KTK paling rendah karena kadar bahan oeganiknya sangat rendah (hanya 0,05%) dan kadar

lempungnya juga rendah (5,1%).

(e) Pemupukan

Pemupukan dapat mempengaruhi pH tanah. Pupuk yang mengandung Kalsium,

Magnesium dan Karbonat (seperti pada bahan kapur) akan meningkatkan pH tanah. Pada

tanah-tanah yang banyak mengandung muatan tergantung pH (pH dependent charge) maka

pemupukan dengan bahan-bahan tersebut dapat meningkatkan KTK. Sebaliknya ada bahan

pupuk yang berpengaruh menurunkan pH tanah, seperti bahan-bahan yang mengandung

amoniak dan sulfat. Dengan penurunan pH tanah dapat berakibat menurunkan KTK tanah.


Dengan demikian pengaruh pemupukan adalah pada perubahan pH tanah yang selanjutnya

perubahan pH tanah akan berpengaruh pada perubahan KTK.

C. Reaksi Tanah

Reaksi tanah dapat digunakan sebagai salah satu indikator tanah sehat secara kimia. Hal

ini disebabkan karena reaksi tanah mempengaruhi secara langsung maupun tidak langsung

terhadap kehidupan tanaman.

Suasana asam dan basa merupakan kondisi dia dalam tanah sebagai akibat adanya

reaksi tanah. Di dalam tanah terjadi reaksi pengasaman dan alkalinisasi yang terus menerus

terjadi. Pengasaman adalah terjadinya suasana asam dalam tanah, sedangkan alkalinisasi atau

salinisasi merupakan reaksi terbentuknya suasana basa dalam tanah. Pengasaman dan

alkalinisasi adalah reaksi alami yang terjadi pada proses pembentukan tanah.

Reaksi pengasaman dan alkalinisasi yang terjadi di dalam tanah disebabkan oleh

aktivitas yang berbeda. Perbedaan utama adalah bahwa pengasaman tanah terjadi sebagai

akibat dari aktivitas biologi yang dipercepat oleh adanya pencucian garam-garam dalam

larutan tanah, sedangkan alkalinisasi terjadi akibat adanya proses akumulasi garam dan basa

karena tidak adanya pencucian yang memadai. Sehingga pengasaman merupakan ciri dari

daerah-daerah yang memiliki curah hujan tinggi dengan drainase yang baik, dan alkalinisasi

merupakan ciri daerah-daerah kering dan tidak ada drainase.

Singer and Munns (1985) membuat gambaran secara skematis terjadinya pencucian dan

akumulasi garam dan bahan-bahan terlarut dalam larutan tanah seperti tersaji pada Gambar 3-

4. Pada daerah yang curah hujannya tinggi (A), air hujan yang mengalir (terdrainase) melalui

tubuh tanah akan membawa pula garam-garam dan basa-basa terlarut dalam larutan tanah ke

tanah bawahan dengan menyisakan ion H+. Oleh karena itu penumpukan ion H+ pada tanah

ini akan menyebabkan terjadinya pengasaman. Sebaliknya pada tanah bawahan akan

terakumulasi garam dan kation-kation basa. Jika pada tanah ini tidak cukup air hujan untuk

mendrainasi garam dan basa-basa tersebut maka akan terjadi salinisasi dan alkalinisasi (B).


Na Mg

Ca

Gambar 3-4. Skema terjadinya pengasaman dan alkalinisasi/salinisasi(Dimodifikasi dari Singer and Munns, 1985).

1. Nilai pH tanah

Asam dan basa adalah istilah kualitatif yang perlu ditentukan batasan secara kuantitatif.

Untuk itulah istilah pH diperkenalkan oleh ahli kimia untuk menyatakan reaksi asam dan

basa suatu bahan, yakni definisinya adalah:

pH = - log (H+)

dimana (H+) adalah konsentrasi atau kepekatan ion H+.

Mengadopsi pengertian pH tersebut, untuk menyatakan keasaman dan kebasaan tanah

maka para ahli tanah juga menggunakan pH tanah sebagai ukuran. pH tanah ditentukan

dengan mengukur kepekatan ion H+ di dalam tanah.

Berdasarkan nilai pH, tanah dapat dikelompokkan menjadi beberapa tingkat

kemasaman dan kebasaan seperti pada Gambar 3-5.

H2O

Pengasaman

H2O H2CO3;HNO3’H2SO4

H+

OH-

Salinisasi/Alkalinisasi

HCO3

SO42- Cl

Cl

HCO3

Na

H+

NaCl

ClOH-

A

B


Sangat Asam Sedang Sedikit Sedikit Sedang Basa SangatAsam Asam Basa Basa

3 4 5 6 7 8 9 10 11 pH Tanah

pH daerah pH daerahbasah kering

Tanah Kisaran pH Tanah Mineral TanahGambut Alkali

Gambar 4-5. Tingkat kemasaman dan kebasaan tanah berdasarkan nilai pH nya(Brady, 1974).

Meskipun nilai pH berkisar antara 0 - 14, namun untuk kebanyakan tanah-tanah

mineral untuk budidaya pertanian mempunyai range pH antara 3,5 sampai dengan 10,5.

Untuk nilai pH ekstrem rendah yakni kurang dari 3 hanya terdapat pada tanah-tanah gambut.

Sedangkan nilai pH tanah ekstrem tinggi (diatas 10) didapati pada tanah-tanah alkali. Tanah-

tanah dengan pH ekstrem ini tidak bisa digunakan untuk budidaya tanaman pertanian kecuali

dengan input tinggi.

Reaksi tanah masam hampir selalu ditemukan di daerah beriklim basah. Pada tanah ini

konsentrasi ion H+ melebihi OH-. Tanah ini mungkin pula mengandung Al, Fe, dan Mn yang

banyak. Sedangkan tanah basa atau alkali hampir selalu pula ditemukan di daerah kering. Di

sini konsentrasi ion OH- melebihi ion H+. Oleh karena itu kandungan Al, Fe. dan Mn

biasanya rendah.

2. Penyebab Keasaman Tanah

Suatu tanah digolongkan sebagai tanah asam apabila pH tanah kurang dari 7. Tanah

bisa menjadi asam oleh karena dua hal:

a. Pencucian kation basa dari lapisan tanah

Curah hujan yang sangat besar dan jauh melebihi kebutuhan tanah dan tanaman akan

menyebabkan terjadinya erosi dan pencucian tanah. Pencucian akan mengangkut sejumlah

garam-garam terlarut, hasil-hasil pelapukan mineral, dan sejumlah basa-basa dengan

meninggalkan asam-asam tetap ada dalam lapisan tanah. Akibatnya tanah lapisan atas (top


soil) akan menjadi asam, tetapi lapisan dalam (subsoil) netral. Jika proses pelapukan dan

pencucian terus berlanjut. maka bahan-bahan tersebut akan habis tercuci kecuali komponen

asam. Unsur hara seperti besi, aluminium dan beberapa logam oksida lebih tahan terhadap

pencucian. Oleh karena itu tanah di bagian lapisan atas semua kation basa akan tercuci

dengan meninggalkan Fe, Al dan oksida logam sehingga tanah akan menjadi asam.

b. Adanya pemasukan asam-asam, yakni senyawa yang mampu melepaskan ion H+.

Pemasukan asam-asam ke dalam tanah bisa terjadi dari beberapa hal sebagai berikut:

(1) Air hujan.

Hujan asam yang terjadi sebagai akibat dari adanya gas buangan pabrik yang

mengandung asam dapat memicu pengasaman tanah. Terlebih bahwa air hujan sendiri

adalah beraksi asam lemah, sehingga disamping dapat menyebabkan terjadinya

pencucian basa-basa dalam tanah, air hujan dapat menambah keasaman tanah.

(2) Reaksi kimia yang terjadi di dalam tanah.

Air tanah banyak mengandung asam dari hasil reaksi yang terjadi.

Pembentukan asam karbonat.-

Terbentuknya asam karbonat ketika gas CO2 hasil respirasi dan fermentasi bereaksi

dengan air.

CO2 + H2O H2CO3 (asam karbonat)

H2CO3 H+ + HCO3- (bikarbonat)

Oksidasi senyawa pirit (FeS2).-

Oksidasi pirit menjadi H2SO4 dan Fe(OH)3, dapat menyebabkan pH mencapai 2

atau lebih rendah. Tanah dengan pH ekstrim rendah ini dapat terjadi pada tanah-tanah

pasang surut yang kaya akan senyawa sulfida yang mengalami perbaikan drainase,

sehingga akan memacu reaksi oksidasi.

Reaksi dengan pupuk.-

Pemupukan tanaman yang tidak bijaksana juga dapat menimbulkan reaksi asam

pada tanah. Misalnya, pemupukan yang terus menerus dengan bahan yang mengandung

amonia akan meninggalkan reaksi asam pada tanah. Pupuk urea pada umumnya

diberikan secara ditabur di permukaan tanah. Beberapa saat setelah pupuk urea ditabur

maka akan segera dihidrolisa menjadi Amonium karbamat yang tidak stabil, yang

selanjutnya akan membentuk amonia dan karbon dioksida. Amonia selanjutnya akan

beraksi membentuk amonium, melalui reaksi sebagai berikut:


CO(NH2)2 + H2O H2NCOONH4 2NH3+ CO2(Urea)

NH3 + H2O NH4+ + OH-

(Amonium)

Residu pupuk Urea dalam bentuk amonium yang tertinggal dalam tanah akan

mengalami oksidasi dengan bantuan mikroba dalam tanah menghasilkan nitrit dan nitrat,

melalui reaksi kimia sebagai berikut:

2NH4++ 3O2 2HNO2 + 2 H2O + 2H+

(Nitrit)

2HNO2 + O2 2NO3- + 2H+

(Nitrat)

Reaksi perombakan bahan organik.-

Faktor lain yang dapat pula mendorong timbulnya reaksi asam pada tanah adalah

perombakan sisa-sisa tanaman atau sampah organik lainnya menjadi asam-asam organik.

Beberapa hasil penelitian menunjukkan bahwa dekomposisi bahan organik di dalam

tanah menghasilkan asam organik. Pujihastuti (2002) mendapatkan pembenaman

Chromolaena odorata selama 94 hari meningkatkan kadar asam sitrat dalam tanah

sebanyak 721%, asam laktat 191%, dan asetat 1383%. Sedangkan pembenaman

Gliricidia sepium dalam waktu yang sama meningkatkan kadar asam sitrat 7%, asam

laktat 50%, asetat 484% dan butirat 172%. Sedangkan Ongko Cahyono dkk. (2002) tidak

mendapatkan kenaikan kadar asam organik dari penambahan jerami ke dalam tanah yang

steril selama 52 hari inkubasi.

Kecepatan dekomposisi bahan organik sangat bervariasi, tergantung kepada nisbah

C/N dan kandungan lignin serta polyfenol (Fox, Myers dan Vallis, 1990). Hasil

percobaan Handayanto et al. (1995) menunjukkan bahwa pemberian bahan organik asal

tanaman Calliandra selama 14 hari inkubasi telah terjadi dekomposisi 14 sampai 44%.

Sedangkan Nirmalawati et al. (1996) dalam penelitiannya belum mendapatkan kenaikan

mineralisasi bersih Nitrogen pada jerami padi meskipun telah diinkubasikan sampai 140

hari. Jerami padi yang digunakan dalam penelitian tersbut berkualitas rendah karena

memiliki kandungan lignin 18,4%, nisbah C/N 25 dan polyfenol 0,35.


Asam organik dalam eksudat akar dan aktivitas jasad renik tanah.-

Tanaman melalui akar mengeluarkan eksudat yang mengandung senyawa organik.

Hasil penelitian Ongko Cahyono dkk. (2002) menyimpulkan bahwa tanaman jagung

yang diinokulasi dengan mikorisa (CMA) pada pengamatan umur 52 hari, kadar asam

sitrat tanah meningkat dari 152,72 mg kg-1 menjadi 374,07 mg kg-1 atau meningkat

sebesar 145%. Sedangkan kadar asam oksalat meningkat dari 90,06 mg kg-1 menjadi

209,86 mg kg-1 atau meningkat sebesar 133%. Kadar asam-asam organik yang lain

peningkatannya tidak nyata. Fenomena pelepasan asam-asam organik dalam tanah oleh

aktivitas CMA juga dilaporkan oleh beberapa peneliti sebelumnya dengan hasil berbeda.

Azaizeh et al. (1995) melaporkan bahwa kadar asam organik total dalam eksudat akar

tanaman jagung berumur 6 minggu yang diberi perlakuan inokulasi mikorisa meningkat

dari 168 µg menjadi 209 µg per jam per g berat kering akar, namun secara statistik

peningkatan tersebut tidak berbeda nyata. Pada penelitian tersebut tanaman jagung

mendapat pemupukan P secara normal. Hasil penelitian lain yang dilaporkan oleh

Wakidah (1999) mendapatkan kenaikkan kadar beberapa asam organik dalam tanah

Vertisol dan Alfisol pada tanaman tebu umur 90 hari yang diinokulasi Glomus

fasciculatum dan Gigaspora margarita. Dilaporkan bahwa perlakuan dengan Glomus

fasciculatum pada tanah Vertisol meningkatkan asam oksalat, sitrat, suksinat dan format.

Sedangkan pada Alfisols meningkatkan asam oksalat, sitrat dan format. Peningkatan

lebih tinggi diperoleh pada perlakuan Gigaspora margarita.

Perlakuan inokulasi bakteri Pseudomonas putida juga meningkatkan kadar

sebagian asam-asam organik tanah. Kadar asam sitrat dan oksalat meningkat secara tidak

nyata, sedangkan asam suksinat meningkat secara nyata (Ongko Cahyono, dkk., 2002).

Sedangkan Premono (1994) mendapatkan bahwa bakteri Pseudomonas fluorescens,

dalam media pikovskaya, mampu menghasilkan asam-asam organik diantaranya asam

suksinat 1,4 mg kg-1, asam propionate 3,2 mg kg-1, asam butirat 3,6 mg kg-1, asam format

12,2 mg kg-1 , oksalat 6,5 mg kg-1 dan sitrat 1,4 mg kg-1. P. putida (IL27A4Al)

menghasilkan asam suksinat 6,2 mg kg-1, butirat 6,6 mg kg-1, format 46,5 mg kg-1, dan

oksalat 10,9 mg kg-1. Sedangkan P. putida (IL28T1Al) menghasilkan asam butirat 4,3 mg

kg-1, propionate 14,7 mg kg-1, butirat 5,7 mg kg-1, format 11,5 mg kg-1 dan oksalat 9,2

mg kg-1.

Bagaimana organisme mampu meningkatkan kadar asam-asam organik dalam

tanah, belum diketahui secara jelas. Diduga jasad renik menghasilkan asam organik

melalui proses katabolisme glukosa dalam siklus asam trikarboksilat (TCA), yang


merupakan lanjutan reaksi glikolisis (Mandelstam dan Mc Quillen, 1973; Dawes dan

Sutherland, 1976). Asam-asam organik tersebut merupakan substrat untuk proses

anabolisme dalam sintesis asam amino dan makromolekul lainnya. Namun bagaimana

mekanisme keluarnya senyawa ini dari sel tidak diketahui secara pasti.

Asam organik dapat juga berasal dari eksudasi akar tanaman yang macam dan

jumlahnya sangat dipengaruhi oleh jenis tanaman dan lingkungan tanah di sekitarnya

Ohwari dan Hirata (1990) mendapatkan asam sitrat dan oksalat pada eksudat akar

tanaman kedele, asam malonat, malat dan sitrat pada eksudat akar tanaman kacang

tunggak, dan asam suksinat, malonat, fumarat, malat dan sitrat pada eksudat akar

tanaman buncis. Menurut Jones et al. (1996) tanaman yang mengalami kekurangan Fe

akan mengeluarkan asam-asam organik yang lebih banyak, sedangkan Hoffland et al.

(1996) melaporkan bahwa tanaman yang mengalami kekurangan P akan semakin banyak

mengeluarkan asam sitrat dan malat dalam eksudatnya.

Reaksi Hidrolisis Aluminium (Al) dalam tanah

Hidrolisis A1 menjadi kompleks monomer dan polimer aluminium hidroksida akan

menyumbangkan sejumlah ion H+ sehingga tanah menjadi asam.

Reaksi hidrolisis ion Al dapat dituliskan sebagai berikut:

Al3+ + H2O Al(OH) 2+ + H+

Al3+ + 2H2O Al(OH)2+ + 2H+

Al3+ + 3H2O Al(OH)3- + 3H+

Al3+ + 4H2O Al(OH)4- + 4H+

Al3+ + 5H2O Al(OH)52- + 5H+

Adanya Al3+ dalam larutan tanah sangat berpengaruh dalam menciptakan keasaman

tanah. Semakin banyak jumlah Al3+ yang dapat dihidrolisis makin pekat pulalah ion H+

dalam tanah dan makin asamlah reaksi tanah tersebut.

3. Keasaman Aktif dan Keasaman Cadangan

Di dalam tanah ion H+ sebagian ada yang dijerap oleh koloid tanah dan dapat

dipertukarkan dan sebagian ada yang bebas ada dalam larutan tanah. Ion H+ yang terjerap

pada koloid tanah disebut keasaman potensial atau cadangan, sedangkan ion H+ bebas dalam

larutan tanah disebut keasaman aktif. Oleh karena itu pH tanah yang diukur dari ion H bebas

saja dinamakan pH aktif, dan pH yang diukur dari ion H+ bebas dan yang dapat dipertukarkan

dinamakan pH cadangan.


-H+ H+

-H+ H+

-H+ H+

- H+

Gambar 4-6. pH cadangan (H koloid + H larutan) dan pH aktif (H larutan)

Keasaman aktif ditentukan melalui penetapan pH tanah dengan pelarut air, sedangkan

Keasaman cadangan ditentukan dengan pelarut tertentu seperti KCl. Bila kemasaman aktif

dinetralkan dengan sejumlah basa, maka kenetralannya tidak bertahan lama karena ion H

pada permukaan koloid akan segera dibebaskan dari koloid.

Sifat penjerapan ion H oleh koloid sangat tergantung dari jenis koloid tanahnya. Koloid

mineral mempunyai kemampuan menjerap ion H relatif lebih mudah dinetralkan dibanding

dengan ikatan pada koloid organik. Hal ini disebabkan karena koloid organik dapat menjerap

ion H kuat sekali dan ion H yang terjerap oleh koloid organik langsung menjadi bagian dari

gugus asam pada permukaan. Menurut Bolt et al. (1976), hal inilah yang menyebabkan ion H

sukar dipertukarkan dari koloid organik. Oleh karena itu pula keasaman tanah organik relatif

sukar dikurangi.

Dalam hal hubungannya dengan tanaman, maka keasaman aktif mempunyai arti lebih

penting. Namun dalam kaitan dengan upaya peningkatan pH tanah, misalnya dengan

tindakan pengapuran, maka keasaman cadangan mempunyai arti lebih penting.

Kemasaman Kemasaman Kemasaman KemasamanCadangan Aktif Cadangan Aktif

Tanah A Tanah B

Gambar 4-7. Gambaran hubungan keasaman cadangan dan keasaman aktif. Tanah Amemiliki keasaman cadangan lebih besar sehingga memiliki kapasitaspenyangga yang lebih besar dibanding tanah B.

Larutan Tanahkoloid

pH aktif

pH cadangan


4. Kapasitas Penyangga Tanah (Buffering Capacity)

Mudah atau sukarnya reaksi tanah berubah sangat tergantung pada kapasitas sangga

(buffering capacity) dari tanah tersebut. Kapasitas sangga tanah ialah kemampuan tanah

tersebut untuk menahan nilai pH-nya bila ke dalamnya ditambahkan asam atau basa. Larutan

penyangga mengandung senyawa yang reaksinya dengan asam atau basa menyebabkan

kepekatan ion H larutan relatif sulit berubah.

Dalam tanah, koloid mineral dan humus bertindak sebagai penyangga reaksi.

Kemasaman cadangan akan selalu dalam kondisi kesetimbangan (balance) dengan keasaman

aktif. Bila kemasaman aktif diberi kapur, maka reaksi tidak akan banyak berubah karena

keasaman cadangan akan dibebaskan menjadi kemasaman aktif. Begitulah seterusnya selama

keasaman cadangan belum dinetralkan.

Tanah lempung yang kandungan bahan organik tanahnya tinggi mempunyai jumlah

koloid jauh lebih tinggi dibanding tanah berpasir. Oleh karena itu keasaman cadangan pada

tanah lempung kaya bahan organik jauh lebih tinggi daripada tanah berpasir. Hal itu

menunjukkan bahwa kapasitas sangga tanah lempung dan tanah organik jauh lebih besar

daripada tanah berpasir. Semakin besar kapasitas sangga tanah semakin tinggi pula

kebutuhan kapur yang diperlukan untuk meningkatkan pH tanah sampai pada nilai tertentu.

Disamping berperan sebagai penahan perubahan reaksi tanah, buffering capacity tanah

juga berperan untuk menahan unsur hara yang dibebaskan dan terlarut dalam larutan tanah

agar tidak mudah terlindih. Buffering capacity tanah dapat pula berfungsi untuk melindungi

senyawa-senyawa tertentu agar tidak mudah dilarutkan.

5. Permasalahan Keasaman Tanah

Tanaman mempunyai respon yang berbeda terhadap keasaman tanah. Ada tanaman

yang sensitif terhadap keasaman tanah, yakni jika pH tanah rendah maka akan terhambat

pertumbuhannya. Namun ada kelompok tanaman tertentu yang tahan terhadap keasaman

tanah dan masih mampu bertahan hidup pada pH rendah. Asih, P.B. (2011) melaporkan

bahwa jenis tanaman pohon untuk hutan kota memiliki ketahanan terhadap hujan asam yang

berbeda. Tanaman saputangan (M. grandiflora) dan saga merah (A. pavonina) mempunyai

ketahanan yang tinggi terhadap hujan asam. Sedangkan tanaman flamboyan (D. regia),

trembesi (S saman), dan asam Jawa (T indica) tidak tahan asam. Tanaman pangan pada

umumnya, yakni padi, palawija dan sayuran termasuk yang sensitif.

Pengaruh keasaman tanah terhadap pertumbuhan tanaman lebih disebabkan karena

adanya pengaruh dari unsur Al dan Mn, yang pada kondisi asam kedua unsur ini terlarut


dalam jumlah yang banyak sehingga mencapai tingkat yang meracun. Di samping itu pada

kondisi asam, unsur-unsur tertentu terutama Ca, P dan Mo dalam bentuk terikat dan tidak

tersedia bagi tanaman. Sehingga pengaruh keasaman tanah terhadap tanaman ini terutama

disebabkan oleh karena ketidakseimbangan unsur hara dalam tanah. Keracunan Al dan

kekurangan Ca dapat mengakibatkan kerusakan akar tanaman sehingga tanaman menjadi

kerdil dan menjadi coklat. Akar yang tidak berkembang menyebabkan kesulitan mengakses

unsur hara terutama unsur hara immobile seperti fosfor (P). Akibat dari pertumbuhan akar

yang terhambat dan adanya reaksi antara Al dan P, gejala keracunan Al pada tanaman

menyerupai gejala kekurangan P, dan perbaikan terhadap keracunan Al ini dapat mengurangi

kebutuhan pupuk P (Singer and Munns, 1985).

Keasaman tanah juga mempengaruhi aktivitas jasad renik tanah. Pada umumnya jasad

renik tanah akan terhambat aktivitasnya pada kondisi tanah asam, dan akan meningkat

aktivitasnya seiring dengan peningkatan pH tanah. Berbagai penelitian menunjukkan bahwa

aktivitas jasad renik perombak bahan organik tanah memiliki aktivitas yang tinggi pada pH

tanah mendekati netral (6 - 7).

6. Tanah-tanah dengan pH tinggi

a. Terjadinya kebasaan tanah

Yang menjadi masalah bagi kehidupan tanaman dan jasad renik tanah jika dikaitan

dengan pH tanah bukan hanya terjadi pada tanah asam, namun pada tanah dengan pH tinggi

(tanah basa) juga berpeluang menimbulkan permasalahan.

Tanah basa biasanya terjadi pada daerah kering dengan curah hujan yang rendah (lihat

Gambar 3-4). Pada daerah ini kation-kation basa dalam tanah tidak mengalami pencucian

dan masih berada di daerah rhizosfer. Berbeda dengan tanah-tanah di daerah tropika basah

dengan curah hujan tinggi dimana larutan tanah jenuh akan ion-ion asam karena sebagian

besar kation basa tercuci ke lapisan tanah dalam, tanah-tanah di daerah kering dijenuhi oleh

kation-kation basa.

Singer and Munns (1985) menjelaskan bahwa dalam tanah basa dengan kadar sodium

(Na) yang tinggi dapat memperparah kebasaan tanah sebagai akibat terbentuknya lapisan

penghambat pada permukaan tanah. Konsentrasi Na yang tinggi namun kosentrasi garam

lainnya yang rendah dapat merusak struktur tanah. Hal ini dapat menyebabkan koloid tanah,

koloid mineral maupun koloid organik, terdispersi menjadi partikel individu (deflokulasi)

daripada terflokulasi membentuk suatu ikatan agregat yang kuat. Sebagai akibatnya pori-pori


tanah di permukaan tersumbat, yang menyebabkan air makin sulit untuk masuk ke dalam

tanah, permeabilitas menurun (Gambar 4-8).

Run-off Run-off

Gambar 4-8. Pengaruh Na pada permeabilitas permukaan tanah(Dimodifikasi dari Singer and Munns, 1985).

Menurut Singer and Munns (1985) ada tiga jenis tanah yang berkaitan dengan pH

tinggi, yakni tanah salin, tanah sodik dan tanah alkali. Tanah salin adalah tanah yang

memiliki kandungan garam-garam terlarut (Na, Ca, dan Mg dengan khlorida, sulfat dan

bikarbonat) yang tinggi melebihi kelarutan kalsium sulfat. Salinitas tanah biasanya

ditentukan dengan ukuran konduktivitas elektrik (EC) dari ekstrak tanah jenuh. EC ini

mudah ditentukan dan ini berhubungan erat dengan konsentrasi garam, karena elektrisitas

bergerak menembus larutan melalui jalan yang ditempuh ion. Tanah dikatakan salin jika nilai

EC nya melebihi 4 desisiemen per meter. Kebanyakan tanaman akan mengalami gangguan

pada nilai ini.

Tanah sodik adalah tanah yang mempunyai kadar sodium dapat dipertukarkan yang

tinggi. Tanah sodik dinyatakan dalam persen Na dapat dipertukarkan (echangeable sodium

percentage = ESP), yakni dinyatakan dalam persen Na dari seluruh kation dapat

dipertukarkan. Disamping itu juga bisa ditetapkan dari ratio adsorsi sodium (sodium

adsorption ratio = SAR), yakni persentase Na dibandingkan kation utama (Ca dan Mg)

dalam ekstrak tanah jenuh. ESP dan SAR selalu berkorelasi positif karena kation-kation

terlarut dan kation-kation dipertukarkan hampir selalu dalam kesetimbangan satu dengan

yang lain. Nilai kritis ESP bervariasi antara 5 – 15 persen.

Tanah salin dan tanah sodik pada umumnya termasuk tanah alkali (tanah dengan

reaksi basa) dengan pH berkisar 8,5 dimana terjadi pengendapan CaCO3 bahkan bisa

mencapai pH 10 pada tanah sodik dengan salinitas yang rendah.

Lapisan kedap air (pori tersumbat)

Deflokulasi

Irigasi


b. Pengaruh kebasaan tanah pada tanaman

Tanah-tanah basa dengan kadar garam tinggi dapat menghambat pertumbuhan dan

perkembangan tanaman. Garam dan bahan terlarut lainnya akan menurunkan tekanan

osmotik dari potensial air tanah. Akar tanaman menjadi lebih sulit untuk menyerap air dari

dalam tanah karena konsentrasi bahan terlarut dalam air tanah tinggi. Air tanah tidak bisa

masuk ke dalam sel tanaman jika potensial air lebih rendah di dalam tanah dibanding dengan

yang ada di dalam akar. Sehingga untuk menyerap air dari larutan dengan kadar garam tinggi,

tanaman harus menurunkan tekanan osmotik air dalam sel yakni dengan cara meningkatkan

bahan terlarut di dalam selnya. Golongan tanaman halofit (tanaman pantai) mampu

memproduksi bahan organik tertentu yang dipergunakan sebagai pengatur osmotic (Singer

and Munns, 1985).

Selanjutnya Singer and Munns (1985) menyatakan bahwa disamping mempengaruhi

tekanan osmotik air tanah, kadar garam yang tinggi dalam tanah-tanah basa juga bisa

menyebabkan tanaman mengalami keracunan. Tanaman yang menderita kerusakan akibat

kadar garam tinggi menunjukkan beberapa gejala yang berbeda-beda. Keracunan sodium dan

klorida misalnya sering ditandai adanya gejala ‘hangus’ pada daun. Sebagian menunjukkan

gejala daun segera menguning sebelum tua, pucat dan gugur serta tanaman nampak lemah

dan gelap atau tanpa gejala hanya tumbuhnya kerdil.

Sodium (Na) bisa menyebabkan keracunan pada tanaman tertentu, terutama jika

konsentrasi Ca dalam tanah rendah. Disamping itu ion Na juga dapat menyebabkan rusaknya

struktur tanah akibat ion ini dapat menyebabkan terdispersinya agregat tanah menjadi partikel

tunggal. Lebih lanjut akan berakibat penutupan pori-pori tanah di bagian permukan tanah

yang bisa menjadi penghalang masuknya air ke lapisan tanah yang lebih dalam (permeabilitas

tanah menurun). Dan jika tanah-tanah ini dibiarkan tanpa ada upaya perbaikan, maka dapat

dipastikan bahwa tanah-tanah ini menjadi tidak akan produktif bagi tanaman.

Tanah-tanah basa dengan pH sangat tinggi, diatas 9 dapat secara langsung

menyebabkan kematian akar tanaman dan juga bisa mempengaruhi ketersediaan unsur hara

yakni bisa menyebabkan keracunan unsur tertentu atau juga dapat menyebabkan kekurangan

unsur yang lainnya. Ketersediaan unsur hara P misalnya sangat tertekan oleh pH tinggi.

Sebaliknya unsur Kalsium (Ca) diimobilisasi karena pH tinggi memacu pembentukan

karbonat dari CO2 dan karbonat diendapkan bersama Ca sebagai CaCO3. Unsur hara mikro

yang mengalami kekurangan pada pH tinggi adalah Zn dan Fe. Disamping itu kadang-kadang

juga menyebabkan kekurangan Mn dan Cu serta keracunan B (Singer and Munns, 1985).


SOAL-SOAL

1. Jelaskan apa beda istilah Penjerapan (adsorption) dan Penyerapan (absorption)! Mana

yang lebih tepat untuk kation-kation pada koloid?

2. Apa yang dimaksud denga misel?

3. Bagaimana perbandingan kuantitas koloid tanah pada tanah bertekstur lempung dengan

tanah bertekstur pasir?

4. Sebutkan sumber muatan negatif pada koloid!

5. Apa yang dimaksud dengan variable charge?

6. Aluminium merupakan sumber keasaman tanah. Jelaskan!

7. Jelaskan perbedaan pH aktif dan pH cadangan!

8. Bandingkan bufferring capacity pada tanah lempung kaya akan bahan organik dan tanah

pasir!

9. Pengapuran tanah dengan tujuan meningkatkan pH tanah merupakan reaksi pertukaran

kation. Jelaskan!

10. Jika suatu tanah sanggup menjerap 500 mg Ca2+/100 g tanah, berapa me/100 g KTK-nya?


BAB V. SIFAT BIOLOGI TANAH

Tujuan Umum :


sifat biologi tanah yang penting dalam hubungannya dengan fungsi tanah sebagai media

tumbuh tanaman.

Tujuan Khusus :

1. Mahasiswa dapat menjelaskan tentang macam-macam jasad hidup (organisme) dalam

tanah baik jasad makro maupun jasad renik.

2. Mahasiswa dapat menjelaskan tentang asosiasi jasad renik dengan tanaman

3. Mahasiswa dapat menjelaskan tentang peran jasad hidup dalam perombakan bahan organik

tanah.

Tanah kita tidaklah steril. Berbagai bentuk kehidupan terdapat di dalam tanah yakni akar

tanaman, hewan kecil dan beraneka macam jasad renik antara lain protozoa dan algae,

cendawan, dan bakteri. Masing-masing kelompok ini memiliki peranan yang penting bagi

kehidupan dalam tanah, namun yang paling dominan peranannya adalah akar tanaman,

cendawan dan bakteri.

A. Komunitas Tanah

1. Macam-macam jasad hidup dalam tanah

Jasad hidup (organism) besar yang hidup dalam tanah meliputi tanaman dan hewan. Akar

tanaman menyebar di dalam tanah, tumbuh di celah-celah agregrat tanah. Tanaman memberi

makanan bagi jasad hidup tanah yang lain melalui bahan organik yang diproduksi lewat

fotosintesis. Mereka mendapatkan makanan melalui berbagai cara. Jasad renik yang berada

dekat dengan akar mendapat makanan berupa bahan keluaran akar (root excretion).

Sedangkan yang lain mendapatkan makanan dari sisa-sisa daun, ranting atau dahan yang

jatuh di permukaan tanah. Hewan tanah meliputi mamalia penggali tanah dan reptile, serta

yang paling banyak adalah yang berukuran lebih kecil seperti insekta, kutu dan nematoda

yang hidup di dalam sampah.

Jasad renik dalam tanah digolongkan ke dalam dua kelompok utama berdasarkan

susunan selnya, yakni eukariotik dan prokariotik.


Jasad yang memiliki sel eukariotik meliputi fungi, protozoa, alga dan tanaman serta

hewan, sedangkan jasad prokariotik meliputi Monera atau bakteri.

Keberadaan dan aktivitas protozoa dan alga dalam tanah pada umumnya terbatas

kecuali pada tanah-tanah tergenang atau basah dalam periode yang lama. Sedangkan

keberadaan dan aktivitas bakteri dan fungi jauh lebih melimpah hampir di semua jenis tanah.

Bakteri merupakan jasad renik tanah paling kecil dan secara fisiologis paling beragam.

A B

Gambar 5-1. Sel Eukariotik (A) dan Prokariotik (B). Sel prokariotik memiliki nukleus yangkurang jelas serta tidak memiliki banyak organel seperti halnya pada selEukariotik.

2. Perkembangbiakan, Penyebaran dan Daya Tahan Hidup

Berkembangbiak dengan cepat merupakan ciri khas dari kebanyakan jasad renik. Pada

kondisi yang menguntungkan, banyak spesies bakteri menggandakan diri setiap 2 – 3 jam.

Pada kondisi normal bakteri tanah mampu meningkat populasinya sampai ratusan bahkan

ribuan kali dalam waktu beberapa hari saja. Kapasitas penggandaan diri yang tinggi ini

menyebabkan kemampuan jasad renik mampu merespon secara cepat perubahan kondisi di

sekelilingnya bukan saja hanya dengan menggandakan diri, namun juga dengan cara

mengganti populasi dengan jasad yang mampu mengadaptasi lingkungan baru.

Kebanyakan jasad renik mampu menyebar dengan cepat, terbawa oleh jasad yang

lebih besar serta melalui aliran air dan udara. Debu yang beterbangan merupakan ‘kendaraan’

paling baik bagi jasad renik. Fungi yang mungkin terlalu besar untuk berpindah/menyebar,

menghasilkan spora yang dengan mudah tersebar melalui angin atau air.

Daya tahan hidup dari jasad renik sungguh sangat menkajubkan. Meskipun kondisi

lingkungan yang kurang menguntungkan seringkali berfluktuasi dalam waktu yang cepat

seperti dingin, panas, kering atau kekurangan zat makanan, jasad renik memiliki cara


bertahan yang beragam. Dormansi, menghentikan aktivitas sel, adalah cara bertahan yang

umum dilakukan oleh jasad renik. Spora merupakan alat bertahan hidup dalam waktu lama

bagi kebanyakan fungi dan bakteri pada kondisi yang tidak menguntungkan. Bahkan spora

dari beberapa jenis bakteri bisa bertahan dalam air yang mendidih. Terbentuknya serat

(miselium) pada fungi dan beberapa bakteri merupakan alat untuk mengatasi kondisi kurang

menguntungkan yang seringkali bersifat sementara dan setempat. Misalnya lapisan tanah

yang kaya akan zat makanan tiba-tiba menjadi kering atau panas, sedangkan lapisan tanah di

bawahnya yang miskin zat hara tetap dingin dan lembab. Sementara pada kondisi ini jasad

renik bersel tunggal akan dorman atau bahkan mati, serat-serat (miselium) tadi masih dapat

berfungsi mengambil zat makanan atau air dari lapisan di bawahnya sampai hujan dating

membasahi kembali lapisan permukaan tanah. Hal ini yang menjadi penyebab mengapa fungi

dan aktinomisetes (bakteri bermiselium) mampu bertahan hidup di padang pasir.

3. Persyaratan dan Adaptasi Jasad Hidup

Untuk tumbuh dan beraktivitas, jasad hidup memerlukan kondisi fisik tertentu dan

tersedianya zat makanan. Kondisi fisik meliputi tersedianya ruang (space) dengan

temperature, kelembaban, pH serta tersedianya zat makanan.

Persyaratan zat makanan meliputi sumber energy dan zat hara esensial. Kebanyakan

jasad renik memerlukan senyawa biokimia tertentu yang tidak bisa diproduksi sendiri. Zat

makanan dan energy beberapa jasad hidup tanah seperti tertera pada Tabel berikut.

Tabel 5-1. Jenis Jasad HidupTanah, Makan dan Sumber Energinya

Jenis Makanan Sumber Energi

Eukariot Besar- Hewan- Tanaman

Eukariot Kecil- Protozoa- Alga- Fungi

Prokariot (Bakteri)- Fototropik- Lithotropik

(chemoautotropik)- Heterotropik

Organik padatCO2 + ion

Organik padat dan larutCO2 dan ionOrganic larut

CO2 dan ionCO2 dan ion

Organik larut

Oksidasi organikCahaya

Oksidasi organikCahayaOksidasi organik

CahayaOksidasi organik

Oksidasi organik


Jasad heterotropik selalu memperoleh energy dari reaksi senyawa organik, seperti

gula, yakni melalui respirasi dan fermentasi. Pada respirasi senyawa organic dioksidasi

dengan bahan pengoksidasi anorganik, pada umumnya oksigen, nitrat atau sulfat. Dalam

fermentasi yang biasanya dimulai ketika oksigen menjadi kekurangan, sebagian senyawa

organic digunakan sebagai agen pengoksidasi dengan menghasilkan alcohol atau asam

organik. Jasad heterotropik meliputi hewan, fungi, dan sebagian besar bakteri. Sistem

perakaran tanaman berfungsi sebagai heterotropik, meskipun tanaman sendiri adalah

termasuk autotropik.

Jasad autotropik tidak memerlukan senyawa organic sebagai sumber energy, mereka

menghasilkan energy dari cahaya atau dari reaksi oksidasi anorganik. Yang termasuk dalam

jasad autotropik adalah tanaman hijau, alga, bakteri biru hijau dan bakteri-bakteri tertentu.

Jasad heterotropik dan autotropik saling tergantung satu dengan yang lain. Jasad

autotropik merupakan pensintesa utama bahan organik. Jasad heterotropik merupakan jasad

penghancur bahan organik, melepaskan zat hara untuk daur ulang. Tanah merupakan

‘panggung teater’ terbesar bagi daur ulang zat hara. Pemain utamanya adalah tanaman

sebagai pemeran autotrop dan bakteri serta fungi sebagai pemeran heterotrop.

B. Jasad Hidup Besar

1. Tanaman dengan Akarnya

Hasil fotosintesis tanaman yang berupa bahan organik merupakan sumber bahan makanan

utama bagi jasad hidup dalam tanah. Bahan organik ini bisa berasal dari daun, ranting, dahan

dan batang tanaman serta bagian akar tanaman yang mati. Akar tanaman sereal bisa

menyumbangkan masukan bahan organik hingga 30 – 50 persen. Bahkan untuk tanaman

hutan sumbangan ini bisa berlipat-lipat.

Disamping memberikan bahan organik, akar tanaman mempengaruhi aktivitas jasad

renik tanah yakni karena akar mengeluarkan senyawa eksudat berupa zat makanan bagi fungi

dan bakteri. Eksudat akar ini berupa asam organic, gula dan senyawa larut dalam tanaman

lainnya yang dikeluarkan tanaman melalui akar. Sehingga pengaruh akar yang paling besar

adalah pada daerah rhizosfer, beberapa millimeter di sekitar perakaran. Di daerah ini

kepadatan baktri dan fungi bisa mencapai ratusan kali lebih tinggi dibandingkan daerah lain

di dalam tanah.

Tanaman juga menyediakan habibat penting lainnya bagi jasad renik di dalam sisa-sisa

tanaman di permukaan tanah. Di beberapa jenis tanah lapisan bahan organik mungkin tidak

seberapa, namun di tanah-tanah lainnya bisa mencapai beberapa sentimeter tebalnya. Lapisan


ini berupa campuran dari bahan-bahan tanaman yang siap didekomposisi. Bahan ini kaya

akan zat makanan organik, sehingga adanya bahan sisa tanaman ini mengundang beraneka

jasad hidup mulai dari hewan yang mengunyah, mencerna dan membawa dari permukaan

tanah ke bagian di bawahnya sehingga menjadi tercampur dan memudahkan jasad-jasad lain

terutama jasad renik n=untuk mengkonsumsinya.

2. Hewan Tanah

Beranekaragam hewan hidup di dalam tanah mulai dari yang berukuran mikrosokis sampai

yang berukuran besar (Gambar 5-2). Sebagian dari mereka adalah pendatang dan sebagian

lainnya adalah penghuni tetap. Sebagian harus menggali lubang untuk bertahan hidup,

sebagian yang lain yang memanfaatkan lubang yang telah ada. Sebagian ada yang hidup di

dalam rongga udara tanah, sebagian yang lain ada yang hidup di dalam tanah yang berair.

Sebagian ada yang memakan bagian hidup tanaman sebagian yang lain memakan bagian sisa

tanaman yang telah mati. Apa yang mereka makan merupakan siklus ekologi yang penting

bagi kehidupan dalam tanah, bahkan bagi produktivitas tanah.

Pada umumnya yang paling banyak populasinya adalah yang berukuran kecil.

Nematoda dan Helminthos lainnya, Arachnids (kutu) dan moluska (keong) adalah yang

paling popular diantara hewan-hewan tanah. Sedangkan kelompok yang paling besar

keragamannya adalah Arthropoda (miliipedes, insekta dan larva mereka). Dalam tanah yang

gembur, lembab kaya bahan organic, cacing tanah (earthworm) paling banyak populasinya.

Hewan tanah semuanya bersifat heterotop, sangat aerobic (memerlukan oksigen) dan

bersifat mobile (kecenderungan berpindah tempat). Hanya hewan kecil seperti Nematoda dan

Rotifers yang hidup dalam tanah berair, sedangkan sebagian besar kelompok lainnya hidup

dalam rongga yang besar di dalam tanah atau dengan menggali liang. Sehingga kondisi ini

membatasi sebagian besar hewan tanah untuk mencapai permukaan tanah dan sampah yang

menumpuk di atasnya. Hewan jarang hidup dalam tanah yang mampat dan sangat basah.


Gambar 5-2. Hewan tanah: bentuk, ukuran relative dan jumlah relative di dalamtanah padang rumput yang subur (Sumber: D.M. Kevan dalam Singerand Munns, 1985)

C. Jasad Renik

1. Protozoa dan Alga

Protozoa dan Alga merupakan jasad bersel tunggal dan lebih kecil dari kelompok jasad renik

lainnya. Alga mampu melakukan fotosintesis seperti tanaman dan bakteri hijau biru

menggunakan klorofil dan memecah air serta melepaskan oksigen.

Cahaya + 2H2O Energi Kimia + [4H] + O2Klorofil

Protozoa di dalam tanah tidak bisa melakukan fotosintesis. Kemampuan bergerak dan

menelan benda membuatnya penakan yang efektif terhadap bakteri yang mati serta bahan

organic lainnya. Bahkan beberapa Protozoa mampu memangsa bakteri hidup. Alga dan

Protozoa lebih aktif dan melimpah dalam tanah basah. Film air membatasi mereka untuk

bergerak pada tanah kering.


Gambar 5-3. Alga dan Protozoa dengan ukuran relative(Sumber: Singer and Munns, 1985)

2. Fungi

Fungi, jasad heterotropik, banyak hidup dan beraktivitas dalam tanah yang beraerasi baik.

Ada satu kelompok fungi yakni Yeast adalah bersel tunggal dan kadang-kadang anaerob.

Sedangkan fungi yang lain adalah jasad aerobik dan membentuk serat (miselium).

Miselium pada dasarnya adalah satu sel besar dengan banyak nucleus, meskipun pada

fungi yang lebih tinggi kelasnya miselium ini dipisahkan dengan septa (dinding penyekat

yang porus). Satu miselium bisa tumbuh hingga mencapai beberapa centimeter bahkan

ada yang mencapai meteran di dalam tanah.

Miselium fungi menyebar di dalam tanah dan membantu mengikat partikel mineral ke

dalam agregat. Banyak fungi yang diketahui berasosiasi dengan tanaman seperti sebagai

pathogen, sebagai pasangan simbiosis atau sebagai pasangan yang netral. Ada jenis-jenis

fungi yang toleran terhadap asam, ada yang mampu mendekomposisi bahan berkayu serta

ada yang tahan terhadap kekeringan. Sehingga tidak mengherankan jika fungi merupakan


suatu kelompok jasad hidup penghuni tetap di berbagai lingkungan mikro dalam tanah

aerob.

Gambar 5-4. Tiga kelompok utama Fungi dengan ukuran relative(Sumber: Singer and Munns, 1985).

3. Bakteri (Monera)

Bakteri sangat beragam dalam hal fisiologi dan biokimianya. Bakteri di dalam

habitatnya di dalam tanah membentuk koloni. Dalam tanah yang subur mengandung tidak

kurang dari 100 juta bakteri hidup per gram tanah. Bakteri mempunyai kemampuan


reproduksi secara cepat dengan cara membelah diri. Ukurannya yang kecil memungkinkan

bakteri menyatu dengan partikel debu. Beberapa bakteri mampu memanfaatkan cahaya

sebagai sumber energy, beberapa mampu menggunakan substrat organik yang bagi

kebanyakan jasad hidup tidak bisa terurai atau bahkan beracun. Substrat ini meliputi

makromolekul dari residu bahan organik dari sisa-sisa tanaman, hewan dan bekteri yang telah

mati. Juga termasuk di dalamnya adalah polutan organic dari pabrik. Beberapa bakteri

mampu melakukan asimilasi nitrogen dari udara (fiksasi nitrogen).

D. Asosiasi Jasad Renik dengan Tanaman

1. Jasad Hidup dalam Rhizosfer.

Rhizosfer merupakan ruang silindris beberapa sentimeter atau lebih di sekitar akar.

Produk dari akar memacu bakteri dan fungi, khususnya yang heterotrop dengan pertumbuhan

cepat, sehingga populasi jasad renik umumnya paling sedikit sepuluh kali lipat lebih padat di

rhizosfer dari daerah lain. Batas rhizosfer memang tidak bisa ditentukan secara pasti. Batas

luar biasanya kabur karena pengaruh akar bisa berkembang lebih atau kurang tidak tertentu,

serta berkurang dengan makin menjauhnya jarak dengan akar. Batas dalam bisa mulai dari

permukaan sel epidermis akar atau bahkan bisa mulai dari lapisan terluar dari kortek sampai

pada bagian dimana bakteri dan hifa fungi menempel, biasa disebut Rhizoplane. Jasad renik

rhizosfer biasanya berperan dalam aktivitas heterotrop dalam tanah, mendekomposisi dan

menguraikan sel tanaman mati dan eksudat tanaman (gula dan asam-asam organik).

Respirasi jasad renik menghasilkan karbon dioksida sebagai penambah apa yang

diproduksi oleh akar tanaman yang cenderung menambah keasaman rhizosfer dari tanah-

tanah alkalin. Paling tidak beberapa bakteri rhizosfer dikenal mampu menghasilkan zat

pelapis yang lengket yang mampu menempelkannya dengan sel akar serta melektakannya

dengan partikel tanah. Karakter bakteri seperti ini juga dapat membantu tanah dalam

perkembangan struktur tanah di daerah perakaran. Dalam kondisi tertentu fiksasi nitrogen

dari udara bisa tercapai misalnya oleh Azospirillum dan bakteri-bakteri rhizosfer pada

tanaman rumput dan biji-bijian. Juga ada bukti ilimiah bahwa jasad renik rhizosfer mampu

memobilisasi zat hara tanaman seperti besi, tembaga dan seng dengan menghasilkan zat

khelat.

Beberapa fungi dan bakteri rhizosfer berasosiasi dengan tanaman dengan cara masuk

menembus kortek akar dan menjadi pathogen atau simbion.


2. Patogen Akar dan Parasit

Fungi dan bakteri yang berada dalam tanah dapat menyebabkan beberapa penyakit

penting pada akar atau batang yang terpendam, seperti penyakit busuk akar, damping-off dan

penyakit keriting yang disebabkan oleh Fusarrium, Verticillium, Phytopthora, Pythium,

Rhizoctonia, Alternaria, Armillaria dan yang lainnya.. Kelompok ini sering dikenal dengan

soil-borne fungi dan soil borne bacteria. Dari kelompok bakteri juga ada yang bersifat soil-

borne sebagai penyebab busuk akar serta penyebab tumor tanaman yakni kelompok

Agrobacterium spp. Kerang lebih separo dari nematode dalam tanah bersifat parasit bagi

tanaman dengan menyerang akar tanaman menghasilkan getah yang bisa tersebar ke dalam

system vascular tanaman.

Beberapa penyakit tersebut dipicu oleh kondisi tanah yang basah yang sangat

menguntungkan bagi penyebaran parasit. Cara mengatasi hal ini bisa dengan menanam

tanaman yang tahan, dengan menekan populasi parasit melalui fumigasi, mengontrol air

tanah, rotasi tanaman atau dengan mengatur sifat kimia tanah untuk menghindari pathogen.

Secara keseluruhan jasad renik penyebab penyakit ini merusak tanaman dengan cara

mengganggu perkembangan akar dan penyerapan air dan hara.

3. Simbiosis antara Tanaman dan Jasad Renik

Ada dua bentuk simbiosis yang terkenal antara tanaman dan jasad renik, yakni (1)

asosiasi fiksasi nitrogen dengan bakteri dimana tanaman memperoleh tambahan Nitrogen

dalam asosiasi ini dan (2) asosiasi jamur akar Mikorisa dimana tanaman mendapat tambahan

unsure hara terutama fosfat dan seng.

a. Simbiosis Fiksasi Nitrogen

Ada tiga kelompok bakteri pengikat nitrogen yang bersimbiosis dengan tanaman.

(1) Bakteri hijau biru membentuk koloni pada rongga pada tanaman paku-pakuan dan

sikas. Dalam fotosintesis bakteri ini tidak memerlukan makanan organic dari tanaman

inang, tetapi tanaman menyediakan lingkungan berarir lengkap dengan zat anorganik.

Sebagai contoh adalah asosiasi antara Anabaena dan Azolla yakni tanaman yang

tumbuh disawah yang sudah umum digunakan sebagai penambah nitrogen bagi

tanaman padi.

(2) Frankia spp, suatu kelompok Actinomisetes mampu menginfeksi akar dari pohon

berbagai genera, membentuk bintil akar yang mengandung nitrogen. Tanaman

inangnya meliputi tanaman semak dan tanaman gurun pasir seperti Ceanothus,


Purshia, berbagai jenis pohon-pohonan. Dalam beberapa hal mekanismenya

menyerupai simbiosis antara Rhizobium dan tanaman legume.

(3) Rhizobium dan Bradyrhizobiumspp (Rhizobia) adalah kelompok bakteri yang

menginfeksi akar tanaman legume dengan membentuk bintil akar. Tanaman inang

(legume) meliputi tanaman yang bernilai ekonomis tinggi seperti kedelai, kacang

tanah, kacang panjang, kacang hijau, kacang kapri dan lain sebagainya. Simbiosis

Rhizobium-legum ini penting di alam dan telah banyak dieksploatasi baik secara

langsung dengan memanen tanaman legume sebagai bahan makanan maupun secara

tidak langsung dengan tanaman non legume melalui tanah dengan pencampuran sisa

tanaman, pakan ternak dan rotasi tanaman.

.

Gambar 5.5. Bintil akar tanaman kacang panjang (Sumber: Singer and Munns. 1985.

Rhizobia adalah bakteri heterotropik yang tidak memiliki bentuk dan biasanya

hidup dalam kondisi aerob dengan sedikit oksigen ketika melakukan fiksasi nitrogen.

Kelompok ini memiliki strain yang tak terhitung banyaknya, beberapa ratus strain

telah dikoleksi secara media kultur. Strain dibedakan dari karakter pertumbuhannya,

reaksi kekebalannya, dan jenis inangnya. Kecepatan fiksasinya bisa mencapai 500 –

600 kg per hektar per tahun.

b. Mikorisa

Mikorisa (Mycorrhizae) berasal dari kata Mycor (jamur) dan Rhizae (akar).

Mikorisa merupakan kelompok fungi yang mampu menginfeksi akar dan mengambil

makanan dari tanaman inang, tetapi jamur ini juga mengembangkan hifanya menembus


tanah dan menyerap ion-ion yang dibawanya masuk ke dalam akar tanaman inangnya.

Hifa mikorisa ini jauh lebih tipis dibanding akar tanaman sehingga daya jelajahnya dalam

tanah bisa jauh lebih luas dibanding akar tanaman. Mereka juga mempunyai mekanisme

tertentu untuk mengekstrak zat hara dalam tanah.

Ada dua Mikorisa yang penting, yakni ektomycorrhizae yang umumnya tanaman

inangnya adalah berbagai tanaman pohon dan semar dan endomycrrhizae atau Vesicular

Arbuscular Mycorrhiza (VAM) atau Cendawan Mikorisa Arbuskula (CMA) yang

kebanyakan tanaman inangnya adalah tanaman semusim. Mikorisa mampu hidup pada

berbagai jenis tanaman inang dan berbagai kondisi tanah dan umumnya selalu member

keuntungan bagi tanaman. Oleh karenanya Endomikorisa juga telah banyak

dikembangkan untuk membantu meningkatkan penyerapan hara terutama unsur fosfat

bagi berbagai tanaman melalui inokulasi.

Mikorisa vesikula arbuskula dihasilkan dari kolonisasi akar halus, yang aktif

melakukan penyerapan, oleh fungi dari famili Endogonaceae. Fungi masuk ke dalam akar

hanya ke bagian kortek primer: jaringan vaskular dan kortek sekunder. Infeksi pada

mikorisa ini hanya melibatkan struktur sementara dengan fungsi yang terbatas. Hal ini

berbeda dengan infeksi pada patogen yang menyebabkan luka, distorsi dan perubahan

warna pada jaringan dan seringkali menyebar ke dalam jaringan permanen stele.

Hal yang paling membedakan mikorisa vesikula arbuskula dari fungi lain adalah

terbentuknya arbuskula dan vesikula. Arbuskula merupakan struktur intraseluler

berbentuk seperti pohon yang muncul akibat percabangan berulang dari hifa di dalam sel

tanaman inang (Mosse, 1981; Brundrett, 1985). Arbuskula berumur pendek yakni sekitar

1-3 minggu (Mosse, 1981) atau sekitar 4-10 hari (Paul and Clark, 1989). Stelah itu

arbuskula mati dan menjadi bagian sel tanaman. Arbuskula terbentuk sekitar 2-3 hari

setelah terjadi infeksi, namun organ ini merupakan bagian paling labil dan sangat

tergantung pada metabolisme dalam inang dan dipengaruhi oleh penyediaan makanan,

cahaya, fase perkembangan inang, dan faktor-faktor lain yang mempengaruhi inang

(Mosse, 1981). Cox and Tinker (1976) memperkirakan bahwa terbentuknya arbuskula

akan meningkatkan luas plasmalemma inang 2-3 kali lipat dan sekitar 20% dari luas

kortek secara keseluruhan. Menurut Paul and Clark (1989) berat bahan sitoplama

tanaman dalam sel tanaman yang berarbuskula 20 kali lipat dibandingkan berat sel yang

tidak terinfeksi. Infeksi intraseluler ini merupakan kontak paling intim antara fungi dan

inang dan diperkirakan merupakan hal paling penting dalam proses transfer antara

keduanya. Namun pada umumnya mikorisa jarang yang membentuk arbuskula.


Vesicle (vesikula) merupakan bagian ujung hifa yang berbentuk seperti kantong yang

menggelembung. Ini banyak mengandung lemak dan merupakan organ penyimpan dari

fungi. Jika kortek mengelupas, vesikula dapat tumbuh keluar dari akar menuju ke tanah

dan dapat berkecambah sebagai propagul yang siap menginfeksi akar kembali. Vesikula

ini umumnya terbentuk setelah terbentuk arbuskula. Umumnya vesikula terbentuk dalam

jumlah yang banyak pada akhir periode tumbuh di mana tanaman mulai masak, demikian

pula setelah dilalukan pemupukan. Sifat dari vesikula (bentuk, struktur dinding,

kandungan dan jumlah) tergantung dari jenis funginya.

Bagian penting lain dari mikorisa adalah miselium eksternal yang tumbuh di luar

akar. Bagian ini membentuk jaringan strategis untuk menambah permukaan penyerapan,

yang memungkinkan tanaman menyerap P yang tidak dapat terjangkau oleh akar. Bagian

ini terdiri atas dua bagian yakni hifa utama yang kasar bercabang-cabang berdiameter

antara 8-20 m dan bagian yang halus bercabang berulang-ulang, berdinding tipis,

berumur pendek dan mempunyai fungsi sebagai hifa penyerap. Panjang miselium

eksternal ini bia mencapai 80 cm/cm akar pada bawang, 1% dari total berat akar pada

Clover, dan 5% berat total akar pada apel (Mosse, 1981). Perkembangan miselium

eksternal ini sangat dipengaruhi oleh kondisi tanah terutama airase.

Hampir semua famili tanaman bervaskula dapat menjadi inang mikorisa (Trappe,

1987), kecuali Chenopodiaceae, Brassicaceae, Caryophyllaceae, dan beberapa lainnya

(Bowen, 1987). Tanaman-tanaman tersebut tidak bisa menjadi inang karena adanya

hambatan fisik dan adanya senyawa beracun. Namun bebrapa bukti menunjukkan adanya

hambatan faktor genetik yang menghalangi pembentukan koloni bagi mva pada tanaman

tersebut (Krisnha et al., 1985).

Perkembangan mikorisa diawali dengan berkecambahnya spora. Kondisi lingkungan

yang diperlukan sama dengan kondisi lingkungan yang diperlukan untuk perkecambahan

biji. Demkian pula setelah spora berkecambah, memerlukan kondisi lingkungan sesuai

dengan yang diperlukan akar. Stres air dan suhu dapat menurunkan pertumbuhan hifa dan

waktu yang diperlukan untuk kolonisasi lebih lama (Siqueira et al., 1985). Pertumbuhan

hifa, terutama yang dekat dengan akar, dipengaruhi oleh konsentrasi P tanaman inang,

eksudat akar, dan kadar CO2.

Mikorisa melakukan penetrasi ke epidermis akar melalui mekanisme tekanan mekanis

dan ensimatis (Garcia-Romera et al., 1990). Penyebaran eksternal fungi dari tempat yang

terinfeksi terjadi setelah hifa internal tumbuh dari korteks menuju epidermis. Hifa


eksternal berfungsi sebagai penopang struktur reproduktif dari mikorisa dan sebagai

pemindah karbon (C) dan hara yang lain ke spora-spora yang sedang berkembang.

Sejumlah besar C dari yang tersedia maupun dari cadangan yang berupa fotosintat

diperlukan untuk memenuhi kebutuhan spora. Fungsi terpenting dari hifa eksternal

mungkin adalah sebagai penyerap hara dari dalam tanah (Sylvia, 1992).

Mikorisa vesikula arbuskula sebagai anggota fungi soilborn yang mampu

membentuk arbuskula diklasifikasikan dalam ordo Glomales (Zygomycetes) dan yang

membentuk vesikel intraradical (yaitu Acalauspora, Entrophspora, Glomus, dan

Sclerocystis) dimasukkan dalam subordo Glominae, sedangkan yang membentuk sel-sel

auxiliary ekstraradical dimasukkan dalam subordo gigasporinae (Morton and Benny,

1990).

Lima genera utama dari famili Endogonaceae mampu membentuk arbuskula dan

vesikula, yakni Glomus, Gigaspora, Acaulospora, Sclerocystis, dan Scutellospora.

Mereka dibedakan dari morfologi spora. Genus Glomus memiliki sejumlah spesies

dengan chlamydospora berdinding tebal, juga membentuk sporocarp yakni struktur spora

banyak yang berisi chlamydospora individu di dalamnya. Pada saat masak, spora terlepas

dari hifa. Genus Gigaspora jarang membentuk vesikel, tetapi memiliki spora yang

tumbuh dari ujung hifa yang bundar. Sporanya mirip dengan Zygospora dari

Zygomycetes. Genus Acaulospora juga membentuk spora pada ujung hifa. Spora-

sporanya dibentuk dari spora induk yang sudah berkembang yang biasanya berumur

pendek. Spora single biasanya dijumpai dalam tanah atau dalam akar. Genus Sclerocystis

memiliki chlamy-dospora yang tersusun mengelilingi hifa sentral yang membentuk

sporocarp.

A B

Vesikel

Hifa


Gambar 5-6. Akar tanaman jaung yang terinfeksi Mikorisa (A) dan yang tidak terinfeksi(B). Perbadingan tongkol jagung yang ditanam pada tanah Alfisol denganperlakuan Infeksi Mikorisa (CMA) dan tanpa perlakuan.(Sumber: Ongko Cahyono, dkk. 2002).

E. Peran Jasad Hidup dalam Perombakan Bahan Organik Tanah

Bahan organik (BO) meliputi semua bahan yang berasal dari jaringan tanaman dan

hewan, baik yang masih hidup maupun yang telah mati pada berbagai tahapan dekomposisi.

Sedangkan bahan organik tanah (BOT) merupakan bahan (sisa jaringan tanaman dan hewan)

yang telah mengalami perombakan atau dekomposisi baik sebagian maupun secara

keseluruhnya, yang telah mengalami humifikasi maupun yang belum.

Berdasarkan tingkat pelapukannya bahan organik tanah menjadi dua kelompok, yakni

bahan yang telah terhumifikasi, disebut sebagai bahan humik (humic substances) atau sering

kita sebut HUMUS dan bahan yang tidak terhumifikasi, yang disebut sebagai bahan bukan

humik (non-humic substances). Humus merupakan hasil akhir proses dekomposisi bahan

organik bersifat stabil dan tahan terhadap proses bio-degradasi (Tan, 1982). Humus

merupakan campuran senyawa kompleks (tersusun oleh asam humat, as fulfat, ligno protein

dll), mempunyai sifat agak/cukup resisten (tahan) terhadap perombakan jasad renik

(mikroorganisme), bersifat amorf (tak mempunyai bentuk tertentu), berwarna coklat-hitam,

bersifat koloid (<1 µm, bermuatan) dan berasal dari proses humifikasi bahan organik oleh

mikroba tanah. Sedangkan bahan bukan humus meliputi senyawa-senyawa organik seperti

karbohidrat, asam amino, peptida, lemak, lilin, lignin, asam nukleat, protein.

C


Bahan organik tanah berada pada kondisi yang dinamik sebagai akibat adanya

mikroorganisme tanah yg memanfaatkannya sebagai sumber energi dan karbon. Kandungan

bahan organik tanah ditentukan oleh kesetimbangan antara laju pemasukan dan laju

dekomposisinya (Paul & Clark, 1989). Kandungan bahan organik tanah sangat beragam,

berkisar ant 0,5% - 5,0% pada tanah-tanah mineral atau bahkan sampai 100% pada tana

organik (Histosol) (Bohn dkk, 1979).

Faktor yg pengaruhi kandungan BOT adalah: iklim, vegetasi, topografi, waktu, bahan

induk dan pertanaman (cropping). Apabila terjadi laju pemasukan bahan organik melampaui

laju dekomposisinya, terutama pada daerah dengan kondisi jenuh air dan suhu rendah, maka

kandungan bahan organik akan meningkat dengan tingkat dekomposisi yg rendah.

1. Peran Bahan Organik Tanah

BOT mempunyai peran penting dalam tanah terutama dalam proses pembentukan

tanah dan pada kesuburan tanah. Pengaruh BOT tersebut bersifat jangka pendek dan jangka

panjang. Pengaruh jangka pendek terutama diperankan oleh bahan2 non-humus (non-

humified materials), sedangkan pengaruh jangka panjang diberikan oleh bahan humus. Kedua

pengaruh tersebut dapat memperbaiki pertumbuhan tanaman.

BOT memainkan peran utama dalam pembentukan agragat dan struktur tanah yang

baik, sehingga secara tak langsung akan memperbaiki kondisi fisik tanah, dan pada

gilirannnya akan mempermudah penetrasi air, penyerapan air, perkembangan akar, serta

meningkatakan ketahanan terhadap erosi

BOT juga mampu meningkatkan KTK dan daya sangga tanah, keterlindian

(leachability), serta biodegradasi pestisida di dalam tanah

Tersedianya BOT dalam tanah berarti pula tersedianya sumber karbon dan energi bagi

jasad renik tanah yang perannya sangat dominan dalam proses perombakan BO. Melalui

proses mineralisasi, BO mampu menyediakan unsur-unsur hara bagi tanaman, terutama:

N,P,S dan unsur-unsuir hara mikro.

BOT juga dapat membentuk kompleks dengan unsur-unsur hara mikro sehingga dapat

mencegah kehilangan lewat pelindihan, serta dapat mengurangi timbulnya keracunan unsur

hara mikro. BOT juga mampu melepaskan P yang difiksasi oleh oksida-oksida (Fe, Al) dlm

tanah (Sanchez, 1976).

Pengaruh BOT terhadap sifat-sifat tanah:

a. Pengaruh terhadap sifat fisik:

i. Warna tanah menjadi lebih kelam. Sehingga menaikkan daya serap panas.


ii. Meningkatkan agregasi (granulasi tanah), aerasi (penghawaan) dan drainase lebih

baik, tanah lebih tahan terhadap erosi

iii. Mengurangi plastisitas pada tanah lempung (liat-clay), tanah lebih mudah diolah

(lebih gembur)

iv. Menaikkan kemampuan mengikat/menyimpan air

b. Pengaruh terhadap sifat kimia:

i. Menaikkan KTK. (humus mempunyai KTK lebih besar dari 200 me/100 gr.

ii. Sebagai sumber unsur hara (penting dalam daur/siklus unsur hara)

iii. Merupakan cadangan unsur hara utama N,P, S dalam bentuk organik dan unsur

hara mikro (Fe, Cu, Mn, Zn, B, Mo, Ca) dalam bentuk khelat (chelate) dan akan

dilepaskan secara perlahan-lahan.

iv. Meningkatkan aktivitas, jumlah dan populasi mikro dan makro organisme tanah

(O merup sumber energi/makanan) (bakteri, fungi, actinomycetes, cacing,

serangga dll)

c. Pengaruh terhadap sifat biologi:

BOT merupakan sumber makanan bagi jasad renik tanah, sehingga dengan adanya BOT

maka akan meningkatkan aktivitas jasad renik tanah.

2. Perombakan Bahan Organik Tanah

Proses perombakan BO dalam tanah umumnya mengikuti urutan sebagai berikut:

a. Fase perombakan bahan organik segar. Dalam proses ini bahan organik segar dengan

ukuran besar akan terpotong-potong menjadi bahan yang lebih kecil. Hal ini

umumnya dilakukan oleh hewan tanah seperti serangga tanah.

b. Fase perombakan lanjutan, yang melibatkan proses ensimatis jasad renik tanah. Fase

ini dibagi menjadi beberapa tahapan.

i. Tahap awal: dicirikan oleh kehilangan secara cepat bahan-bahan yang mudah

terdekomposisi sebagai akibat pemanfaatan BO sebagai sumber karbon dan energi

oleh jasad renik tanah, terutama bakteri. Dari proses ini dihasilkan sejumlah

senyawa sampingan seperti: NH3, H2S, CO2, as organik dan lain-lain.

ii. Tahap tengahan yakni dicirikan dengan terbentuknya senyawa organik antara

(intermediate products) dan biomasa baru sel jasad renik.

iii. Tahap akhir, yakni dicirikan oleh terjadinya dekomposisi secara berangsur bagian

jaringan tanaman atau hewan yang lebih resisten (mis: lignin). Peran fungi dan

Actinomycetes pd tahana ini sangat dominan.


c. Fase perombakan dan sintesis ulang senyawa-senyawa organik (humifikasi) yang

akan membentuk humus.

Kecepatan perombakan dan hasil akhir yang terbentuk bergantung pada beberapa

faktor antara lain: suhu, lengas, udara, bahan kimia dan jasad renik. Semakin tinggi suhu

(hingga 40oC) akan semakin mempercepat perombakan. Lengas diperlukan untuk

perombakan secara biologis, namun air yang berlebihan akan menyebabkan kekurangan

udara dan akibatnya akan memperlamat perombakan. Ketersediaan bahan-bahan kimia yang

diperlukan sebagai zat hara (terutama N) bagi mikrobia menentukan kecepatan perombakan

dan berpengaruh terhadap jenis humus yang dibentuk. Urutan perombakan komponen-

komponen BOT adalah: Gula, pati, protein2 yg larut air - Protein kasar – Hemicelulose –

Selulosa - Minyak, lemak, lignin, lilin.

Kecepatan perombakan BO menurun sesuai dengan waktu dan tercapainya suatu

komposisi kimia yg mirip humus yang dianggap sebagai salah satu hasil pertengahan

perombakan.

Brady (1984) menyatakan bahwa organisme tanah berperan penting dalam

mempercepat penyediaan hara dan juga sebagai sumber bahan organik tanah.

Mikroorganisme tanah sangat nyata perannya dalam hal dekomposisi bahan organik pada

tanaman tingkat tinggi. Dalam proses dekomposisi sisa tumbuhan dihancurkan atau dirombak

menjadi unsur yang dapat digunakan tanaman untuk tumbuh.

Jasad renik perombak bahan organik ini terdiri atas fungi dan bakteri. Pada kondisi

aerob, jasad renik perombak bahan organik terdiri atas fungi, sedangkan pada kondisi anaerob

sebagian besar perombak bahan organik adalah bakteri. Fungi berperan penting dalam proses

dekomposisi bahan organik untuk semua jenis tanah. Fungi toleran pada kondisi tanah yang

asam, yang membuatnya penting pada tanah-tanah hutan masam. Sisa-sisa pohon di hutan

merupakan sumber bahan makanan yang berlimpah bagi fungi tertentu mempunyai peran

dalam perombakan lignin.

Proses mineralisasi Nitrogen (N) dari BOT dilakukan oleh jasad renik tanah terutama

oleh bakteri diawali dari perombakan senyawa organik pembawa N menghasilkan ammonium

(NH4+).

Reaksi umum:

N-ORGANIK NH4+

Bentuk N-organik utama adalah protein, khitin, peptidoglikan, asam nukleat.


Reaksi perombakan protein menjadi asam amino, selanjutnya asam amino melalui reaksi

deaminasi membentuk ammonia dan ammonium (NH4+):

protease deaminasi

PROTEIN ASAM AMINO NH3 NH4+

Deaminasi langsung:

RCH2CHNH2COOH RCH=CHCOOH + NH3

Deaminasi oksidatif:

RCHNH2COOH + ½ O2 RCOCOOH + NH3

Deaminasi reduktif:

RCHNH2COOH + 2 H RCH2COOH + NH3

Amonium yang terbentuk selanjutnya akan dioksidasi oleh bakteri aerob membentuk

nitrit dan nitrat melalui proses nitrifikasi.

Reaksi umum Nitrifikasi:

NH4+ NO2 NO3

• Reaksi antara pengoksidasi amonium oleh Nitrosomonas, Nitrosospira, Nitrosococcus, dan

Nitrosovibrio:

NH4+ + 1,5 O2 NO2

- + 2 H+ + H2O

NH3 NH2OH + O2 (H2NO3) NO NO2-

½ N2O + ½ H2O

• Reaksi oksidasi nitrit oleh Nitrobacter, Nitrospira dan Nitrococcus :

NO2- + H2O H2O-NO2

- NO3 + 2 H

2 H + ½ O2 H2O


SOAL-SOAL

1. Mengapa beraneka ragam jasad hidup menggunakan tanah sebagai tempat hidup?

2. Pada aspek mana tanaman dapat dikatakan sebagai penopang kehidupan jasad hidup

dalam tanah?

3. Jelaskan bagaimana jasad renik tanah berdaptasi terhadap kekurangan zat makanan

dalam tanah!

4. Mengapa hanya beberapa jenis tanaman saja yang mampu melakukan simbiosis

dengan bakteri pemfiksasi nitrogen, sedangkan hampir semua jenis tanaman mampu

melakukannya dengan mikorisa?

5. Jelaskan bagaimana bahan organik mampu meningkatkan kesuburan tanah!

6. Apa peran jasad renik dalam proses mineralisasi senyawa N organik?


DAFTAR PUSTAKA

Bohn, H.L., B.L. Mc Neal and G.A. O’Connor. 1979. Soil Chemistry. John Wiley & Sons.New York.

Bolt, G.H. 1976. Adsorption of anion in soils. In soil chemistry, A basic element. G.H. Boltand M.G.M Bruggenwert eds. Elsvier Sci. Amsterdam. Pp 91 - 95.

Bowen, G.D. 1987. The biology and physiology of infection and its development. InEcophysiology of VAM plants. G. Safir (ed). CRC Press. Boca Raton. pp 27-57.

Brady, N.C. 1984. The nature and Properties of Soil. 9th ed. Macmillan, New York.

Brundrett, M.C. , Piche, Y. and R.L. Petrson. 1985. Develepmental study of early stages ofVAM formation. Can. J. Bot. 63:184-194.

Cox, B. and P.B. Tinker. 1976. Translocation and transfer of nutrient in vesicular arbuscularmycorrhiza. I. The arbuscule and phosphorus transfer: a quantitative ultrastructuralstudy. New Phytol. 77:371-378.

Darmawijaya, I. 1982. Klasifikasi Tanah. BPPT Gambung. Bandung.

Forth, H.D. 1995. Dasar-Dasar Ilmu Tanah. Terjemahan oleh Purbayanti, ED;D.R. Lukiwati dan R. Trimulatsih. Ed. Ke-7. Gajah Mada University Press.Yogyakarta.

Garcia-romera, I., J.M. Garcia-Garrido, E. Martinez-Molina, and J.A. Ocampo. 1990.Possible influence of hydrolytic enzymes on VAM infection on alfalfa. Soil Biol.Biochem. 22:149-152.

Handayanto, E., G. Cadish, K.E. Giller (1995). Manipulation of quality and mineralization oftropical legume tree prunnings by varying nitrogen supply. Plant and Soil. O:1-11.

Krisnha, K.R., K.G. Shetty, P.J. Dart and D.J. Andrews. 1985. Genotype dependentvariation in mycorrhizal colonization and response to inoculation of pearl millet.Plant and Soil. 86:113-125.

Mandelstam, J. and K. Mc Quillen. 1973. Biochemistry of Bacterial Growth. BlackwellScientific Publ. Oxford, London.

Morton J.B. and G.L. Benny. 1990. Revised classification of arbuscular mycorrhizal fungi(Zygomicetes): A new order Glomales, two new suborder, Glomineae andGigasporineae, and two new families, Acaulosporaceae and Gigasporaceae, with anemendation of Glomaceae. Mycotaxon. 37:471-491.

Mosse, B. 1981. VAM research for tropical agriculture. Res. Bull. 19-August 1981.

Munir, M. 1995. Tanah-tanah Utama di Indonesia. Karakter, Klasifikasi dan Pemanfaatannya.Pustaka Jaya. Jakrta 346 p.


Ongko Cahyono, Syekhfani, M. Munir, L.A. Soehono. 2002. Metode Pembebasan FosforTerperangkap (Occluded-P) dalam Tanah dengan Asam Organik . Jurnal Ilmiah Ilmu-Ilmu Teknik (Engineering). Unbra Malang. Vol.14 (1): 54 – 65.

Paul, E.A. and F.E. Clark. 1989. Soil Microbiology and Biochemistry. Academic Press Inc.London. 273 p.

Premono, M.E. 1994. Jasad renik pelarut fosfat, pengaruhnya pada P-tanah dan efisiensipemupukan P tanaman tebu. Disertasi. Program Pasca Sarjana IPB Bogor.

Pujihatuti, N. 2002. Peran asam organik yang dilepaskan selama dekomposisi bahan organikdalam meningkatkan ketersediaan fosfor pada Alfisol. Tesis. Program Pasca SarjanaUniversitas Brawijaya, Malang.

Sanchez, P. A. 1976. Properties and Management of Soil in the Tropics. John Wiley andSons. New York.

Singer, M.J. and D.N. Munns. 1985. Soils. An Introduction. Macmillan Publishing Company.New York.

Siqueira, J.O., D.M. Sylvia, J.L. Gibson and D.H. Hubbell. 1985. Spore germination andgerm tubes of vam fungi. Can. J. Microbiol. 31:965-972.

Sutanto, R. 2005. Dasar-Dasar Ilmu Tanah. Konsep dan Kenyataan. Penerbit Kanisius.Yogyakarta.

Sylvia, D.M. 1992. Quantification of external hyphae of VAM fungi. In Methods inMycrobiology vol. 24. Technique for the Study of Mycorrhiza. J.R. Norris, D.J.Read, and A.K. Varma (eds.). Academic Press. London. pp. 53-65.

Tan, K.H. 1982. Principles of Soil Chemistry. Marcel Dekker Inc. New York.

Trappe. J M. 1987. Phylogenetic and Ecological Aspects of Mycotrophy in TheAngiosperms from an Evolutionary Stanpoint. In Ecophysiology of VAM plants.G.R. Safir (ed). CRC Press. Boca Raton. pp. 5-25.

Tisdale, S.L., W.L. Nelson, and J.D. Beaton. 1985. Soil Fertility and fertilizers. MacmillanPubl. Co. New York.

Utomo & Islami. 1995. Hubungan air, tanah dan tanaman. Gajahmada Press. Jogjakarta

buku ajar - utp.ac.idutp.ac.id/new/wp-content/uploads/2017/08/dasar-ilmu-tanah.pdf · buku ini...

Documents