Pendogenesis andisol berbahan induk abu volkan andesit dan basalt pada beberapa zona agroklimat di daerah perkebunan teh Jawa Barat

Indonesia merupakan daerah yang kaya dengan aktifitas gunungapi. Aktifitas gunungapi menghasilkan bahan piroklastik yang me~pztkiin surnber bahan hdfk tanah Andisol. Luas tanah ini di Indonesia kurang ltbih 6.5 juta ha atau 3.4 persen luas Indonesia (LPT, 1972), yang tersebar di daerah-daerah volkan dan merupakan tanah pertanian yang penting terutama bagi tanaman hortilcultura dan perkebunan teh.

Distribusi geografis Andisol tidak dibatasi oleh zona utama iklim dan vegetasi (Tan, 1984). Tanah ini dapat dijumpai pada sembarang regim kelembaban dan regim temperatur tanah dan dapat ditemukan di sembarang posisi bentangalam (landscape) maupun tinggi tempat (Hardjowigeno, 1993). Tanah ini sebelumnya disebut Andosol (FAO, 1974; Dudal-Soepraptohardjo, 1961) atau Andepts (Soil Survey Staff, 1975). Nama Andisol telah resmi digunakan sebagai ordo baru dalam Soil Taronomy (Soil Survey Staff, 1990) sebagai hasil kerja selarna sepuluh tahun komisi Icomand (Interna- tional Commitee on The Classification of Andisols).

Konsep utama Andisol adalah tanah yang berkembang dari bahan piroklastika dengan kompleks pertukaran didominasi oleh mineral-mineral ordo kisaran pendek dari Al, Si dan humus (Smith, 1978) atau tanah-tanah dengan sifat andik (Soil Survey Staff, 1992). Dominasi mineral-mineral ordo kisaran pendek pada kompleks pertukaran menyebabkan tanah Andisol berperilaku khas, seperti kapasitas memegang air tinggi, bobot isi rendah, kapasitas fiksasi P tinggi dan muatan fraksi koloidnya tergantung pH (Uehara dan Gillman, 1981). Muatan listrik dari koloid tanah Andisol berasal dari bahan organik, mineral liat alofan dan oksida-oksida besi (Parfltt, 1988).

an ataupun sifat-sifat Andisol yang terbentuk berbeda. Di daerah Jawa Barat, tanah Andisol berkembang pada zona agroklimat, umur empsi dan sifat bahan induk yang berbeda. Keragaman faktor-faktor pembentuk tanah tersebut diduga akan mempenga-

ruhi perkembangan ataupun sifat-sifat Andisol. Narnun, penelitian yang mengungkap dugaan tersebut, khususnya di areal lahan produktif tanaman teh, belurn banyak dilak- ukan, sehingga perilakunya yang berkaitan dengan teknik pengelolaan yangefisien belum sepenuhnya dapat ditetapkan.

Tuiuan Penelitian

Berdasarkan latar belakang penelitian, tujuan penelitian ini adalah (1) mempela-

jari proses pedogenesis dan tingkat pelapukan Andisol yang berasal dari zona agrokli- mat, umur dan sifat bahan induk yang berbeda, (2) mempelajari hubungan di antara sifat-sifat mineral, fisika dan kimia Andisol, dan (3) mengungkapkan hasil proses pedogenesis melalui ciri-ciri mikromorfologi Andisol.

Kemnaan Penelitian

Hasil penelitian ini diharapkan dapat memberi gambaran mengenai keragaman pedogenesis Andisol, hubungan antara sifat mineral, fisika, kimia dan karakteristik mikromorfologi Andisol serta tambahan informasi terhadap ilmu tanah, khususnya bidang genesis dan klasifikasi tanah.

(2) Keragaman sifat mineral pasir dan liat lebih dipengaruhi oleh keragaman bahan induknya dibandingkan oleh iklim (zona agroklimat) dan sifat mineral ini akan mempengaruhi sifat-sifat kimia dan fisika tanah.

(3) Terdapat perbedaan ciri-ciri mikromorfologi sebagai bukti adanya perbedaan proses pedogenesis.

TINJAUAN PUSTAKA

Pen~ertian Andisol

Andisol merupakan nama tanah yang sebelumnya disebut Andosol (FAO, 1974 ; Dudal-Soepraptohardjo, 1961) atau Andept (Soil Taxonomy, 1975). yakni tanah-

#

tanah yang berkembang dari bahan piroklastik atau bahan volkan. Nama Andisol telah resmi digunakan sebagai order baru dalam Soil Taronomy (Soil Survey Staff, i990) sebagai hasil ke j a selama sepuluh tahun dari komisi ~cbmand (International Commitee on the Classification of Andisols) yang berkedudukan di Lower Hutt, New Zealand.

Smith (1978), yang pertama kali mengusulkan reklasifikasi tanah-tanah Andepts menjadi Andisol, mengemukakan bahwa konsep utama Andisol adalah tanah yang berkembang dari abu volkan, batuapung (pumice), cinder serta bahan volkan dan volka- noklastik lainnya dimana kompleks pertukaran didominasi oleh mineral-mineral ordo kisaran pendek dari Al, Si dan humus atau matriks tanah didominasi oleh gelas volkan. Tanah ini dicirikan oleh satu atau lebih horison penciri seperti epipedon umbrik, histik atau kadang-kadang molik dan horison kambik, atau epipedon okrii dan horison kam- bik. Selain itu sering pula dijumpai horison diagnostik plakii dan duripan, tetapi ordo ini tidak boleh memiliki horison argilik, natrik, spodik atau oksik (Leamy, Smith, Daage dan Otawa, 1980).

Soil Survey Staff (1992) mengemukakan definisi Andisol sebagai tanah yang mempunyai sifat-sifat tanah andik pada 60 persen atau lebih dari ketebalan berikut : (1) Pada kedalaman 60 cm baik dari permukaan tanah mineral atau bagian atas lapisan organik dengan sifat-sifat tanah andik, manapun yang terdangkal, apabila tidak dijumpai kontak litik atau paralitik, duripan, horison petrokalsik pada kedalaman tersebut; atau

mempunyai karbon organik kurang dari 25 persen (berat) dan memenuhi salah satu atau kedua syarat berikut :

1. Dalam fraksi tanah halus, semua persyaratan berikut:

a. Kandungan aluminium ditambah setengah kandungan besi (dengan amonium oksalat), adalah 2 persen atau lebih, dan

b. Bobot isi, ditetapkan pada retensi air 33 kPa, sebesar 0.90 g.cmg ataukrang,

dan

c. Retensi fosfat 85 persen atau lebih, atau

2. Dalam fraksi tanah halus, retensi fosfat 25 persen atau lebih, 30 persen atau lebih partikel-partikel yang bemkuran 0.02

-

2.0

mm,

dan memenuhi salah satu persyarat- an berikut :

a. Aluminium ditambah setengah besi (dengan amonium oksalat) sebesar 0.40

persen atau lebih dan dalam fraksi 0.02

-

2.00 mm, 30 persen atau lebih gelas volkanik; atau

b. Aluminium ditambah setengah besi (dengan amonium oksalat) 2.0persen atau lebih dan dalam fraksi 0.02

-

2.00 mm mengandung 5 persen atau lebih gelas volkanik; atau

c. Aluminium ditambah setengah besi (dengan amonium oksalat) antara 0.40

-

2.0

persen, dalam fraksi 0.02 - 2.0 mm mengandung gelas volkanik antara 5

-

30

persen.

Penvebaran Andisol

Distribusi geografis Andisol berkaitan dengan adanya aktivitas gunungapi yang menghasilkan abu volkan (Tan, 1984). Peristiwa tektonik dan aktivitas volkan terutama dijumpai pada zone Circum-Pacific. Secara umum Andisol tidak dijumpai berdasarkan zone utama iklim dan vegetasi.

Daerahdaerah utama d i m tanah ini dijumpai adalah Jepang, Korea, Filipina, Indo- nesia, Hawaii, El Salvador dan Cili (Dudal, 1964 dalam Tan, 1984). Sesuai dengan meningkamya pengetahuan mengenai AndisoI, maka tanah ini juga telah diiden- t i f h s i di Amerika, Meksiko, Kosta Rica, Columbia, Argentina, Spanyol, Kepulauan Canary, Itali, Perancis, Rumania dan Taiwan (Tan. 1984).

Berdasarkan Peta Tanah Dunia FAO-UNESCO, Dudal (1976) mempeikirakan luas tanah Andisol di dunia seluas 100 juta hektar, sedangkan Leamy et al. (1980) berdasarkan analisis peta yang lebih detil memperkirakan seluas 124 juta hektar atau 0.8 persen dari luas seluruh permukaan bumi. Lembaga Penelitian Tanah (1972), memperkirakan luas tanah Andisol di Indonesia kurang lebih 6.5 juta hektar atau 3.4 persen dari luas seluruh daratan Indonesia.

Pedo~enesis Andisol

Konsep tentang proses pembentukan tanah mencakup kumpulan berbagai proses fisik, kimia dan biologi beserta semua faktor pendukung perkembangan t a m . Setiap proses bersifat dinamis dan irreversible, dan selalu dalam keadaan kesetimbangan. Pada dasamya terdapat dua tahap yang saling tumpang tindih dalarn proses pembentuk- an tanah, yaitu akumulasi bahan induk dan diferensiasi horison (Simonson, 1959; Bunting, 1973). Tahap pertama terutarna dikendalikan oleh pelapukan fisik yang kuat dengan pelapukan biokiiia yang lemah. Sedangkan tahap kedua diawali dengan proses pelapukan b i o k i i a yang h a t . Proses diferensiasi horison meliputi proses pergerakan bahan serta transfer bahan dan energi. Proses pelapukan b i o k i i a itu nampaknya terus berperan aktif sepanjang proses diferensiasi horison.

tanah tertentu dapat melibatkan lebih dari satu kelompok proses di atas, misalnya melanisasi pa& Andisol melibatkan penambahan bahan organik dan pemindahan fraksi humus ke lapisan tanah yang lebih bawah.

Proses pembentukan tanah yang utama pada Andisol adalah proses pelapukan dan transformasi (perubahan bentuk). Proses pemindahan bahan (translokasi) dan penimbunan bahan-bahan tersebut di dalam solum sangat sedikit. Akumula8i bahan organik dan terjadinya kompleks bahan organik dengan Al merupakan sifat kha~pada beberapa Andisol (Hardjowigeno, 1993). Pelapukan mineral alumino silikat primer telah berlanjut hanya sampai pada pembentukan mineral short range order atau ordo kisaran pendek seperti alofan, imogolit, dan ferihidrit. Tingkat pelapukan seperti ini sering dikatakan sebagai tingkat peralihan antara tanah volkanik yang belum dilapuk dengan tanah volkanik yang lebih melapuk. Walaupun demikian pada keadaan lingkung- an tertentu mineral-mineral short range order cukup stabil sehingga tidak atau lambat sekali berubah menjadi mineral lain.

Pembentukan tanah Andisol terutama ditentukan oleh sifat bahan inliuknya dan berjalan sangat cepat akibat tingginya luas permukaan abu volkan bahan induknya (FitzPatrick, 1980). Di daerah humid, pelapukan abu volkan berlangsung cepat, alofan yang merupakan produk kopresipitasi A1 oksida dan Fe oksida, terbentuk di horison B,

A1 yang dilepas dari abu volkan ditahan oleh humus pada horison permukaan dimana residu bahan organik melimpah (Wada dan Higashi, 1976). Pada Andisol ketersediaan bahan humat merupakan pembatas laju pembentukan kompleks. Dengan menekan aktifitas Al, maka humus dapat membentuk SiO, opalin dan menghambat pembentukan mineral aluminium silikat amorf seperti alofan (Takashiki dan Wada,

1975). n

Wada dan Aomine (1973) mengemukakan bahwa AndisoI dapat meecapai kematangan (maturity) dalam waktu 5 000 tahun, sedangkan Yamada (1977 dalam Tan, 1984) melaporkan bahwa tanah ini dapat berkembang antara 500 sampai 1 500 tahun, tergantung faktor-faktor pembentuk tanahnya seperti tipe abu volkan.

FitzPatrick (1980) mengemukakan bahwa proses utama pembentukan Andisol adalah hidrolisis dan humifikasi. Hidrolisis akan melapuk abu volkan menjadi palagonit yaitu berupa suatu senyawa aluminium-silikat yang mengandung Ca, Mg, dan K . Senyawa ini kemudian akan berubah dengan cepat menjadi alofan. Hidrolisis merupa- kan proses penyerangan kii-kisi kristal oleh ion hidrogen. Hasilnya b e ~ @ penggan- tian kation oleh hidrogen yang berakibat hancurnya struktur kristal. Hidrolisis ini akan membebaskan basa-basa dan terbentuknya asam silikat, silikat dan aluminium bebas. Di alam, asam silikat ini berumur pendek dan selalu terdekomposisi. Silika dan alumini- um hasil dekomposisi (pelapukan secara kimia) akan bersintesis dengan oksigen dan hidroksil membentuk mineral sekunder, seperti alofan amorf dan haloisit kristalin (Buol, Hole dan McCracken, 1980). Humifikasi merupakan proses perubahan bahan organik kasar menjadi humus. Alofan yang merupakan produk utama pelapukan abu volkan bergabung dengan humus membentuk bahan yang berwarna kelam dan tahan terhadap pelapukan.

organik kasar. Sedangkan complexolysis adalah pembentukan senyawa kompleks antara senyawa-senyawa organik terlarut (asam oksalat, asam sitrat dan senyawa-senyawa fenol) dengan besi dan aluminium. Dalam proses ini, tidak hanya ion H+ yang terlibat, tetapi juga kemampuan senyawa-senyawa organik tersebut membentuk kompleks se- hingga menjadi aktif terhadap mineraI-mineral primer dan mineral liat. Senyawa ini dapat mengekstrak dan memobilisir atom A1 dan Fe dari sturktur lembar kristalin melalui pembentukan kompIeks. Senyawa kompleks tersebut, tidak mudah bergerak, akibat polikondensasi dengan bahan organik atau mineral amorf.

Tuf volkan terdiri dari fragrnen-fragrnen batuan, butir-butir mineral tunggal dan geIas volkan. Gelas volkan merupakan bahan terpenting dari ketiga komponen tersebut (Pettijohn, 1957 daiam Mohr, Van Baren clan Van Schuylenborgh, 1972). Selanjutnya Mohr et a1 (1972), mengemukakan bahwa proses pelapukan dan pembentukan tanah Andisol berkaitan erat dengan pelapukan gelas volkan. Proses pelapukan abu volkan dimulai dengan tercucinya senyawa-senyawa terlarut, seperti H,SiO,, Ca2+. Mg2+, Na+,

K+,

dan sebagainya, oleh air hujan. Asam karbonat mempercepat dekornposisi abu volkan. Seslcuioksida terakumulasi secara residual, sedangkan aluminium dan asam silikat membentuk mineral sekunder. Komposisi abu volkan dan kondisi pencucian menentukan tipe mineral sekunder yang terbentuk. Umumnya, nisbah Si021A120, yang kecil merupakan ciri tanah-tanah volkan. Apabila alofan mendominasi fraksi Iiat, nisbahnya antara satu sampai dua. Dengan meningkatnya umur, alofan mengalami transformasi menjadi kandit dan nisbahnya menjadi dua. Apabila drainase buruk dan bahan induknya mengandung mineral-mineral feromagnesium yang nyata, maka dapat terbentuk srnektit dan nisbahnya menjadi tiga atau lebih. Kadang-kadang, pada abu volkan basalt dan interrnedier di bawah drainase yang baik, nisbah Si021A120, lebih kecil dari satu, akibat adanya aluminium hidroksida bebas.

Mohr dan Van Baren (1960) membagi pelapukan atau transformasi bahan induk

masih belum terlapuk. Juvenile stage adalah tahap yang ditandai adanya tahap awal pelapukan, tetapi masih dominan bahan induk yang belum terlapuk. Virile stage ditan- dai dengan dominasi mineral mudah lapuk, kandungan liat mulai didapatkan dan juga kadang-kadang didapatkan komponen yang kurang mudah dilapuk. Senile stage ditan- dai dengan dekomposisi yang mendekatifinal stage dan hanya mineral yang resisten yang mampu bertahan. Final stage ditandai oleh perkembangan tanah yang fengkap. Sedangkan Tavernier dan Eswaran (1972) mengemukakan urutan tingkat pelapukan sebagai berikut : (1) entic stage, (2) cambic stage, (3) argillic stage, dan (4) oxic stage. Tahap entik merupakan tahap awaI yang ditandai oleh fragmen batuan, fraksi koloid antara mineral amorf dan kristalin. Pada bahan induk basalt, haloisit dapat membentuk lebih dari 75 persen dari mineral liat kristalin. Bahan volkan yang mem- punyai potensial pelapukan yang tinggi seperti gelas vokanik masih mendominasi fraksi koloid alumino-silikat amorf. Pada tahap kambik dengan bahan induk volkan, alofan masih merupakan mineral utama pada fraksi koloid, meskipun menunjukkan tingkat desilikasi, haloisit, imogolit dan kadang-kadang dijumpai gibsit dalam jdmlah yang sangat kecil. Alofan seperti juga montmorilonit akan tetap bertahan apabila dalam keadaan lembab terus menerus. Tahap argilik ditunjukkan oleh dominasi fraksi liat kristalin kaolinit. Kesetimbangan sudah dijumpai antara bentuk-bentuk liat dengan proses alterasi yang berlangsung. Kandungan besi bebas mulai tinggi dan mengkristal sebagai goetit, sisanya dalam bentuk amorf. Silika sebagian dicuci dan sebagian lagi mengkristal sebagai kuarsa. Pelapukan tahap oksik meliputi tahap haplik yang ditandai adanya mineral-mineral alumino-silikat dalam jumlah yang kecil, biasanya terjadi penurunan kandungan mineral liat alumino-silikat tipe 2 : 1 dan tahap akrik yang ditan- dai oleh dominasi liat hidroksida yang mempunyai muatan netto positif dan pH-KC1 lebih besar dari pH-H,O, besi bebas mencapai maksimum dan mengkristal sebagai goetit.

ini adalah tahap kambik. Proses-proses pedogenesis yang ditemui pada pedon-pedon di suatu transek lereng adalah erosi, alterasi, pencucian, braunifikasi, deposisi dan liksi- viasi. Andisol di Cisaruni Kabupaten Garut memiliki tingkat perkembangan tahap

kambik atau tahap viril dan proses-proses pedogenesis pada pedon-pedon di suatu tran-

sek lereng tidak menunjukkan hubungan erat dengan satuan lereng. P e r b e d a a ~ y a hanya pada tingkat keintesifan proses tersebut berlangsung. Proses-proses terjadi adalah pencucian, alterasi dan melanisasi (Hadi, 1988).

Suryanto (1987) melaporkan bahwa proses pedogenesis yang dominan pada suatu transek lereng pada Andisol di daerah Cibuni-Ciwidey Kabupaten Bandung adalah pencucian dan secara umum te jadi proses eluviasi dan iluviasi liat, liksiviasi dan desi- likasi berlangsung lemah. Andisol ini berkembang dari bahan induk basalto-andesit. Sedangkan Barata (1987) mengemukakan bahwa tingkat pelapukan Andisol di daerah perkebunan teh Patuhawati-Pasirjambu Ciwidey Kabupaten Bandung adalah tahap

kambik. Tanah ini berkembang dari lahar dan lava Gunung Patuha. Proses pedogene- sis tanah dipengaruhi oleh keadaan lereng dan vegetasinya. Diferensiasi horison kambik pada lereng puncak berbeda nyata secara morfologik, kmia, mineral dan fisika dengan lereng tengah dan bawah. Faktor vegetasi berperan dalam perkernbangan epipedon. Semakin rapat vegetasi menyebabkan terbentuknya epipedon yang semakin tebal.

Sifat Mineral Andisol

Mineral Andisol meliputi dua aspek penting, yaitu mineral fraksi pasir dan mineral fraksi liat. Kebanyakan pustaka berisi keterangan mengenai mineral liat, sedangkan mineral fraksi pasir tidak banyak dikemukakan, padahal mineral fraksi pasir penting bagi penentuan asal dari Andisol (Tan, 1984).

kimia akan membentuk tanah-tanah Andisol dengan sifat kimia dan status kesuburan yang berbeda.

Tipe dari abu volkan juga akan menunjukkan perbedaan yang nyata dalam komposisi mineral. Abu volkan masam, abu volkan riolit dan dasit sebagai contoh, mengandung mineral-mineral utama seperti gelas volkan, feldspar, hornblende, pirok- sin, kuarsa dan biotit. Abu volkan intermedier, abu volkan andesit dicirikan ofkh sedi- kitnya kandungan gelas volkan, sedikit atau tanpa kuarsa, sedikit hornblende, ~edikit atau tanpa biotit (Mohr clan Van Baren, 1960;

Tan

dan Van Schuylenborgh, 1961; Bir- rel, 1964). Menurut Shoji (1986) bahan volkan basa banyak mengandung gelas volkan berwarna, plagioklas, piroksin, opak dan olivin.

Berdasarkan asosiasi mineral fraksi berat, Baak (1948 dalam Hardjowigeno, 1986) membagi asosiasi mineral beberapa gununapi di Indonesia sebagai berilcut : 1. Asosiasi augit (augit

>

70%, hiperstin

<

20%)

2. Asosiasi augit

-

hiperstin (augit

>

50%, hiperstin

>

30%) 3. Asosiasi hiperstin

-

augit (augit f 40%, hiperstin

> 50%)

4. Asosiasi olivin (olivin

>

20%)

5. Asosiasi hornblende (hornblende hijau

>

60%)

Alofan diklasifikasikan sebagai suatu mineral alumino-silikat non kristalin dengan nisbah molar SiO,IAI,O, berkisar dari 1 sampai 2 (Yoshinaga, 1966; Henmi dan Wada, 1976). Akan tetapi penelitian terakhir dengan mikroskop elektron bereso- lusi tinggi menunjukkan bahwa alofan berbentuk sebagai lingkaran (bola) berlubang yang berdiameter 35

-

50

A

(3.5

-

5.0 MI) (Kitagawa, 1971 &lam Tan, 1964; Wada, 1989). Menumt Fieldes (1955) dan Fieldes dan Furkert (1966) tiga tipe a l ~ & n dapat dibedakan, yaitu : alofan B, AB, dan A. Alofan B merupakan yang pertama terbentuk dari pelapukan mineral-mineral dalam abu volkan, dan dalam pelapukan selanjutnya mineral ini dapat ditransformasikan menjadi tipe alofan lain dan bahkan menjadi haloi- sit. Sekuen pelapukannya adalah sebagai berikut :

Alofan B

->

alofan AB

-

>

alofan A

-

>

metahloisit

Banyak ilmuwan Jepang meragukan adanya alofan B ini (Wada dan Aomine, 1973; Miyauchi dan Aomine, 1964). Mereka mengemukakan bahwa mineral yang disebut alofan B mempunyai kurva DTA dan Infrared yang menyempai kristobalit, kuarsa dan feldspar. Sedangkan Shoji dan Maoni (1969 &lam Tan 1984) menyebutnya sebagai silika opalin.

Imogolit merupakan mineral liat utama kedua Andisol yang dirnasukan ke dalam kelornpok mineral liat ordo kisaran pendek, meskipun analisis difraksi sinar X dan elektron mikroskop membuktikan bahwa mineral ini menunjukkan sifat-sifat kristalin (Tan, 1984). Imogolit pertama-tama dikemukakan oleh Yoshinaga dan Aomine (1962) dalam tanah yang berasal dari abu volkan yang mengandung gelas yang dikenal sebagai

imogo. Mineral ini berbentuk melingkar dengan komposisi kimia SiO,.A1,0,.2.5

H,O.

Lingkaran tersebut terdiri dari sekumpulan tabung-tabung yang berdiameter dalam 10

aIofan (Wada, 1989).

Tan (1984) mengemukakan bahwa imogolit merupakan fase intermedier dari sekuen pelapukan alofan menjadi lapisan silikat kristalii. Dalam kaitan itu, Wada dan Aomine (1973) membuat hipotesis sebagai berikut :

i i

I

haloisit

,

-

&

Alof an gibsit

P

I

imogolit

Hipotesis tersebut merupakan reaksi-reaksi yang paling dapat diterima atas dasar kenyataan bahwa proses desilikasi biasanya te jadi pada Andisol (Tan, 1984).

Mineral-mineral liat ordo kisaran pendek lainnya, seperti silika arnorf juga telah terdeteksi pada Andisol (Tan, 1984). Shoji dan Masui (1969a) telah dapat membe- dakan tiga macam silika arnorf, yaitu plant opal, silika opalin dan agregat amorf silika. Dari ketiga macam tersebut, silika opalin merupakan mineral ordo kisaran pendek yang dominan.

Selain mineral ordo kisaran pendek, akhir-akhir ini juga dijumpai liat silika kristalin pada Andisol, seperti haloisit dan kaolinit. Montmorilonit dan mineral 14

A

juga ditemukan pada Andisol. Mineral-mineral kristalin terutarna dijumpai pada Andi-

sol yang berumur bahan induk tua.

[image:25.540.43.486.14.703.2]

Wada (1989), mengemukakan sekuen pembentukan dan transfonnasi abu volkan selama proses pelapukan di daerah iklim sedang

-

lembab seperti yang disajikan pada Gambar 1 b e r h t ini.

Sekuen NO.

1. O.S.

Al, Fe-humus n

- Al, Fe-humus

+

Fe-ox

2.

-

A, Im-humus

-

A, Im-humus

-

Al, Fe-humus

-

I . Ht

Fe-ox

,

Waktu

Gambar 1. Pembentukkan dan Transformasi Mineral Liat dan Kompleks Humus pada Tanah Abu Volkan di Daerah Iklim Sedang, Lembab. A = alofan; Fe-ox = besi oksida; Gb = gibsit; Ht = haloisit; Im = imogolit; O.S. = silika opalin; 2 : 1

= mineral liat berlapisan tipe 2 : 1; 2 : 1-ch = chlorit '

Sekuen satu dan dua dijumpai pada horison A1 dimana akumulasi humus ber- langsung aktif, dan pada horison A1 dan horison A1 yang tertimbun dimana akumulasi humus tidak atau kurang aktif. Sekuen tiga dan empat dijumpai pada horison B atau pada horison-horison lainnya.

Pada horison A1 yakni horison dengan aktifitas akumulasi humus yang tinggi, sedikit atau tidak dijumpai kandungan alofan dan imogolit dan banyaknya kandungan silika opalin menunjukkan bahwa pembentukan kompleks Al-humus mengakibatkan (1) penghambatan pembentukan alofan dan imogolit melalui kompetisi dari A1 yang dile- paskan melalui pelapukan abu volkan, dan (2) mendukung pembentukan silika opalin.

bahwa pembentukan alofan dan imogolit berlangsung baik pada horison dengan pH (H,O)

>

5.0. Hampir semua tipe abu volkan (basalt, andesit, dasit atau riolit) meng- hasilkan alofan dalam proses pelapukannya (Wada dan Howard, 1974 dalam Wada,

1989).

Berdasarkan hasil penelitiamya pada tanah-tanah Andisol di Indonesia (Suma- tera Utara dan Jawa Barat), Sjarif (1990) rnengemukakan bahwa komposisi miheral liat Andisol terutama didominasi oleh alofan dan imogolit, beberapa tanah mengandung alofan dengan haloisit, gibsit dan kristobalit dalam jumlah yang kecil, dan hanya be- berapa tanah Andisol yang mengandung kuarsa dalam jumlah yang sedikit sekali. Andisol yang banyak mengandung haloisit umumnya berkembang pada curah hujan yang relatif rendah dan pada bahan induk yang masam, sedangkan tanah yang berkem- bdng pada curah hujan yang lebih tinggi dan berasal dari bahan induk basa banyak mengandung alofan dan imogolit. Kandungan alofan &an imogolit dalam tanah cende- rung meningkat dengan kedalaman tanah. Pembentukan berbagai tipe mineral Iiat pada Andisol tergantung kandungan Si dalam larutan tanah. Kandungad Si sendiri dalam larutan tanah tergantung kepada komposisi mineral bahan induk yang mempenga- ruhi kandungan Si dan basa-basa serta kepada tingkat pencucian yang ditentukan oleh curah hujan tahunan.

Parfitt, Russell dan Orbell (1983). berdasarkan hasil penelitiamya pada tanah abu volkan di New Zealand, mengemukakan bahwa kandungan alofan dalam tanah meningkat dengan meningkatnya curah hujan, sedangkan haloisit terbentuk pada tanah yang lebih tua, biasanya pada horison tertimbun. Transformasi alofan menjadi haloisit diperkirakan terjadi apabila alofan bereaksi dengan larutan yang kaya unsur Si (resilikasi) pada kondisi pencucian yang lemah (Wada, 1989). Namun demikian, bukti-bukti baru menunjukkan bahwa abu volkan atau beberapa komponen dari abu volkan (gelas volkan dan plagioklas) dapat melapuk langsung menjadi haloisit (Eswaran, 1972).

amorphous clay minerals (Ross dan Ken; 1934 dalam Parfitt, 1986) yang terdiri dari silika, aluminium dan air dalam suatu kombinasi kimia. Karena alofan adalah suatu

nama

kelompok mineral, maka berbagai contoh alofan dapat memiliki kombinasi k i i i a yang berbeda dan nisbah AIISi dapat berkisar dari 0.7 sampai 4.0 (Farmer, 1985 dalam Pafitt, 1986).

Alofan dengan nisbah AI/Si mendekati dua dinamakan proto-irnogolfr alofan (PMitt dan Henry, 1980 dalam Parfi=, 1986). Awalan proto digunakan sepetti halnya dalam istilah biologi, artinya memiliki kecenderungan ke arah. Imogolite-like allophane merupakan nama lain untuk bahan yang sama, yakni memiliki kesamaan seperti imogo- lit.

Besi selalu dijumpai dalam contoh tanah alofanik dan dapat dijumpai dalam beberapa bentuk besi oksida. Ferihidrit, sering dijumpai berasosiasi dengan alofan dan bentuk tersebut merupakan yang paling umum dalam contoh tanah alofanik.

I d e n t i f h i alofan di lapangan bisa dirasakan dari sifat menyernir apabila ditekan di antara jari-jari pada contoh lembab. Dengan cara ini contoh tanah dengad kandungan alofan sebesar 2 persen dapat diidentifikasi.

Reaksi fluorida (NaF) juga dapat digunakan untuk menduga kandungan alofan. Tapi cara ini kurang teliti karena kompleks Al-humus juga memberikan reaksi yang positif terhadap fluorida. Alofan biasanya dapat teridentifikasi melalui pelarutan kimia (chemical dissolution) dengan amonium oksalat, dan dengan reagen tersebut memberi- kan petunjuk yang baik adanya alofan (Parfitt dan Wilson, 1985).

Alofan pada contoh alami sulit diidentifikasikan baik oleh difraksi sinar -X

imogolit, kompleks Al-humus, dan ferihidrit serta dapat juga merusak gibsit, maghemit dan magnetit (Parfin dan Childs, 1987). Di New Zealand, reagen tersebut telah digu-

nakan dalam analisis rutin untuk menduga alofan dan imogolit pada kebanyakan tanah. Fieldes dan Perron (1966) menyarankan untuk menggunakan uji NaF bagi iden- tifikasi alofan dalam tanah. Uji ini telah digunakan dalam Taksonomi Tanah (USDA, 1975) untuk identifikasi mineral-mineral ordo kisaran pendek.

ele em ah an-gelemahan

dari uji NaF ini seringkali dilaporkan dalam berbagai publikasi, dimana tanabyang tidak mengandung alofan juga memberikan reaksi positif terhadap NaF (Mizota dan Wada, 1980). Menurut Wada (1980), uji NaF tidak spesifik untuk alofan dan imogolit, tetapi dapat digunakan untuk mengetahui adanya gugus A1-OH aktif dalam tanah.

Perrott, Smith dan Michell(1976 dalam Shoji dan Ono, 1978) melaporkan bahwa pelepasan ion-ion OH dari gel oksida besi (pada pH 9) dan silikat @ada pH 7.6) akibat perlakuan dengan larutan NaF adalah sangat kecil. Di sisi lain, pelepasan ion hidroksil dari gel aluminium dan aluminium-silikat amorf adalah tinggi. Oleh karena- nya apabila tanah tidak mengandung alofan , tetapi mengandung sejumlah'aluminiurn yang larut dalarn dithionit-sitrat, maka tanah akan memperlihatkan nilai pH (NaF) yang tinggi.

Sifat Fisika Andisol

Andisol memiliki sifat-sifat fisika yang khas dan diasumsikan bahwa sifat-sifat tersebut berkaitan erat dengan tingginya kandungan alofan. Alofan tersusun dari bulatan-bulatan yang berlubang (hollow spherules) yang berdiameter 35

-

50

A.

Mine- ral ini memiliki banyak lubang-lubang yang memungkinkan keluar masuknya molekul- molekul air (Maeda dan Soma, 1986).

apabila dipilin di antara jari-jari tangan. Sifat fisika Andisol berubah dengan adanya pembahan kandungan airnya. Bila kering, tanah biasanya menjadi berbutir sangat halus dan nampak seperti debu. Tanah tersebut kemudian sulit untuk menyerap air kembali clan akan menghasilkan gumpalan-gumpalan hitarn. Hal ini merupakan alasan mengapa ahli-ahli Belanda menyebutnya sebagai tanah debu hitam (black dust soils) (Druif, 1939

ahlam Tan, 1984). I

Gejala apabila kering bersifat tak balik (irreversible) menimbulkan masalah dalam analisis ukuran partikel. Tanah biasanya sulit didispersi. Menumt Birrel (1964) mungkin akibat dari adanya ( 1 ) liat silikat arnorf yang memiliki nilai ZPC lebih besar dari pada mineral-mineral kristalin biasa (2) adanya oksida-oksida terhidrat yang menyebabkan presipitasi kembali (co-precipitation).

Sifat fisika Andisol yang khas telah digunakan sebagai kriteria dalam Taksonomi Tanah (1975 dan 1992) yaitu sebagai penciri sifat andik bempa bobot isi fraksi

<

2

mm

yang diukur pada tegangan air 33 kPa adalah sarna atau lebih kecil dari 0.90 glcm3. Kemudian di dalam menentukan suborder Vitrands digunakan kriteria kadar air pada tegangan 1 500 kPa, yakni

<

15 persen pada contoh kering udara dan

<

30 persen pada contoh yang tidak dikeringkan.

terhadap daya tumbuk air hujan. Karena ketahanamya ini dan terasa seperti pasir pada m u s h kering, maka unit-unit struktur tersebut disebut pseudo-sand (pasir semu).

Uraian sifat-sifat fisika dari tanah Andisol yang cukup menarik untuk dikemuka- kan adalah seperti yang dilaporkan oleh Swindale (1964 dalam Maeda, Takenaka dan Warkentin, 1977). Swidale (1964) menguraikan keadaan-keadaan sebagai berikut : profil tanah dalam, biasanya dengan stratifikasi penimbunan yang jelas, biasanya gembur di bagian atas, lapisan atas (topsoil) tebalnya sekitar satu meter, berwarna coklat tua sampai hitam, mengandung senyawa-senyawa humik yang tahan terhadap penguraian mikrobia, lapisan bawah (subsoil) berwarna coklat kemerahan sampai coklat kekuningan yang terasa menyemir apabila basah, bersifat porous dengan bobot isi yang rendah dan kapasitas menahan air yang tinggi, agregasi struktur agak lemah dengan Wpalan-gumpalan (ped) porous yang mudah hancur, sed'it kutan, dan tidak memper- lihatkan diferensiasi horisontal pada lapisan bawahnya, kecuali apabila ada duripan, memilii konsistensi menyemir yang nyata terutama di daerah yang beriklim humid atau perhumid. Tanah yang terbentuk di daerah beriklim perhumid menjadi kering irrevers- ible apabila mengering pada tepian-tepian jalan atau tebing. Sifat irreversible apabila kering merupakan kriteria klasifikasi yang berguna, meskipun di lapangan tidak pernah cukup kering untuk memperlihatkan sifat-sifat tersebut.

Selanjutnya dikemukakan oleh Maeda et al (1977) bahwa tanah Andisol memi- liki struktur permukaan tanah yang remah dan S t ~ k t u r masiv di lapisan bawah akan tetapi memiliki permeabilitas yang relatif tinggi. Struktur remah di lapisan atas seba- gian disebabkan oleh pengaruh pengeringan. Seringkali tanah Andisol memiliki bebe- rapa lapisan dengan sifat-sifat fisik yang berlainan sehingga mempengamhi pergerakan air serta ketersediaan air bagi tanaman.

busi ukuran partikel berkaitan erat dengan komposisi mineral liat, sehingga secara tidak langsung berkaitan dengan bahan induk dan iklim. Nilai bobot isi yang rendah (0.3 -

0.8 glcm3) terutama akibat tingginya kandungan alofan dan imogolit. Bobot isi cende- rung rendah pada tanah yang merniliki kondisi pencucian yang besar sebagaimana ditun- jukkan oleh hubungan negatif antara bobot isi dengan kandungan kalsium dapat ditukar. Retensi air pada berbagai tegangan lebih tinggi pada tanah-tanah Andisol yang hemiliki kandungan alofan clan imogolit yang semakin tinggi. Distribusi ukuran partikel berka- itan erat dengan bahan induk, tanah yang berasal dari.bahan induk basalt cenderung rnemiliki kandungan liat yang tinggi. Kandungan air pada tegangan 113 dan 15 bar (lembab lapang) masing-masing berkisar antara 25

-

418 persen dan 16

-

171 persen. Kandungan air pada sernua tegangan menurun drastis apabila contoh tanah dikeringkan teflebih dahulu. Kandungan air meningkat dengan semakin meningkatnya kandungan alofan dan imogolit serta kandungan liatnya, kemudian semakin rendah pada tanah- tanah yang memiliki nilai bobot isi dan basa-basa dapat ditukar yang semakin rnening- kat.

Sifat Kimia Andisol

Andisol merupakan tanah yang sangat penting tapi juga merupakan tanah-tanah problematik dalam bidang pertanian dan kehutanan akibat rendahnya produktivitas tanaman yang disebabkan oleh sifat-sifat kimianya yang khas seperti retensi P yang tinggi dan tingginya pencucian unsur-unsur basa dari tanah serta sifat-sifat fisiknya yang khas (Inoue, 1986). Andisol biasanya dicirikan oleh tekstur lempung berpasir sampai lempung dan memiliki reaksi tanah masam sampai agak masarn (Tan, 1984). Tingkat pH yang rendah kemungkinkan besar akibat fraksi bahan organik karena alofan di alam umurnnya dianggap bereaksi sedikit agak masarn. Persentase kejenuhan basa

(KB)

Salah satu alasan penting bagi reaksi-reaksi kirnia pada Andisol adalah akibat adanya muatan tidak tetap (variable charge), rnuatan

ini

diketahui terutama berasal dari fraksi liatnya. Muatan negatif pada Andisol akan berubah dengan berubahnya pH, kekuatan ion dan komposisi larutan tanah. Tergantung pada pH-nya, muatan dapat berubah dari negatif menjadi positif melalui rnuatan no]. Jumlah dan tanda rnuatan

akan

rnengendalikan banyak reaksi-reaksi pada Andisol. Adanya muatan negatif gengaki- batkan reaksi-reaksi pertukaran kation, sedangkan muatan positif merupakan akibat adanya kapasitas pertukaran anion dalam tanah. Selanjutnya Tan (1984) yang mengutip dari hasil beberapa penelitian mengemukakan bahwa retensi P pada Andisol berkisar antara 400

-

2 500 rng P,0,1100 g. Sjarif (1990) mengemukakan bahwa tanah-tanah Andisol di Indonesia memiliki kapasitas pengikatan P yang tinggi, yakni maksirnum fiKsasi P berkisar antara 0.17 sampai 9.97 mglg dengan nilai rerata 4.51 mglg. Faktor- faktor yang mempengaruhi kapasitas fiksasi P ini adalah kandungan alofan dan imogo- lit, pengeringan tanah, pH tanah, aluminium dapat ditukar dan bahan organik. Mc. Laughlin et a1 (1981). yang dikutip oleh Sjarif (1990) melaporkan bahwa alofan memiliki kapasitas sorpsi P hampir 100 kali dari gibsit. Alofan dan imogolit pada lapisan permukaan lebih kecil dari lapisan bawah dengan demikian sorpsi P akan lebih rendah di lapisan permukaan. Kapasitas sorpsi P pada Andisol adalah rendah pada nilai

Kandungan basa-basa dapat ditukar pada tanah-tanah Andisol di Indonesia (Sumut dan Jabar) pada umumnya rendah, yakni berkisar antara 0.30

-

5.99 me1100 g, serta berasosiasi dengan nilai pH berkisar antara 3.8

-

6.4 (Sjarif, 1990). Bertentangan dengan tipe-tipe tanah lainnya, kandungan basa dapat ditukar dan nilai pH yang rendah tidak berhubungan dengan tingginya kandungan aluminium dapat ditukar. Dengan demikian tidak dijumpai keracunan Al pada tanah Andisol. !i

Perbedaan antara nilai pH (H,O) dengan pH elektrolit dapat digunahn sebagai indikator sifat muatan dalam tanah (Sjarif, 1990). Secara mum, nilai pH (H,O) lebih tinggi dari pada pH elektrolit dan kompleks pertukaran tanah Andisol di Indonesia didominasi oleh muatan negatif. Kompleks pertukaran didominasi muatan positif apabi- la pH dalam air lebih kecil dari pada pH dalam elektrolit. Kation-kation yang berasal dali hasil dekomposisi mineral-mineral primer dan pupuk dapat dengan mudah tercuci dari profil tanah apabila kompleks pertukaran bermuatan positif dan tanah lama-lama akan menjadi masam akibat hilangnya unsur-unsur basa tersebut.

Nilai pH tanah dalam larutan NaF merupakan salah satu sifat yang' digunakan untuk menentukan adanya mineral-mineral ordo kisaran pendek pada Andisol. Leamy et

a1

(1981 dalam Inoue 1986) mengemukakan bahwa apabila pH

>

9.4 dalam 1 M

Sjarif (1990) melaporkan bahwa pH (H,O) tanah-tanah Andisol di Indonesia berkisar antara 3.8

-

6.4; pH (KCI) dari 3.7

-

5.9; pH (NaF)

>

9.4; dan umumnya pH lapisan atas selalu lebih masam dari lapisan bawah pada setiap bahan induk dan larutan yang digunakan untuk menetapkan pH. Selanjutnya diiemukakannya pula bahwa tanah- tanah Andisol di Indonesia memiliki nilai aluminium dapat ditukar berkisar antara 0.01

-

0.49 me1100 g, kejenuhan basa antara 48.3

-

94.9 persen dan kejenuhan ahninium antara 0.1

-

19.8 persen. Basa-basa dapat ditukar dart nilai aluminiuni bagiatanah Andisol di Indonesia berkaitan erat dengan bahan induk tanah dan curah hujan tahunan. Tanah yang berasal dari bahan induk yang lebih basa pada daerah dengan curah hujan rendah memiliki basa-basa dapat ditukar yang tinggi serta kejenuhan aluminium yang rendah dibandingkan dengan tanah-tanah yang berasal dari bahan induk yang lebih ntasam pada daerah dengan curah hujan tinggi.

Muatan Variabel Pada Andisol

Tanah-tanah yang berkembang dari bahan abu volkan memperliatkin sifat-sifat muatan variabel (Uehara dan Gillman, 1981). Tanah-tanah dengan muatan variabel adalah tanah-tanah yang muatan negatifnya meningkat seiring dengan meningkatnya pH dan muatan positifnya (jika ada) menurun (Parfitt, 1988). Bahan-bahan utama dari tanah abu volkan tersebut adalah mineral-mineral liat non kristalin dan kristalin atau komplek humus, terutama liat alumino-silikat amorf yang berasal dari pelapukan tahap awal abu volkan. Parfitt (1988) lebih jelas lagi mengemukakan bahwa muatan variabel pada Andisol berasal dari bahan organik, alofan dan besi oksida (ferihidrit).

Karakteristik utarna liat bermuatan variabel adalah muatan titik no1 (MTN) atau

Muatan titik no1 (zero point of charge) dienal juga sebagai pHo, akan tercapai apabila muatan netto pada komponen muatan variabel adalah nol. Muatan netto tanah no1 tercapai jika jumlah Hf dan jumlah O H yang terjerap pada permukaan liat terhi- droksi adalah sama (Uehara dan Gillman, 1981). MTN dapat menentukan tanda muatan netto permukaan liat. Jika pH aktual dari sistem tanah kurang dari MTN, maka muatan permukaan adalah positif. Sebaliknya jika pH aktual lebih besar aari pada

MTN,

maka muatan nettonya adalah negatif (Bohn, er al, 1979).

Muatan negatif pada Andisol beragam sesuai dengan perubahan pH, kekuatan ion dan komposisi larutan tanah, sehingga dikenal dengan muatan tergantung pH (Tan, 1984). Bergantung pada pH-nya, muatan dapat berubah tandanya dari negatif melalui no1 menjadi positif. Sifat muatan variabel ini juga dijumpai pada Spodosol, Oksisol, Alfisol dan Ultisols (Theng, 1980 dalam Tan, 1984).

Pada waktu yang lalu, mineral-mineral yang bersifat amphoterik dikenal dengan mineral-mineral muatan tergantung pH

@H

dependent charge minerals), karena muatan pemukaannya tergantung pada pH larutan. Akratopulu et

af

(1986 &lam Parfitt 1988) mengemukakan bahwa alofan, sebagai bahan utama Andisol, memiliki banyak gugus A1 OH (H,O) yang reaktif pada permukaannya. Apabila gugus-gugus tersebut bereaksi dengan ion H+ atau OH-, peImUkaa~ya bisa menjadi lebih positif atau negatif, seperti ilustrasi berikut ini.

\

pH meningkat

\

H 0 OH

-

8~

0~2'

/

H+

/

A1 A1

\

pH menurun

\

H20 H20

Untuk menduga

MTN,

metoda adsorpsi ion yang dipelopori oleh Schofield (1949) telah digunakan oleh banyak peneliti dengan beberapa modifikasinya (Sakurai, 1989). Dalam metoda ini MTN berhubungan dengan titik dimana kation dan anion di jerap dengan jumlah yang sama oleh tanah dan titik keseimbangan tersebut akan beru- bah dengan adanya perubahan konsentrasi elektrolit. Uehara (1979) menyarankan

It

untuk menggunakan nilai A (delta) pH

(pH

H,O

-

pH KCI) untuk menduga karakteristik muatan variabel, yakni apabila A pH berkisar antara -0.5 dan +0.5 maka tanah akan didominasi oleh komponen-komponen muatan variabek.

Daiam penelitian ini untuk mendapatkan pHo, digunakan metoda titrasi gararn (salt titration) yang dipelopori oleh Kinniburgh (1975) dan dimodifikasi oleh Uehara dan Gillman (1981).

Penelitian

MTN

dengan titrasi garam (TG) didasarkan pada gabungan teori Gouy-Chapman dan persamaan Nerst sebagai berikut (Uehara dan Gillrnan, 1981) :

To = (2 n EkT/a ) x sinh (1.15 x z x (pH0

-.

pH) }

dimana :

2

To = kerapatan muatan permukaan (esu/cm )

a = konsentrasi ion lawan dalam larutan

keset imbangan (ion/cm3)

E = konstanta dielektrik (esu2/dyne cm2)

k = konstanta Boltzman (erg/derajat)

T = temperatur mutlak

z = valensi ion lawan

pH = nilai pH larutan

pHo= muatan titik no1 (muatan netto permukaan = 0 )

Mikromorfologi A n d i i l

Mikromorfologi tanah adalah suatu metode modem untuk mempelajari contoh

tanah

tidak terganggu dengan bantuan mikroskop danlatau ultramikroskop untuk mengi- dentifikasi partikel penyusun tanah dan kaitamya dengan ruang, dan jika mungkin, dengan waktu (Stoops dan Jongerius, 1986 d a b Goenadi. 1989). Tujuan u d a anali- sis mikromorfologi tanah adalah untuk menentukan hubungan mang antam k o q p n e n tanah yang berbeda dalam usaha mempelajari hubungan.fungsiona1, genetik dan krono- logis (Bullock, 1983 &lam Goenadi, 1989).

Secara historis mikromorfologi tanah berkaitan erat dengan genesis tanah, meskipun pada saat ini aplikasinya telah meningkat pada aspek-aspek yang luas seperti pada fisika tanah, k i i i a tanah dan biologi tanah (Bullock,

a

al, 1985).

Penelitian-penelitian mikromorfologi tanah telah digunakan secara luas untuk mengembangkan dan memperbaiki model-model pembentukan tanah di Inggris (Bul- lock, 1985). Penggunaannya yang paling sederhana ialah memperjelas desRripsi tanah di lapang. Dengan menggabungkan deskripsi makro dan mikromorfologi, dimungkin- kan untuk mengkaitkan kenampakan-kenampakan yang ada dalam irisan tipis pada profil tanah dan bentuk wilayah (landform). Pada tingkat yang Iebih rinci, studi mikromorfologi telah digabungkan dengan berbagai studi mineral, kimia, fisika, dan biologi tanah dengan tujuan untuk mengetahui proses tertentu yang terjadi dalam tanah dan lebih jauh lagi pengamhnya terhadap pembentukan tanah.

masing bahan penyusun

tanah

serta hubungannya satu sama lain.

Bidang penelitian mikropedologi meliputi semua pengamatan mikroskopik contoh tanah tidak terganggu, terrnasuk studi irisan tipis, metode-metode mikrokimia dan mikrofisika, dan teknik ultramikroskopik. Dari kesemuanya itu, yang paling banyak dimbangkan adalah analisis fabrik tanah yang juga disebut sebagai mikromor- fologi tanah dan pasangannya yang bersifat kuantitaif disebut mikromorfometrj & a h .

Berbeda dengan kebanyakan ahli tanah lainnya, maka seorang ahli mikropedolo- gi secara urnurn lebii tertarik pada gejala-gejala spesifk yang terarnati pada pedon atau irisan tipis, dari pada komposisi rerata bahan. Hasil penafsirannya pada gejala-gejala tersebut kadang-kadang dapat mengungkapkan genesis tanah secara jetas.

Banyak penelitian-penelitian mikromorfologi tanah yang teiah dilakukan dan dipublikasikan dalam berbagai publikasi, terutama pada ordo Ultisol, Oxisol. Spodosol dan Paleosol (Bullock, et al, 1985), tapi jarang sekali ditemukan hasil-hasil penelitian pada ordo Andisol, terutama di Indonesia dapat dikatakan belum pernah dilakukan. Dengan demikian tidak ada informasi mengenai mikromorfologi tanah Andisol, teruta-

ma yang berkembang dari beberapa bahan induk dan zona agroklimat yang berbeda. Salah satu publikasi mengenai mikromorfologi Andisol dari Jepang melaporkan sebagai berikut : Mikromorfologi horison A yang berwama gelap dari Andisol Jepang menunjukkan fabrik berupa gumpalan-gumpalan lepas (blocky loose) atau fabrik berbu- tir halus yang porous. Pada gumpalan-gumpalan tersebut dijumpai void vugh berukuran besar dengan sejumlah void channel di sekelilingnya. Pada plasma dijumpai pula void vugh berukuran kecil. Hal tersebut merupakan ciri-ciri dari agregasi struktur primer yang lepas. Dalam fabrik berbutir halus yang porous, mikroped tersebar sehingga berporositas tinggi (Kawai, 1969 dalam Leamy, et al, 1980).

Lokasi

Daerah Penelitian

Sesuai dengan tujuan yang hendak dicapai dalam penelitian ini, maka daerah-daerah yang menjadi obyek penelitian adalah tanah-tanah Andisol pada areal perta-

I

narnan teh. P e d i lokasi terutama didasarkan atas adanya perbedaan bahan induk (umur, asal dan sifat bahan volkan) dan zona agroklimat. Kedua faktor tersebut dipero- leh informasinya melalui pengkajian peta geologi dan peta zona agroklimat di daerah Jawa Barat.. Iiasil kajian tersebut merupakan arahan awal dalam pemilihan lokasi penelitian.

Berdasarkan hasil kajian peta-peta geologi (skala 1 : 100 000 ) di lingkungan perkebunan teh PT Perkebunan (PTP) XI1 dan PTP XI11 dan peta zona agroklimat daerah Jawa Barat (Skala 1 : 250 000) (Kanwil Deptan Prop. Jabar, 1987), maka dijumpai enam macam bahan induk di tiga perkebunan teh yang berasal dari beberapa erupsi gunungapi yang berbeda atau dari gunungapi yang sama tetapi umur penimbunan hasil erupsinya berbeda. Perkebunan teh PTP XIII-Ciater (Kabupaten Subang, 1 250 m dml), memiliki areal perkebunan teh dengan jenis tanah Andisol yang berkembang di antaranya dari hasil erupsi fase A dan fase C Gunung Tangkuban Perahu (Van Bemrne- len, 1949). Hasil erupsi fase A merupakan formasi yang lebih tua dibandingkan hasil erupsi fase C dengan sifat bahan induk masing-masing andesitik.

Perkebunan teh PT Perkebunan Sinumbra (1 750 m dml) di daerah Ciwidey Kabupaten Bandung memiliki jenis tanah Andisol di areal p e r k e b u n a ~ y a yang berkembang dari dua bahan induk yang berbeda sumber serta umur penimbunannya. Hasil erupsi Gunung Kendeng yang berumur tua, menempati bagian utara wilayah *:

Perkebunan PTP XIII-Sedep (1 850 m dml) di daerah Pangalengan Kabupaten Bandung, juga memiliki tanah Andisol yang berkembang dari bahan induk hasil erupsi dua gunungapi yang berbeda umur penimbunannya, tetapi memiliki sifat batuan yang sama yaitu basalt*. Hasil erupsi kompleks Gunung Guntur, Pangkalan, dan Kendang (G. Guntur

Cs.),

merupakan bahan induk yang lebih tua, sedangkan hasil erupsi

Gunung Papandayan berumur lebih muda.

*

Untuk lebih jelasnya, uraian tersebut di atas dapat dilihat pada Tabel 1. Lokasi- nya di daerah Jawa Barat disajikan pada Gambar Peta 2

Tabel 1. Tanah Andisol yang Berkembang dari Hasil Erupsi Beberapa Gunungapi pada

Zona

Agroklimat yang Berbeda di Perkebunan Teh

PTP

XII dan PTP XI11 di Daerah Jawa Barat

No. Perkebunan Bahan Umur Zona

Induk Bahan Induk Bahan Induk Agroklimat

1. Ciater

-

Erupsi A Tua Andesit

.

A

(PTP

XIII) G. T. Perahu (1 250 m drnl)

-

Erupsi C Muda Andesit A

G. T. Perahu

2. Sinumbra

-

Erupsi Tua Andesit B1

(PTP XII) G. Kendeng (1 750 m dml)

-

Erupsi Muda Basalt B 1

G. Patuha

3. Sedep

-

Erupsi Tua Basalt B2

(PTP XIII) Kompleks

(1 850 m dml) G. Guntur cs.

-

Erupsi Muda Basalt B2

u

S

m

'2

₀

CI

.-

_VI E

.-

C

e

a

-

-

2

a

k

C

e

E ffi

E

-E

5

2

C iii X iii

-

.-

3

.-

G e o l o ~ Daerah Penelitian

Daerah yang diteliti terletak pada daerah gunungapi yang berada di sebelah Utara dan Selatan kota Bandung, Jawa Barat. Perkebunan Teh

PTP

XI1

-

Ciater terle-

tak pada lereng bagian timur Gunung Tangkuban Perahu. Bagian perkebunan ini yang diteliti terletak pada batuan gunungapi hasil erupsi jarnan holosen tengah Gunung Dano

clan Gunung Tangkuban Perahu yang terdiri dari tufa pasir sangat sarang, mEngandung kristal-kristal hornblende yang kasar, dan lahar lapuk kemerah-merahan ( e ~ p s i C, Van Bemmelen, 1949; formasi Qyd, Silitonga, 1973), Bagian laimya dari perkebunan Ciater yang diteliti yaitu pada formasi Qyt (Silitonga, 1973) atau erupsi A dari Van Bemmelen (1949) yang b e ~ p a tufa berbatuapung, terdiri dari pasir tufaan, lapili dan bom-bom, lava berongga dan kepingan-kepingan andesit-basalt padat yang bersudut dengan banyak bongkah-bongkah dan pecahan batu-apung yang berasal dari hasil erupsi jaman holosen awal Gunung Tangkuban Perahu dan Gunung Tarnpornas.

Perkebunan teh PTP XI1

-

Sinumbra yang diteliti terletak pada dua formasi geologi yang berbeda yaitu formasi Qvp dan Qlk (Koesmono, 1976). Formasi Qvp merupakan batuan volkan muda hasil erupsi Gunung Patuha pada jarnan holosen tersu- sun dari lava dan lahar andesit-piroksin yang pejal dan berongga dengan massa dasar tufa pasiran yang berwarna abu-abu. Formasi Qlk, merupakan hasil erupsi Gunung Kendeng pada jaman pleistosen, tersusun dari aliran-aliran lava berselingan dengan endapan-endapan lahar daripada breksi andesit dan breksi tufa. Perkebunan teh PTP

[image:43.535.45.494.27.703.2]

Gambar 3

P E T A GEOLOGI DAERAH CIATER (SUBANG)

-

Jo1.n d Sungel

---

001.. F0,ll..I Q..l..l

-.-.-

0.1.. u.bUp.l..

[image:44.535.42.494.12.701.2]

Gambar 4 34

.

-.

PETA GEOLOGI DAERAH SINUMBRA (

ClWlDEY

1

S k a l a 1

:

50.000

P

. .

I I

-!

- \

'.

'.

\ n

./.

/

/-

-1.

/.

.

1 . J

--

I.."

d m I-a . m ~ . r -marno *ran IOW

L E Q E N D A w u l l n c m a q m a - - d a c n 1-r

d a v l p d . W a l l M 1 . s l l .*I W a d I d a .

-

" 1.J. R o r n - h . l . n _{4 0 CI. UQI* I M C I V I ~ ? R U O I ~ ~} l a v v 1 -1 _1.09. s. .or

CI-C: S u n c l

---

Beta. hlm0.1 a..I.*I

-

.-.-

Bale. K.buca1.m

m a w s K.eem.Ie0 K e n p u n g

A

L

....

1 ,.1111....

Lava m n Loher o . ~ . t u b o -

I...

don l oh or 4nde.n ~1r.b.ln

PI* ..CI C m ..r.ngg. C.1 Q.hlub..hhmhr.n aI.r ~ w b o r m m o l g l e n r r a -n I e b a l . d l r w n o.hteln fa.

1~11. PIOWWI.. vg w $ r n ) n I cn b1.4 ~ r 1 1 w W.~I n:r

EX&'

~ o ~ w ~ ~ w ! l , k & * ~ : * $ ~ ~ ~ m ~ ~

rr tub WSlmn b.n.m .b-.br( bdu. 0 . 4 1 - L . r ( . .

3

JAIA ,Am.T

[image:45.535.44.491.23.697.2]

Gambar 5 35

1

I.1.. u.c.n.1.o

I.IPY..

LO bas1 r.n.1111.n

8 a l U I aYOYY nl n u d e : LlI.10 don lor. oI1r.o b.r.u.unon m d o . l l - ~ u l , . m b . r a r m d o v a n ( lu1.s.n e r a 1 1 M lEm XI UmP1.b OmMUl-mn b m n *n I(.odeo( :

R.lpOb kW. I 1.". b..lmutam * l l & * l t - b ~ . . ~ wmb- lmm J A w A e A R A T

t$II O.A.1 I...O.Orpr-O . p c b n den O l(.nd&

Keadaan Iklim (Zona Awoklimat)

Berdasarkan Peta Zona Agroklimat Oldeman (1975), daerah yang diteliti mem- punyai zona agroklimat A, B1 dan B2. Data mengenai keadaan zona agroklimat, banyaknya rerata bulan basah (>200 mmlbulan) dan rerata bulan kering (< 100 mmlbulan) tahunan di daerah-daerah yang diteliti disajikan pada Tabel 2 dan Garnbar 6.

I

Tabel 2. Zona Agroklimat, Rerata Bulan Basah dan Bulan Kering Tahunan di Daerah Penelitian.

Zona Bulan Basah Bulan Kering

No. Perkebunan Agroklimat (bulan) (bulan)

1. Ciater 2. Sinumbra

3. Sedep

[image:46.535.45.497.32.708.2]

[image:47.535.45.491.20.703.2]

Gambar 6

I

PETA ZONA AGROKLIMAT DAERAH PENELlTlAN

Tabel 3. Data Hari Hujan, Curah Hujan, Suhu Udara, dan Suhu

Tanah

di Perkebunan Teh Ciater, Sinumbra dan Sedep

Perkebunan Teh Ciater Perkebunan Teh Smumbra Pericebunan Teh Sedq

(1250 m $1) (1750 m dpl) (1850 m $1)

bnn I4 UI ~ Z J 22.11 19 257 11.91 11.41 14 m 15.31 11.61

Keteran~an :

a) Dikutip dari hail pengamatan selama 10 tahun (1980-1989) dari Stasiun Klimatologi Margahayu 11, Lembang. Ketinggian tempat : 1250 m dpl.

b) Hasil konversi dari pencatatan suhu udara di stasiun Klimatologi Margahayu 11, Lembang selama 10 tahun (1980-1989) dengan rumus Braak (1929 Sitaniapessy, 1984).

c) Hail konveni dari suhu udara dengan rumus New Hall (1972 &&XJ Van Wambeke, 1981).

d) Dikutip dari hasil pengamatan selama 10 tahun (1980-1989) daii Stasiun Klimatologi Cinchona Pangalengan. Ketinggian

tempat : 1430 m dpl. P

I

J F M A M J J A S O N D

I

K U W N E W AIR MERAH INUMBRA

I

4 ,

E

i w 0

2E

2 0 0

3

I T loo

2

0

J F M A M J J A S O N D

400

:

a

!i

-

w-

;i

200

3

x

i

loo

0

J F M A M J J A S O N D BULAN

Curah nujen Evapotranspirasi

BAHAN

DAN METODE PENELITIAN

Penelitian ini dilaksanakan pada beberapa blok kebun teh yang berada di tiga wilayah perkebunan teh di Kabupaten Bandung dan Kabupaten Subang, y a i q Ciater- Subang (PTP XIII). Sinumbra-Bandung (PTP XII), dan Pedes-Bandung (P'TP XIII). Penelitian dilaksanakan dalam dua tahap, yaitu penelitian pendahuluan (Oktober

-

Desember 1990) yakni penjajagan lapangan untuk menentukan blok-blok kebun teh yang akan diobservasi. Pemilihan blok-blok kebun teh tersebut dilandasi oleh hasil kajian data-data dan peta pada tahap persiapan. Tahap kedua (Mei

-

Desember 1992) merupakan tahap penelitian utama yaitu berupa penentuan letak pedon pada lereng datar dari suatu punggung bukit dalam suatu blok kebun, pengamatan morfologi tanah dan keadaan linglcungannya serta pengambilan contoh tanah.

Bahan d m &&

--

Bahan penelitian ini adalah tanah-tanah yang dapat dikelompokkan ke dalam order Andisol (Soil Survey Staff. 1992) pada blok-blok kebun yang ada di tiga wilayah perkebunan yang diteliti. Jumlah seluruh blok kebun yang akan diamati enam buah, pada masing-masing blok kebun teh dibuat tiga pedon tanah sehingga jumlah pedon tanah seluruhnya dalam penelitian ini adalah 18 buah.

Metode yang digunakan dalam penelitian ini meliputi persiapan, pengamatan lapang, analisis laboratorium dan analisis data.

Persiapan I

Kegiatan utama pa& tahap ini meliputi invetarisasi serta kompilasi data dan peta yang diperlukan dalam penelitian ini, seperti peta topografi, peta kemiriigan tanah, peta tanah, peta geologi, peta tataguna tanah, peta blok kebun, peta zona agroklimat dan data iklim setempat. Selain kegiatan tersebut, juga dilakukan pengadaan alat dan bahan bagi observasi lapang serta penyelesaian surat ijin penelitian.

Hasil penelaahan dan pertampalan (overlay) peta-peta tersebut yaitu berupa peta kombinasi penyebaran bahan induk (hasil empsi gunungapi) dan zona agroklimat yang berbeda pada blok-blok kebun teh dengan jenis

tanah

Andisol. Peta tersebut dijadikan dasar bagi studi pendahuluan untuk mencari serta menetapkan blok-blok kebun yang memiliki perbedaan bahan induk (umur dan sifat) dan zona agroklimat, tetapi mempu- nyai satu kesesuaian dalam faktor lereng yaitu memiliki lereng datar di daerah punggung bukit.

Pengamatan Lapangan

Pengamatan lapangan merupakan kagiatan penjelajahan lapangan untuk menga- mati sifat-sifat tanah dan keadaan lingkungannya pada titik-titik tertentu yang sudah direncanakan sebelumnya pada setiap blok kebun.

Sifat tanah yang diamati pada setiap pedon meliputi susunan dan ketebalan horison, batas-batas horison, struktur, tekstur, konsistensi, warna, karatan, konkresi dan nodule, pori-pori tanah (void), kutan, pH tanah dan sistim perakaran. Sifat-sifat lain yang juga diamati adalah keadaan drainase tanah, kedalaman muka air tanah dan topografi mikro.

Contoh tanah untuk pengkajian proses pedogenesis dan klasifikasi d i d b i l dari setiap lapisan tanah untuk keperluan analisis mineral, fisika dan kirnia tanah di labora- torium. Pengambilan contoh tanah tidak terganggu untuk studi irisan tipis dilakukan pada masing-masing horison dengan metode clod sample. Pengambilan contoh untuk maksud ini dilakukan pada salah satu dari ketiga pedon Andisol yang berkembang dari hasil empsi gunungapi yang berbeda. Pengamatan morfologi tanah serta pengambilan cohtoh tanah dilakukan menurut tata cara yang disajikan dalam Buku Pedoman Penga- matan Tanah di Lapang

(LPT,

1969), Soil Survey Manual (Soil Survey Staff, 1961), serta Genesis dan Klasifikasi Tanah (Hardjowigeno, 1985).

Regim kelembaban tanah ditentukan atas dasar pada data iklim yaitu 'curah hujan bulanan dan evapotranspirasi potensial. Regim suhu (regim temperatur) tanah didasar-

kan pada pendekatan : suhu udara rata-rata tahunan

+

2.5" C (New Hall, 1972 dalam Van Wambeke, 1981). Suhu udara diperoleh dari konversi hasil pencatatan stasiun klimatologi terdekat dengan mmus Braak (1929 &lam Sitaniapessy, 1984)

Analisis Laboratorium

Analisis laboratorium diarahkan berdasarkan sifat-sifat tanah yang berhubungan dengan pengkajian proses-proses pedogenesis, penilaian tingkat pelapukan dan klasifi- kasi tanah. Sifat-sifat tanah yang ditetapkan meliputi sifat-sifat mineral, fisika, kimia, dan mikromorfologi. Jenis analisis dari sifat-sifat tersebut, metode analisis serta kegunaannya dalam penelitian ini disajikan pada Tabel 4.

Tabel 4. Sifat-sifat Tanah yang Ditetapkan, Metode Analisis serta Kegunaannya Dalam Penelitian

No. Sifat Tanah

1. pH (H20, KCI, NaF) 2. C-Organik

3. Na,K(NH,O Ac IN pH7) 4. Ca,Mg(NH,O Ac 1N pH7)

5. KTK (NH,O Ac 1N pH7)

6. KB

7. Aldd. H d d (KC1 IN) 8. Al, Fe, Si (Oksalat

dan Rrofosfat) 9. Retensi P

lo. BD (113 Bar)

11. Retensi air (15 Bar)

Contoh Kenn Udara dan Lembab Lpang 12. Permeabilitas 13. Distribusi Ukuran

Panikel 14. Mineral liat

15. Mineral pasir

16. Unsur kimia total 17. Mikromorfologi

Walkley dan Black Flame fotometer

AAS

Peach, et a1

(SCS, 1972) Jumlah Kation Titrasi (SCS. 1972) AAS

Blakemore, et a1

(1987) Clod Sample Pressure Membrane Apparatus

Core sampler

Penyaringan dan pipet

DTA, XRD dan SEM Si - Oksalat

Perhitungan Benang Silang

LPT (1971) lrisan Tipis dibawah mikroskop petografi Ekstraksi (SCS. 1972) Uehara dan Gillman. 1981

Kegunaan Pedogenesis;

*

Pedogenesis; Klasifikasi;

*

K l a s i f h i ;

*

Pedogenesis ;

*

,

Pedogenesis ;

*

'

Pedogenesis; Klasifkasi;

*

Klasifikasi ;

*

Pedogenesis; Klasif&asi ;

*

Klasifikasi ;

*

Klasifikasi ;

*

Klasifikasi :

*

Pedogenesis Pedogenesis; Vasifikasi Pedogenesis; Klasifikasi Pedogenesis Pedogenesis Pedogenesis

Pedogenesis ;

*

Pedogenesis ;

*

Keteranean :

*

= pengkajian hubungan dengan sifat lainnya.

Kimia Tanah Fakultas Pertanian Universitas Padjadjaran - Jatinangor (Sumedang) dan Laboratorium Kimia Tanah Puslitbang Geoteknologi (LIPI-Bandung). Analisis fisika tanah dilakukan di Laboratorium Fisika Tanah Fakultas Pertanian Unpad dan Pusat Penelitian Tanah dan Agroklimat, Bogor. Analisis difraksi sinar X fraksi liat (C2 p )

[image:53.542.43.501.45.710.2]

Pertanian IPB, Bogor. Analisis SEM dilakukan di Laboratorium Paleontologi Puslit- bang Geologi di Bandung.

Pembuatan irisan tipis dilakukan di Laboratorium PetroIogilMineralogi Direkto- rat Sumberdaya Energi Departemen Pertambangan dan Energi (Bandung). Contoh irisan tipis diperoleh dari setiap horison pedon pewakil di enam lokasi penelitian, se- hingga dan enam pedon pewakil yang diamati diperoleh sebayak 49 contoh h j h tipis. Studi irisan tipis dilakukan dengan dua cara yaitu tanpa alat (mata telanjang) dan (lengan bantuan alat. Alat yang digunakan ialah lensa pembesar , stereo-mikroskop binokuler, mikroskop polarisasi (mono dan stereo) dengan menggunakan sinar terpolarisasi biasa dan sinar terpolarisasi bersilang serta dengan SEM (bulk sample). Sebagai pedoman digunakan Buku Pegangan Pendeskripsian Contoh Irisan Tipis Tanah yang disusun oleh Bullock, Fedoroff, Jongerius, Stoops, dan Tursina (1985) dengan beberapa modifikasi dan penyederhanaan. Pengamatan dilakukan di Laboratorium Fisika Tanah UNPAD, Laboratorium Puslitbang Geologi (PPGL) Departemen Pertambangan dan Energi dan di Laboratorium Mineralogi dan Petrografi Puslitbang Geoteknologi LIPI, maling-masing di Bandung.

Analisis Data

Secara garis besar analisis data yang diperoleh dapat dibedakan menjadi dua bagian, yaitu (1) pengkajian proses-proses pedogenesis clan tingkat pelapukan, dan (2) pengkajian hubungan di antara sifat-sifat tanah Andisol (mineral, fisika dan kimia). Pengkajian proses-proses pedogenesis juga dilakukan dengan bantuan analisis mikro- morfologi guna memperoleh tarnbahan informasi dalam penelaahan secara fislko-kimia dan mineral liat tanah. Pengkajian proses-proses pedogenesis dan tingkat pelapukan dilakukan secara deskriptif melalui pembandingan antara pedon-pedon pada setiap bahan induk dan zone agroklimat yang berbeda. Pengkajian proses-proses pedogenesis didasarkan pada sifat morfologi, kimia dan fisika, mineral dan mikromorfologi tanah yang dilengkapi dengan data keadaan lingkungan. Penilaian tingkat pelapukan dilaku- kAn secara kualitatif dan kuantitatif. Secara kualitatif ditetapkan dengan berpedoman kepada metode Mohr dan Van Baren (1960) dan metode Tavernier dan Eswaran (1972). Secara kuantitatif didasarkan pada indeks pelapukan, baik secara mineral, kimia dan fisika. Secara mineral berpedoman kepada kandungan mineral mudah la&k, mineral sukar lapuk, dan nisbah mineral mudah lapuk dengan mineral sukar lapuk (Hardjowige- no. 1993). Secara kimia berpedoman kepada nisbah silikat/seskuioksida (Mohr et al,

1972). Secara fuika berpedoman kepada nisbah liat halus (< 0.2 p) dengan liat kasar (2

-

0,2 p ) (Hardjowigeno, 1993) atau nisbah debu haluslliat (Van Wambeke, 1962 dafam Subagjo dan Buurman, 1980). Klasifikasi tanah yang digunakan berpedoman kepada sistem Taksonomi Tanah (Soil Survey Staff, 1992) hingga kategori famili

(rupa).

[image:57.540.43.487.40.706.2]

HASIL DAN PEMBAHASAN

Tabel Lampiran 1 memperlihatkan ciri-ciri morfologi pedon-pedon Andisol dari seluruh daerah penelitian.

Wama tanah pedon-pedon CTRA berkisar dari wklat tua kemerahan (5YR 313) sampai coklat kekuningan (IOYR 516

-

5/8). Horison permukaan berkisar dari warna coklat tua (10YR 313) sampai coklat ma kekuningan (IOYR 314). Horison A tertimbun umumnya berwarna lebih gelap (tua) dari horison di atasnya sedangkan horison B dan B e berwarna lebih terang dari horison di atasnya. Pedon-pedon CTR-B memiliki kisaran wama dari coklat tua kemerahan (SYR 312

-

2.512) sampai coklat tua kekuning- an (10YR 416). Horison permukaan benvama coklat ma kemerahan (5YR 313) sampai coklat tua kekuningan (10YR 314). Horison A tertimbun berwama lebih gelap, sedang- kan horison B dan BC lebih terang dari horison di atasnya.

Pedon-pedon SNR-A memiliki kisaran warna dari coklat tua kemerahan (5YR 312) sampai coklat kekuningan (10YR 518). Horison permukaan memenuhi persyaratan warna horison molik yakni berwarna coklat tua kemerahan (SYR 312) sampai coklat tua (7.5YR 312

-

313). Horison A tertimbun tampak dari warna gelap, horison B dan BC berwama lebih terang dari horison di atasnya. Pedon-pedon SNR-B memiliki kisaran warna coklat sangat tua (10YR 212) sampai coklat kekuningan (10YR 518). Horison- horison bawah umumnya berwarna lebih terang dibandingkan horison atasnya yang memenuhi syarat warna epipedon molik.

berbeda. Pedon-pedon SDP-B memilii kisaran warna dari coklat tua kemerahan (5YR

312) sampai dengan coklat kekuningan

(10YR

516). Horison permukaannya memenuhi syarat warm epipedon m l i k yaitu berkisar dari coklat tua kemerahan (5YR 312) sampai coklat tua

(10YR

312). Sedangkan horison bawahnya benvarna makin terang, kecuali kalau dijumpai horison A tertimbun (thaptic).

Ditinjau dari warna tanah setiap pedon, maka semua pedon-pedon ~ncjifol yang diteliti ternyata mempunyai stratifhsi bahan vollcan yang berbeda akibat penhnhunan hasil erupsi volkanik yang beruIang-ulang. Warna tanah di seluruh daerah penelitian memiliki kisaran yang hampir sama yaitu dari coklat tua kemerahan sampai coklat kekuningan. Horison permukaan (Ap) umumnya berwarna gelap akibat akumulasi bahan organik yang tinggi. Perbedaan curah hujan , umur dan sifat bahan induk tidak mernperlihatkan perbedaan warna yang mencolok, meskipun demikian warna tanah Andisol di daerah Sedep cenderung agak kemerahan dibandingkan lokasi lainnya. Diduga sifat bahan induk basaltik pada kondisi curah hujan yang relatif kecil, telah menyebabkan warna tanah lebih kemerahan. Warna tanah di daerah curah hujan yang tinggi (Ciater) cenderung coklat tua kekuningan.

Struktur

Hasil pengamatan mikroskopik pada irisan tipis menunjukkan bahwa struktur gumpal di horison permukaan semua pedon umumnya tersusun dari mikro-mikro agre- gat granular yang membentuk massa berpori (Gambar 24b).

Konsistensi

Konsistensi tanah lembab hasil pencatatan lapang menunjukkan kisafan dari lepas sampai sangat teguh, dan pada umumnya gembur. Horison permukaan urnumnya memiliki konsistensi lepas sampai sangat gembur, semakin ke bawah permukaan tanah konsistensinya meningkat menjadi agak teguh atau teguh.

Horison bawah pedon-pedon yang berasal dari bahan induk tua, umumnya memiliki konsistensi gembur sampai teguh sedangkan pada pedon-pedon yang berasal dari bahan induk muda konsistensinya gembur clan terasa menyemir apabila ditekan di antara jari-jari tangan. Perbedaan sifat bahan induk (andesit dan basalt) kurang mem- perlihatkan perbedaan konsistensi yang jelas, kecuali pada pedon muda CTR-A di daerah Ciater (curah hujan 4215 mrn/tahun) yang berkembang dari abu volkan andesit memiliki horison yang memadas (duripan) akibat proses pelapukan dan pencucian yang intensif sehingga terjad