BUKU AJAR AGROGEOLOGI DAN MINERALOGI TANAH

BUKU AJAR

AGROGEOLOGI DAN MINERALOGI TANAH

Oleh: DR. IR. BACHRUL IBRAHIM, M.Sc. ASMITA AHMAD, ST.MSi.

PROGRAM HIBAH PENULISAN BUKU AJAR TAHUN 2012 UNIVERSITAS HASANUDDIN 2012 Modul Pembelajaran Agrogeologi dan Mineralogi Tanah

1

Puji dan syukur kami haturkan kehadirat Allah SWT karena atas rahmat, hidayah dan inayahnya penulisan buku ajar pembelajaran mata kuliah Agrogeologi dan MIneralogi Tanah dapat diselesaikan tepat pada waktunya. Penulisan buku ajar ini bertujuan untuk membuat pedoman bahan ajar bagi dosen dan mahasiswa sehingga proses belajar mengajar menjadi lebih baik dan aktif, serta untuk membantu mahasiswa dalam mempelajari dan memahami mata kuliah Agrogeologi dan Mineralogi Tanah yang disampaikan di kelas, dipraktekan di laboratorium dan dalam praktek lapangan. Dalam perkembangannya materi Agrogeologi dan Mineralogi Tanah dapat berubah sejalan dengan informasi terbaru dalam bidang agrogeologi dan mineralogi tanah yang berkaitan dengan manajemen lahan, utamanya tentang kesuburan tanah. Pada kesempatan ini kami ingin mengucapkan terima kasih kepada: 1. LKPP Universitas Hasanuddin atas bantuan dan kesempatan yang diberikan kepada kami, sehingga kami dapat melaksanakan penulisan buku ajar ini. 2. Bapak Dekan Fakultas Pertanian Universitas Hasanuddin 3. Serta semua pihak yang turut membantu dalam penyelesaian penulisan buku ajar ini. Kami menyadari bahwa masih banyak kekurangan dalam penulisan buku ajar ini. Untuk itu segala kritik dan saran sangat diharapkan demi kesempurnaan buku ajar ini. Semoga buku ajar ini bermanfaat bagi dunia pendidikan dan masyarakat, Amin.

Makassar, November 2012

Tim penulis

Modul Pembelajaran Agrogeologi dan Mineralogi Tanah

2

Halaman DAFTAR TABEL ...............................................................................

xi

DAFTAR GAMBAR ...........................................................................

xii

SENARAI KATA PENTING ...............................................................

xiii

BAB I PENDAHULUAN....................................................................

1

Profil Lulusan Program Studi ........................................................

1

Kompetensi Lulusan .....................................................................

1

Analisis Kebutuhan Pembelajaran ................................................

2

Garis Besar Pokok Pengajaran.....................................................

4

BAB II PENGANTAR INTERIOR BUMI ...........................................

8

Pendahuluan.................................................................................

8

Latar Belakang ......................................................................

8

Ruang Lingkup Isi..................................................................

8

Sasaran Pembelajaran ..........................................................

8

Pembahasan.................................................................................

9

Interior Bumi ..........................................................................

9

Interior Bagian Dalam............................................................

9

Interior Bagian Luar ...............................................................

14

Penutup ........................................................................................

20

Tugas ....................................................................................

20

Daftar Pustaka.......................................................................

20

BAB III MINERALOGI TANAH DAN BATUAN ................................

21

Pendahuluan.................................................................................

21

Latar Belakang ......................................................................

21


22


22

Pembahasan.................................................................................

23

Pengertian Mineral ................................................................

23

Asal Usul Mineral...................................................................

23

Golongan Mineral ..................................................................

26


3

Sifat Fisik dan Kimia Mineral .................................................

28

Penutup ........................................................................................

34

Tugas ....................................................................................

34

Daftar Pustaka.......................................................................

34

BAB IV BATUAN BEKU...................................................................

35

Pendahuluan.................................................................................

35

Latar Belakang ......................................................................

35


35


35

Pembahasan.................................................................................

36

Proses dan Mekanisme Pembentukan Batuan Beku.............

36

Sifat Fisik Batuan Beku .........................................................

37

Proses Pelapukan Batuan Beku............................................

39

Potensi Lahan yang Berkembang dari Batuan Beku .............

40

Penutup ........................................................................................

42

Tugas ....................................................................................

42

Daftar Pustaka.......................................................................

42

BAB V BATUAN PIROKLASTIK......................................................

43

Pendahuluan.................................................................................

43

Latar Belakang ......................................................................

43


43


43

Pembahasan.................................................................................

44

Proses dan Mekanisme Pembentukan Batuan Piroklastik ....

44

Sifat Fisik Batuan Piroklastik .................................................

45

Proses Pelapukan Batuan Piroklastik....................................

46

Potensi Lahan yang Berkembang dari Batuan Piroklastik .....

47

Penutup ........................................................................................

49

Tugas ....................................................................................

49

Daftar Pustaka.......................................................................

49

BAB VI BATUAN SEDIMEN.............................................................

50

Pendahuluan.................................................................................

50


4

Latar Belakang ......................................................................

50


50


50

Pembahasan.................................................................................

51

Proses dan Mekanisme Pembentukan Batuan Sedimen.......

51

Sifat Fisik Batuan Sedimen ...................................................

53

Proses Pelapukan Batuan Sedimen ......................................

55

Potensi Lahan yang Berkembang dari Batuan Sedimen .......

56

Penutup ........................................................................................

57

Tugas ....................................................................................

57

Daftar Pustaka.......................................................................

57

BAB VII BATUAN METAMORF .......................................................

58

Pendahuluan.................................................................................

58

Latar Belakang ......................................................................

58


58


58

Pembahasan.................................................................................

59

Proses dan Mekanisme Pembentukan Batuan Metamorf......

59

Sifat Fisik Batuan Metamorf ..................................................

61

Proses Pelapukan Batuan Metamorf .....................................

64

Potensi Lahan yang Berkembang dari Batuan Metamorf ......

65

Penutup ........................................................................................

66

Tugas ....................................................................................

66

Daftar Pustaka.......................................................................

66

BAB VIII MINERAL SILIKAT............................................................

67

Pendahuluan.................................................................................

67

Latar Belakang ......................................................................

67


67


67

Pembahasan.................................................................................

68

Kelompok Mineral Silikat .......................................................

68

Alterasi Silikat ke Silikat.........................................................

72


5

Penutup ........................................................................................

75

Tugas ....................................................................................

75

Daftar Pustaka.......................................................................

75

BAB IX PERBEDAAN SILIKAT DAN NON SILIKAT .......................

76

Pendahuluan.................................................................................

76

Latar Belakang ......................................................................

76


76


76

Pembahasan.................................................................................

77

Mineral Silikat Sekunder........................................................

77

Mineral Liat............................................................................

77

Mineral Silikat Primer.............................................................

78

Mineral Oksida-Hidroksida ....................................................

78

Penutup ........................................................................................

82

Tugas ....................................................................................

82

Daftar Pustaka.......................................................................

82

BAB X SIFAT-SIFAT MINERAL LIAT TANAH ................................

83

Pendahuluan.................................................................................

83

Latar Belakang ......................................................................

83


83


83

Pembahasan.................................................................................

84

Mineral Liat Kelas Filosilikat ..................................................

84

Mineral Liat Al-Silikat .............................................................

84

Struktur Mineral Liat ..............................................................

85

Kelompok Kaolin-Serpentin ...................................................

88

Struktur 2:1............................................................................

93

Mineral tanpa Substitusi Isomorfik.........................................

94

Mineral dengan Substitusi Isomorfik......................................

96

Mineral-mineral Trioktahedral................................................

100

Mineral-mineral dengan Basal Spacing yang Variabel ..........

101

Struktur 2:1:1.........................................................................

107


6

Penutup ........................................................................................

110

Tugas ....................................................................................

110

Daftar Pustaka.......................................................................

110

BAB XI IDENTIFIKASI MINERAL LIAT ...........................................

111

Pendahuluan.................................................................................

111

Latar Belakang ......................................................................

111


111


111

Pembahasan.................................................................................

112

Difraktometer Sinar-X (XRD) .................................................

112

Differential Thermal Analysis (DTA-TGA)..............................

119

Scanning Elektron Mikroskop ................................................

125

Penutup ........................................................................................

127

Tugas ....................................................................................

127

Daftar Pustaka.......................................................................

127

EVALUASI PROSES BELAJAR MENGAJAR..................................

128

Rencana Evaluasi PBM ................................................................

128

Daftar Pertanyaan untuk Mengumpulkan Data .............................

131

Kuesioner untuk PBM ...................................................................

133

PENUTUP ..........................................................................................

135

Rangkuman ..................................................................................

135

Pesan dan Motivasi ......................................................................

138

DAFTAR PUSTAKA ..........................................................................

139


7

Halaman 1

Komposisi kerak litosphere ..........................................................

12

2

Kandungan unsur penyusun atmosfer bumi ................................

17

3

Mineral sekunder yang umum didapatkan di tanah .....................

25

4

Tingkat kekerasan mineral berdasarkan skala mohs...................

30

5

Alat-alat yang dapat digunakan untuk mengukur tingkat Kekerasan mineral.......................................................................

30

6

Klasifikasi ukuran butir dan nama batuan piroklastik ...................

45

7

Klasifikasi ukuran butir dan nama batuan sedimen......................

53

8

Klasifikasi grup silikat...................................................................

69

9

Klasifikasi mineral liat ..................................................................

87

10 Konversi dari Nilai Sudut 2 Ө ke Dalam d-Spacing Difraksi Sinar-x .........................................................................................

118

11 Nilai puncak endotermik mineral liat ............................................

124


8

Halaman 1

Kenampakan tiga dimensi interior dalam bumi ............................

10

2

Karateristik lima interior dalam bumi............................................

10

3

Proses pelepasan energi dari astenosphere................................

12

4

Model pergerakan lempeng .........................................................

13

5

Bagian-bagian atmosfer bumi ......................................................

16

6

Siklus hidrologi.............................................................................

18

7

Perbandingan bentuk morfologi ...................................................

19

8

Mineral galena dengan sistem isometrik......................................

23

9

Variasi mineral hasil pembekuan magma ....................................

24

10 Sistem kristal mineral...................................................................

32

11 Proses kritalisasi magma, jenis mineral dan batuan beku yang terbentuk .............................................................................

36

12 Proses pelapukan batuan beku ...................................................

39

13 Faktor-faktor yang mempengaruhi pelapukan batuan beku.........

40

14 Profil tanah yang berkembang dari batuan beku .........................

41

15 Aktivitas vulkanisme secara eksplosif dan effusif ........................

44

16 Kenampakan fisik batuan piroklastik yang berbutir......................

47

17 Kenampakan kristal mineral penyusun batuan piroklastik yang mengalami keretakan dan kehancuran kristal..............................

47

18 Kenampakan profil tanah yang terbentuk dari batuan piroklastik.

48

19 Jenis-jenis batuan sedimen .........................................................

51

20 Kenampakan bidang perlapisan pada batuan sedimen ...............

54

21 Siklus diagenesis batuan sedimen...............................................

56

22 Kenampakan bahan induk tanah yang berkembang dari batuan induk metamorf ................................................................

64

23 Struktur silikat grup nesosilikat, sorosilikat, siklosilikat dan Inosilikat.......................................................................................

70

24 Struktur silikat grup filosilikat dan tektosilikat ...............................

71

25 Proses pergantian kation dalam struktur silikat primer ................

72

26 Nilai elektronegativitas unsur .......................................................

74


9

27 Beberapa kemungkinan terhadap asal dari mineral liat silikat dan oksida ...................................................................................

84

28 Proyeksi pada bidang ab dari lembaran tetrahedral ....................

86

29 Bagan proyeksi pada bidang b c dari Kaolinit .............................

88

30 Struktur kaolin..............................................................................

89

31 Bagan proyeksi pada bidang bc dari Pyrophyllit ..........................

95

32 Bagan proyeksi pada bidang bc dari Talk....................................

96

33 Bagan proyeksi pada bidang bc dari Muskovit.............................

98

34 Bagan projeksi pada bidang bc dari Vermikulit ............................

104

35 Bagan projeksi pada bidang bc dari Smektit................................

105

36 Bagan proyeksi pada bidang bc dari Chlorit ................................

108

37 Gambar Secara skematis sinar....................................................

114

38 Interpretasi dan identifikasi mineral liat Kaolinit dengan menggunakan pola difraksi sinar-X..............................................

117

39 Interpretasi dan identifikasi mineral-mineral illit dan Montmorillonit dengan menggunakan pola difraksi sinar-x ..........

117

40 Kurva DTA yang ideal..................................................................

119

41 Kurva DTA pasir, pasir halus, debu, liat kasar dan liat halus.......

121

42 Ciri kurva DTA dari beberapa mineral liat ....................................

123

43 Scanning elektron mikroskop mineral Kaolin dan Haloysit ..........

125

44 Scanning elektron mikroskop mineral Kaolin, Haloysit, nacrit dan dickit......................................................................................

126

45 Scanning elektron mikroskop mineral Montmorillonit...................

126


10

Alterasi

Ameliorasi

: Perubahan batuan atau mineral tanpa melibatkan perubahan fisik secara menyeluruh. Perubahan ini dominan diakibatkan oleh aspek kimiawi. : pemberian bahan/material ke dalam tanah yang bertujuan untuk memperbaiki sifat fisik dan kimia tanah sehingga menjadi media yang subur untuk pertumbuhan tanaman.

Diagenesis

: Proses perubahan material lepas menjadi bahan yang padu. Hal ini biasa dikenal dengan proses pembatuan.

Endoterm

: reaksi kimia yang menyerap kalor atau energi

Elektronegativitas

: Kecenderungan sebuah atom untuk menarik elektron

Exoterm

: reaksi kimia yang melepaskan kalor atau energi

Gletser

: sebuah bongkahan es yang besar yang terbentuk di atas permukaan tanah yang merupakan akumulasi endapan salju yang membatu selama kurun waktu yang lama

Gradien geothermal : Gradient geothermal adalah naiknya tempratur bumi setiap 1 km naik 25oC. Semakin ke bawah, temperatur bawah permukaan bumi semakin meningkat atau semakin panas. Panas yang berasal dari dalam bumi dihasilkan dari reaksi peluruhan unsur-unsur radioaktif seperti uranium. Interlocking

: Kenampakan tekstur batuan beku dan metamorf, dimana mineral yang terdapat di dalamnya saling tumbuh.

Kepundan

: Mulut gunungapi tempat keluarnya bahan piroklastik dan lava.

Kerak bumi

: adalah nama lain dari litosfer, yaitu bagian terluar bumi yang kontak dengan atmosfer bumi.

Kristal

: Benda padat homogen yang dibatasi oleh bidangbidang rata yang merupakan perwujudan luar dari suatu pengaturan ion-ion yang teratur. Modul Pembelajaran Agrogeologi dan Mineralogi Tanah

11

Magma

: Cairan silikat yang memiliki temperatur >1200oC dan menempati lapisan astenosfer bumi.

Makroskopis

: Pengamatan dengan indera mata tanpa menggunakan bantuan alat.

Masif

: Kondisi batuan yang sangat kompak, keras, tidak berpori dan memiliki berat jenis yang tinggi.

Pedogenetik

: Ilmu yang mempelajari tentang proses pembentukan formasi tanah

Subduksi

: Zona tumbukan antara dua lempeng, dimana lempeng lempeng samudera bergerak kea rah bawah lempeng benua.

Sesquioksida

: Persenyawaan antara logam dan oksigen dengan perbandingan 2:3, contohnya Al2O3 dan Fe2O3

Substitusi isomorfik : Pergantian kation yang bervalensi tinggi dengan kation bervalensi rendah yang memiliki jari-jari atom yang relatif sama, sehingga tidak terjadi perubahan morfologi mineral. Contoh substitusi Si4+ oleh Al3+. Topografi

: Bentuk morfologi (relief) dipermukaan bumi yang memiliki nilai ketinggian.


12

Profil Lulusan Program Studi Program studi Agroteknologi memiliki misi untuk ”Mengembangkan Pendidikan, Penelitian dan Pengabdian pada masyarakat secara terpadu menuju pertanian tangguh dan berkelanjutan”. Oleh karena itu lulusan yang dihasilkan diharapkan tanggap terhadap perubahan dan kemajuan ilmu dan teknologi pertanian, mampu menghasilkan karya ilmiah, inovasi ilmu dan teknologi pertanian, serta mampu untuk menyebarluaskan informasi dan ide inovatif bidang pertanian untuk meningkatkan kesejahteraan masyarakat. Lulusan yang dihasilkan diharapkan dapat bersikap sebagai : 1. PELAKU dibidang pertanian (birokrat;teknorat; pengambil kebijakan) 2. MANAJER (planner, designer, organizer, evaluator, mediator) 3. PENGUSAHA, (entrepre-neur, initiator, adaptor, cooperator) 4. PENELITI, dan 5. PENDIDIK, (fasilitator, motivator, mediator)

Kompetensi Lulusan Kompetensi utama

:

1. Memiliki kemampuan dalam manajemen sumber daya lahan dan penggunaan ipteks dalam meningkatkan potensi kesuburan tanah. 2. Kemampuan merancang dan melekasanakan penelitian serta menginterpretasikan data secara profesional. 3. Kemampuan dalam memberikan rekomendasi penyelesaian masalah secara tepat dalam sistem pertanian yang berkelanjutan 4. Kemampuan berfikir analitis dan sintesis dengan memperhitungkan dampak penyelesaian masalah di lingkup global dalam berkehidupan bermasyarakat 5. Kemampuan sebagai fasilitator, motivator dan mediator secara sistematik dan efektif.

Kompetensi pendukung : 1. Kemampuan mengelola sumberdaya alam secara terpadu dalam optimalisasi kemampuan lahan yang sustainable. Modul Pembelajaran Agrogeologi dan Mineralogi Tanah

1

2. Kemampuan menerapkan aplikasi teknologi dalam memecahkan permasalahan lahan-lahan marginal. Kompetensi lainnya

:

Kemampuan berkontribusi dalam kehidupan sosial dan tanggap dalam menyelsaikan masalah lingkungan dan pertanian yang bermasalah.

Analisis Kebutuhan Pembelajaran Mata kuliah agrogeologi dan mineralogi tanah dapat membantu mahasiswa dalam memahami perberbagai gejala alam yang terdapat di lingkungan kita, baik bersifat positif maupun negatif. Pemahaman ini dapat membantu mahasiswa dalam memberikan rekomendasi perbaikan baik yang bersifat sementara

maupun

yang

berkelanjutan

(sustainable).

Mata

kuliah

ini

merupakan dasar dalam memahami mata kuliah lanjutan. Dalam bidang survey lahan mahasiswa diharapkan : •

Mampu mencari dan menemukan lahan-lahan yang potensial dan produktif untuk pertanian dan perkebunan

•

Mampu mengetahui dan membedakan jenis-jenis batuan induk sebagai sumber hara untuk tanaman.

•

Mampu mengetahui sumber air permukaan dan air tanah yang berguna untuk pertanian

•

Mampu menginterpretasi faktor pembatas lahan

Dalam bidang genesis tanah mahasiswa diharapkan: •

Mengetahui batuan induk

•

Menginterpretasi lingkungan pembentukan tanah (utamanya iklim)

•

Mengetahui perkembangan mineral primer dan sekunder (mineral liat) yang berguna untuk perkembangan tanah dan pertanian.


2

Dalam bidang geomorfologi/bentang alam mahasiswa diharapkan: 

Mengetahui batuan induk



Mengenal bentuk-bentuk lahan/bentang alam dan mengetahui proses terjadinya

Dalam bidang pemupukan mahasiswa diharapkan: 

Mengetahui dan dapat memberikan rekomendasi pemupukan dari sifat tanah dan batuan asalnya.

Dalam bidang konservasi tanah dan air mahasiswa diharapkan: 

Mengetahui batuan reservoir



Mengenal bentuk-bentuk perkembangan sungai.



Air tanah dan air permukaan

Dalam bidang mitigasi bencana alam dan lingkungan 

Gerakan massa : longsoran,rayapan (soil creep)



Banjir


3

Garis Besar Pokok Pengajaran (GBRP) MINGGU KE-

1-2

SASARAN PEMBELAJARAN

MATERI PEMBELAJARAN

Menjelaskan permasalahan

 Kontrak Perkuliahan

mineralogi dalam konteks

 Menjelaskan sifat fisik dan

potensinya sebagai bahan induk tanah dan penyusun kulit bumi

STRATEGI PEMBELAJARAN

BOBOT NILAI (%)

KRITERIA PENILAIAN

Kuliah

kimia mineral  Menjelaskan perbedaan dan persamaan mineralogi tanah dan

Keaktifan individu Small grup discussion with case study

Laporan

7,5

praktikum

Praktikum

batuan Mahasiswa mampu memahami dan menjelaskan perbedaan dan 3-4

menganalisis jenis dan sifat dari batuan beku, serta potensi pengembangannya.

 Proses dan mekanisme pembentukan batuan beku

Discovery learning

Keaktifan individu

Poster

Laporan

Praktikum

praktikum

 Menjelaskan sifat fisik dan kimia batuan beku  Proses pelapukan batuan beku

10

 Menjelaskan potensi lahan yang berkembang dari batuan beku.

5-6

Mahasiswa mampu memahami dan

 Proses dan mekanisme pembentukan batuan piroklastik

Case study combine with discovery

10

Keaktifan individu


4

menjelaskan perbedaan dan  Menjelaskan sifat fisik dan kimia learning menganalisis jenis dan sifat dari batuan piroklastik serta potensi pengembangannya

batuan piroklastik  Proses pelapukan batuan

Praktikum

dan kelompok Laporan praktikum

piroklastik  Menjelaskan potensi lahan yang berkembang dari batuan piroklastik. Keaktifan individu

 Proses dan mekanisme

7-8

Mahasiswa mampu

pembentukan batuan sedimen

memahami dan

dan metamorf

dan kelompok Makalah

menjelaskan perbedaan dan  Menjelaskan sifat fisik dan kimia Cooperative learning mineral penyusun batuan menganalisis jenis dan sifat Praktikum sedimen dan metamorf dari batuan sedimen dan metamorf serta potensi pengembangannya.

 Proses pelapukan batuan sedimen dan metamorf  Menjelaskan potensi lahan yang

Praktik Lapang

Teknik Presentasi 25

Laporan Praktikum Laporan Praktik Lapang

berkembang dari batuan sedimen dan metamorf.


5

9-10

Mahasiswa mampu

 Struktur mineral silikat

menjelaskan tentang

 Alterasi silikat ke silikat

struktur mineral silikat 11

Mahasiswa mampu

 Sifat-sifat mineral silikat

menjelaskan tentang sifat

 Mineral non silikat

mineral silikat dan mineral

 Kuliah + Diskusi  Alat peraga / Poster/Foto  Praktikum

Keaktifan, kerjasama

 Discovery learning

Keaktifan dan kerjasama

7,5

Laporan Praktikum

7,5

(oksida/hidroksida)

non silikat 12-13

Mahasiswa mampu menjelaskan tentang

 Kristalin Vs non kristalin (amorf)

berbagai sifat-sifat mineral

 Muatan

liat/ tanah

 KTK

 Kuliah  Cooperative learning

Keaktifan dan kerjasama penguasaan materi dan poster

7,5

 Pertukaran kation dan anion  Kelekatan  Plastisitas  Pemuaian 14-15

Mahasiswa mampu mengidentifikasi mineral liat tanah dengan teknik

 Identifikasi mineral liat (mineral sekunder)  Diffraksi sinar X (XRD)

 Diskusi + skill laboratorium + Poster  Kerja individu / kelompok

Keaktifan dan kerjasama kemampuan identifikasi mineral liat


7,5

6

XRD, bentuk morfologi

 Elektron micrograph mineral liat

dan DTA-TGA

 Differential thermal analysis

penguasaan alat

(DTA)-Thermalgravimetric Analysis (TGA)  Scanning electron microscope (SEM) 16

Final test

Uji kompetensi & Remidial


20

7

PENDAHULUAN Latar Belakang

B

entuk bumi yang ada saat ini merupakan sebuah proses yang memakan waktu jutaan tahun hingga sampai pada bentuk yang ada sekarang ini. Proses pengelolaan lahan untuk pemanfaatan dalam

bidang pertanian, perkebunan, pertambangan dan perkotaan harus memahami proses-proses yang menyertai pembentukan bumi. Hal ini bertujuan agar pemanfaatan lahan tidak salah posisi dan dapat berkelanjutan. Pemanfaatan lahan tanpa mengetahui sejarah pembentukannya dapat mengakibatkan terjadinya bencana alam, seperti longsor dan lain sebagainya. Untuk ini bab ini akan memberikan penjelasan secara ringkas bagaimana sejarah pembentukan bumi sehingga mahasiswa dapat lebih mudah dalam memahami konsep bumi yang

berguna

dalam

pemanfaatannya

dalam

bidang

pertanian

yang

berkelanjutan.

Ruang Lingkup Isi Modul ini membantu mahasiswa dalam memahami proses-proses dinamis yang menyertai pembentukan bumi dari awal hingga keberadaan bumi saat ini.

Sasaran Pembelajaran Modul ini sebagai pengantar bagi mahasiswa dalam memahami sifat dan karateristik bumi yang bermanfaat dalam bidang pertanian.


8

Pembahasan Interior Bumi Bumi adalah benda langit yang merupakan planet ke tiga dari sistem tata surya. Sejauh ini hanya planet bumi yang merupakan satu-satunya planet yang dapat ditempati oleh mahluk hidup. Proses pembentukan planet bumi telah dijelaskan oleh beberapa ahli terdahulu; seperti teori Kabut oleh Kant-Laplace (1755), teori planetesimal, teori bintang kembar, dan lain sebagainya. Salah satu teori yang paling terkenal adalah teori Big bang. Teori ini menjelaskan proses terbentuknya bumi berawal dari kabut raksasa (yang berisi gas hidrogen, gas helium dan elemen lainnya) yang berputar pada porosnya. Putaran tersebut memungkinkan bagian-bagian kecil dan ringan terlempar ke luar dan bagian besar berkumpul di pusat, membentuk cakram raksasa. Perbedaan massa dan temperatur menyebabkan gumpalan kabut raksasa meledak dengan dahsyat di luar angkasa yang kemudian membentuk galaksi dan nebula-nebula. Selama jangka waktu ±4,6 milyar tahun, nebula-nebula tersebut membeku dan membentuk suatu galaksi yang disebut dengan nama Galaksi Bima Sakti yang membentuk sistem tata surya. Sedangkan bagian ringan yang terlempar ke luar mengalami kondensasi membentuk gumpalan-gumpalan yang mendingin dan memadat, membentuk planet-planet, termasuk planet bumi. Proses pembentukan planet bumi menghasilkan dua interior, yaitu interior luar dan dalam. Kedua interior ini memberikan interaksi yang membawa keberkahan pada mahluk hidup yang menempati planet bumi.

Interior Bagian Dalam Kesejukan yang kita rasakan pada kondisi bumi pada saat ini sangat jauh berbeda pada awal pembentukan bumi. Proses pendinginan bumi membuat elemen yang memiliki massa yang besar bergerak ke pusat membentuk inti bumi. sedangkan massa yang kecil semakin menjauhi pusat bumi. Hasil konsolidasi massa bumi membentuk lima lapisan interior bumi (Gambar 1), yaitu: Modul Pembelajaran Agrogeologi dan Mineralogi Tanah

9

1. Inti bumi bagian dalam (Inner core) 2. Inti bumi bagian luar (Outer core) 3. Mantel bumi bagian bawah (Lower mantle) 4. Mantel bumi bagian luar (Upper mantle) 5. Kerak bumi (Crust) Sifat dari kelima interior bumi bagian dalam disajikan pada Gambar 2.

Gambar 1 Kenampakan tiga dimensi interior dalam bumi yang terdiri dari lima bagian penting, yaitu inner core, outer core, mantle, upper matle dan crust.

Gambar 2 Karateristik lima interior dalam bumi


10

Bagian upper mantle terdapat lapisan asthenophere yang bersifat liquid. Bagian ini merupakan bagian yang paling aktif dari interior bumi. Perbedaan temperatur dan massa menyebabkan terjadinya perputaran cairan liquid yang disebut dengan arus konveksi (convention currents). Arus konveksi (Gambar 3) yang timbul akan terus bergerak dan jika energi yang terakumulasi semakin bertambah besar dapat menyebabkan terjadinya pelepasan energi ke arah bagian bumi yang memiliki suhu lebih rendah, yaitu pada bagian crust. Pelepasan energi pada bagian crust menyebabkan ledakan yang maha dahsyat pada kerak bumi (crust), khususnya pada kerak litosfer. Hal ini disebabkan karena kerak litosfer merupakan bagian bumi yang bersifat rigid (kaku). Ledakan yang terjadi pada kerak litosfer menyebabkan terjadinya retakan dan pergeseran pada kerak lithosphere yang berakibat pada keluarnya cairan astenosphere (magma) ke permukaan yang disebut dengan lava. Jika ledakan arus konveksi terjadi pada beberapa titik dibawah kerak lithosphere akan mengakibatkan pergeseran kerak lithosphere ke arah yang saling berlawanan yang mengakibatkan terjadinya tumbukan antar kerak listosphere. Hal ini sesuai dengan teori pergerakan lempeng dari Wegener (1912). Kerak lithosphere tersusun oleh elemen/unsur yang sangat banyak dan penting (Tabel 1). Berdasarkan kandungan unsurnya maka kerak lithosphere terbagi atas dua bagian, yaitu; kerak (lempeng) yang bersusunan silikat-magnesium (SIMA) dan kerak (lempeng) yang bersusunan silikat-aluminium (SIAL). Lempeng SIMA memiliki massa yang lebih besar dibanding lempeng SIAL. Oleh karena itu kedudukan lempeng SIMA lebih rendah dibandingkan lempeng SIAL. Lempeng SIMA dikenal dengan nama lempeng samudera dan lempeng SIAL dikenal dengan nama lempeng benua. Dalam kondisi normal, jika terjadi tumbukan lempeng maka lempeng SIMA akan bergerak ke bawah lempeng SIAL (Gambar 3). Pada kondisi ekstrim, jika gaya tekan lempeng SIMA lebih besar terhadap lempeng SIAL, dapat menyebabkan lempeng SIMA bergeser ke arah atas dari lempeng SIAL. Hal ini menyebabkan terdapatnya batuan kerak samudera pada kerak benua, seperti terdapatnya batuan ultrabasa yang banyak mengandung unsur nikel dari kerak SIMA di kabupaten Luwu Sulawesi Selatan. Modul Pembelajaran Agrogeologi dan Mineralogi Tanah

11

Tabel 1 Komposisi kerak lithosphere (Holmes, 1964)

Nama Oksigen Silikon Aluminium Besi Kalsium Natrium Kalium Magnesium Titanium Hidrogen Phospor

Unsur Simbol dan Valensi O2Si4+ Al3+ Fe3+ Fe2+ Ca2+ Na2+ K+ Mg2+ Ti4+ H+ P5+

Oksida % 46.60 27.72 8.13 5.00 5.00 3.63 2.83 2.59 2.09 0.44 0.14 0.12 99.29

Nama

Komposisi

Silika Alumina Besi (Ferric) Oksida (Ferrous) Kapur Natrium Oksida Kalium Oksida Magnesium Oksida Titanium Oksida Air Phospor pentoksida

SiO2 Al2O3 Fe2O3 FeO CaO Na2O K2O MgO TiO2 H2O P2O5

% 59.26 15.35 3.14 3.74 5.08 3.81 3.12 3.46 0.73 1.26 0.28 99.23

B A

C

Gambar 3 Memperlihatkan proses yang terjadi pada lempeng pada saat terjadi pelepasan energi dari astenosphere (A dan B). Proses subduksi dan pembentukan gunung api pada pertemuan lempeng benua dan samudera (C) serta pembentukan gunung api pada perpisahan lempeng di kerak samudera (B).


12

Proses pergerakan lempeng akibat arus konveksi dapat menyebabkan lempeng bergerak secara: 1. Divergen, merupakan pergerakan lempeng yang saling menjauh akibat gaya tension (tarikan) (Gambar 4). Proses ini biasanya terjadi pada lempeng samudera dan menghasilkan gunung api bawah laut. 2. Konvergen, merupakan pergerakan lempeng yang saling mendekat akibat gaya compresion (tarikan) (Gambar 4). Proses ini biasanya terjadi pada pertemuan lempeng samudera dan lempeng benua, serta menghasilkan pembentukan gunung api, pegunungan lipatan dan dataran rendah pada kerak benua. Jika gaya yang dihasilkan tidak terlalu besar maka efek yang terjadi hanya dapat terlihat dari pergesaran muka air laut, seperti yang terjadi pada gempa di aceh yang menghasilkan Tsunami. 3. Transform, merupakan pergerakan lempeng yang saling bergeser akibat gaya tekan (Gambar 4). Proses ini mengakibatkan zona depression yang merupakan awal pembentukan danau.

Arah gaya

Gambar 4 Model pergerakan lempeng akibat gaya tekan (compression) dan gaya tarik (tension).

Proses pergerakan lempeng ini menghasilkan interior yang sangat indah pada permukaan lempeng benua dan samudera. Modul Pembelajaran Agrogeologi dan Mineralogi Tanah

13

Interior Bagian Luar Aktivitas bumi bagian dalam menyumbang sekitar 50% pada bentuk interior bumi bagian luar. Proses pendinginan massa membentuk bahan padat dan liquid pada interior dalam bumi sedangkan massa yang berukuran lebih kecil (volatil) membentuk lapisan atmosfer bumi dan sebagian massa yang banyak mengandung partikel hidrogen, helium, karbon, oksigen, nitrogen dan sulfur, berkondensasi membentuk massa cair akibat perbedaan temperatur volatil, yang akhirnya oleh gaya gravitasi bumi (berasal dari inti bumi yang banyak mengandung nikel dan besi) turun sebagai massa cair H2O yang dikenal dengan nama air. Massa cair ini kemudian mengisi bagian bumi yang cekung dan berpori yang dikenal dengan nama air laut di lempeng samudera, air permukaan dan air tanah pada lempeng benua. Dalam perkembangannya air laut berubah menjadi asin, air permukaan serta air tanah tetap seperti sediakala. Perubahan sifat air laut diakibatkan oleh aktivitas pelapukan oleh media air di daratan (lempeng benua) yang kemudian oleh gaya gravitasi membawa unsur-unsur hasil pencucian (akan dibahas lebih lanjut pada bab selanjutnya) ke bagian yang lebih rendah yaitu lautan. Di lautan unsur-unsur yang terbawa tadi saling berinteraksi membentuk unsur yang lebih sederhana, yaitu garam-garaman atau golongan halida. Secara garis besar interior bagian luar dari bumi terdiri dari : 1. Lima puluh persen (50%) bentukan yang dihasilkan oleh interior bumi bagian dalam, seperti pegunungan, perbukitan, lembah, dataran, lautan dan sungai. 2. Mahluk hidup (biosfer) 3. Lapisan atmosfer 4. Lapisan hidrosfer

Pada bab ini akan dibahas secara lebih detail tentang lapisan atmosfer dan hidrosfer. Lapisan atmosfer dan hidrosfer memberikan kontribusi sebesar empat puluh persen (40%) terhadap interior bagian luar bumi. Pembentukan pegunungan telah kita bahas pada interior bagian dalam, sedangkan peranan Modul Pembelajaran Agrogeologi dan Mineralogi Tanah

14

aktivitas manusia, hewan dan tanaman (10%) akan disinggung pada mata kuliah lanjutan. Lapisan

volatil

(lebih

banyak

mengandung

gas

dan

berukuran

halus/ringan). Lapisan volatil ini terpisah dari lapisan yang lebih liquid-padat pada saat pembentukan bumi. lapisan liquid-padat membentuk interior dalam bumi dan lapisan volatil membentuk lapisan atmosfer bumi (interior luar dari bumi). Lapisan Atmosfer bumi (Gambar 5) terdiri dari : 1. Lapisan Troposfer; merupakan lapisan terbawah dari atmosfer (lapisan yang terdekat dengan lempeng benua). Lapisan ini mengandung 80% massa gas dari seluruh massa gas yang terdapat di atmosfer bumi. oleh sebab itu lapisan ini memberikan kontribusi yang paling besar terhadap perubahan cuaca dan iklim dipermukaan bumi. Lapisan pembatas antara lapisan Troposfer dan stratosfer adalah lapisan tropopause yang bersuhu relatif konstan.

2. Lapisan Stratosfer; merupakan lapisan kedua setelah troposfer. Pada lapisan ini tidak dijumpai lagi uap air, awan ataupun debu atmosfer. Lapisan ini biasa disebut dengan lapisan isotermis, yaitu; lapisan paling bawah dari stratosfer dimana terdapat lapisan ozon (O3) yang mampu menyerap sinar ultraviolet yang dipancarkan sinar matahari.

3. Lapisan Mesosfer;

merupakan lapisan udara ke tiga. Lapisan ini

merupakan lapisan pelindung bumi dari jatuhan meteor atau bendabenda angkasa luar lainnya. Antara lapisan mesosfer dan termosfer terdapat lapisan mesopause yang memiliki temperature berkisar -100oC.

4. Lapisan Termosfer; merupakan lapisan udara ke empat. Lapisan ini disebut juga lapisan ionosfer, yaitu; lapisan tempat terjadinya ionisasi partikel-partikel yang menimbulkan perambatan gelombang panjang maupun pendek.


15

5. Lapisan Eksosfer; merupakan lapisan ke lima atau lapisan paling luar dari bumi. Pada lapisan ini terjadi gerakan-gerakan atom secara tidak teratur yang dapat menghancurkan meteor dari angkasa luar.

Gambar 5 Bagian-bagian dari atmosfer bumi, jarak dan temperatur Modul Pembelajaran Agrogeologi dan Mineralogi Tanah

16

Bagian-bagian atmosfer pada bumi memberikan manfaat: 1. Memperkecil perbedaan temperatur siang dan Malam 2. Menjaga stabilitas suhu udara siang dan malam 3. Menyerap radiasi dan sinar ultraviolet

Manfaat ini tidak terlepas dari kandungan unsur/gas yang terkandung dalam setiap lapisan atmosfer bumi (Tabel 2).

Tabel 2 Kandungan unsur penyusun atmosfer bumi

Penjelasan

di atas dapat

disimpulkan bahwa

lapisan

hidrosfer

merupakan lapisan yang dihasilkan dari aktivitas lapisan atmosfer bumi yang dihasilkan pada 13,7 milyar tahun lalu. Lapisan hidrosfer sejak terbentuk hingga saat ini jumlahnya selalu tetap dan hanya mengalami perubahan bentuk. Lapisan hidrosfer terdiri dari segala bentuk massa cair (air) dipermukaan bumi, yaitu; lautan, sungai, air tanah, salju atau gletser, danau, serta uap air yang terdapat di udara. Perubahan bentuk massa cair, mengalami suatu siklus yang dikenal dengan nama siklus hidrologi (Gambar 6). Massa cair yang dihasilkan dari aktivitas atmosfer bersifat agak masam, sehingga ketika jatuh ke permukaan bumi dapat merusak bentuk permukaan bumi melalui proses hidrolisis, hidratasi, pelarutan (solution), dan karbonasi. Oleh sebab itu wilayah Modul Pembelajaran Agrogeologi dan Mineralogi Tanah

17

di permukaan bumi yang tinggi curah hujannya, umumnya mengalami perombakan bentuk permukaan cukup intensif dibanding daerah kering dan lembab. Hal ini dapat terlihat dari perbedaan musim diseluruh dunia, dimana Indonesia yang merupakan Negara dengan curah hujan tinggi sangat berbeda bentuk landformnya (bentuk morfologi permukaan) dengan negara-negara eropa yang beriklim temperat (Gambar 7). Lapisan hidrosfer merupakan lapisan yang paling aktif merubah bentuk bentang lahan (landform) permukaan bumi dan

merupakan

sumber

kehidupan

bagi

lingkungan

biosfer

karena

mengandung unsur yang sangat dibutuhkan bagi perkembangan mahluk hidup.

A

B

Gambar 6 A dan B adalah contoh siklus hidrologi


18

A

B

C

Gambar 7 Perbandingan bentuk morfologi Indonesia (A) dengan Negara C yang beriklim temperat (B) dan beriklim kering (C)


19

Penutup Tugas 1. Jelaskan apa yang menyebabkan terjadinya gempa bumi di kepulauan Sumatera, Jawa dan Sulawesi bagian utara dan Papua. 2. Jelaskan apa yang menyebabkan rusaknya lapisan atmosphere bumi. Daftar Pustaka Grolier Incorporated. 1984. Popular Science. Grolier Incorporated Publishing. Holmes, A. 1964. Principles of Physical Geology. Nelson’s Australian Papaerbacks.


20

PENDAHULUAN Latar Belakang

S

alah satu aspek penting dalam pembentukan tanah adalah bahan induk tanah. Bahan induk tanah dihasilkan dari proses pelapukan batuan induk. Batuan induk merupakan hasil akumulasi mineral-mineral baik

yang saling interlocking (batuan beku dan metamorf) maupun yang tidak interlocking (batuan sedimen dan piroklastik). Proses lanjutan yang dialami oleh batuan (dalam hal ini proses pelapukan fisik dan kimia), sangat ditentukan dari sifat fisik dan kimia dari mineral penyusunnya. Batuan yang didominasi oleh mineral yang memiliki tingkat resistensi yang tinggi seperti kuarsa dan orthoklas akan mengalami proses pelapukan yang berjalan sangat lambat, dibandingkan batuan yang tersusun atas mineral olivin dan piroksin. Demikian juga batuan yang komponen mineralnya saling interlocking akan lebih sulit untuk dilapukkan dibandingkan

batuan

dengan

mineral

yang

tersementasi

(proses

diagenesis/pembatuan). Perkembangan tanah yang dihasilkan dari bahan induk yang berasal dari batuan induk yang resisten (batuan beku dan metamorf) akan berjalan sangat lambat dibanding yang dihasilkan dari bahan induk yang berasal dari batuan induk yang tidak resisten (batuan sedimen dan piroklastik). Sedangkan tingkat kesuburan tanah yang dihasilkan juga dapat diprediksi dari kandungan mineral bahan induknya. Proses pembentukan dan jenis mineral sekunder yang terbentuk dalam tanah dapat ditentukan berdasarkan suplai elemen dari komponen mineral primer. Untuk mengetahui sifat dan karateristik tanah yang dihasilkan maka sangat penting untuk mempelajari sifat dan karateristik dari mineral penyusun bahan induk (batuan induk).


21

Ruang Lingkup Isi Modul ini membantu mahasiswa dalam memahami perbedaan mineral dalam tanah dan batuan dengan memahami karateristik sifat fisik dan kimia mineral.

Sasaran Pembelajaran Modul ini dapat membantu mahasiswa dalam memahami jenis mineral yang terdapat di batuan dan tanah serta memahami perbedaan sifat dan karakteristik mineral yang terdapat dalam batuan dan tanah.


22

PEMBAHASAN Pengertian Mineral Mineral adalah benda padat homogen yang terbentuk secara alami oleh proses anorganik, mempunyai susunan kimia tertentu serta pengaturan ion-ion atau atom yang teratur (Mason, et. al., 1968). Pengaturan ion-ion teratur melalui sebuah bidang rata tergambar melalui bentuk kristal (Gambar 8).

Gambar 8 Mineral Galena dengan sistem kristal isometrik

Asal Usul Mineral Mineral sebagai penyusun utama batuan dan tanah memiliki karateristik yang unik baik dari segi bentuk kristal maupun susunan kimianya. Semakin rumit susunan kimianya maka bentuk kristal yang dihasilkan dari konfigurasi atomatom penyusunnya juga semakin rumit. Variasi kandungan senyawa kimia suatu mineral sangat ditentukan oleh materi penyusunnya dan proses pembentukannya. Mineral primer dihasilkan dari hasil pembekuan magma yang berasal dari lapisan astenosfer bumi (Gambar 3). Mineral ini merupakan penyusun utama batuan beku yang terdapat pada kerak litosfer. Variasi jenis batuan beku dihasilkan dari variasi kristlisasi cairan magma membentuk mineral primer ini dapat terlihat pada seri pembentukan mineral dari Bowen (1900) (Gambar 9).


23

BOWENS REACTION SERIES Temperatur 1500oC

900oC

300oC

Gambar 9 Variasi iasi mineral hasil pembekuan magma pada temperatur yang berbeda.

Mineral yang terdapat pada gambar 9 di atas merupakan mineral primer sebagai penyusun utama batuan. tidak semua mineral primer tersebut terdapat di tanah sebagai penyusun mineral tanah. tanah Proses ses pelapukan pada mineral primer menyebabkan mineral yang tidak resisten akan terubah menjadi miner mineral sekunder. Hanya anya mineral resisten yang bisa dijumpai di tanah, yaitu mineral yang terbentuk pada temperatur ≤900oC.. Hal ini disebabkan karena dua faktor, yaitu: 1. Perbedaan erbedaan temperatur pembentukan mineral dengan temperatur bumi saat ini. Mineral yang terbentuk pada temperatur tinggi lebih cepat mengalami pelapukan. 2. Perbedaan sifat mineral dengan agen pelapukan (air). (air). Air yang turun sebagai air hujan maupun air sungai atau air tanah cenderung memiliki pH ≤6, sehingga batuan induk yang yang banyak mengandung kation logam akan mudah dilapukkan. Modul Pembelajaran Agrogeologi dan Mineralogi Tanah

24

Mineral sekunder (Tabel 3) dihasilkan dari proses pelapukan mineral primer dan hasil ubahan mineral primer. Proses ini meliputi alterasi dan persenyawaan baru. Proses alterasi dapat dilihat pada proses pembentukan mineral liat illit (K,H3O)(Al,Mg,Fe)2(Si,Al)4O10[(OH)2,(H2O)] dari mineral primer muscovit KAl2(Si3Al)O10(OH,F)2. Sedangkan proses persenyawaan baru dapat dilihat pada pembentukan mineral oksida, contoh :

Tabel 3 Mineral sekunder yang umum didapatkan di dalam tanah Grup/Kelompok Liat

Mineral 

Smektit; monmorillonit, vermikulit



Kaolinit; kaolin, halloisit, nakrit, dickit.



Klorit



Hematit



Goethit



Magnetit



Maghemit



Lepidocrosit



Ferrihydrit

Aluminium-Oksida



Gibsit

Amorf



Alophan



Imogilit

Besi-Oksida


25

Golongan Mineral Berdasarkan sifat dan unsur pembentuknya, maka mineral dapat dibagi menjadi 8 (delapan) golongan, sebagai berikut : 1. Golongan Unsur (native element) Golongan ini adalah golongan mineral yang memiliki 8 elektron pada kulit terluarnya, sehingga tidak membutuhkan ikatan dengan unsur lain untuk menstabilkan pengaturan ion-ion kristalnya. Contoh dari golongan ini adalah emas (Au), perak (Ag), dan tembaga (Co). 2. Golongan Sulfida (S) Kelas Sulfida, hampir serupa dengan Kelas Oksida, pembentuk bijih (ores). Contohnya termasuk pirit (terkenal dengan sebutan emas palsu ‘fools’ gold), chalcopirit (tembaga besi sulfida), pentlandit (nikel besi sulfida), dan galena (timbal sulfida). Termasuk juga selenida, tellurida, arsenida, antimonida, bismuthinida, dan sulfosalts. 3. Golongan Oksida (O2) dan Hidroksida (OH) Kelas Oksida, Oksida sangatlah penting dalam dunia pertambangan karena bijih (ores) terbentuk dari mineral-mineral dari kelas oksida. Kelas mineral ini juga mempengaruhi perubahan Kutub Magnetik Bumi. Biasanya terbentuk dekat dengan permukaan bumi, teroksidasi dari hasil pelapukan mineral lain dan sebagai mineral asesori pada batuan beku kerak dan mantel bumi. Contoh mineral Oksida; hematit (besi oksida), magnetit (besi oksida), chromit (besi khromium oksida), spinel (magnesium aluminium oksida – mineral pembentuk mantel), ilmenit (besi titanium oksida), rutil (titanium dioksida), dan ice (hidrogen oksida) juga termasuk mineral-mineral hidroksida. 4. Golongan Halida (Grup Halogenida; F, Cl, Br, I) Halida adalah grup mineral yang membentuk garam alami (salts) dan termasuk flourit (kalsium fluorida), halit (natrium khlorida), silvit (kalium


26

khlorida), dan sal amoniak (amonium khlorida). Halida, seperti halnya sulfat, ditemukan juga di daerah evaporitik 5. Golongan Karbonat (CO3), Nitrat (NO3) dan Borat (BO3 atau BO4) Golongan Karbonat, merupakan mineral yang terdiri dari anion (CO3)2dan termasuk kalsit dan aragonit (keduanya merupakan kalsium karbonat), dolomit (magnesium/kalsium karbonat) dan siderit (besi karbonat). Karbonat terbentuk pada lingkungan laut oleh endapan sisa organisme laut. 6. Golongan Sulfat (SO4)2- dan Kromat (CrO4)2Kelas Sulfat. terdiri dari anion sulfat, SO42-. Biasanya terbentuk di daerah evaporitik yang tinggi kadar airnya perlahan-lahan menguap sehingga formasi sulfat dan halida berinteraksi. Contoh sulfat: anhydrit (kalsium sulfat), barit (barium sulfat). 7. Golongan Posfat (PO4)3Kelas

Fosfat,

termasuk

mineral

dengan

tetrahedral

unit

PO4

phosphorus, antimoni, arsenik atau vanadium. Fosfat yang umum adalah apatite yang merupakan mineral biologis yang ditemukan dalam gigi dan tulang hewan. Termasuk juga mineral arsenate, vanadate, dan mineral-mineral antimonat. 8. Golongan Silikat (SiO)4Golongan Silikat: merupakan grup terbesar dalam mineral. Sebagian besar batuan yang ada di bumi >95% adalah termasuk kelompok silikat. Silikat terdiri dari silikon dan oksigen dengan ion tambahan seperti aluminium, magnesium, besi dan kalsium. Contoh mineral seperti feldspar, kuarsa, olivin, piroksen, amphibol dan mika. Golongan ini masih terbagi ke dalam beberapa kelompok mineral silikat, yaitu : Nesosilikat, sorosilikat, inosilikat, siklosilikat, tektosilikat dan phylosilikat. Kelompok mineral silikat ini akan dibahas lebih detail pada bab selanjutnya.


27

Sifat Fisik dan Kimia Mineral Setiap mineral memiliki karateristik tertentu. Untuk membedakan mineral satu dengan yang lainnya, dapat dilakukan dengan pengamatan beberapa sifat fisik dan kimia mineral, yaitu: 1. Warna Mineral Warna merupakan refleksi dari daya serap mineral terhadap cahaya yang mengenainya. Warna adalah sifat fisika mineral yang paling mudah dikenali, tetapi tidak dapat dijadikan dasar untuk menentukan jenis mineralnya, karena ada mineral yang sama tapi warnanya berbeda (contohnya rose kuarsa dan smoky kuarsa) dan ada juga mineral yang berbeda tapi warnanya sama (contohnya mineral piroksin dan amphibol sama-sama berwarna hitam dengan bentuk mineral yang prismatik).

2. Cerat Adalah warna mineral dalam keadaan bubuk. Warna ini biasanya berbeda dengan

warna

aslinya,

warna

bubuk

dapat

dilihat

dengan

jalan

menggoreskannya pada plat porselen. 3. Kilap Kilap merupakan kenampakan atau kualitas cahaya yang terefleksi dari permukaan suatu mineral. Kilap ini dibagi dua, yaitu : –

Kilap logam (metallic luster)

–

Kilap non logam (non metallic luster)

Kilap logam pada umumnya terdapat pada mineral-mineral yang bersifat logam, sedangkan kilap non logam terdapat pada mineral yang bukan logam dan ini terdiri atas: •

Kilap kaca (gelas), contohnya : Kuarsa

•

Kilap sutera, contohnya : Gypsum (CaSO4·2H2O)

•

Kilap damar, contonya : Belerang (S)

•

Kilap lemak, contohnya : Sphalerit (ZnS)

•

Kilap Intan, contohnya : Anglesit (PbSO4)


28

4. Belahan Adalah sifat mineral yang cenderung pecah sepanjang bidang yang teratur (bidang kristal) atau melalui bidang tertentu dalam bentuk bidang yang rata. Belahan ini dibagi menjadi : –

Sempurna, bila mineral cenderung untuk pecah pada bidang belah yang rata dan sukar untuk terbelah pada bidang lain.

–

Tidak sempurna, juga terdapat bidang belah tapi juga dapat pecah arah lain.

–

Tidak jelas, kecenderungan untuk pecah pada semua arah sama besarnya.

5. Pecahan Adalah sifat mineral untuk pecah tidak mengikuti bidang belahnya. sehingga terjadi suatu retakan atau pecahan atau patahan. Berdasarkan bentuk pecahannya, mineral dapat dibedakan: pecahan rata, pecahan tidak rata, dan pecahan kulit kerang (concoidal). Berdasarkan sifat permukaan pecahannya, pecahan dibedakan menjadi pecahan licin, pecahan berbutir kasar, pecahan berbutir halus, pecahan tajam dan pecahan serbuk.

6. Kekerasan Merupakan daya tahan mineral terhadap tekanan ataupun goresan-goresan dari luar. Mineral yang lunak akan mudah tergores sedang mineral yang keras lebih tahan terhadap goresan. Untuk penentuan tingkat kekerasan suatu mineral, digunakan skala Mohs (Tabel 4) sebagai standart kekerasan suatu mineral. Tingkat

kekerasan

suatu

mineral

dapat

juga

diukur

dengan

menggunakan alat-alat seperti yang terdapat pada Tabel 5.

Alat ini

digunakan dengan cara menggoreskannya pada mineral yang akan diuji tingkat kekerasannya. Jika mineralnya tahan terhadap goresan alat yang diujikan berarti kekerasan di atas alat tersebut demikian juga sebaliknya.


29

Tabel 4 Tingkat kekerasan mineral berdasarkan skala mohs (Friedrich Mohs 1822). MINERAL

TINGKAT KEKERASAN

Talk

1

Gypsum

2

Calcite

3

Flourite

4

Apatite

5

Feldspar

6

Quartz

7

Topaz

8

Corundum

9

Diamond

10

Tabel 5. Alat-alat yang dapat digunakan untuk mengukur tingkat kekerasan suatu mineral (Lange,1967). Nama

Tingkat kekerasan

Pensil

1

Garam

2

Kuku jari

2,5 – 3

Kawat

4

Kaca

5–7

Pisau baja atau jarum

5,5 – 6

7. Berat Jenis Berat jenis dipengaruhi oleh kepadatan struktur atom mineral tersebut. Penentuannya dapat dilakukan dengan cara menimbangnya dalam udara atau dalam air. Untuk penentuan berat jenis digunakan standart : a. ≥ 3

:

untuk mineral logam

b. < 3

:

untuk mineral non logam


30

Contoh mineral dan berat jenisnya; karbonat dengan berat jenis 2,71, chalcopirit dengan berat jenis 4, intan denan berat jenis 3-5 dan galena dengan berat jenis 5-7.

8. Sistem Kristal Ada tujuh sistem kristal mineral (Gambar 10), yaitu: 1. Kubus (kubik) adalah sistem kristal yang mempunyai bentuk paling teratur dan tetap dan ketiga sumbunya (sumbu a, b dan c) mempunyai panjang sama dan saling tegak lurus. 2. Tetragonal adalah sistem kristal mempunyai tiga sumbu yang saling tegak lurus, dua diantaranya sama panjang (sumbu a dan b) dan sumbu lainnya lebih panjang (sumbu c) 3. Trigonal adalah sistem kristal yang mempunyai empat sumbu, tiga sumbu sama panjang (sumbu a, b dan d), sedangkan sumbu c lebih panjang atau lebih pendek dari ketiga sumbu lainnya. Sifat kristal yang hampir sama dengan sistem heksagonal menyebabkan sistem ini sering digabungkan ke dalam sistem heksagonal. 4. Heksagonal adalah sistem kristal yang mempunyai empat sumbu. Tiga sumbu saling membentuk sudut 600 dalam satu bidang, mempunyai panjang sama dan sumbu lainnya membentuk sudut tegak lurus terhadap ketiga sumbu itu, panjang berbeda dengan ketiga sumbu lainnya 5. Orthorhombik adalah sistem krital yang mempunyai tiga sumbu yang saling tegak lurus, tetapi ketiga sumbu tersebut memiliki panjang yang berbeda-beda. 6. Triklin adalah sistem kristal yang mempunyai tiga sumbu yang berbeda panjang sumbu dan ketiga sumbu tersebut membentuk sudut miring 7. Monoklin adalah Sistem kristal yang mempunyai panjang sumbu berbeda, dua diantaranya membentuk sudut miring dan sumbu ketiga tegak lurus terhadap kedua sumbu itu.


31

Gambar 10 Sistem kristal mineral

9. Tenacity Merupakan sifat fisik dari mineral yang berupa kemampuan mineral untuk ditempa

atau

dengan

pematahan,pengerusan,

kata

lain

ketahanan

pembengkokan ataupun

mineral

terhadap

pengirisan. Adapun

peristilahan yang digunakan untuk menyatakan ketahanan ini, antara lain: –

Brittle (rapuh), bila mudah retak/hancur

–

Elastis; suatu mineral bila dibengkokkan akan kembali pada posisi semula bila tekanan dihilangkan.

–

Flexible; bila tekanan dihilangkan tidak dapat kembali pada posisi semula.

–

Sectile; bila mineral dapat diiris dengan pisau (tipis-tipis).

–

Ductile; suatu mineral yang dapat dibentuk seperti kawat.

–

Maleabel; suatu mineral yang dapat ditempa.


32

10. Komposisi (susunan) kimia Komposisi kimia suatu mineral merupakan hal yang sangat mendasar, karena beberapa sifat-sifat mineral sangat tergantung dari susunan kimianya. Selain komposisi kimia, sifat-sifat mineral juga tergantung kepada susunan meruang dari atom-atom penyusun dan ikatan antar atom-atom penyusun mineral. Contoh: unsur Kalsium, Karbon dan Oksigen pada batuan Karbonat (CaCO3), dll.


33

PENUTUP Tugas 1.

Jelaskan faktor apa saja yang mendasari pembagian kelompok mineral.

2.

Apa

manfaat

mengetahui

sifat

fisik

mineral

dalam

manajemen

sumberdaya lahan 3.

Suatu lahan dengan bentuk morfologi bergelombang lemah (3-8%), bahan induknya adalah batuan yang banyak mengandung mineral plagioklas. Tanahnya mengandung mineral kuarsa sekitar 80%, jelaskan bagaimana potensi pengembangan lahan tersebut dan tindakan apa saja yang dapat diberikan?.

4.

Suatu lahan dengan bentuk morfologi bergelombang lemah (3-8%), bahan induknya adalah batuan yang banyak mengandung mineral olivin dan piroksin. Tanahnya mengandung mineral ferromagnesian sekitar 60%, jelaskan bagaimana potensi pengembangan lahan tersebut dan tindakan apa saja yang dapat diberikan?.

Daftar Pustaka Kerr, P.F. 1959. Optical Mineralogy. McGraw Hill Book Co. Inc, New York. Lange, O., Ivanova, M., Lebedeva. 1967. General Geology. Foreign Languages Publishing House, Moscow. 83 h. Miller, J.P. and R. Scholten. 1966. Laboratory Studies in Geology. W.H Freeman and Company. San Fransisco and London. Putnis A. 1992. Introduction to Mineral Sciences. Cambridge University Press. Tyrrell, G.W. 1958. The Principles of Petrology. E.P. Dutton and Co Publishing. Inc, New York. http://webmineral.com


34

Pendahuluan Latar Belakang

S

alah satu bahan induk yang banyak mengandung unsur-unsur hara yang penting bagi tanaman adalah bahan induk yang berasal dari batuan beku. Secara umum batuan beku mengandung unsur

magnesium (Mg), kalsium (Ca), natrium (Na), besi (Fe), kalium (K), zink (Zn), dan lain sebagainya. Proses pelepasan hara dari batuan beku berbeda-beda, ada yang mudah melepaskan elemen/hara ke dalam larutan tanah dan ada juga yang sangat lambat. Hal ini disebabkan karena setiap jenis batuan beku mengandung mineral yang berbeda-beda dan memiliki ketahanan yang berbeda pula. Oleh karena itu sangat penting untuk mempelajari sifat dan karaterstik dari setiap jenis batuan beku. Hal ini berguna dalam memprediksi potensi kesuburan lahan pada suatu wilayah yang tersusun atas batuan beku.

Ruang Lingkup Isi Modul ini membantu mahasiswa dalam memahami proses dan mekanisme pembentukan batuan beku, jenis dan karateristik berbagai jenis batuan beku, proses pelapukan yang terjadi pada batuan beku serta potensi tanah yang dihasilkan dari pelapukan batuan beku.

Sasaran Pembelajaran Modul ini dapat membantu mahasiswa dalam memahami manajemen lahan yang berkembang dari batuan beku.


35

Pembahasan Proses dan Mekanisme Pembentukan Batuan Beku Batuan beku adalah batuan yang terbentuk dari hasil pembekuan magma atau hasil kristalisasi (Gambar 11) dari mineral-mineral dalam bentuk agregasi yang saling interlocking. Secara umum batuan beku disusun oleh mineral : olivin, piroksin, hornblende (amphibole), biotit, Ca dan Na plagioklas, K-feldspar, muscovit dan kuarsa. Kandungan mineral yang terdapat dalam batuan beku menunjukkan perbedaan jenis batuan beku.

Kristalisasi mineral dan batuan beku yang terbentuk Kristalisasi mineral olivin, serpentin dan Ca-plagioklas. Batuan beku yang terbentuk adalah batuan beku ultrabasa (ultramafic) dengan kandungan silika <45%.

Kristalisasi mineral olivin, piroksin, amphibol dan Caplagioklas. Batuan beku yang terbentuk adalah batuan beku basa (basic) dengan kandungan silika 4555%.

Kristalisasi mineral piroksin, amphibol, biotit, Ca-Na Plagioklas dan Orthoklas. Batuan yang terbentuk adalah batuan beku intermediat dengan kandungan silika 5565%.

Kritalisasi mineral piroksin, amphibol, biotit, Na-plagioklas, orthoklas, muscovit dan dominan mineral kuarsa batuan beku yang terbentuk adalah batuan beku masam dengan kandungan silika >65%

Gambar 11 Proses kritalisasi magma, jenis mineral dan batuan beku yang terbentuk. Modul Pembelajaran Agrogeologi dan Mineralogi Tanah

36

Sifat Fisik Batuan Beku Berdasarkan proses pembentukan dan tempat keterdapatannya, maka batuan beku terbagi atas tiga, yaitu : 1. Batuan beku plutonik/intrusif (batuan beku dalam), adalah batuan beku yang terdapat pada bagian bawah dari kerak litosfer. Batuan ini tersusun atas kristal-kristal mineral dalam ukuran makroskopis yang cukup besar dengan struktur batuan yang masif (padat). 2. Batuan beku gang (korok), adalah batuan beku yang terdapat diantara batuan beku plutonik dan batuan beku ekstrusif. Batuan ini tersusun atas kumpulan kristal-kristal mineral yang tidak seragam ukurannya, sebagian dapat diamati secara makroskopis dan sebagian lagi harus dengan pengamatan mikroskopis. Struktur batuan beku gang bersifat masif (padat). 3. Batuan beku ekstrusif (batuan beku luar), adalah batuan beku yang terbentuk dekat atau dipermukaan (bagian terluar dari kerak litosfer). Batuan ini sebagian besar tersusun atas kristal-kristal mineral yang berukuran sangat halus dan sebagian besar hanya dapat teramati secara

mikroskopis.

Struktur

batuan

ini

bersifat

vesiculasi

(memperlihatkan lubang bekas pelepasan gas), hal ini disebabkan karena magma yang keluar ke permukaan mengalami perubahan temperatur secara tiba-tiba sehingga panas yang terdapat dalam cairan magma berubah menjadi gas.

Perbedaan tempat pembentukan mengakibatkan terjadinya perbedaan fisik pada batuan beku. Perbedaan ciri-ciri fisik dapat terlihat dari : 1. Tekstur batuan, meliputi :  Kristalinitas

adalah

tingkat

kristalisasi

mineral,

yaitu;

holokristalin

(seluruhnya tersusun oleh kristal mineral), hipokristalin (sebagian kristal dan sebagian gelas), dan holohialin (seluruhnya tersusun oleh gelas).  Granularitas adalah kenampakan ukuran kristal mineral, yaitu; fanerik (kristal mineral dapat teramati dengan jelas secara makroskopis), porfiritik (hanya sebagian kristal mineral yang dapat teramati secara makroskopis), dan afanitik (kristal mineral tidak dapat teramati secara makroskopis). Modul Pembelajaran Agrogeologi dan Mineralogi Tanah

37

 Fabrik adalah hubungan dan susunan antara kristal mineral. Fabrik terbagi dua, yaitu: a. Bentuk adalah kenampakan dua dimensi dari kristal mineral, yaitu; euhedral (bidang batas kristal nampak jelas), subhedral (batas kristal hanya sebagian yang memiliki bidang batas yang jelas) dan anhedral (bidang batas kristal tidak nampak dengan jelas). b. Relasi

adalah

hubungan

antara

butir

kristal kristal

mineral,

yaitu;

equigranular (butir kristal mineral relatif seragam), dan inequigranular (butir kristal mineral tidak seragam). Bentuk kristal subhedral Bentuk kristal subhedral Relasi equigranular; karena dominan disusun oleh bentuk kristal subhedral

2. Struktur batuan terbagi atas dua bagian, yaitu: a. Struktur massif adalah struktur kompak dari batuan ditunjukkan denga dengan kenampakan hubungan dari mineral-mineral mineral dalam batuan yang tidak menunjukkan pori-pori pori atau bentuk aliran. b. Struktur vesiculasi adalah struktur batuan yang memperlihatkan adanya lubang-lubang lubang akibat pelepasan gas sewaktu sewaktu magma membeku membeku. Struktur ini terdiri dari;  Vesicle : struktur berpori, dimana lubang-lubangnya lubang lubangnya menyudut.

 Scoria: struktur berpori, dimana lubang-lubangnya lubang lubangnya relatif membulat


38

 Pumice; struktur berpori, dimana lubang-lubangnya lubang lubangnya agak memanjang dan dapat memperlihatkan arah aliran buih.

Proses Pelapukan Batuan Beku Batuan beku secara fisik merupakan batuan yang sangat masif (kompak). Struktur yang masif menyebabkan pelapukan pada batuan beku berjalan sangat lambat. Lubang bekas pelepasan gas pada permukaan batuan tidak memiliki koneksi pada da bagian bagian dalam sehingga proses pelapukan harus dimulai pada bagian luar permukaan batuan (Gambar 12). Proses pelapukan batuan beku yang dimulai dari arah luar ke dalam biasanya menunjukkan struktur pengelupasan seperti kulit bawang yang dikenal dengan nama spheroidal waethering. Selain struktur, komposisi kimia, kimia warna batuan, derajat butir kristal dan temperatur pada saat pembekuan magma juga uga mempengaruhi proses pelapukan batuan (Gambar 13)

. Gambar 12 Proses roses pelapukan batuan beku yang dimulai dari luar ke arah dalam


39

A

B

C

D

Gambar 13 Faktor-faktor yang mempengaruhi pelapukan batuan beku. Dari warna dan komposisi kimia; batuan beku A dan C lebih mudah melapuk dibanding batuan beku B dan D. Dari ukuran butir kristal dan temperatur pembekuan maka batuan beku A lebih mudah melapuk dibanding C dan batuan beku B lebih mudah melapuk dibanding D.

Potensi Lahan yang Berkembang dari Batuan Beku Daerah yang berkembang dari bahan induk yang berasal dari batuan beku, umumnya memiliki bentuk morfologi yang bergelombang kuat (berbukitbergunung). Hal ini disebabkan karena batuan induknya sulit mengalami pelapukan. Oleh sebab itu perkembangan tanah pada daerah berbahan induk batuan beku umumnya lambat sehingga tanah yang mungkin terbentuk adalah tanah-tanah yang bersolum dangkal (Gambar 14). Hal tersebut akan berbeda jika dibandingkan pada daerah yang berbatuan beku dengan curah hujan yang tinggi. curah hujan yang tinggi akan mempercepat proses pelapukan batuan beku, terutama batuan beku yang bersifat ultrabasa dan basa (Gambar 14). Sifat air hujan yang memiliki pH ≤5,5 akan lebih mudah melepaskan kationkation logam alkali yang terdapat dalam mineral pada batuan beku ultrabasa dan basa dibanding pada batuan beku intermediat dan masam. Modul Pembelajaran Agrogeologi dan Mineralogi Tanah

40

Selain jenis batuan beku dan curah hujan, potensi lahan yang berkembang dari batuan beku juga dipengaruhi dengan bentuk morfologi yang terbentuk. Topografi bergelombang kuat (berbukit-bergunung) dengan curah hujan yang tinggi mengakibatkan kation/hara yang terlepas dari batuan akan mudah tercuci (leaching) dan hilang dari tanah sehingga tanah menjadi kurang subur dan didominasi oleh mineral oksida besi. Oleh sebab itu pengembangan lahan pada daerah berbatuan beku harus memperhatikan jenis batuan bekunya, curah hujan dan bentuk morfologi (topografi), sehingga manajemen pengelolaan lahan yang berkesinambungan dapat dilakukan dengan baik.

Horison tanah

Batuan induk

A

B

Gambar 14 A. profil tanah yang berkembang dari batuan beku yang bersifat masam di kabupaten Pangkep Sulawesi Selatan, curah hujan berkisar 1623 mm/thn2195 mm/thn, topografi berbukit dengan ketebalan tanah (horison A) berkisar 30-50cm. B. profil tanah yang berkembang dari batuan beku yang bersifat ultrabasa di kabupaten Luwu Sulawesi Selatan, curah hujan 2800mm/thn-3980mm/thn, topografi berbukit-bergunung dengan ketebalan solum tanah berkisar 1-1,5meter. Modul Pembelajaran Agrogeologi dan Mineralogi Tanah

41

Penutup Tugas 1. Buatlah poster tentang proses pembentukan batuan beku beserta karateritik masing-masing jenis batuan beku dan faktor-faktor yang menyebabkan magma sebagai sumber batuan beku mengalami pembekuan. 2. Presentasikan poster yang dibuat perkelompok.

Daftar Isi Birkeland PW. 1999. Soils and Geomorphology. 3th Edition. Oxford University Press. New York. Kerr, P.F. 1959. Optical Mineralogy. McGraw Hill Book Co. Inc, New York. Miller, J.P. and R. Scholten. 1966. Laboratory Studies in Geology. W.H Freeman and Company. San Fransisco and London. Raymond LA. 1995. Petrology: The Study of Igneous, Sedimentary, Metamorphic Rocks. WCB Publisher. USA. Rogers JJW, Adams JAS. 1966. Fundamentals of Geology. Harper and Row Publisher. New York Tyrrell, G.W. 1958. The Principles of Petrology. E.P. Dutton and Co Publishing. Inc, New York. Travis, R.B. 1955. Classification of rocks. Quaterly of the Colorado School of Mines, Volume 50, Number 1.


42


I

ndonesia merupakan daerah vulkanik, baik vulkanik aktif maupun yang tidak aktif lagi. Aktivitas vulkanisme memberikan keuntungan positif selain kerusakan yang diberikan. Keuntungan positif yang diberikan

berupa penambahan mineral-mineral yang kaya akan unsur hara ke dalam tanah. Penambahan ini tentu saja akan berdampak pada peningkatan kesuburan tanah. Dibandingkan batuan beku, batuan piroklastik jauh lebih mudah melapuk, sehingga kecepatan pelepasan hara jauh lebih besar. Padahal ditinjau dari proses pembentukannya, keduanya dihasilkan dari aktivitas tektovulkanisme yang sama. Hal ini merupakan sesuatu sangat menarik dan akan kita bahas lebih lanjut pada bab ini.

Ruang Lingkup Isi Modul ini membantu mahasiswa dalam memahami proses dan mekanisme pembentukan batuan piroklastik, jenis dan karateristik berbagai jenis batuan piroklastik, proses pelapukan yang terjadi pada batuan piroklastik serta potensi tanah yang dihasilkan dari pelapukan batuan piroklastik.

Sasaran Pembelajaran Modul ini dapat membantu mahasiswa dalam memahami manajemen lahan yang berkembang dari batuan piroklastik.


43

Pembahasan Proses dan Mekanisme Pembentukan Batuan Piroklastik Aktivitas vulkanisme (erupsi) gunung api terbagi atas dua bagian (Gambar 15). Pada bagian pertama terjadi aktivitas vulkanisme yang bersifat eksplosif, yaitu aktivitas gunung api, dimana bahan piroklsatik (dapat berupa magma, runtuhan kepundan, dan dinding gunung api) dilemparkan keluar dari kepundan dengan tekanan yang tinggi sehingga menjadi hancur di udara akibat perbedaan temperatur yang berubah secara drastis. Material ini sebagian jatuh disekitar lereng

gunungapi

dan

sebagian

lagi

yang

berukuran

lebih

ringan

ditransportasikan oleh angin atau gas (gas yang dihasilkan dari magma pada waktu erupsi) dan dibawa ke tempat tertentu, kemudian terendapkan dengan segera dari udara di atas tanah kering atau dalam tubuh air. Untuk erupsi bawah laut, bahan piroklastik segera terendapkan melalui tubuh air ke dalam dasar laut ke tempat yang jauh dari tubuh gunungapi. Hasil diagenesis material yang dikeluarkan oleh aktivitas vulkanisme yang bersifat eksplosif ini kemudian membentuk batuan piroklastik (WTG, 1954; Heinrich, 1956). Sedangkan bagian kedua dari aktivitas vulkanisme bersifat effusif, yaitu aktivitas gunungapi dimana bahan piroklastik tidak lagi dilemparkan keluar dengan tekanan yang tinggi, tetapi berganti dengan lava yang keluar kepermukaan dengan tekanan yang rendah tetapi dengan temperatur yang tinggi. Lava ini kemudian oleh perbedaan

temperatur

akhirnya

mengalami

pembekuan

di

permukaan

membentuk batuan beku ekstrusif.

Gambar 15 Aktivitas vulkanisme secara eksplosif dan effusif. Modul Pembelajaran Agrogeologi dan Mineralogi Tanah

44

Sifat Fisik Batuan Piroklastik Batuan piroklastik yang dihasilkan dari proses yang berbeda dengan batuan beku memiliki kandungan hara yang tinggi dengan karateristik batuan yang khas. Karateristik yang khas dari batuan piroklastik dapat terlihat dari sifat fisiknya, yaitu : 1. Tekstur; adalah kenampakan ukuran butir mineral atau partikel dalam tubuh batuan. Tekstur batuan piroklastik terbagi dua, yaitu: a. Klastik kasar; jika ukuran butir dari partikel penyusun batuan piroklastik berukuran >2mm (Tabel 4). Ukuran butir juga digunakan untuk memberikan penamaan pada batuan piroklastik. b. Klastik halus; jika ukuran butir dari partikel penyusun batuan piroklastik berukuran 2-0,0625mm (Tabel 6).

Tabel 6 Klasifikasi ukuran butir dan nama batuan piroklastik Ukuran butir (mm) 256

Penamaan Batuan Piroklastik Wentworth & William Twenhofel (1932) (1950) Blocks (volcanic breccia)

Bombs

Fisher (1963) Coarse

Blocks and

126

Bombs (agglomerate)

64

Bombs Lapilli

32 10

Lapilli Lapilli (Lapilli tuff)

8 4 2

Coarse ash (Coarse tuff)

0.5

Coarse ash (Coarse tuff)

Coarse ash

0.250 0.125 0.0625

Fine ash (Fine tuff)

Fine ash (Fine tuff) Fine ash (Fine tuff)


45

Perbedaan ukuran butir partikel mengakibatkan batuan piroklastik memiliki; sortasi, kemas, porositas dan permeabilitas yang berbeda. Sortasi adalah tingkat pemilahan butir batuan, jika ukuran butirnya seragam (berukuran relatif sama) maka sortasi batuan akan bagus dan sebaliknya. Sedangkan kemas adalah hubungan antar butir batuan, jika sortasinya bagus maka kemas batuan akan tertutup jika sortasi jelek maka kemas batuan akan terbuka. Sortasi dan kemas akan mempengaruhi kemampuan menyerap cairan (porositas) dan kemampuan melewatkan cairan (permeabilitas) batuan. 2. Struktur; adalah kenampakan hubungan antara butir partikel di dalam tubuh batuan piroklastik. Hubungan ini terlihat dari gradasi butiran ataupun warna butiran akibat waktu pengendapan. Hal ini ditunjukkan dengan terbentuknya perlapisan batuan.

Proses Pelapukan Batuan Piroklastik Tekstur dan struktur batuan merupakan hal yang paling penting dalam proses pelapukan batuan piroklastik. Butiran partikel yang menyusun batuan piroklastik (Gambar 16) dari ukuran besar hingga sangat halus akan membentuk pori dalam tubuh batuan. Adanya pori membuat cairan, utamanya air mudah masuk ke dalam tubuh batuan sehingga proses pelapukan kimia pada batuan berjalan dua arah, yaitu dari arah luar dan arah dalam tubuh batuan. Hal inilah yang membuat batuan piroklastik lebih mudah mengalami pelapukan dibandingkan batuan beku. Faktor lain yang membuat batuan piroklastik mudah mengalami pelapukan dan melepaskan kation-kation logamnya adalah proses di awal pembentukannya, dimana bahan piroklastik yang terlempar dari kepundan gunungapi ke permukaan mengakibatkan perubahan temperatur yang dratis pada kristal mineral yang berakibat pada retak hingga hancurnya kristal mineral (Gambar 17). Keretakan dan kehancuran kristal mineral pada batuan piroklastik merupakan

celah

bagi

cairan

untuk

masuk

ke

dalam

kristal

dan

merusak/melapukkan kristal mineral, sehingga unsur hara lebih mudah untuk dilepaskan.


46

Gambar 16 Kenampakan fisik batuan piroklastik yang berbutir

Gambar 17 Kenampakan kristal mineral penyusun batuan piroklastik yang mengalami keretakan dan kehancuran kristal.

Potensi Lahan yang Berkembang dari Batuan Piroklastik Batuan piroklastik yang dihasilkan dari aktivitas vulkanisme yang eksplosif, mengandung banyak mineral-mineral (olivin, piroksen, Ca-Na plagioklas, bioit, amphibol, orthoklas, muscovit dan kuarsa) yang kaya akan unsur hara (Ca, Mg, Fe, Zn, Na, S dan K) yang sangat bermanfaat bagi tanaman. Tekstur batuan piroklastik yang berbutir membuat batuan ini lebih mudah mengalami pelapukan sehingga proses pembentukan tanah akan berjalan lebih cepat dan menghasilkan solum tanah yang dalam (Gambar 18). Modul Pembelajaran Agrogeologi dan Mineralogi Tanah

47

Bentuk topografi dan iklim (utamanya curah hujan) akan mempengaruhi tingkat kesuburan tanah yang berkembang dari batuan piroklastik. Topografi yang curam dengan curah hujan yang tinggi membuat tanah yang telah terbentuk akan intensif mengalami proses pencucian sehingga kation-kation logamnya dapat hilang dalam larutan tanah sehingga tanah dapat bereaksi masam. untuk itu perlu dilakukan penambahan kapur dan bahan organik untuk menaikkan pH tanah dan mengikat kation-kation logam agar tidak hilang dalam proses pencucian. Lahan yang berkembang dari batuan piroklastik banyak mengandung hara yang penting untuk tanaman. Oleh sebab itu sesuai untuk pengembangan tanaman pangan dan hortikultura,

Gambar 18 Kenampakan profil tanah yang terbentuk dari batuan piroklastik. Tebal solum tanah berkisar 11,5 meter.


48

Penutup Tugas 1. Jelaskan perbedaan batuan piroklastik dan batuan beku. 2. Daerah di sekitar gunung Merapi di jawa tengah merupakan lahan yang sangat subur. Penduduk setempat dapat menanam berbagai jenis tanaman pangan dengan hasil yang sangat baik. Hal ini sangat berbeda pada daerah selatan bagian selatan dari gunung bawakaraeng yang juga merupakan daerah bekas aktivitas gunung api. Jelaskan faktor-faktor apa saja yang mempengaruhinya dan jelaskan bagaimana hal tersebut dapat terjadi. 3. Lahan A tersusun atas bahan induk batuan beku intermediat dan jenis tanah yang berkembang adalah Inceptisol. Lahan B tersusun atas bahan induk breksi vulkanik, jenis tanah yang berkembang adalah Inceptisol. Jelaskan perbedaan potensi kedua lahan tersebut dan bagaimana manajemen keduanya?.



49


S

ekitar 75% permukaan kerak benua tertutup oleh lapisan batuan sedimen. Hal ini menunjukkan bahwa sebagian besar lahan di permukaan bumi berkembang dari batuan sedimen. Oleh sebab itu

batuan sedimen menjadi salah satu faktor penentu potensi kesuburan lahan. Batuan sedimen terdiri dari berbagai jenis, oleh karenanya lahan yang berkembang dari bahan induk batuan sedimen memiliki karateristik yang berbeda-beda pula. Variasi jenis batuan sedimen dan tanah yang dihasilkannya merupakan hal yang sangat menarik untuk dipelajari dalam menentukan/memprediksi kualitas lahan yang akan dimanfaatkan dalam bidang pertanian dan bidangbidang lainnya.

Ruang Lingkup Isi Modul ini membantu mahasiswa dalam memahami proses dan mekanisme pembentukan batuan sedimen, jenis dan karateristik berbagai jenis batuan sedimen, proses pelapukan yang terjadi pada batuan sedimen serta potensi tanah yang dihasilkan dari pelapukan batuan sedimen.

Sasaran Pembelajaran Modul ini dapat membantu mahasiswa dalam memahami manajemen lahan yang berkembang dari batuan sedimen.


50

Pembahasan Proses dan Mekanisme Pembentukan Batuan Sedimen Batuan sedimen adalah batuan yang terbentuk dari hasil akumulasi material hasil perombakan batuan yang sudah ada sebelumnya atau dari hasil aktivitas kimia maupun organisme. Material ini kemudian diendapkan pada suatu cekungan (sungai, rawa dan laut) pada permukaan bumi yang kemudian mengalami proses diagenesis (Pettijohn, 1975). Berdasarkan proses terbentuknya, batuan sedimen dibagi dalam beberapa jenis, yaitu: 1.

Berdasarkan proses pengendapan (Gambar 19) 

Batuan sedimen klastik; adalah batuan sedimen yang dihasilkan dari akumulasi material sedimen yang berukuran >256mm - <1/256mm (Wentworth, 1922). Material ini merupakan hasil pelapukan batuan yang telah ada sebelumnya. Contoh; konglomerat dan batupasir



Batuan sedimen kimiawi; adalah batuan sedimen yang dihasilkan dari hasil persenyawaan kimia dari kation-kation yang dihasilkan dari proses pelapukan dari batuan yang telah ada sebelumnya. Contohnya batugamping kristal (hasil rekristalisasi mineral kalsit) dan batugaram.



Batuan sedimen organik; adalah batuan edimen yang dihasilakn dari akumulasi material organik, baik berupa sisa-sisa tanaman atau sisa organism lainnya. Contohnya; batubara dan rijang (chert)

Batupasir

Breksi

Konglomerat

Batulempung

Batugamping

Baturijang

Gambar 19 Jenis-jenis batuan sedimen Modul Pembelajaran Agrogeologi dan Mineralogi Tanah

51

2.

Berdasarkan tempat pengendapan 

Batuan sedimen limnis/lacustrin adalah batuan sedimen yang terbentuk di rawa atau di danau. Material hasil pelapukan batuan dan bahan organik yang telah mati terangkut dan tertransportasi hingga masuk ke dalam cekungan rawa kemudian mengalami proses diagenesis. Contoh batulempung dan batubara



Batuan sedimen fluvial adalah batuan sedimen yang terbentuk dalam cekungan

sungai.

tertransportasi

dan

Material

hasil

mengalami

pelapukan

diagenesis

batuan

dalam

terangkut,

tubuh

sungai.

Contohnya konglomerat dan breksi. 

Batuan sedimen marine adalah batuan sedimen yang terbentuk dalam cekungan laut, baik laut dangkal maupun laut dalam. Material hasil pelapukan batuan terangkut dan tertransportasi hingga ke laut. Material ini biasanya berkuran pasir hingga liat, contohnya batulempung dan napal. Selain pengendapan material klastik hasil pelapukan, material organik dan kimiawi juga dapat terjadi pada lingkungan ini. Contohnya batugamping, batugaram dan baturijang.



Batuan sedimen terrestrial adalah batuan sedimen yang terbentuk di darat. Material hasil pelapukan yang terangkut dari daerah ketinggian akan tertransportasi baik oleh air, angin maupun es mengisi daerah yang lebih rendah (lembah), material ini biasanya membentuk kipas alluvial dan colluvial. Contoh; breksi dan konglomerat.

3.

Berdasarkan tenaga alam yang mengangkut 

Batuan sedimen aerik adalah batuan sedimen yang terbentuk, dimana angin merupakan faktor utama dalam transportasi material hasil pelapukan batuan yang telah ada sebelumnya. Contoh batupasir pada daerah gurun



Batuan sedimen aquatik adalah batuan sedimen yang terbentuk, dimana air sungai menjadi faktor utama dalam proses transportasinya. Contoh; konglomerat, breksi, batupasir, batulanau dan batulempung


52



Batuan sedimen marin adalah batuan sedimen yang terbentuk, dimana air laut menjadi faktor utama dalam proses tranportasi dan proses kimiawinya. Contoh batulempung, napal, baturijang dan batugamping.



Batuan sedimen glastik adalah batuan sedimen yang terbentuk, dimana es (gletser) merupakan faktor utama dalam transportasinya.

Sifat Fisik Batuan Sedimen Hasil akumulasi material pelapukan dari berbagai batuan yang telah ada sebelumnya memberikan karateristik yang khas pada batuan sedimen. Hal ini dapat dilihat dari kenampakan fisik batuan sedimen, yaitu; 1. Tekstur; adalah kenampakan ukuran butir mineral atau partikel dalam tubuh batuan. Tekstur batuan sedimen terbagi atas: a. Klastik

kasar;

merupakan

hasil akumulasi material/partikel yang

berukuran >1/16mm (Tabel 5). Ukuran butir merupakan salah satu faktor yang digunakan dalam penamaan pada batuan sedimen. b. Klastik

halus;

merupakan

hasil

akumulasi

material/partikel yang

berukuran <1/16mm (Tabel 7).

Tabel 7 Klasifikasi ukuran butir dan nama batuan sedimen Wentworth (1922). Ukuran Butir (mm) >256

Nama Material Sedimen Boulder

Nama Batuan Sedimen Konglomerat

256 – 64

Cobble

64 – 4

Pebble

4–2

Granule

2 – 1/16

Sand

Batu Pasir

1/16 – 1/256

Silt

Batu Lanau

< 1/256

Clay

Batu Lempung

Breksi


53

Batuan piroklastik dan batuan sedimen memiliki persamaan dalam komposisi materi penyusunnya, yaitu terdiri dari fragmen, matriks dan semen. Persamaan ini mengakibatkan batuan sedimen juga memiliki; sortasi, kemas, porositas dan permeabilitas. Sortasi adalah tingkat pemilahan butir batuan, jika ukuran butirnya seragam (berukuran relatif sama) maka sortasi batuan akan bagus dan sebaliknya. Sedangkan kemas adalah hubungan antar butir batuan, jika sortasinya bagus maka kemas batuan akan tertutup jika sortasi jelek maka kemas batuan akan terbuka. Sortasi dan kemas akan mempengaruhi kemampuan menyerap cairan (porositas) dan kemampuan melewatkan cairan (permeabilitas) batuan. 2. Struktur; adalah kenampakan hubungan antara butir partikel di dalam tubuh batuan sedimen. Hubungan ini terlihat dari gradasi butiran ataupun warna butiran akibat waktu pengendapan. Hal ini ditunjukkan dengan terbentuknya bidang perlapisan batuan. Hampir semua batuan sedimen dan batuan piroklastik

yang

terbentuk

oleh

proses

pengendapan/depositional

memperlihatkan bidang perlapisan (Gambar 20). Selain berbutir, ada juga batuan sedimen yang terbentuk dari proses kimiawi dan akumulasi bahan organik. Batuan sedimen yang terbentuk dari kedua proses tersebut disebut dengan nama batuan sedimen non klastik (tidak berbutir). Perbedaan proses pembentukan pada batuan sedimen non klastik memberikan kenampakan fisik yang berbeda dari batuan sedimen kalstik. Batuan sedimen non klastik memperlihatkan tekstur kristalin dan tidak ada ruang pori yang terbentuk (Gambar 19).

Gambar 20 Kenampakan bidang perlapisan pada batuan sedimen Modul Pembelajaran Agrogeologi dan Mineralogi Tanah

54

Proses Pelapukan Batuan Sedimen Tekstur klastik (berbutir) pada batuan sedimen adalah faktor yang sangat penting dalam proses pelapukan batuan. Struktur batuan yang berlapis juga sangat menunjang dalam proses pelapukan. Butiran partikel yang menyusun batuan sedimen dari ukuran besar hingga sangat halus akan membentuk pori dalam tubuh batuan. Adanya pori membuat cairan, utamanya air akan mudah masuk ke dalam tubuh batuan sehingga proses pelapukan kimia pada batuan berjalan dua arah, yaitu dari arah luar dan arah dalam tubuh batuan. Sehingga proses perubahan batuan sedimen menjadi material sedimen dan fraksi tanah menjadi lebih cepat dibanding batuan beku dan metamorf. Batuan sedimen merupakan batuan yang sangat unik. Hal ini disebabkan karena batuan ini sebelum terubah menjadi batuan sedimen, awalnya adalah hasil akumulasi dari material hasil pelapukan dari batuan yang telah ada sebelumnya.

Kandungan

mineralnya

terdiri

dari

mineral

primer

yang

resistensinya tinggi (muscovit dan kuarsa) dan mineral sekunder (mineral oksida dan liat) yang berasal dari ubahan mineral primer (olivin, piroksen, biotit, dan othoklas) dan oleh faktor waktu mengalami diagenesis menjadi batuan sedimen (Gambar 21). Siklus ini membuat batuan sedimen mengalami dua kali periode dalam pembentukan mineral penyusunnya.

Tanah

Pelapukan

Material sedimen/ bahan induk tanah Batuan: beku, Metamorf, sedimen, piroklastik

Batuan sedimen

Pelapukan Faktor waktu yang memegang peranan

Gambar 21. Siklus diagenesis batuan sedimen


55

Potensi Lahan yang Berkembang dari Batuan Sedimen Batuan sedimen adalah batuan yang memiliki tingkat resistensi yang rendah, sehingga mudah melapuk. Proses pembentukan tanah berjalan lebih cepat. Tanah yang terbentuk dapat bersolum dalam maupun dangkal tergantung dari kondisi iklim wilayah yang melingkupinya. Jika iklim, utamanya curah hujan tinggi >2500 mm/thn maka tanah yang terbentuk dapat bersolum dalam dan sebaliknya. Selain iklim, kondisi topografi wilayah juga mempengaruhi ketebalan solum yang terbentuk. Batuan sedimen mengandung mineral-mineral primer yang resisten (muscovite, orthoklas dan kuarsa) dan mineral sekunder hasil ubahan mineral primer seperti mineral liat (tipe 1:1; kaolin dan halloysit, tipe 2:1; montmorilonit, vermiculite, illit dan tipe 2:1:1; klorit), mineral oksida besi, mineral oksida aluminium, mineral karbonat dan mineral golongan silikat lainnya. Selain mineral, batuan sedimen juga mengandung bahan organik yang dapat terikat dalam mineral liat tipe 2:1. Oleh karena itu dapat dijumpai batulempung yang kaya akan bahan organik seperti batuserpih. Variasi kandungan mineral yang terdapat dalam batuan sedimen membuat tanah yang terbentuk memiliki potensi kesuburan yang cukup memadai untuk pertumbuhan tanaman, tetapi tetap membutuhkan tambahan pemupukan dan ameliorasi.


56

Penutup Tugas 1. Jelaskan perbedaan yang khas yang terdapat pada batuan sedimen yang tidak terdapat pada batuan jenis lainnya. 2. Sebutkan mineral-mineral penyusun batuan sedimen yang penting dalam menentukan kesuburan tanah. 3. Jelaskan proses diagenesis batuan sedimen.

Daftar Isi Birkeland PW. 1999. Soils and Geomorphology. 3th Edition. Oxford University Press. New York. Boggs, S. Jr. 1987. Principles of Sedimentology and Stratigraphy. Merill Publishing Company and A Bell & Howell Company. Toronto, London & Melbourne. Kerr, P.F. 1959. Optical Mineralogy. McGraw Hill Book Co. Inc, New York. Miller, J.P. and R. Scholten. 1966. Laboratory Studies in Geology. W.H Freeman and Company. San Fransisco and London. Raymond LA. 1995. Petrology: The Study of Igneous, Sedimentary, Metamorphic Rocks. WCB Publisher. USA. Rogers JJW, Adams JAS. 1966. Fundamentals of Geology. Harper and Row Publisher. New York Tyrrell, G.W. 1958. The Principles of Petrology. E.P. Dutton and Co Publishing. Inc, New York. Travis, R.B. 1955. Classification of rocks. Quaterly of the Colorado School of Mines, Volume 50, Number 1.


57


P

enyebaran batuan metamorf dipermukaan bumi sangatlah kecil persentasenya. Tetapi keterdapatannya di Indonesia cukup besar. Batuan ini tersingkap dibeberapa wilayah di Indonesia, salah satunya di

Propinsi Sulawesi Barat. Batuan metamorf banyak mengandung mineralmineral penting yang dapat digunakan dalam industri batu permata. Keberadaan batuan metamorf biasanya berasosiasi dengan jalur tektonik, baik yang masih aktif maupun yang tidak aktif lagi. Semua jenis batuan yang terjebak dalam kompleks tektonik dapat berubah menjadi batuan metamorf, dengan karateristik yang khas. Keunikan batuan metamorf dibanding batuan lainnya sangat penting untuk dipahami, terutama potensinya bagi bidang pertanian dan bidang-bidang lainnya. Untuk itu akan dibahas lebih lanjut pada bab ini tentang sifat, karateristik dan manfaat batuan metamorf.

Ruang Lingkup Isi Modul ini membantu mahasiswa dalam memahami proses dan mekanisme pembentukan batuan metamorf, jenis dan karateristik berbagai jenis batuan metamorf, proses pelapukan yang terjadi pada batuan metamorf serta potensi tanah yang dihasilkan dari pelapukan batuan metamorf.

Sasaran Pembelajaran Modul ini dapat membantu mahasiswa dalam memahami manajemen lahan yang berkembang dari batuan metamorf.


58

Pembahasan Proses dan Mekanisme Pembentukan Batuan Metamorf Batuan metamorf dihasilkan dari proses metamorfisme. Metamorfisme memiliki arti yang sama dengan alterasi (perubahan) batuan, sepanjang batuan tersebut tidak hancur dan tidak berubah menjadi cair. Proses pembentukan batuan metamorf secara umum selalu berasosiasi dengan

proses

mengakibatkan

tektonisme persentuhan

dan

pembebanan.

lempeng

bumi

Proses

secara

tektonisme

konvergen

yang

menimbulkan gaya tekan/compression (Gambar 4) dengan tekanan yang tinggi. Tekanan tumbukan lempeng yang tinggi secara otomatis mengakibatkan naiknya

panas/temperatur.

Tekanan

dan

panas

yang

tinggi

tidak

mengakibatkan batuan yang dikenai gaya menjadi lebur. Sehingga terjadi proses alterasi pada batuan dari dari fase padat ke padat membentuk batuan metamorf. Aktivitas tektonik juga mengakibatkan rekahan pada lempeng benua yang membuka celah bagi magma untuk naik kepermukan. Naiknya magma kepermukaan (intrusi) memberikan panas yang tinggi pada batuan yang dilaluinya

sehingga

batuan

tersebut

mengalami

metmorfisme

termal

(penambahan panas/temperatur). Proses ini juga mengakibatkan alterasi pada batuan dan mineral. Selain kedua proses diatas, batuan metamorf juga dapat terbentuk akibat proses pembebanan batuan secara gravitasi. Batuan yang terdapat di atas batuan lainnya akan memberikan gaya tekan ke bawah (gradient

geothermal),

sehingga

batuan yang terdapat

dibawah

akan

mengalami gaya tekan secara perlahan dan kontinu yang akan mengakibatkan perubahan pada tubuh batuan dan mineral hingga mengalami alterasi dan berubah menjadi batuan metamorf.

Proses alterasi pada batuan metamorf

mengakibatkan mineral penyusun batuan mengalami rekristalisasi membentuk kristal yang lebih stabil.


59

Faktor yang sangat berpengaruh dalam proses pembentukan batuan metamorf adalah: 1. Panas (temperatur) Panas dihasilkan dari pembebanan dari batuan sedimen, intrusi magma ke permukaan yang melewati perlapisan batuan dan tekanan yang dihasilkan dari gaya gravitasi. 2. Tekanan (pressure) Tekanan yang dihasilkan oleh gravitasi meliputi dua jenis gaya, yaitu : a. Tekanan hidrostatik atau uniform pressure. Hal ini menyebabkan perubahan volume. b. Tekanan non uniform pressure atau tekanan langsung. Hal ini menyebabkan perubahan bentuk atau distorsi. 3. Larutan/cairan kimia aktif Larutan kimia aktif sangat berpengaruh dalam proses metamorfisme, karena menyebabkan timbulnya reaksi kimia yang akan mempengaruhi mineral yang ada. Air merupakan cairan utama dalam reaksi ini, tetapi juga terdapat larutan asam/basa yang dihasilkan dari magma.

Variasi tekanan dan panas/temperatur yang dialami oleh batuan, diklasifikasikan ke dalam jenis-jenis metamorfisme, yaitu: 1. Dominasi

panas

(Thermal

metamorfisme/contac

metamorfisme),

digunakan untuk semua perubahan yang disebabkan oleh panas yang dominan. Contohnya marmer 2. Metamorfisme kataklastik Di sebut juga metamorfisme kinematik atau metamorfisme dislokasi. Terjadi karena penghancuran batuan oleh tekanan yang besar, yang dapat disebabkan akibat penambahan kedalaman, kemudian diikuti dengan rekristalisasi. Contohnya milonit 3. Metamorfisme regional atau metamorfisme dynamo – thermal Terjadi akibat perubahan (kenaikan) tekanan dan temperatur (P & T) bersama-sama. Meliputi daerah yang luas, contohnya pada proses orogenesa (pembentukan pegunungan). Contohnya gneiss, schist dan slate.


60

Sifat Fisik Batuan Metamorf Tekanan dan temperatur yang membentuk batuan metamorf, memberikan kenampakan fisik yang sangat menarik dan berbeda dari batuan lainnya. Kenampakan fisik ini dapat terlihat dari: 1. Tekstur Tektur adalah kenampakan butir mineral dalam tubuh batuan metamorf. Tekstur pada batuan metamorf pada dasarnya dibagi atas dua bagian besar, yaitu: a. Homeoblastik Batuan metamorf bertekstur homeoblastik jika secara umum batuan hanya tersusun atas satu jenis bentuk tekstur yang mendominasi. Bentuk tekstur batuan metamorf terbagi atas:  Bentuk tekstur lepidoblastik; jika batuan tersusun oleh mineral-mineral yang terbentuk pipih.  Bentuk tekstur nematoblastik; jika batuan tersusun oleh mineralmineral berbentuk prismatik.  Bentuk tekstur granoblastik/granuloblastik; jika batuan tersusun oleh mineral-mineral berbentuk equidimensional. b. Heteroblastik Batuan metamorf bertekstur heteroblastik jika secara umum batuan tersusun atas dua atau lebih bentuk tekstur yang mendominasi. Misalnya batuan metamorf gneiss memiliki bentuk tekstur heteroblatik karena tersusun atas bentuk tekstur nematoblastik dan lepidoblastik. Selain kedua bentuk tekstur di atas, batuan metamorf juga memiliki tekstur yang membawa ciri khas tekstur batuan asalnya. Tekstur ini digolongkan sebagai tekstur sisa. Tekstur ini dapat terjadi jika tekanan dan panas yang mengenai batuan asal tidak terlalu tinggi sehingga tidak membawa perubahan yang signifikan, hanya membuat batuan asal lebih keras

dan

kompak. contohnya

tekstur pada batuan serpih

yang

memperlihatkan kesan menyerpih (perlapisan yang tidak menerus), jika mengalami metamorfisme tingkat rendah dan tekstur asalnya (menyerpih) masih dapat dikenali, disebut dengan tekstur blasto serpih. Demikian juga Modul Pembelajaran Agrogeologi dan Mineralogi Tanah

61

dengan tekstur dari batuan beku yang memperlihatkan mineral-mineral yang euhedral/idiomorf jika mengalami metamorfisme tingkat rendah dan tekstur asalnya masih dapat dikenali disebut dengan tekstur idioblast 2. Struktur Struktur batuan metamorf menunjukkan kenampakan orientasi butir-butir mineral dalam tubuh batuan. orientasi butir-butir mineral yang ditimbulkan akibat tekanan memperlihatkan kesan seperti sebuah arah atau direction yang tidak menerus. Kesan ini mirip dengan bidang perlapisan pada batuan sedimen. Struktur batuan metamorf terbagi atas: 1. Foliasi Adalah struktur paralel yang ditimbulkan oleh mineral-mineral pipih sebagai akibat proses metamorfisme. Foliasi meskipun tidak sempurna dapat diperlihatkan oleh mineral-mineral prismatik yang menunjukkan orientasi tertentu. mineral pipih ---------> biotit ,muscovite mineral prismatik ----- hornblende, piroksin dan kuarsa 2. Non Foliasi Adalah struktur yang dibentuk oleh mineral yang terdiri dari butiranbutiran

(granular).

Dapat

dijumpai

pada

batuan

hornfels

(tidak

menunjukkan orientasi mineral)

Orientasi butir mineral pada batuan metamorf memperlihatkan bentuk-bentuk struktur: 1. Slaty cleavage : merupakan struktur foliasi planar yang dijumpai sebagai bidang-bidang belah pada batu sabak.

2. Granulose/hornfelsic : tidak menunjukkan cleavage, merupakan mosaic yang terdiri dari butir-butir mineral, dibentuk dari metamorfisme thermal.


62

3. Filitik : memperlihatkan rekristalisasi yang lebih kasar dari pada slaty cleavage, batuan mempunyai kilap yang lebih terang dari pada batu sabak. Sudah mulai terjadi pemisahan mineral pipih dengan mineral granular, tetapi masih belum jelas.

4. Schistose : struktur akibat perulangan mineral pipih dengan mineralmineral equidimensional/equigranular. Mineral pipih orientasinya tidak terputus-putus (menerus), disebut sebagai close schistosity.

5. Gneissose : struktur akibat perulangan mineral pipih dengan mineral equidimensional, orientasi mineral pipih terputus-putus (tidak menerus) oleh mineral-mineral granular, disebut open schistosity.

6. Milonitik

:

berbutir

halus,

menunjukkan

goresan-goresan

akibat

granulation (penggerusan) yang kuat.

7. Filonitik : gejala dan kenampakan sama dengan milonitik, terjadi rekristalisasi, menunjukkan kilap silky. Modul Pembelajaran Agrogeologi dan Mineralogi Tanah

63

Proses Pelapukan Batuan Metamorf Batuan metamorf terbentuk oleh tekanan dan temperatur yang tinggi sehingga mineral yang terdapat didalam batuan mengalami rekristalisasi ulang membentuk kristal yang lebih stabil dan kuat. Batuan metamorf memiliki struktur batuan yang masif bahkan lebih masif dari batuan beku. Proses tekanan menyebabkan pori yang ada pada batuan sebelumnya menjadi hilang dan yang tertinggal hanya mineral-mineral yang resisten, seperti kuarsa, biotit, muscovit, lepidolit, piroksin, orthoklas, kyanit, garnet, rutil, staurolit dan zirkon. Pelapukan pada batuan metamorf hanya terjadi dari luar permukaan ke arah dalam tubuh batuan (Gambar 22). Air sebagai media pelapukan tidak dapat menembus ke dalam tubuh batuan. Oleh sebab itu proses pelapukan berjalan sangat lambat dan membutuhkan waktu yang lebih panjang dibanding batuan beku, sedimen dan piroklastik.

Gambar 22 Kenampakan bahan induk tanah yang berkembang dari batuan induk metamorf, kondisi fisik bahan induk masih sangat kompak dan keras.


64

Potensi Lahan yang Berkembang dari Batuan Metamorf Kandungan mineral yang terdapat dalam batuan metamorf, umumnya merupakan mineral-mineral yang lebih resisten dari batuan lainnya, karena dihasilkan dari proses metamorfisme (penambahan tekanan dan temperatur yang tinggi), Contohnya: kyanit, garnet, mica, kuarsa dan mineral lainnya. Proses pelapukan pada batuan metamorf tentu saja akan memakan waktu yang lebih panjang dibanding batuan beku. Hal ini berakibat pada lambatnya pembentukan solum tanah. Tanah yang berkembang dari batuan metamorf umumnya dangkal dan tidak subur. Hal ini diakibatkan karena batuan metamorf mengandung mineral yang resisten sehingga hara yang dapat tersedia bagi tanaman juga sangat terbatas bahkan hampir tidak ada, meskipun wilayah yang melingkupinya memiliki curah hujan yang tinggi. Oleh sebab itu pengembangan wilayah yang berbatuan induk batuan metamorf harus menambahkan banyak bahan ameliorasi untuk memperbaiki kondisi tanah agar dapat menjadi media yang baik untuk pengembangan bidang pertanian.


65

Penutup Tugas 1. Jelaskan perbedaan mineral yang terdapat dalam batuan metamorf dengan mineral yang terdapat pada batuan beku. 2. Sebutkan daerah-daerah di Pulau Sulawesi yang disusun oleh batuan metamorf. 3. Jelaskan mekanisme pembentukan struktur pada batuan metamorf.



66


M

ineral yang paling banyak terdapat dalam batuan dan kerak bumi adalah mineral silikat. Mineral silikat terbentuk dari kombinasi dari silika dengan unsur yang lain membentuk mineral golongan silikat. Mineral

golongan silikat dikelompokkan berdasarkan perbandingan unsur silikon dan oksigen.

Mineral silikat terbagi dua jenis, yaitu mineral silikat primer dan

mineral silikat sekunder (Loughnan 1969). Mineral silikat primer adalah mineral silikat yang terbentuk dari hasil pembekuan magma, contohnya grup mineral piroksin, sedangkan mineral silikat sekunder terbentuk dari hasil pelapukan batuan atau dari hasil ubahan mineral primer, contohnya grup mineral liat. Setiap grup dalam mineral silikat memiliki sifat fisik dan kimia tersendiri yang berbeda dengan grup lainnya. Oleh karena itu sangat penting untuk mempejalari keunikan dari setiap grup/kelompok dari mineral silikat sebagai penyusun utama kerak bumi.

Ruang Lingkup Isi Modul ini membantu mahasiswa dalam mempelajari dan memahami struktur mineral silkat dan perubahannya.

Sasaran Pembelajaran Modul ini dapat membantu mahasiswa dalam memahami sifat dan karateristik mineral silikat yang bermanfaat dalam manajemen lahan di bidang pertanian dan tata ruang.


67

Pembahasan Kelompok Mineral Silikat Mineral yang paling banyak ditemui di alam adalah mineral silikat. Mineral silikat dikelompokkan berdasarkan susunan unit dasarnya (Tabel 8). Beberapa kelompok/grup/subkelas mineral silikat adalah: 1. Nesosilikat (SiO4)-4 Kelompok ini terdiri atas tetrahedral yang berdiri sendiri (Gambar 23). Struktur kompak. Indeks bias dan berat jenis tinggi. Contoh: olivin, garnet dan zircon. 2. Sorosilikat (Si2O7)-6 Kelompok ini terdiri atas tetrahedral yang berhubungan pada salah satu puncaknya dengan menggunakan atom oksigen bersama-sama (Gambar 20). Contoh: epidot dan lawsonit. 3. Siklosilikat ((Si3O9)-6, (Si4O12)-8, (Si6O18)-12) Siklosilikat adalah rangkaian beberapa tetrahedral yang membentuk lingkaran (Gambar 23). Struktur mineral adalah prismatik, trigonal, tetragonal. Contoh: beril, cordierite dan tourmalin. 4. Inosilikat ((SiO3)-2, (Si4O11)-6) Inosilikat adalah rangkaian beberapa tetrahedral Si yang membentuk rantai. Inosilikat I ((SiO3)-2) membentuk rantai tunggal terbuka dan inosilikat II ((Si4O11)-6) membentuk rantai ganda tertutup (Gambar 23). Contoh inosilikat I adalah piroksen dan inosilikat II adalah amfibol. 5. Filosilikat ((Si2O5)-2) Filosilikat adalah rangkaian tetrahedral Si yang ketiga atom oksigen digunakan bersama-sama satu dengan lainnya sehingga mempunyai perluasan dua dimensi (Gambar 24). Bidang lempeng heksagonal atau tetragonal. Mineral ini mempunyai belahan sempurna dan berat jenis randah. Contoh: muskovit, biotit dan clay group.


68

6. Tektosilikat (SiO2) Tektosilikat adalah rangkaian tetrahedral Si yang keempat atom oksigen digunakan bersama-sama satu dengan lainnya sehingga mempunyai perluasan tiga dimensi (Gambar 24) . Contoh: kuarsa dan feldspar.

Tabel 8 Klasifikasi grup silikat


69

Gambar 23 Struktur silikat grup nesosilikat, sorosilikat, siklosilikat dan inosilikat


70

Gambar 24 Struktur silikat grup filosilikat dan tektosilikat


71

Alterasi Silikat ke Silikat Mineral sekunder yang termasuk ke dalam kelompok mineral liat umumnya terbentuk dari hasil alterasi mineral silikat primer. Struktur silikat pada mineral silikat primer memiliki struktur yang tidak jauh berbeda dari struktur silikat mineral liat sekunder sehingga proses dekomposisi pada mineral silikat primer mengakibatkan pergantian kation yang ada dalam struktur kristal mineral primer oleh ion hidrogen. Proses pergantian ini mengakibatkan terjadinya ikatan baru antara ion hidrogen sebagai pengganti kation yang lepas dengan anion lain dalam struktur silikat primer membentuk silikat sekunder (Gambar 25).

Gambar 25 Proses pergantian kation dalam struktur silikat primer oleh media air sebagai agen pelapukan membentuk silikat sekunder dan mineral hidroksida

Selain

menghasilkan

mineral

silikat

sekunder

proses

pelapukan

menghasilkan menghasilkan mineral oksida/hidroksida.


72

juga

Contoh : 2KAlSi3O8 + 3H2O ---- Al2Si2O5(OH)4 + 4SiO2 + 2KOH K-Feldspar

Air

Kaolin

Kuarsa

Kalium hidroksida

3KAlSi3O8 + 2H2O --- KAl3Si3O10(OH)2 + 6SiO2 + 2KOH K-Feldspar

Air

Illite

Kuarsa

Kalium hidroksida

2Mg2SiO4 + H2O --- Mg3Si2O5(OH)4 + MgO Forsterit

Air

Serpentin

Magnesium oksida

2Fe2SiO4 + O2 --- 2Fe2O3 + 2SiO2 Fayalit

Oksigen

Hematit

Kuarsa

Faktor-faktor yang mempengaruhi proses pelapukan mineral silikat, yaitu: 1. Ikatan kimia. Ikatan kimia adalah ikatan yang menghubungkan secara kimia suatu jenis mineral dengan struktur internalnya. Mineral silikat di dominasi oleh ikatan ionik dan kovalen. Ikatan ionik dan kovalen membentuk struktur yang kuat dan titik lebur yang tinggi (Tan, 1982). Tipe ikatan yang terbentuk antara unsur ditentukan dari elektonegativitas unsur tersebut (Gambar 26) . Bila selisih nilai elektronegativitas 2 unsur > 2,1 maka tipe ikatan yang terjadi adalah ikatan ionik dan bila nilai selisih <2,1 maka tipe ikatan yang terjadi adalah ikatan kovalen. Ikatan ionik adalah ikatan yang terjadi antara ion positif dan ion negatif, sedangkan ikatan kovalen adalah ikatan yang terjadi akibat pemakaian pasangan elektron secara bersama-sama. Suatu mineral dapat memiliki ikatan-ikatan yang berbeda, contohnya mineral biotit; memiliki ikatan kovalen pada bidang belahannya dan ikatan ionik pada bidang tegak lurus belahan. Mineral yang memiliki ikatan kovalen cenderung lebih stabil dibanding mineral yang terbangun dengan ikatan ionik.


73

Li

Be

B

C

N

O

P

1,0

1,5

2,0

2,5

3,0

3,5

4,0

Na

Mg

Al

Si

P

S

Cl

0,9

1,2

1,5

1,8

2,1

2,5

3,0

K

Ca

Sc

Ti

Ge

As

Se

Br

0,8

1,0

1,3

1,5

1,8

2,0

2,4

2,8

Rb

Sr

Y

Zr

Sn

Sb

Te

I

0,8

1,0

1,2

1,4

1,8

1,9

2,1

2,5

Cs

Ba

0,7

0,9 Gambar 26 Nilai elektronegativitas unsur

2. Kestabilan ikatan kation – oksigen dalam mineral silikat ditentukan oleh energi pembentukannya.

Semakin

besar energinya

semakin

tinggi

kestabilannya. Pembentukan ikatan Si – O, membutuhkan energi yang besar, sekitar 3110 sampai 3142 kg cal/mol. Ikatan Al – O membutuhkan energi pembentukan sebesar 1793 – 1878 kg cal/mol. Ikatan antara ion logam dan oksigen membutuhkan energi pembentukan sebesar 299 – 919 kg cal/mol (Paton 1978, diacu dalam Tan 1982).


74

Penutup Tugas 1. Jelaskan mengapa mineral feldspar lebih mudah mengalami pelapukan dibandingkan mineral kuarsa, padahal keduanya sama-sama termasuk ke dalam kelompok tektosilikat. 2. Jelaskan keistimewaan kelompok mineral silikat dibandingkan kelompok mineral non silikat yang berkaitan dengan potensi kesuburan tanah.

Daftar Pustaka Brindley, G.W and G. Brown, 1980. Crystal Structures of Clay Minerals and Their X-ray Identification. Mineral Society, London Dixon, J.B and S.B Weed, 1977. Minerals in Soil Environments. Soil Science Society of America . Madison, Wisconsin USA. Grim, R.E., 1968. Clay Mineralogy. Mc Graw Hill Book Company.New York Loughnan FC. 1969. Chemical Weathering of the Silicate Minerals. American Elsevier Publishing. New York. Tan KH. 1982. Principles of Soil Chemistry. Marcel Dekker, Inc. New York.


75


G

olongan mineral terbagi dalam delapan grup. Grup yang paling banyak mempengaruhi kesuburan tanah adalah grup mineral silikat. Grup ini juga yang paling banyak menyusun kerak bumi. Tetapi grup mineral

selain silikat atau non silikat juga memiliki andil dalam menentukan kesuburan tanah meskipun dalam jumlah yang lebih kecil. Pembagian grup/golongan mineral telah dibahas pada bab III, untuk itu pada bab ini hanya akan dibahas perbedaan sifat mineral silikat dan non silikat (khususnya mineral golongan oksida-hidroksida) yang mendominasi fraksi tanah.

Ruang Lingkup Isi Modul ini membantu mahasiswa dalam memahami perbedaan sifat mineral silikat dan non silikat.

Sasaran Pembelajaran Modul ini dapat membantu mahasiswa dalam memahami sifat mineral silikat dan non silikat yang terdapat di batuan dan tanah yang berguna dalam manajemen sumber daya lahan


76

Pembahasan Mineral silikat tidak hanya terdapat dalam batuan, tetapi juga terdapat di dalam tanah. Mineral silikat di dalam tanah adalah mineral silikat yang resisten terhadap pelapukan. Sedangkan mineral silikat primer yang tidak resisten akan teralterasi menjadi mineral silikat sekunder dan mineral oksida-hidroksida (sesquioksida). Mineral Silikat Sekunder Mineral silikat primer yang mengalami pelapukan akan teralterasi menjadi mineral silikat sekunder dan mineral lainnya. Mineral silikat primer mendominasi mineral yang terdapat pada batuan, sedangkan mineral silikat sekunder mendominasi fraksi tanah. Fraksi tanah (berukuran <2µ) mengandung mineral silikat berupa: 1. Mineral liat 2. Mineral silikat primer yang resisten 3. Mineral oksida/hidroksida Mineral liat dan mineral oksida-hidroksida dihasilkan dari hasil pelapukan kimiawi (dekomposisi) mineral primer, sedangkan mineral silikat primer yang resisten dihasilkan dari proses pelapukan fisik (desintegrasi). Mineral liat Mineral liat terbagi menjadi tiga grup berdasarkan ikatan rantai tetrahedron dan rantai octahedron, yaitu: 1. Mineral liat tipe 1:1; merupakan mineral liat yang memiliki 1 rantai tetrahedron dan 1 rantai octahedron. 2. Mineral liat tipe 2:1; merupakan mineral liat yang memiliki 2 rantai tetrahedron dan 1 rantai octahedron. 3. Mineral liat tipe 2:1:1; merupakan mineral liat yang memiliki rantai 2 rantai tetrahedron, 1 rantai octahedron dan 1 rantai brusit (Mg(OH)2). Mineral-mineral di atas akan kita bahas lebih lanjut pada bab berikutnya. Modul Pembelajaran Agrogeologi dan Mineralogi Tanah

77

Mineral Silikat Primer Fraksi tanah selain mengandung mineral hasil pelapukan juga mengandung mineral primer yang resisten terhadap pelapukan, seperti mineral mika, kuarsa dan sebagian kecil mineral Fe-Mg-silikat yang mudah mengalami alterasi menjadi mineral oksida/hidroksida. Mineral kuarsa tersusun oleh unsur silikon dan oksigen, kedua unsur tersebut merupakan unsur terbesar yang terdapat pada kerak bumi (Tabel 1). Kuarsa dihasilkan dari hasil pembekuan magma pada temperatur rendah (Gambar 9) dan dapat juga dihasilkan dari proses penguraian mineral silikat primer lainnya. Mineral ini merupakan mineral yang sangat stabil karena hanya tersusun oleh rantai tetrahedron (Si-O) dan tidak memiliki muatan. Mineral mika yang penting adalah mineral muscovit dan biotit. Mineral biotit lebih mudah mengalami pelapukan karena adanya ion Fe. Unsur tersebut mudah mengalami oksidasi dan reduksi yang dapat menyebabkan kerusakan pada struktur mineral. Sedangkan mineral muscovit mengandung ion K yang membentuk ikatan K-O yang stabil dalam bentuk ikatan ionik diantara 2 lapisan. Pergantian Si4+ oleh Al3+ dalam struktur mineral muscovit dapat diimbangi oleh ion K+, sehingga struktur kristal tidak mudah rusak.

Mineral Oksida-Hidroksida Mineral sekunder non silikat yang paling banyak dihasilkan dari hasil pelapukan adalah mineral golongan oksida-hidroksida, utamanya mineral besi-oksida dan aluminium-oksida. Mineral Besi-Oksida Besi oksida merupakan oksida logam yang banyak terdapat di dalam tanah. Bentuk unit dasar dari Fe-Oksida adalah oktahedron dimana setiap atom Fe dikelilingi oleh 6 oksigen (ion O dan OH atau keduanya). Mineral oksida besi seringkali mempengaruhi warna tanah, pembentukan aggregat, sementasi, pembentukan nodul, plinthit, dan lain-lain. Mineral-mineral besi-oksida, yaitu :


78

1. Hematit (Fe2O3); memiliki arti seperti darah, memberikan warna merah terang dan terdapat pada keadaan dispers. Mempunyai kemampuan pigmentasi yang tinggi dan dapat menyelimuti warna kuning dari konsentrasi goetit. 2. Geotit (FeOOH); terdapat pada berbagai tipe tanah dan iklim, memberikan warna coklat kekuningan hingga kemerahan pada tanah dan mineral yang melapuk. 3. Lepidokhrosit (FeOH3(OH)3); adalah polimorf dari geotit. Berwarna oranye dan terdapat pada tanah reduktomorfik sebagai motles, pita dan konkresi. 4. Megnetit-maghemit (Fe3O4); terdapat sebagai butiran hitam pada fraksi mineral berat tanah. Butiran magnetit mudah teroksidasi menjadi maghemit dan hematit sehingga sulit dijumpai di tanah. 5. Maghemit (Fe2O3); terdapat pada tanah-tanah tropika dan subtropika, dengan warna cokelat kemerahan.. 6. Ferrihidrit (5Fe2O3.9H2O); merupakan komponen dari akumulasi Fe oksida muda yang mengendap dari larutan ferriferous. Biasanya terdapat pada horizon B podsolik. Warnanya lebih merah dari geotit tetapi kurang merah dari hematit. Salah satu sifat penting dari senyawa-senyawa oksida-oksida Fe adalah struktur permukaan dan muatan permukaan yang tergantung pH, karena permukaan merupakan zona interaksi dengan larutan tanah, tanaman dan biota tanah. Sifat-sifat besi-oksida yang lainnya, yaitu: 1. Dengan kehadiran air, ion Fe di permukaan besi oksida mengalami hidroksilasi (memiliki gugus hidroksil) selanjutnya mengalami hidrasi. Hal ini mengakibatkan muatan negatif atau positif akibat adsorb atau deadsorbsi H+ atau OH- (muatan tergantung pH). ion H+ dan OH- diistilahkan sebagai potential determining ion (PDI).


79

Step 1 hidroksilasi

Step 2 Hidrasi

2. Berperan penting dalam aggregasi dan proses sementasi partikel tanah.

Mineral Aluminium-Oksida Aluminium merupakan salah satu dari unsur terbesar setelah oksigen dan silikon, sebagai penyusun kerak bumi dan elemen dari mineral silikat. Alterasi silikat primer akan menghasilkan aluminium-oksida sebagai mineral sekunder. Mineral-mineral aluminium-oksida, yaitu: 1. Gibsit (Al(OH)3); disebut juga hydragillit (OH)3. Terdapat tiga polimorf hidragillit, yaitu; gibsit, bayerit dan nordstrandite. Dihasilkan dari proses pelapukan lanjut. Gibsit merupakan mineral utama pada oksisol yang umum dijumpai di daerah humd tropika atau dataran tinggi subtropika. Gibsit juga dijumpai sebagai komponen minor pada ultisol yang tersebar luas di daerah tropika basah, subtropika dan temperat. 2. Boehmit (AlO(OH)); merupakan produk akhir dari pelapukan mineral liat. Terbentuk pada daerah arid (kering). Peranan utama Al-Oksida/Hidroksida di dalam tanah adalah berdasarkan reaksi permukaan. Karateristik permukaan Al-hidroksida sangat penting dalam reaksi Modul Pembelajaran Agrogeologi dan Mineralogi Tanah

80

kompleks

pertukaran

di

dalam

tanah.

Sifat-sifat

penting

Aluminium-

Oksida/Hidroksida di tanah: 1. Zero point charge (ZPC) Al-Oksida/Hidroksida berkisar antara 5,0-9,4 (pada pH 8,0-9,2). 2. Al-Oksida/Hidroksida, sebagian besar permukaan OH dan O terikat dengan Al dalam ikatan struktur yang tidak aktif. Hanya OH- pada permukaan yang patah yang terikat pada Al yang reaktif. Struktur yang berbeda akan memiliki porsi yang berbeda mengenai permukaan reaktif dan yang tidak aktif. 3. Permukaan reaktif OH- akan mengadsorb H+ atau OH- untuk menghasilkan permukaan muatan, tapi tidak semua permukaan grup OH mengadsorb H+ atau OH- pada pH yang sama (berlaku sebagai elektrolit polyvalent lemah). Di atas ZPC maka permukaan pertukaran bermuatan negative (-) dan semakin meningkat dengan meningkatnya pH tanah. Di bawah ZPC permukaan bermuatan (+) dan cenderung meningkat dengan menurunnya pH tanah. 4. Permukaan Al-OH lebih stabil daripada Al-O di dalam sistem larutan.


81

Penutup Tugas 1. Jelaskan

perbedaan

lingkungan

pembentukan

besi-oksida

dan

aluminium-oksida. 2. Dalam sebuah proses pelapukan, mineral manakah yang duluan terbentuk, apakah mineral liat atau besi/aluminium-oksida?

Daftar Pustaka Brindley, G.W and G. Brown, 1980. Crystal Structures of Clay Minerals and Their X-ray Identification. Mineral Society, London Dixon, J.B and S.B Weed, 1977. Minerals in Soil Environments. Soil Science Society of America . Madison, Wisconsin USA. Grim, R.E. 1968. Clay Mineralogy. Seconds Edition. McGraw-Hill Book Company. New York.USA. Loughnan FC. 1969. Chemical Weathering of the Silicate Minerals. American Elsevier Publishing. New York. Lindsay, W.L. 1979. Chemical Equilibria in Soils. John Wiley & Sons, Inc. New York. USA.


82


M

ineral liat adalah mineral yang paling banyak mendominasi fraksi tanah. Sifat-sifat tanah secara fisik dan kimia banyak ditentukan dari sifat mineral liat tanah, salah satu yang paling penting adalah kemampuan

tanah dalam menyediakan hara bagi tanaman. Sifat ini berkaitan erat dengan muatan yang dimiliki oleh mineral liat silikat. Muatan pada mineral liat disebabkan oleh luas permukaan spesifik (LPS) butir kristal dan kerapatan muatan dalam struktur kristal. Perbedaan LPS dan kerapatan muatan menyebabkan mineral liat memiliki karateristik yang berbeda-beda setiap jenisnya. Oleh sebab itu sangat penting untuk mempelajari sifat dan karateristik setiap tipe mineral liat, karena hal tersebut akan sangat erat kaitannya dengan kesuburan tanah.

Ruang Lingkup Isi Modul ini membantu mahasiswa dalam memahami sifat dan karateristik mineral liat tanah

Sasaran Pembelajaran Modul ini dapat membantu mahasiswa dalam memahami sifat dan karakteristik tanah-tanah yang terdapat di dunia serta manajemennya.


83

Pembahasan Mineral Liat kelas Filosilikat Mineral liat tergolong dalam salah satu kelompok mineral silikat yaitu kelas filosilikat. Mineral liat dalam tanah terbentuk karena (1) rekristalisasi (sintesis) dari senyawa-senyawa hasil pelapukan mineral primer atau (2) alterasi (perubahan) langsung dari mineral primer yang telah ada (misalnya mika menjadi ilit). Diagram pada Gambar 27 menunjukkan beberapa kemungkinan terhadap asal dan urutan perubahan dari suatu jenis mineral ke jenis mineral lain di dalam tanah

Gambar 27

Beberapa kemungkinan terhadap asal dari mineral liat silikat dan oksida

Mineral liat Al-silikat Mineral liat Al-silikat dapat dibedakan menjadi: - Mineral liat Al-silikat yang kristalin misalnya kaolinit, haloysit, montmorilonit, illit dll - Mineral liat Al-silikat amorf (non kristalin), misalnya alofan Di Indonesia, kaolinit dan haloysit banyak ditemukan pada tanah-tanah merah atau coklat yaitu tanah-tanah yang umumnya berdrainase baik, sedang montmorilonit ditemukan pada tanah-tanah yang mudah mengembang dan mengerut dan pecah-pecah pada musim kering misalnya tanah Vertisols (Grumusol). Ilit ditemukan pada tanah-tanah berasal dari bahan induk yang banyak mengandung mika dan belum mengalami pelapukan lanjut. Alofan Modul Pembelajaran Agrogeologi dan Mineralogi Tanah

84

banyak ditemukan pada tanah berasal dari abu gunung api seperti tanah Andisols. Pada tanah-tanah tua seperti Oxisols banyak mineral liat silikat yang telah hancur dan membentuk mineral liat baru yaitu oksida-oksida Fe atau Al (seskuioksida) Struktur Mineral Liat Mineral liat silikat (kelas filosilikat) adalah kelompok yang kompleks dari mineral-mineral yang merupakan salah satu hasil hidrolisis Al-silikat. Seperti halnya dengan mineral silikat lainnya, struktur mineralnya merupakan kunci untuk dapat memahami sifat-sifat liat. Pemahaman struktur liat lama tertinggal dengan mineral lain sebab mineral liat berukuran sangat halus, sehingga sukar dipisahkan dari bahan lain. Belakangan ini pemusatan penelitian dengan mempergunakan diffractometer sinar- X (X-ray diffractometer; XRD, mikroskop electron dan differential thermal analysis; DTA) telah menghasilkan kemajuan cepat dalam pengertian mendasar tentang mineral liat. Pengetahuan struktur mineral merupakan ilmu tersendiri yang sedang berkembang cepat, dan erat hubungannya dengan kristalografi. Penting dalam interpretasi data kimia untuk memahami banyak tentang struktur mineral umumnya, dan mineral liat khususnya. Struktur filosilikat terdiri dari lempeng-lempeng tetrahedral (tetrahedral sheets) dan lempeng-lempeng oktahedral. Lempeng tetrahedral tersusun dari rangkaian Si-tetrahedral dan lempeng oktahedral terdiri dari rangkaian Aloktahedra. Lempeng tetrahedra ini berpola hexagonal dan membentuk ronggarongga hexagonal (hexagonal hole) dalam keadaan ideal atau rongga-rongga ditrigonal yang biasanya terbentuk dalam tanah. Parameter-parameter elementer a dan b dari unit cell ( a = ± 5,1 Ǻ dan b = ± 9 Ǻ memiliki order of magnitude yang serupa untuk semua filosilikat (Gambar 28)


85

= Unit cell

Gambar 28 Proyeksi pada bidang ab dari lembaran tetrahedral (kiri) dan oktahedral (kanan) (De coninck, 1978)

Pada lempeng oktahedral hanya 2 dari tiap posisi yang tersedia dapat ditempati oleh ion trivalent (dioktahedral), misalnya Al+3. Pada lempeng Mgoktahedral ketiga posisi tersebut diokupasi oleh Mg

+2

(trioktahedral).

Pada

mineral liat 1:1 penggabungan tetrahedral terjadi pada satu sisi dari oktahedral, sedangkan pada mineral liat 2:1 penggabungan terjadi pada kedua sisi dari oktahedral.

Karakteristik penting adalah

bahwa mineral 1:1 memiliki satu

bidang O pada satu sisi dan satu bidang OH- pada sisi lainnya. Pada mineral 2:1 satuan bidang O-2 membatasi kedua sisi-sisi lainnya. Karakteristik penting lainnya

ialah

bahwa

lempeng

tetrahedral

berongga–rongga

hexagonal

(ditrigonal) yang berarti bahwa lempeng-lempeng ini tidak bersifat kontinu. Pada tempat rongga ini lempeng oktahedral tidak menyambung dengan lempeng oktahedral. Oleh karenanya lempeng oktahedral ditempat ini mempertahankan ion-ion H+ nya dengan: adanya ion OH- yang selalu berada diatas rongga tersebut. Kombinasi lain yang mungkin adalah urutan/pasangan dari lapisan 2:1 dengan lempeng hidroksida, misalnya Mg (OH)2, dengan cara demikianlah urutan dari lapisan-lapisan 2:1 dipisahkan oleh lempeng-lempeng hidroksida (mineral 2:1:1). Ikhtisar dari klasifikasi mineral liat disajikan pada Tabel 9.


86

Tabel 9 Klasifikasi Mineral Liat Tipe 1:1

Group (X= muatan Subgroup per satuan formula) Kaolin-serpentin Kaolinit Serpentin X~O Pyrophyllit – talk

2:1

Species* Kaolinit, halloysit, chrysotil, lizardit, antigorit

Pyrophyllit Talk

Pirophyllit Talk

Smektit atau Mont Smektit dioktahedral morillonit-saponit atau Montmorillonit Smektit trioktahedral X ~ 0.25-0.6

Montmorillonit, beidellit montronit saponit, hektorit Saukonit

Vermikulit

Vermikulit dioktahedral Vermikulit trioktahedral

Vermikulit dioktahedral Vermikulit trioktahedral

Mika+ X~1

Mika dioktahedral Mika trioktahedral

Muskovit, paragonit Biotit, phlogopit

Brittle mica X~2

Brittle dioktahedral Brittlemica trioktahedral

Chlorite

Chlorit dioktahedral (4- klorit 5 kation oktahedral persatuan formula

X ~ 0.6-0.9

2 : 1 : x variabel 1

mica Margarit Klintonit

Chlorit trioktahedral (5- Pennine, kelino 6 kation oktahedral per chlor, prochlorit satuan formula

Sumber : Carroll, 1970. *) Hanya beberapa contoh yang disaji kan disni. + satus illit (hidromika), sericit dsb. masih harus ditangguhkan, karena belum jelas tempatnya pada bagan tersebut di atas; banyak bahan yang disangka illit ternyata berlapisan antara (“interstratified”) Modul Pembelajaran Agrogeologi dan Mineralogi Tanah

87

Kelompok Kaolin-Serpentin Dioktahedral 1:1 (Subgroup kaolin) 1. Kaolinit Ion Al+3 menempati 2 dan 3 posisi yang tersedia; lembaran tetrahedral berketebalan 2,9 Ǻ dan lembaran oktahedral 1,5 Ǻ; jarak antara bidang OH- dan bidang O-2 yang dibawah dan bidang O_

dari lapisan

berikutnya ± 2,7 Ǻ, sehingga jarak total O-2 yang dibawah dan bidang O- dari lapisan berikutnya ± 7,1 Ǻ (basal spacing) (Gambar 29 dan 30). Komposisi kimia unit cell adalah : Si4Al4O10 (OH)8 Sedangkan formula strktural adalah : (Si4)IV(Al4)VIO10(OH)8

Gambar 29 Bagan proyeksi pada bidang b c dari Kaolinit


88

Gambar 30. Struktur Kaolinit (Si4)IV(Al4)VIO10(OH)8

Komposisi kimia dari kaolinit adalah konstan : SiO2

46,5 %

Al2O3

39,5 %

H2O

14 %

SiO2 R.M. :

=2

Karena tidak terdapat substitusi isomorfik manapun baik pada lempeng tetrahedral maupun lempeng oktahedral (De Coninck, 1978). Oleh karena itu tidak bermuatan kecuali pada pinggiran kristal berupa broken bonds :

Bagian pinggiran dari kristal Modul Pembelajaran Agrogeologi dan Mineralogi Tanah

89

Dua kelompok reaktif terjadi : (i)

Muatan : ( -1 )

(0)

( +1 )

Ini menggambarkan reaksi-reaksi acid-base kurang lebih serupa dengan disosiasi/deprotonisasi Al+36H2 ber pKa serupa pula (pH ± 5).

Tanda dan

besarnya muatan ditentukan oleh pH lingkungan; positif pada pH rendah dan negatif pada pH tinggi. ( ii )

Inipun suatu reaksi acid base kurang lebih serupa dengan disosiasi protonik dari H4SiO4 pKa ± 10. Namun pKa kelompok silanol pada permukaan suatu padatan lebih rendah dari pada pKa H4SiO4 (pKa O ± 7). Tanda muatan akibat disosiasi Si-OH ini juga ditentukan oleh pH lingkungan. Kesimpulan ialah bahwa muatan pada kaolinit biasanya pH-dependent dan ditentukan oleh luas spesifik (So) yang biasanya rendah ( < 20 m2 / gram). KTK 3 hingga 15 me/100 gram liat.

Kelompok reaktif pertama yang berupa kapasitas protonic

dissociation dari Al+3, 6H2O adalah pangkal fiksasi P pada pH rendah oleh kaolinit (Muljadi, Posner, Quirk, 1966). Karakteristik morfologi dari kaolinit adalah stacking teratur dari lapisanlapisan yang membentuk lempengan-lempengan (plate-like) heksagonal. Modul Pembelajaran Agrogeologi dan Mineralogi Tanah

90

Lempengan ini dapat mencapai ukuran lebih besar dari 2 mikron dan karena itu kaolinit dijumpai juga dalam fraksi debu. Pola heksagonal yang teratur ini tidak selalu terwujud dalam bentukan pedogenetik. Nacrite dan dickite berpola stacking berbeda. 2. Halloysit Komposisi unit cell halloysit serupa dengan unit cell dari kaolinit. Perbedaan : pada tiap unit cell dari halloysit terdapat 4 molekul H2O diantara lapisan-lapisan yang berakibat ikatan OH-O tidak stabil. Karena itu basal spacing meningkat dari 7,15 Ǻ menjadi ± 10,25 Ǻ. (Si4)IV(Al4)VIO10(OH)8.nH2O Ratio molar = 2; substitusi isomorfik praktis tidak ada.

Molekul-

molekul H2O hanya terikat lemah dalam ruangan antar lapisan (interspace). Pemanasan kurang dari 100oC menyebabkan collapse dari basal spacing secara berangsur-angsur menjadi ± 7,13 Ǻ (metahalloysit). Rehidrasi sukar terjadi mungkin karena beberapa OH-O bonds telah terbentuk. Halloysit yang terbentuk pedogenetik biasanya menunjukkan kisaran basal spacing yang lebar karena adanya distribusi molekul-molekul H2O diantara lapisan yang partikal irregular. Adanya H2O antar lapisan benarbenar menyebabakan ketidak teraturan sifat stacking dari lapisan-lapisan. Karena itu pola XRD biasanya diffuse dan lebar.

Morfologi halloysit

biasanya berupa tabung-tabung yang panjang dan halus serta ada yang berbentuk bundar. KTK dari halloysit biasanya lebih tinggi dari KTK kaolinit. Mineral-mineral 1:1 dioktahedral penyebaran sangat luas dan merupakan mineral liat khas dalam tanah-tanah dari iklim tropika basah; selanjutnya mineral-mineral ini dijumpai sebagai mineral liat bawaan berasal dari pedogenesis dataran yang berlaku di daerah beriklim basah (alloctone, Dixon, 1977 atau peninggalan auto-chtone Krauskopf, 1979).


91

Trioktahedral 1:1 (Serpentin) Karakteristik bagi mineral-mineral ini adalah lempeng tetrahedral dan lempeng trioktahedral. Dibedakan dua subkelompok. Sub Kelompok Serpentin Sub kelompok ini tidak mempunyai substitusi isomorfik sehingga bermuatan nol. Formula structural adalah : (Si4)IV(R6+2)VIO10(OH)8 (R = biasanya Mg+2)

Komposisi kimia seharusnya SiO2

42,75 %

MgO

43 %

H2O

25 %

Ratio molar :

Contoh-contoh : Serpentin, antigorit , chysotile mineral-mineral ini berkomposisi kimia sama, tapi berbeda habitus.

Chrysotile merupakan

varitas berserabut. Sub Kelompok Chamosit Mineral-mineral ini mempunyai substitusi isomorfik sedemikian rupa sehingga kelebihan muatan (-) dari lempeng tetrahedral dikompensasi oleh kelebihan muatan (+) pada lempeng oktahedral sehingga muatan keseluruhan dari lapisan menjadi nol. Formula structural : (Si4-XRX+3)IV(RX+3R+36-X) VIO10(OH)8 Jumlah kation-kation trivalent pada lempeng tetrahedral sama dengan jumlah kation-kation trivalent pada lempeng oktahedral.


92

Komposisi chamosit : SiO2

22-35 %

Al2O3 ± 20 % dan kadar tinggi dari atom FeO atau MgO

Basal spacing sedikit lebih besar (± 7,3 Ǻ) dari pada mineral dioktahedral akibat adanya ion-ion bivalent yang lebih besar ukurannya dari pada Al+3. Mineral-mineral 1:1 dioktahedral karakteristik bagi tanah-tanah yang

sangat

lanjut

pelapukannya,

sedangkan

mineral-mineral

1:1

trioktahedral karakteristik bagi tanah-tanah muda.

Struktur 2 : 1 Karakteristik mineral-mineral ini dalah dua lempeng tetrahedral yang mengapit satu lempeng dioktahedral. Unit cell mengandung 20 O-2 dan 4 OH- bermuatan ( - ) total 44. Anggota kelompok ini sangat besar sebagai akibat karakteristik yang berbeda-beda. (1) Dapat bersifat dioktahedral maupun trioktahedral (2) Substitusi isomorfik meliputi seluruh selang dari yang bermuatan nol (tanpa substitusi isomorfik) hingga yang bermuatan 2( - ) per unit cell. Anggota terakhir ini mempunyai muatan sangat tinggi ± 220 hingga 240 me/100 gram. (3) Substitusi isomorfik ini bias terdapat pada lempeng tetrahedral maupun pada lempeng oktahedral. (4) Defisit muatan ( - ) dalam lempeng yang satu dapat dinetralisasi oleh kelebihan muatan ( - ) pada lempeng yang berdekatan. (5) Kelebihan muatan ( - ) pada suatu lapisan dapat dinetralisasi oleh kation atau yang terfiksasi di dalam kisi atau yang bukan bagian dari kisi yang kedua-duanya dapat dipertukarkan dengan kation lain.

Pertukaran-pertukaran kation ini berlangsung dalam lingkungan larutan. Ion-ion penetralisasi berada dalam bentuk hidrat dengan ukuran Modul Pembelajaran Agrogeologi dan Mineralogi Tanah

93

efektifnya lebih besar dari pada kation tanpa selubung molekul air. Karena kation-kation menempati situs antar lapisan , basal spacing yang nayat bukan saja ditentukan oleh ukuran lapsia-lapisan yang sebenarnya, tapi juga ditentukan oleh ukuran kation-kation terhidrasi oleh ruangan antar lapisan yang didudukinya.. Hal ini berarti bahwa basal spacing dari mineral-mineral tersebut

tidak

konstan

tapi

variable

tergantung

sifat

kation

yang

menetralisasi kelebihan muatan ( - ) (mineral-mineral dengan basal spacing secara sempurna yang variable). Pemanasan

pada

mineral-mineral

yang

dijenuhi

kation-kation

terhidrasi ini menghilangkan air hidrasi dan mineral-mineral lantas collapse. Temperatur dari kejadian collapse sempurna ini merupakan petunjuk dari jumlah air hidrasi dan kekuatan pengikatan air hidrasi ini. Mineral Tanpa Substitusi Isomorfik (1) Mineral diktahedral Phyrophyllit, formula structural : (Si8)IV(Al4)VIO20(OH)4Karena tak ada substitusi isomorfik, basal spacing tak berubah pada ± 9,20 Ǻ. Mineral ini jarang ditemukan dalam proses pedogenetik, tapi penting sebagai mineral reference untuk mineral-mineral 2:1 (Gambar 31). Komposisi kimia seharusnya : SiO2

66,70 %

Al2O3

28,30 %

H2O

± 5,00 %

(2) Mineral Trioktahedral Talk, Formula structural : Si8)IV(Mg6)VIO20(OH)4-


94

Basal spacing daqri mineral ini juga tak berubah pada ± 9,30 Ǻ (Gambar 32).

NIlai ini sedikit lebih besar dari nilai ₫ dari pyrophyllit,

karena adanya bMg dalam aktahedral dan bukan Al. Ini mengakibatkan pemuaian (expansion) kecil dari lembaran oktahedral (Perbedaan serupa terjadi juga antara mineral-mineral 1/1 trioktahedral). Komposisi kimia seharusnya : SiO2

± 63,40 %

Al2O3

± 31,85 %

H2O

± 4,75 %

Dijumpainya mineral-mineral ini dalam tanah merupakan kejadian yang istimewa (exceptional). Tidak adanya muatan merupakan mineral-mineral ini merupakan pangkal tolak dari dua karakteristik penting.

Gambar 31 Bagan proyeksi pada bidang bc dari Pyrophyllit (Si8)IV(Al4)VIO20(OH)4- (De Conick, 1978)


95

Gambar 32 Bagan proyeksi pada bidang bc dari Talk Si8)IV(Mg6)VIO20(OH)4- (De Conick, 1978)

(1) Mineral-mineral ini tidak mengadsorpsi air. (2) Mineral-mineral mempunyai sifat pelumas yang kuat. Lempeng yang satu meluncur dengan mudah di atas lempeng yang lainnya.

Mineral-mineral dengan Substansi Isomorfik (1) Mineral-mineral dengan basal spacing mantap (2) Kation-kation yang menetralisasi kelebihan muatan (-) tidak dapat dipertukarkan. Contoh : mika.


96

Muskovit (dioktahedral) Karakteristik mineral ini ialah substitusi isomorfik yang tinggi : biasanya satu dari tiap 4 Si+4 disubstitusi oleh satu Al+3 sehingga dihasilkannya formula structural : (Si6Al2) IV (Al4) VIO20 (OH)4K2 Komposisi kimia dari muskovit seharusnya : SiO2

± 45,5 %

Al2O3

± 38,4 %

K2O

± 11,3 %

H2O

± 4,8 %

Tiap ion Al+3 pada lempeng tetrahedral harus diimbangi oleh satu kation monovalent : pada muskovit kation ini selalu K+. ion K+ ini tidak terhidrasi dan menempati ruangan yang sangat khas dalam kristal. Dengan ukuran hampir serupa dengan ion O-2 ion K+ ini menempati rongga heksagonal dari dua bidang oksigen. Dengan demikian K+ ini dikelilingi oleh 12 O-2 sesuai dengan angka koordinasi K = 12. Ikatan K+ - O-2 sangatlah mantap : ion K+ menciptakan suatu ikatan ionik yang sungguh-sungguh nyata antara dua lembaran yang berdekatan. Basal spacing yang mantap ini berukuran 10 hingga 10, 2 Ǻ (Gambar 33). Muatan unit cell adalah -2, tetapi muatan ini dinetralisasi secara sempurna oleh ion K+ yang tidak dapat ditukarkan. Oleh karena KTK muskovit sangat rendah. Mineral Illit formula structural : (Si8-XALX) IV(Al4) VIO20 (OH)4KX Mineral ini biasanya dianggap sebagai hasil desintegrasi mekanis dari muskovit dan illit adalah : Modul Pembelajaran Agrogeologi dan Mineralogi Tanah

97

(1) Substitusi Si+4 oleh Al=3 lebih rendah ( x = ± 1 ) dan variabel. Sifat ini penting; baik muatan dari lapisan maupun kandungan K+ rendah. (2) Variasi yang besar dalam komposisi kimia bersifat lebih variabel akibat substansi AlVI oleh Mg+2 atau Fe+2 dan karena substitusi K+ oleh Na+ dan Ca+2. (3) Ukuran KTK illit lebih tinggi dari pada ukuran KTK muskovit : ± 25 me/100 gram. (4) Kandungan H2O dari muskovit. Mineral illit biasanya merupakan atau hasil pelapukan suatu mika (muskovit atau biotit) atau merupakan hasil sintesis dalam lingkungan larutan yang mengandung selain K+ juga Mg+2, Na+, Ca+2 dan Fe+2. Hydromika dan sericit merupakan kata istilah lain bagi mineral illit berkomposisi serupa ini.

Gambar 33 Bagan proyeksi pada bidang bc dari Muskovit (Si6Al2) IV (Al4) VIO20 (OH)4K2 (De Conick, 1978)


98

Komposisi kimia dari illit seharusnya : SiO2

± 45,5 %

Al2O3

± 38,4 %

K2O

± 6-8 %

H2O

± 9-10 %

Basal spacing dari illit mantap sekitar 10, 1Å

Glaukonit Substitusi isomorfik terdapat baik pada lempeng tetrahedral maupun pada lempeng oktahedral. Butiran dapat berukuran pasir maupun berukuran liat. Butiran pasir sangat mudah berubah menjadi butiran liat secara mekanis, dengan mendatangkan perubahan komposisi kimia. Komposisi kimia glaukonit seharusnya : SiO2 ± 45,5% Al2O3 sangat variabel, rata-rata 10% Fe+3

15 – 30% ; Fe+2

2 – 4%

MgO 3 -4% K2O

6 – 9%

Na+, Ca+

sedikit

Formula struktural : (Si7, 5Al0,5)IV(Al1,0Fe+30,2Mg+21,0)VIO20(OH)4K1,1 Glaukonit dapat dianggap sebagai varian dari illit berkandungan Fe. Basal spacing glaukonit benar-benar serupa dengan basal spacing muskovit dan illit.


99

Kelebihan muatan (-) pada glaukonit biasanya tidak sempurna dinetralisasi oleh K+ yang tidak dapat dipertukarkan ; situs yang tidak terisi ini dinetralisasi oleh kation-kation terhidrasi yang dapat ditukarkan.

Paragonit, formula struktural : (Si6Al2)IV(Al4)VIO20(OH)Na2 Struktur teoritis paragonit ini sama dengan struktur teoritis muskovit namun K+ diganti oleh Na+. Mineral-mineral Trioktahedral (Phlogopit-Biotit) Mineral-mineral trioktahedral berbasal spacing yang mantap dapat digolongkan

dalam

satu

deretan

ber-end

members

phlogopit

(mengandung Mg) dan biotit (mengandung Fe). Namun mineral-mineral yang mengandung hanya Mg atau hanya Fe sangatlah jarang. Biasanya komposisi berada diantara kedua ekstrema. Karena itulah ditentukan sebagai konvensi bahwa istilah biotit jika Mg/Fe < 2, dan phlogopit bila Mg/Fe >2. Formula struktural dari kedua end members adalah : (Si6Al2)IV(Mg6)VIO20(OH)4K2 -------- (Si6Al2) VI (Fe6+2)VIO20(OH) 4K2 (phlogopit)

(Biotit)

Sama halnya dengan muskovit jumlah sbstitusi isomorfik Si+4 oleh Al+3 dan jumlah K+ konstan : ion K+ menciptakan ikatan ionik kuat diantara lapisan-lapisan yang berdekatan; basal spacing yang dihasilkan mantap pada ± 10,3 Å. Contoh-contoh alamiah tidak saja mempunyai substitusi isomorfik pada lempeng tetrahedral, tetapi beberapa kation divalent juga menggantikan ion-ion trivalent pada lempeng oktahedral. Akibatnya penurunan muatan


100

total pada lapisan dan tentunya juga penurunan jumlah K+ yang diperlukan untuk menetralisasi muatan ini. Kemungkinan-kemungkinan yang beragam ini menghasilkan komposisi kimia yang sangat berbeda bagi masing-masing mineral : K2O

biasanya sekitar

7-8%

MgO dapat mencapai kadar

>20% (phlogopit)

FeO

>15% (biotit)

hingga

Mineral-mineral mika sangat lazim dijumpai dalam tanah. Mineral ini biasanya merupakan bawaan (inherited) dari bahan induk. Illit mungkin dihasilkan oleh proses neoshintesis atau akibat perlakuan/perubahan (pemupukan) dengan K+ pada sistem kisi 2:1 terbuka yang memang sudah ada.

Mineral-mineral dengan Basal Spacing yang Variabel Mineral-mineral ini dapat dibedakan dalam dua golongan utama. Pada dasarnya kedua golongan mineral ini berpola kisi serupa yaitu lapisan-lapisan 2:1 yang dipisahkan oleh suatu lembaran kation-kation terhidrasi. Tetapi perbedaan prinsipnya ialah dalam muatan : 1. Mineral-mineral bermuatan tinggi pada lapisan (muatan >1,2 per unit cell) : mineral-mineral vermikulit. 2. Mineral-mineral bermuatan rendah pada lapisan-lapisan muatan (0,4 hingga 1,2 per unit cell) : mineral-mineral smektit.

Variasi dalam muatan ini merupakan pangkal perbedaan-perbedaan penting dalam perilaku mineral-mineral ini : 1. Dalam mineral-mineral bermuatan tinggi pada lapisan-lapisannya, kationkation dapat ditukarkan yang berjumlah besar mengakibatkan kohesi yang kaut antara lapisan-lapisan yang berurutan : maka penetrasi oleh Modul Pembelajaran Agrogeologi dan Mineralogi Tanah

101

cairan-cairan

polar

dalam

jumlah

yang

cukup

untuk

terjadinya

pembengkakan dapat dicegah ; 2. Penyerapan

H2O

diantara

lapisan-lapisan

yang

mengakibatkan

pembengkakan mineral-mineral lebih menonjol pada mineral-mineral smektit dari pada mineral-mineral vermikulit.

Mineral-mineral vermikulit Vermikulit Diotahedral Mineral ini mungkin tidak dijumpai dalam bentuk murni dalam tanah, tetapi berupa bentuk peralihan dari pelapukan mika dioktahedral. Ion K+ dikeluarkan dalam proses ini dan digantikan oleh kation-kation terhidrasi yang ada dalam larutan tanah (Na+, Ca+2, Mg+2). Karena kation-kation ini dapat ditukarkan maka basal spacing ditentuka oleh kation penjenuh. Bila pertukaran ion K+ tidak berlangsung sempurna sehingga struktur tidak terganggu seluruhnya, maka K+ dapat difiksasi kembali secara irreversibel. Mineral ini masih mempunyai sejumlah K+ yang tidak dapat dipertukarkan. Tambahan pula selama pelapukan telah terjadi beberapa perubahan dalam lapisan yang mengakibatkan pengurangan muatan pada lapisan tersebut misalnya substitusi Si+4 oleh Al+3 dalam lempeng tetrahedral. Maka dari itu muatan teoritis dari lapisan mika sebesar 220-240 me/100 gram tidak pernah tercapai. Tetapi KTK yang lazim adalah 120 me/100 gram atau lebih. Pada proses pelapukan sejumlah ion Al+3 bebas terbentuk dan dapat difiksasi dalam ruang antar lapisan juga kation-kation lain. Kation Al+3 ini bahkan

dengan

mudah

membentuk

polimer-polimer

bermuatan

yang

mengakibatkan tiga efek penting : 1. Polimer-polimer ini menetralisasi sebagian dari muatan (-) dari lapisanlapisan. Tetapi kation-kation tersebut tidak dapat dipertukarkan dengan kation-kation lainnya sehingga demikian polimer-polimer bermuatan tersebut mengurangi KTK. 2. Polimer-polimer ini memperbesar kohesi antara lapisan-lapisan dan mencegah pembengkakan mineral. Modul Pembelajaran Agrogeologi dan Mineralogi Tanah

102

3. Untuk mencapai dehidroksilasi dan dehidrasi perlu pemanasan berkalori lebih tinggi. Hal ini berarti bahwa mineral-mineral yang mempunyai kompleks polimer dalam rongga antar-lapisan ini harus dipanaskan pada temperatur lebih tinggi guna mencapai collapse sempurna. Hasil penelitian mutakhir rupanya menunjukkan bahwa biasanya vermikulit dioktahedral mempunyai aluminium terhidroksilasi dalam rongga antarlapisan. Formula struktural teoritis dari vermikulit dioktahedral mungkin berbentuk : (Si8-xAlx) IV (Al4) VIO20(OH)4KyRx-ynH2O

Vermikulit Trioktahedral (Gambar 34) Mineral ini terdapat sebagai mineral liat dan sebagai kristal-kristal makroskopik, bahkan kristal-kristal makroskopik ini mungkin sebagai hasil transformasi phyllosilikat yang ada terdahulu. Dua proses dapat terlihat dalam transformasi ini : 1. Pengeluaran K+ dari mineral type biotit atau type phlogopit. 2. Pengeluaran lembaran hidroksida : (Mg(OH)2 –Fe(OH)2) dari suatu chlorit trioktahedral. Dengan pengeluaran atau K+ atau hidroksida Mg(OH)2-Fe-(OH)2 tersebut muatan - muatan (-) dinetralisasi oleh kation-kation terhidrasi. Dengan demikian didatangkannya variasi dari basal spacing yang ditentukan oleh sifat kation. Pada proses pelapukan oksidatif Fe+2 menjadi Fe+3 terjadi pengurangan muatan pada kisi. Penukaran dari K+ atau pengurangan dari hidroksida Mg(OH)2 –Fe(OH)2 biasanya tidak berlangsung secara sempurna. Vermikulit jenis ini dapat memiliki kompleks-kompleks polinuklear dalam rangka antarlapisan sama baiknya seperti pada jenis vermikulit dioktahedral. Ketiga faktor tersebut mengakibatkan KTK berukuran lebih kecil dari pada muatan KTK semula yang terdapat pada lapisan-lapisan, meskipun KTK ini biasanya mencapai 120 me atau lebih per 100 gram.


103

Formula struktural dari vermikulit yang merupakan hasil transformasi dari phlogopit mungkin berbentuk : (Si6Al2)VI(Mg6)VIO(OH)4KxR+2 (2-x) nH2O (2 )

Gambar 34 Bagan projeksi pada bidang bc dari Vermikulit Trioktahedral (Si5.7.Al2.3)IV (Al0.5Fe0.73Mg4.8)VIO2 0 (OH)4.Mg0.55.NH2O Mineral-Mineral Smektit Disamping adanya perbedaan antara mineral-mineral, mineral-mineral dioktahedral dan trioktahedral masih ada satu perbedaan lain yang penting yaitu : posisi kekurangan muatan (charge deficit) baik pada lempeng oktahedral maupun pada lempeng tetrahedral.

Smektit dioktahedral (Gambar 35) Tiga mineral penting dalam kelompok ini adalah : Modul Pembelajaran Agrogeologi dan Mineralogi Tanah

104

1. Montmorillonit, posisi kekurangan muatannya terletal pada lempeng oktahedral Formula struktural teoritis dari montmorillonit adalah : (Si8)IV(Al4-xMgx) VIO20(OH)4Rx/2+2 nH2O 2. Beidellit, kekurangan muatan dapat terletak pada lempeng tetrahedral Formula struktural teoritis dari beidellit : (Si8-xAlx) IV(Fe4+3)VIO20(OH)4 Rx/2+2 nH2O 3. Nontronit, merupakan mineral smektit dioktahedral berkandungan Fe yang tinggi; kekurangan muatan pada lempeng tetrahedral. Formula struktural teoritis dari nontronit adalah : (Si8-xAlx)IV(Fe4+3)VIO20(OH)4Rx/2+2 nH2O Muatan pada mineral biasanya sekitar -0,60 per unit cell. Beidellit dan nontronit mungkin merupakan end members suatu deretan kontinu teoritis. Khususnya nontronit selalu memiliki sedikit Al+3 dalam lempeng oktahedral.

Gambar 35 Bagan projeksi pada bidang bc dari Smektit Dioktahedral Modul Pembelajaran Agrogeologi dan Mineralogi Tanah

105

Muatan -0,60 per unit cell ekivalen dengan KTK sebesar ± 80 me/100 gram liat.

Smektit Trioktahedral Hektorit, mineral karakteristik yang memiliki kekurangan muatan didalam lempeng oktahedralnya. Formula struktural teoritis adalah : (Si8 IV(Mg6-xLix+) VIO20 (OH) 4Rx/2+2 nH2O (2). Stevensit, kekurangan muatan ditimbulkan oleh kekosongan pada sebagian dari posisi oktahedral. Formula struktural teoritis : (Si8)VI(Mg6-x) VIO20(OH) 4R+x+2 nH2O ( x = posisi oktahedral yang kosong) (3). Saponit, mempunyai kekurangan muatan pada lempeng tetrahedral. Formula struktural teoritis adalah : (Si8-xAlx) IV(Mg6) VIO20 (OH) 4 Mx+ nH2O

Pada prinsipnya muatan darai smektit trioktahedral ini identik lengan muatan mineral-mineral dioktahedral, tetrahedral. Komposisi kimia dari mineral-mineral ini luar biasa variabel. Ion Si+4 biasanya berkadar agak tinggi, ion-ion K+, Na+, dan Ca+ tidak terdapat selain dalam jumlah sangat kecil misalnya sebagian kation-kation yang dapat dipertukarkan. Pada mineral-mineral ini harus diadakan pembedaan antara ruangan eksternal dan ruangan internal. Ukuran So (permukaan

spesifik) vermikulit

ditentukan oleh tingkat pelapukan dari mineral tersebut; vermikulit yang


106

berukuran liat ukuran dapat mencapai 200 sampai 250 m2/gram termasuk 150200 m2/gram ruangan antar lapisan. Smektit yang karakteristik yang biasanya sangat halus dapat memiliki permukaan eksternal sebesar 100-150 m2/gram dan beruangan antar lapisan sebesar 300-350 m2/gram dengan permukaan total sebesar ± 500 m2/gram. Mineral-mineral vermikulit dan smektit terdapat secara sangat luas dalam tanah. Vermikulit berperan penting pertama-tama sebagai hasil transformasi dari mika dan khlorit pada proses pedogenesis. Smektit dalam tanah dapat terbentuk melalui proses-proses transformasi dari mika dan chlorit. Tambahan pula smektit dapat disynthesis dalam tanahtanah berlingkungan yang kaya akan kation-kation yang di butuhkan untuk pembetukan kisi-kisi mineralnya.

Struktur 2:1:1 (Chlorit) Mineral chlorit dianggap berkomposisi lapisan-lapisan 2:1 dengan basal spacing variabel, namun lempeng kation terhidrasi diganti oleh lempeng hydroksida. Chlorit sebagai mineral primer biasanya bersifat trioktahedral yaitu baik lempeng oktahedral maupun lempeng hydroksida bersifat trioktahedral. Trioritis suatu mineral dioktahedral mungkin saja terbentuk. Akan tetapi khususnya struktur chlorit dioktahedral penting dalam pedogenesis sebagai hasil polimerisasi dari kation-kation trivalen dalam ruangan antar lapisan dari mineral-mineral 2:1.

Chlorit Trioktahedral (Gambar 36) Formula struktural dari chlorit trioktahedral adalah : (Si8-xAlx) IV(Mg+2∙Fe+2)6VI(O20(OH)4∙ Mg6-xAlx(OH)12


107

Chlorit trioktahedral biasanya memiliki kandungan tinggi atau Fe atau Mg, atau keduanya, dengan kandungan silikat yang rendah. Dalam bentuk ini lempeng oktahedral dari lapisan 2:1 adalah netral, lempeng tetrahedral memiliki kelebihan muatan (-) karena substitusi Si+4 oleh Al+3 ; lempeng hidroksida memiliki kelebihan muatan (+) karena substitusi Al+3 oleh ion bivalent. Chlorit trioktahedral yang karakteristik berkomposisi : SiO2 29 – 30% Al2O3 16 – 16% Fe2O3 ± 4% FeO

± 15%

MgO 21 – 22% H2O

± 12%

Chlorit biasanya mengandung sedikit Mn. KTK dari chlorit yang belum melapuk sangat rendah, karena muatannya telah dinetralisasi dalam interior kisi. Dalam

tanah

chlorit trioktahedral biasanya

memperlihatkan tingkat

permulaan pelapukan, yang dicirikan oleh pelepasan (stripping) lembaran hydroksida dan oksidasi dari Fe+2. Proses ini meningkatkan kadar air dan KTK.

Gambar 36 Bagan proyeksi pada bidang bc dari Chlorit Trioktahedral Modul Pembelajaran Agrogeologi dan Mineralogi Tanah

108

Chlorit Dioktahedral dan chlorit Ditrioktahedral Chlorit dioktahedral terbentuk karena dilepaskannya kation-kation penetralisasi dari illit, smektit dioktahedral, dan vermikulit, serta penggantiannya kation-kation dengan kompleks-kompleks hydroksida polynuklear bermuatan (+) dari Al dan mungkin juga dari Fe, yang membentuk lempeng hydroksida yang agak kontinu. Hal yang serupa terjadi pada mineral-mineral 2:1, yang sebelumnya mengalami pelepasan lempeng hydroksida. Maka terbentuklah suatu mineral berlempeng 2:1 trioktahedral dan suatu lempeng hydroksida dioktahedral. Lempeng hydroksida biasanya tidak sempurna sehingga mineral-mineral tersebut sering dinamakan pseudo-chlorit. Chlorit-chlorit trioktahedral tersebar sangat luas dan dapat dijumpai pada ketiga fraksi. Biasanya mineral-mineral ini kurang lebih telah melapuk, sehingga tidak menunjukkan karakteristik dari chlorit yang khas. Chlorit dioktahedral telah banyak dijumpai di tanah-tanah tetapi seringkali interpretasi didasarkan pada data yang tidak lengkap dan juga dapat terjadi keraguan dalam pembedaan chlorit-chlorit trioktahedral yang telah melapuk.


109

Penutup Tugas 1. Jelaskan perbedaan mineral liat tipe 1:1 dengan tipe 2:1. 2. Jelaskan sifat-sifat mineral liat yang penting dalam bidang kesuburan tanah 3. Jelaskan perbedaan mineral liat dengan strutkur dioktahedral dan struktur trioktahedral.

Daftar Pustaka Brindley, G.W and G. Brown, 1980. Crystal Structures of Clay Minerals and Their X-ray Identification. Mineral Society, London Dixon, J.B and S.B Weed, 1977. Minerals in Soil Environments. Soil Science Society of America . Madison, Wisconsin USA. Grim, R.E. 1968. Clay Mineralogy. Seconds Edition. McGraw-Hill Book Company. New York.USA. Loughnan FC. 1969. Chemical Weathering of the Silicate Minerals. American Elsevier Publishing. New York. Lindsay, W.L. 1979. Chemical Equilibria in Soils. John Wiley & Sons, Inc. New York. USA.


110


J

enis mineral liat silikat dibagi menjadi tiga tipe berdasarkan ikatan yang terbentuk antara lembar tetrahedron dan lembar oktahedraon. Setiap tipe memilik beberapa anggota yang tidak dapat dibedakan hanya

dengan menggunakan mikroskop polarisasi. Untuk membedakannya diperlukan alat khusus, seperti X-ray, DTA dan Scanning electron mikroskop. Identifikasi mineral liat sangat diperlukan untuk mengetahui sifat dan karateristik mineral liat.

Ruang Lingkup Isi Modul ini membantu mahasiswa dalam mengidentifikasi mineral liat dengan alat

X-Ray

Difraktometer

(XRD),

Diferential

Thermal

Analysis-Thermal

Gravimetri analysis (DTA-TGA) dan Scanning Elektron microscope (SEM).

Sasaran Pembelajaran Modul ini dapat membantu mahasiswa dalam memahami perbedaan setiap tipe mineral liat. Hal ini sangat penting dalam memahami kelebihan dan kekurangan setiap tipe dari mineral liat yang bermanfaat dalam menentukan manajemen lahan.


111

Pembahasan Difractometer Sinar–X (XRD) Mengetahui jenis-jenis mineral liat dari suatu tanah amat penting, karena tiap jenis mineral dapat berbeda sifatnya dalam hal sifat-sifat kimia, fisika dan fisikokimia. Tanah yang kaya akan mineral berkisi 2 : 1 seperti kelompok montmorllonit memiliki nilai tukar kation yang lebih besar dibandingkan dengan mineral berkisi 1 : 1. Dengan demikian daya simpan unsur hara tanah yang banyak mengandung morrilonit lebih besar dibandingkan dengan kaolinit. Analisis Difraksi Sinar – X (XRD) Cara ini merupakan cara yang umum dipakai dalam menyidik mineral liat tanah. Biasanya digunakan untuk analisis kwalitatif saja, meskipun kadang-kadang dipakai juga untuk analisis semi kwantitatif. Analisis difraksi sinar – X bersifat non-destruktif, artinya contoh yang akan diselidiki jenis liatnya tidak dipengaruhi oleh prosedur analisis dan dapat digunakan untuk analisis sifat tanah lainnya. Namun, metode ini tidak dapat diterapkan untuk mineral-mineral liat yang bersifat amorf atau bahan-bahan non-kristal. Dasar kita memakai sinar – X untuk menyidik mineral liat tanah ialah karena terdapatnya penyusunan (arragement) secara sistematik atom-atom atau ion-ion di dalam bidang kristal liat (crystal plane). Tiap jenis mineral liat diketahui dicirikan oleh susunan atom yang spesifik, sehingga dihasilkan bidang-bidang atom (atomic planes) berciri khas yang mampu men-ditraksi (merefleksikan) sinar – X. Sinar – X seperti kita ketahui adalah radiasi elektromagnetis dengan panjang gelombang pendek (short wave length). Pada kebanyakan kristal, jarak antar bidang atom atau antara bidang-bidang kristal umumnya berdimensi sama dengan panjang gelombang sinar – X dapat didifraksikan (direfleksikan) oleh atom-atom yang tersusun pada bidang kristal. Peristiwa ini akan menghasilkan pola berciri khas dari setiap jenis mineral, seterusnya dengan menggunakan alat sinar – X ciri khas ini dapat di record. Pola difraksi yang dihasilkan dapat digunakan sebagai sidik jari dalam meng-identifikasi jenis-jenis mineral liat. Modul Pembelajaran Agrogeologi dan Mineralogi Tanah

112

Sinar – X dihasilkan dalam suatu tabung sinar – X dengan cara membombardir metal-target oleh gerakan elektron yang cepat. Atom-atom dalam metal target akan melapaskan radiasi dengan panjang gelombang antara 0.01 dan 100 Ao, panjang gelombang radiasi K α dan K β. Kebanyakan metal menghasilkan radiasi berpita lebar dari K α dan K β, misalnya Cu target. Dengan menggunakan saringan nikel, maka radiasi CuK αβ diblokir atau diadsorp dan radiasi

CuK α seterusnya dapat diisolasi dan

digunakan dalam analisis. Jika sinar radiasi CuK α mengenai bidang kristal mineral (Gambar 37), maka sinar – X akan dipencar oleh atom-atom kristal. Agar difraksi berlangsung, maka tekanan harus dilakukan supaya sinar – X yang terpencar menjurus ke arah tertentu. Tekanan (reinforcement) dan sinar – X yang terpencar ini dapat dianalisis secara kwantitatif hanya jika Hukum Bragg berikut dipatuhi : Hukum Bragg berbunyi sebagai berikut : n λ = 2 d sin Ф dimana ; d = jarak antara bidang-bidang atom dalam ktistal λ = panjang gelombang Ф = sudut difraksi n

= order difraksi

Bragg berpendapat, bahwa semua bidang-bidang kristal dapat mendifraksikan sinar – X, jika kristal itu diinklinasikan dengan sudut tertentu dengan sinar incident.


113

Gambar 37 Gambar Secara skematis sinar masuk (sinar insiden) dari sinar –X yang terdifraksi oleh bidang-bidang kristal yang menuruti hokum Bragg n λ = 2 d sin Ф

Sudut Ө tergantung dari panjang gelombang λ dan d.

Jika Gambar 32

dipelajari, maka sinar incident DEF telah menjalani beberapa jumlah integral dari panjang gelombang (n λ ) lebih jauh dibandingkan dengan sinar incident ABC. Difraksi sinar setelah berturut-turut melalui bidang-bidang atom berjarak sama menghasilkan difraksi maksimum. Jika difraksi-difraksi ini diterima oleh photographic film, maka suatu seri titik-titik atau garis-garis atau pita-pita akan dihasilkan. Posisi garis-garis berhubungan langsung dengan d spacing. Nilai d (001)n disebut lattice spacing, dapat dikukur dari hasil analisis difraksi Sinar-X. Jika n = 1, maka d (001) mewakili jarak difraksi order pertama ( the first order diffraction spacing). Jika n = 2, maka d (001) 2 mewakili jarak difraksi order kedua. Seri nilai-nilai d/n yang diperoleh bersama-sama dengan intensitas puncak dfraksi Sinar-X merupakan diagnosa dalam mengidentifikasi jenis-jenis mineral liat tanah. Satuan yang umum dipakai untuk menyatakan jarak kisi (lattice spacing) adalah Angstrom (10ˉ10m = 1 A°). Satuan panjang gelombang Sinar-X juga adalah A°.


114

Pembuatan Contoh Untuk Analisis Contoh (sample) untuk analisis difraksi Sinar-X dapat dibuat sebagai ‘random powder sample)” atau sebagai “oriented sample”. Dalam hal pertama, kristalkristal diletakkan dengan posisi acak (random position) satu dengan. Dengan bantuan glycerol dan gumtragacanth), maka contoh liat dibuat menjadi pasta, kemudian digulung membentuk bulat panjang 9rod) dengan ketebalan 0.3-0.5 mm. Cara “random powder sample” ini biasanya dianalisis dengan “powder camera X-ray unit”. Seperti telah disebutkan terdahulu, sinar-X yang didifraksi menghasilkan garis-garis (lines) atau pita-pita 9bands) di atas photographic film. Dalam hal ini posisi garis-garis menunjukkan d-spacing dari bidang-bidang kristal mineral liat. Metoda lain yang akhir-akhir ini luas dipakai adalah dengan “oriented sample”. Dengan cara ini sample diletakkan di atas glass slide mikroskop, atau di atas lempeng seramik. Ke atas slide ini secara hati=hati diletakkan suspensi liat dengan menggunakan pipet, sedemikian rupa, sehingga kira-kira 15 sampai 25 mg liat ditransfer untuk setiap luas 10 cm2. Kemudian contoh dikeringkan pada suhu kamar dan setelah itu contoh telah siap dianalisis dengan alat X-ray Spectrophotometer.

Biasanya

alat

ini

langsung

dapat

merecord

dan

memberikan pola sinar-X yang terletak di atas chart. Hasil yang disampai kan alat sinar-x ini biasanya menggunakan nilai 2 Ө. Umumnya mineral-mineral liat memiliki d-spacing pada kisaran 30 sampai 3 dengan sudut-sudut 2 Ө. Antara 2 – 30°. Intensitas tertinggi dari difraksi maksimum dapat diperoleh dari bidang d (001). Puncak difraksi order pertama d (001), dan dalam banyak hal bersama-sama dengan puncak order kedua diketahui dapat digunakan untuk menyidik jenisjenis mineral liat tanah. Beberapa contoh: 1. Kaolinit (Gambar 38) memperlihatkan corak khas difraksi oreder pertama pada sudut 2 Ө = 12.4°. Yang terakhir ini setelah dikonversi menjadi d (001) –spacing mengahsilkan 7.13 Å. Difraksi order kedua pada sudut 2 Ө = 25.0°, yang stelah dikonversi didapatkan nilai d-spacing 3.56 Å. Modul Pembelajaran Agrogeologi dan Mineralogi Tanah

115

2. Monmorillonit (kering udara), dicirikan oleh puncak difraksi sinar-x dari order pertama sebesar 12.3 Å, yang dapat berubah menjadi 17.7 Å, jika sample disolvasi. Puncak difraksi order kedua biasanya tidak ditemukan (Gambar 39). 3. illit, menghasilkan puncak difraksi order pertama pada sudut 2 Ө sebesar 10.1 Å. Puncak ini tidak akan kollaps atau berubah, kendati contoh dijenuhi dengan K atau Mg atau solvasi (Gambar 39). 4. Gibsit, diidentifikasi oleh difraksi dominant pada sudut 2 Ө = 18.4° dan ini menghasilkan d-spacing sebesar 4.92 Å. 5. Geotit, mudah dikenal dengan puncak difraksi pada sudut 2 Ө = 21.6° dan ini memberikan d-spacing 40,12 °. Tidak sembarangan orang dapat menggunakan alat sinar-x (X-ray Spectrometer). Karena sinarnya yang cukup berbahaya, maka biasanya seorang

petugas

khusus

yang

telah

dilatih

ditempatkan

untuk

menggunakan alat ini. Setelah slide diserahkan pada petugas, maka setelah menunggu beberapa waktu kita akan menerima kertas difraktokgram yang berisi puncak-puncak (peaks) difraksi dari mineralmineral yang terdapat dalam sample. Gambar 38 dan 39 adalah contoh kertas diaftokgram yang dihasilkan alat sinar-x. Selanjutnya tugas adalah untuk menginterpretasikan jenis mineral liat apa saja yang terdapat dalam contoh tanah. Sudut 2 Ө mineral-mineral dapat dilihat pada Tabel 10.


116

Gambar 38 Interpretasi dan identifikasi mineral liat Kaolinit dengan menggunakan pola difraksi sinar-X. Hasil pembacaan sudut 2 sebesar 12.44 sesuai dengan nilai d-spacing 7.13 Ao. Yang terakhir ini merupakan diagnostik d-spacing dari liat kaolinit.

Gambar 39 Interpretasi dan identifikasi mineral-mineral illit dan montmorillonit dengan menggunakan pola difraksi sinar-x. Nilai 2 Ө sebesar 8.7o sesuai dengan nilai d-spacing sebesar 10.1 Å yang merupakan penciri illit (gambar atas). Hasil pembacaan sudut 2 Ө sebesar 7.2o sesuai dengan nilai d-spacing sebesar 12.3 yang adalah penciri monmorillonit.


117

Tabel 10 Konversi dari Nilai Sudut 2 Ө ke Dalam d-Spacing Difraksi Sinar-x


118

Differential Thermal Analysis (DTA-TGA) Metoda ini umum disebut sebagai DTA dan luas digunakan terutama untuk mengidentifikasi bahan amorf. Bahan amorf sukar ditelusuri dengan sinar-x. Aplilasi metoda DTA mula-mula digunakan dalam geologi, kemudian diluaskan untuk analisis keramik, glas, polimer, semen dan lain-lain. DTA mengukur perbedaan suhu yang berkembang antara contoh yang akan diselidiki (unknown sample) dan contoh rujukan (reference sample) pada saat keduanya dipanaskan berdampingan dengan tingkat pemanasan yang dikendalikan antara 0 – 1000oC.

Bahan rujukan(reference material), juga

disebut standard material (bahan baku). Persenyawaan-persenyawaan yang biasa digunakan sebagai contoh baku adalah calcined Al2O3 dan calcined kaolinit (dipanaskan pada 1000oC).

Pemanasan haruslah dikendalikan se-

uniform mungkin dengan jumlah yang tetap selama analisis berlangsung, suhu pemanasan bervariasi dari 0.1 – 20 oC/menit. Biasanya rate – pemanasan (heating rate) yang dipakai adalah 20oC/menit.

Selama proses pemanasan

berlangsung, contoh yang diselidiki (unknown) mengalami reaksi termal dan trans-formasi. Kejadian yang terakhir (transformasi) merupakan refleksi dari perbedaan suhu antara “unknown sample” dan “reference sample”. Perbedaan dalam suhu ini akhirnya diplot dalam grafik, biasanya melawan temperature pada saat mana perbedaan itu terjadi (Gambar 40).

Gambar 40 Kurva DTA yang ideal Modul Pembelajaran Agrogeologi dan Mineralogi Tanah

119

Jika suhu “unknown sample” menjadi lebih rendah dibandingkan dengan temperature “reference sampel’, maka T adalah negatif dan puncak endotermik (endothermic peak) dihasilkan. Sebaliknya jika temperature contoh diselidiki lebih besar dari contoh (bahan) rujukan, maka T adalah positif, seterusnya puncak eksotermik (exothermic peak) berkembang. Bagian dari kurva dimana T = nol (tak ada perbedaan temperature antara contoh diselidiki dan contoh rujukan) dianggap sebagai “ base line” adalah garis lurus.

Selama analisa

dengan metoda DTA berlangsung, maka mineral akan mengalami beberapa reaksi termal, mengkulminasikan satu atau suatu seri puncak-puncak endo dan exothermic. Kurva ini dengan puncaknya bertindak sebagai “cap – jari” (finger print) dari mineral, sedangkan temperature spesifik pada saat mana puncak kurva berkembang merupakan diagnostic untuk identifikasi mineral. Umumnya DTA dapat digunakan untuk contoh-contoh cairan (liquid atau padat (solid). Jika bekerja dengan contoh tanah, maka secara keseluruhan, pasir, debu atau fraksi liat masing-masing dapat diselidiki. Jika tanah secara keseluruhan dianalisa, maka fraksi berukuran 2 mm harus diperlakukan dulu dengan 30% H2O2 untuk memisahkan bahan organik. Bahan organik ini dapat mempengaruhi kurva dengan menghasilkan reaksi eksotermik yang kuat. Dalam analisa umum dari keseluruhan contoh tanah hanya dihasilkan puncakpuncak dengan intensitas rendah. Puncak-puncak yang sama ini adalah sangat besar dan intensif jika fraksi liat dianalisa (Gambar 41).


120

Gambar 41 Kurva DTA pasir, pasir halus, debu, liat kasar dan liat halus tanah Cecil

Namun, puncak inversi kwarsa pada suhu 573oC acapkali absent dalam kurva DTA liat. Oleh karenanya pasir dapat dianalisa dengan menggunakan fraksi pasir total (2.0 hingga 0.05 mm) atau satu dari fraksi pasir sebagai berikut : Pasir sangat kasar

: 2.00 – 1.00 mm

Pasir kasar

: 1.00 – 0.50 mm

Pasir sedang (medium)

: 0.50 – 0.25 mm

Pasir halus

: 0.25 – 0.10 mm

Pasir sangat halus

: 0.10 – 0.05 mm


121

DTA pasir kebanyakan menunjukkan puncak endotermik yang kuat dari mineral kwarsa pada suhu 573oC (846 K). Hal ini penting terutama dalam penelitian mineral-mineral primer dan konkresikonkresi besi dan mangan. DTA debu menghasilkan kurva dengan resolusi puncak di antara pasir dengan keseluruhan tanah. Fraksi liat tanah ( < 2 μ m) dapat digunakan secara langsung atau dipisahkan lebih dahulu (sebelum dianalisis) ke dalam fraksi-fraksi liat kasar ( < 2.0 – 0.2 μ m) dan liat halus ( 0.2 μ m). Untuk tujuan bersifat umum fraksi liat < 2 μ m memberikan hasil yang cukup memuaskan untuk interpretasi kwalitatif dan kwantitatif. Identifikasi secara kwalitatif mineral-mineral dapat dicapai dengan menggunakan kurva DTA sebagai : finger print” dan memperbandingkan atau mencocokkan (matching) mereka dengan kurva dari mineral-mineral yang telah dikenal.

Tiap mineral akan memperlihatkan sifat reaksi termal yang khas

(Gambar 42). Kurva DTA kaolinit dicirikan oleh puncak endotermik yang kuat antara 450 – 600oC dan oleh puncak eksotermik yang kuat pada suhu 900 – 1000oC.


122

Gambar 42 Ciri kurva DTA dari beberapa mineral liat. Munculnya puncak endotermik ini disebabkan oleh dehidroksilasi, sedangkan puncak eksotermik disebabkan pembentukan alumina atau mullit.

Kurva

halloysit hamper mirip dengan kaolinit, tetapi memiliki puncak endotermik bersuhu rendah (100 – 200oC).

Montmorillonit memperlihatkan kurva DTA

dengan ciri puncak endotermik bersuhu rendah (100 – 200oC), sebuah puncak endotermik lagi antara 600 – 750oC, dan bagian kecil kurva yang menurun antara 800 – 900O diikuti oleh puncak eksotermik lemah antara 900 – 1000OC. Gibbsit dan goethite biasanya dicirikan oleh puncak endotermik (Tabel 11) yang kuat (strong endothermic peak) antara 290 dan 350OC. Tidak jarang geothit dan mineral besi oksida lainnya memiliki reaksi endotermik yang suhunya lebih tinggi dari gibsit.


123

Tabel 11 Nilai Puncak endotermik mineral liat


124

Scanning Elektron Mikroskop (SEM) Alat ini digunakan untuk melihat kenampakan bentuk (morfologi) kristal mineral liat secara tiga dimensi. Setiap tipe mineral liat memiliki bentuk yang spesifik yang berbeda dari tipe lainnya. Mineral kaolin memiliki bentuk platy dan vermicular (Gambar 43) morfologi sedangkan halloysit memiliki bentuk yang tabular (Gambar 43) dan terkadang dijumpai dengan bentuk spheroidal/radial (Gambar 44) seperti yang ditemukan di jepang. Kristal halloysit merupakan kristal yang labil ketika mengalami hidrasi. Sedangkan Mineral monmorrilonit (smektit grup) memiliki bentuk polygonal (Gambar 45).

A

B

C http://www-gbs.eps.s.u-tokyo.ac.jp/kogure/egallery/egallery-kao.html

Gambar 43 Scanning electron mikroskop mineral kaolin dengan bentuk platy (A) dan vermicular (B). mineral Haloysit dengan bentuk radial (C).


125

Maria Dolores riuz cruiz http://www.ehu.es/sem/seminario_pdf/SEMINARIOS_SEM_3_41.pdf

Gambar

44

Scanning electron mikroskop mineral halloysit dengan bentuk tabular (A), mineral kaolin dengan bentuk vermicular (B), mineral dickit dengan bentuk blocky (C) dan mineral nacrit dengan bentuk platy yang tipis.

Bohor & Hughes, 1971

Gambar 45 Scanning electron mikroskop mineral montmorillonit dengan bentuk kristal polygonal. Modul Pembelajaran Agrogeologi dan Mineralogi Tanah

126

Penutup Tugas 1. Jelaskan kelebihan dan kekurangan alat XRD, DTA-TGA dan SEM? 2. Buatlah prosedur cara kerja alat XRD, DTA-TGA dan SEM

Daftar Pustaka Brindley, G.W and G. Brown, 1980. Crystal Structures of Clay Minerals and Their X-ray Identification. Mineral Society, London Dixon, J.B and S.B Weed, 1977. Minerals in Soil Environments. Soil Science Society of America . Madison, Wisconsin USA. Grim, R.E. 1968. Clay Mineralogy. Seconds Edition. McGraw-Hill Book Company. New York.USA. Loughnan FC. 1969. Chemical Weathering of the Silicate Minerals. American Elsevier Publishing. New York. Wilson, M.J. 1987. A Handbook of Determinative Methods in Clay Mineralogy. Chapman and Hall Published. New York. http://www-gbs.eps.s.u-tokyo.ac.jp/kogure/egallery/egallery-kao.html http://www.ehu.es/sem/seminario_pdf/SEMINARIOS_SEM_3_41.pdf


127

Rencana Evaluasi PBM:

No 1.

Informasi yang dibutuhkan Persepsi

mahasiswa

Indikator

terhadap 1.1 Penguasaan dosen terhadap materi

kemampuan dosen dalam PBM

kuliah 1.2 Kemampuan

dosen

dalam

menjelaskan 1.3 Kemampuan dosen dalam bertanya 1.4 Kemampuan dosen berdialog dengan mahasiswa 2.

Kualitas materi perkuliahan

2.1 Kemutakhiran bahan bacaan 2.2 Sistematika urutan materi kuliah 2.3 Mutu tugas/latihan 2.4 Mutu soal-soal ujian

3

Model/Sistem perkuliahan yang 3.1 Jumlah kehadiran mahasiswa diterapkan

3.2 Media belajar yang digunakan 3.3 Membantu daya analisis mahasiswa 3.4 Membantu meningkatkan keaktifan mahasiswa


128

Rencana Evaluasi PBM:

No

1.

2.

Informasi yang dibutuhkan Persepsi mahasiswa terhadap kemampuan dosen dalam PBM

Kualitas materi perkuliahan

Indikator

Model/sistem perkuliahan yang diterapkan

Responden

Waktu

1.1 Penguasaan Wawancara Kuesioner Mahasiswa dosen terhadap materi kuliah 1.2 Kemampuan dosen dalam menjelaskan Observasi Pedoman Mahasiswa 1.3 Kemampuan observasi dosen dalam bertanya (atau 1.4 Kemampuan kuesioner) dosen berdialog dengan mahasiswa

Pertemuan VIII

2.1 Kemutakhiran bahan bacaan

Reviu Dokumen

Rekan dosen

Awal Semester

2.2 Sistematika urutan materi kuliah 2.3 Mutu tugas/laporan

Idem

Idem

Idem

2.4 Mutu soal-soal ujian/kuis

3.

Metode Teknik Instrumen

3.1 Meningkatkan minat mahasiswa 3.2 Media belajar yang digunakan 3.3 Membantu daya analisis mahasiswa

Reviu dokumen dan atau observasi Analisis soal dan hasil ujian

Pedoman reviu dokumen Idem

Pertemuan VIII

Pedoman Rekan dosen Tengah reviu dan dan dan Akhir observasi mahasiswa semester Pedoman analisis

Team Akhir teaching, semester rekan dosen, dan mahasiswa

Wawancara Kuesioner

Mahasiswa

Idem

Idem

Idem

Observasi

Idem

Mahasiswa/ dosen


129

Pertemuan III, VI, VIII, XII dan XIV

3.4 Membantu meningkatkan keaktifan mahasiswa

Idem

Idem

Idem


130

Daftar Pertanyaan untuk Mengumpulkan Data:

Informasi yang Indikator dibutuhkan 1. Persepsi 1.1 Penguasaan dosen 1.1.1 mahasiswa terhadap materi terhadap kuliah kemampuan dosen dalam PBM 1.1.2

Pertanyaan Pengetahuan dosen tentang materi perkuliahan Pembahasan dosen terhadap materi

‫׀‬-----‫׀‬-----‫׀‬-----‫׀‬-----‫׀‬ 1

2

3

4

Buruk

Baik sekali

‫׀‬-----‫׀‬-----‫׀‬-----‫׀‬-----‫׀‬ 1

2

3

4

Dangkal

1.2 Kemampuan Kemampuan dosen dosen dalam dalam: menjelaskan 1.2.1 Menjelaskan

‫׀‬-----‫׀‬-----‫׀‬-----‫׀‬-----‫׀‬ 1

1.4 Kemampuan 1.4.1 Berdialog dosen berdialog dengan mahasiswa 2. Kualitas materi perkuliahan

2.1 Kemutakhiran bahan bacaan 2.2 Sistematika urutan materi kuliah

2.3 Mutu tugas/kuliah

2.4 Mutu soal-soal ujian

3. Model/ sistem perkuliahan

3.1 Meningkatkan minat mahasiswa

5

Mendalam

2

3

4

Ruwet 1.3 Kemampuan 1.3.1 Bertanya dosen dalam bertanya

5

5

Jelas

‫׀‬-----‫׀‬-----‫׀‬-----‫׀‬-----‫׀‬ 1

2

3

4

Buruk

5

Baik

‫׀‬-----‫׀‬-----‫׀‬-----‫׀‬-----‫׀‬ 1

2

3

4

Buruk

5

Baik

2.1.1 Apakah bahan bacaan yang dipakai dosen cukup mutakhir (up to date?) jelaskan jawaban anda? 2.2.1 Apakah materi perkuliahan sudah tersusun dengan baik dan diperkirakan dapat mempermudah pembahasannya? Jelaskan jawaban anda. 2.3.1 Apakah tugas/latihan yang diberikan dosen sesuai (konsisten) dengan materi kuliah dosen yang diberikan? Jelaskan jawaban anda. 2.4.1 Bagaimana tingkat kesulitan soal ujian yang diberikan dosen? Jelaskan jawaban anda.

3.1.1 Minat mahasiswa terhadap

‫׀‬-----‫׀‬-----‫׀‬-----‫׀‬-----‫׀‬ 1

2

3

4

Tidak


5

Sangat 131

yang diterapkan

matakuliah 3.1.2 Minat mahasiswa terhadap materi perkuliahan 3.2 Media belajar yang digunakan

3.3 Membantu daya analisis mahasiswa

minat

minat

‫׀‬-----‫׀‬-----‫׀‬-----‫׀‬-----‫׀‬ 1

2

4

Tidak minat

5

Sangat minat

3.2.1 Media belajar ‫׀‬-----‫׀‬-----‫׀‬-----‫׀‬-----‫׀‬ 1

3.3.1 Daya analisis mahasiswa

2

4

5

Sangat interaktif

‫׀‬-----‫׀‬-----‫׀‬-----‫׀‬-----‫׀‬ 2

Turun 3.4.1 Keaktifan Mahaiswa

3

Tidak interaktif 1

3.4 Membantu meningkatkan keaktifan mahasiswa

3

3

4

5

Meningkat

‫׀‬-----‫׀‬-----‫׀‬-----‫׀‬-----‫׀‬ 1

2

Turun


3

4

5

Meningkat

132

Kuesioner untuk PBM 1. Kuesioner ini dimaksudkan untuk mengumpulkan informasi tantang cara mengajar dosen dalam perkuliahan yang anda ikuti. Petunjuk : Lingkarilah angka yang sesuai dengan pendapat Anda untuk setiap pertanyaan di bawah ini. Angka 1 sampai dengan 4 pada skala jawaban mempunyai arti sebagai berikut: 1

=

Kurang

3

=

Baik

2

=

Cukup

4

=

Sangat Baik

No

Aspek

Nilai (lingkari)

1.

Cara dosen menyampaikan tujuan perkuliahan

1

2

3

4

2.

Pemberian bimbingan

1

2

3

4

3.

Keterampilan kelompok

1

2

3

4

4.

Penguasaan dosen terhadap materi

1

2

3

4

5.

Memberikan motivasi mahasiswa untuk belajar

kepada

1

2

3

4

6.

Kemampuan dosen kegiatan kelompok

memonitor

1

2

3

4

7.

Kepuasan Anda tentang nilai yang diberikan dosen.

1

2

3

4

8.

Memberikan contoh-contoh

1

2

3

4

9.

Menggunakan media belajar

1

2

3

4

1

2

3

4

memandu

10. Variasi metode mengajar

diskusi

Nilai (dipindahkan)

TOTAL SKOR RATA-RATA


133

2. Kuesioner ini dimaksudkan untuk mengumpulkan informasi tentang kegiatan belajar mahasiswa. Petunjuk : Lingkarilah angka yang sesuai dengan pendapat Anda untuk setiap pertanyaan di bawah ini. Angka 1 sampai dengan 4 pada skala jawaban mempunyai arti sebagai berikut: 1

=

Kurang

3

=

Baik

2

=

Cukup

4

=

Sangat Baik

No

Aspek

Nilai (lingkari)

Nilai (dipindahkan)

1.

Jumlah pertanyaan mahasiswa

1

2

3

4

2.

Kualitas pertanyaan mahasiswa

1

2

3

4

3.

Cara menjawab pertanyaan dosen di kelas

1

2

3

4

4.

Kepatuhan mahasiswa mengerjakan tugas

1

2

3

4

5.

Ketertarikan/minat mahaiswa terhadap materi perkuliahan

1

2

3

4

6.

Keaktifan dikelas

1

2

3

4

7.

Keaktifan dalam kegiatan kelompok

1

2

3

4

8.

Cara bertanya dan pertanyaan dalam diskusi

1

2

3

4

9.

Kemampuan analisis mahasiswa

1

2

3

4

10. Kelengkapan media pembelajaran

1

2

3

4

11. Perhatian mahasiswa pada keseluruhan jalannya perkuliahan

1

2

3

4

12. Prosentase kehadiran mahasiswa

1

2

3

4

13. Tingkah laku (attitude) mahasiswa dalam kelas TOTAL SKOR

1

2

3

4

menjawab

RATA-RATA


134

Rangkuman Agrogeologi dan mineralogi tanah adalah mata kuliah yang mengajarkan kepada mahasiswa pemahaman terhadap proses dinamis pembentukan bumi, batuan sebagai bagian dari kerak litosfer bumi yang paling memberikan pengaruh terhadap proses manajemen lahan, utamanya dalam menentukan lahan-lahan potesial yang dapat dikembangkan dalam bidang pertanian, tata runag dan lingkungan. Proses aktif dan dinamis yang terjadi pada bumi bagian dalam (endogen) memberikan interior yang sangat indah pada permukaan bumi. Sedangkan proses bumi pada bagian luar (eksogen) memoles hasil bentukan bumi bagian dalam. Kedua proses tersebut memberikan andil yang sangat besar dalam pembentukan variasi jenis-jenis batuan dan mineral yang terdapat pada kerak litosfer bumi. Mineral primer dihasilkan dari hasil pembekuan magma yang berasal dari lapisan astenosfer bumi. Mineral ini merupakan penyusun utama batuan beku yang terdapat pada kerak litosfer. Proses pelapukan pada mineral primer menyebabkan mineral yang tidak resisten akan berubah menjadi mineral sekunder. Hanya mineral resisten yang bisa dijumpai di tanah, yaitu mineral yang terbentuk pada temperatur ≤900oC. berdasarkan sifat dan unsur pembentuknya mineral dibagi ke dalam delapan golongan, yaitu: golongan unsur, sulfida, oksida-hidroksida, halida, karbonat, sulfat, posfat dan silikat. Untuk membedakan mineral satu dengan yang lainnya, dapat dilakukan dengan pengamatan beberapa sifat fisik dan kimia mineral, yaitu: warna, cerat, kilap, belahan, pecahan, kekerasan, berat jenis, sistem kristal tenacity dan komposisi kimia. Batuan beku adalah batuan yang terbentuk dari hasil kristalisasi mineralmineral dalam bentuk agregasi yang saling interlocking. Secara umum batuan beku disusun oleh mineral : olivin, piroksin, hornblende (amphibole), biotit, Ca dan Na plagioklas, K-feldspar, muscovit dan kuarsa. Kandungan mineral yang Modul Pembelajaran Agrogeologi dan Mineralogi Tanah

135

terdapat dalam batuan beku menunjukkan perbedaan jenis batuan beku. Berdasarkan tempat terbentuknya batuan beku terbagi tiga, yaitu; batuan beku plutonik/intrusif, batuan beku gang/korok dan batuan beku ekstrusif. Perbedaan tempat pembentukan berakibat pada perbedaan tekstur dan struktur dari jenisjenis batuan beku. Struktur massif pada batuan beku mengakibatkan proses pelapukan dimulai dari arah luar ke arah dalam tubuh batuan, proses pelapukannya biasa disebut spheroidal weathering (pengelepasan kulit bawang). Daerah yang berkembang dari bahan induk yang berasal dari batuan beku, umumnya memiliki bentuk morfologi yang bergelombang kuat (berbukitbergunung). Hal ini disebabkan karena batuan induknya sulit mengalami pelapukan. Oleh sebab itu perkembangan tanah pada daerah berbahan induk batuan beku umumnya lambat sehingga tanah yang mungkin terbentuk adalah tanah-tanah yang bersolum dangkal. Batuan piroklastik dihasilkan dari aktivitas gunungapi yang bersifat eksplosif. Material yang dikeluarkan gunungapi kemudian ditarnsportasikan oleh angin, kemudian jatuh pada tubuh sungai, laut dan darat selanjutnya mengalami proses diagenesis membentuk batuan. Oleh sebab itu batuan piroklastik memiliki tekstur klastik (berbutir). Proses pelapukan kimia pada batuan berjalan dua arah, yaitu dari arah luar dan arah dalam tubuh batuan. Hal inilah yang membuat batuan piroklastik lebih mudah mengalami pelapukan dibandingkan batuan beku. Sehingga proses pembentukan tanah akan berjalan lebih cepat dan menghasilkan solum tanah yang dalam. Batuan sedimen adalah batuan yang terbentuk dari hasil akumulasi material hasil perombakan batuan yang sudah ada sebelumnya atau dari hasil aktivitas kimia maupun organism. Batuan sedimen memiliki tekstur yang sama dengan batuan piroklastik, yaitu tekstur “klastik” (berbutir). Sehingga proses pelapukannya juga berjalan dua arah dan dapat membentuk solum tanah yang dalam. Batuan metamorf dihasilkan dari proses metamorfisme. Metamorfisme memiliki arti yang sama dengan alterasi (perubahan) batuan, sepanjang batuan tersebut tidak hancur dan tidak berubah menjadi cair. Proses pembentukan batuan metamorf secara umum selalu berasosiasi dengan proses tektonisme Modul Pembelajaran Agrogeologi dan Mineralogi Tanah

136

dan pembebanan. Oleh karena itu batuan ini memiliki struktur yang massif dengan kandungan mineral-mineral yang lebih resisten dari mineral pada batuan beku. Proses pelapukan berjalan dari arah luar ke dalam tubuh batuan. Tanah yang berkembang dari batuan metamorf umumnya bersolum dangkal. Mineral yang paling banyak ditemui di alam adalah mineral silikat. Mineral silikat dikelompokkan berdasarkan susunan unit dasarnya, yaitu: kelompok

nesosilikat,

sorosilikat

,

siklosilikat,

inosilikat,

filosilikat

dan

tektosilikat. Berdasarkan proses pembentukannya mineral silikat dibagi ke dalam dua golongan, yaitu; mineral silikat primer dan mineral silikat sekunder. Proses alterasi silikat primer dapat membentuk silikat sekunder. Cepat lambatnya proses alterasi disebabkan oleh ikatan kimia dan energi ikatan persenyawaan. Mineral silikat tidak hanya terdapat dalam batuan, tetapi juga terdapat di dalam tanah. Mineral silikat di dalam tanah adalah mineral silikat yang resisten terhadap pelapukan. Sedangkan mineral silikat primer yang tidak resisten akan teralterasi menjadi mineral silikat sekunder dan mineral oksida-hidroksida. Secara umum fraksi tanah mengandung mineral primer yang resisten, mineral liat dan mineral oksida-hidroksida. Mineral oksida/hidroksida yang banyak terdapat di tanah adalah besi oksida dan aluminium oksida. Mineral liat dalam tanah terbentuk karena rekristalisasi (sintesis) dari senyawa-senyawa hasil pelapukan mineral primer atau alterasi (perubahan) langsung dari mineral primer yang telah ada (misalnya mika menjadi ilit). Mineral liat Al-silikat dapat dibedakan menjadi: mineral liat Al-silikat yang kristalin misalnya kaolinit, haloysit, montmorilonit, illit dll dan mineral liat Alsilikat amorf (non kristalin), misalnya alofan. Struktur ikatan antara lembar tetrahedron dan lembar oktahedron menentukan sifat dan karateristik tipe mineral liat. Mineral liat terbagi atas tiga tipe, yaitu; tipe 1:1 (kaolinit group), tipe 2:1 (smektit group) dan tipe 2:1;1 (klorit group). Mineral liat memiliki ukuran <2µ, sehingga untuk mengidentifikasinya digunakan alat XRD, DTA-TGA dan SEM. Ketiga alat ini mampu untuk mengindentifikasi material berukuran nano. XRD digunakan untuk menyelidiki Modul Pembelajaran Agrogeologi dan Mineralogi Tanah

137

mineral liat tanah karena terdapatnya penyusunan (arragement) secara sistematik atom-atom atau ion-ion di dalam bidang kristal liat (crystal plane). Tiap jenis mineral liat diketahui dicirikan oleh susunan atom yang spesifik, sehingga dihasilkan bidang-bidang atom (atomic planes) berciri khas yang mampu men-ditraksi (merefleksikan) sinar – X. DTA-TGA digunakan karena setiap mineral memiliki reaksi terhadap pemanasan pada suhu tertentu, demikian juga dengan mineral liat. SEM digunakan untuk mengetahui bentuk tiga dimensi kristal mineral.

Pesan dan Motivasi  Ilmu adalah anugerah Allah SWT kepada hambanya yang beriman, oleh sebab itu carilah ilmu-Nya sebanyak mungkin dan pergunakan untuk mendapatkan pahala-Nya. Ilmu bukan untuk dihapalkan tetapi untuk dipahami, sehingga segala perubahan dan perkembangannya tidak membuat kita menjadi bingung dan kalut.  Mata kuliah agrogeologi dan mineralogi tanah ibarat pribahasa “Tak kenal maka tak sayang”. Oleh karena itu belajarlah untuk kenal hingga akhirnya engkau menyayanginya. Jangan mudah putus asa dalam menghadapi kesulitan sesungguhnya dibalik kesulitan akan kamu jumpai banyak kemudahan.


138

Birkeland PW. 1999. Soils and Geomorphology. 3th Edition. Oxford University Press. New York. Boggs, S. Jr. 1987. Principles of Sedimentology and Stratigraphy. Merill Publishing Company and A Bell & Howell Company. Toronto, London & Melbourne. Brindley, G.W and G. Brown, 1980. Crystal Structures of Clay Minerals and Their X-ray Identification. Mineral Society, London Dixon, J.B and S.B Weed, 1977. Minerals in Soil Environments. Soil Science Society of America . Madison, Wisconsin USA. Grim, R.E., 1968. Clay Mineralogy. Mc Graw Hill Book Company.New York Grolier Incorporated. 1984. Popular Science. Grolier Incorporated Publishing. Holmes, A. 1964. Principles of Physical Geology. Nelson’s Australian Papaerbacks. Kerr, P.F. 1959. Optical Mineralogy. McGraw Hill Book Co. Inc, New York. Lange, O., Ivanova, M., Lebedeva. 1967. General Geology. Foreign Languages Publishing House, Moscow. 83 h. Loughnan FC. 1969. Chemical Weathering of the Silicate Minerals. American Elsevier Publishing. New York. Lindsay, W.L. 1979. Chemical Equilibria in Soils. John Wiley & Sons, Inc. New York. USA. Miller, J.P. and R. Scholten. 1966. Laboratory Studies in Geology. W.H Freeman and Company. San Fransisco and London. Putnis A. 1992. Introduction to Mineral Sciences. Cambridge University Press. Raymond LA. 1995. Petrology: The Study of Igneous, Sedimentary, Metamorphic Rocks. WCB Publisher. USA. Rogers JJW, Adams JAS. 1966. Fundamentals of Geology. Harper and Row Publisher. New York Tan KH. 1982. Principles of Soil Chemistry. Marcel Dekker, Inc. New York. Modul Pembelajaran Agrogeologi dan Mineralogi Tanah

139

Travis, R.B. 1955. Classification of rocks. Quaterly of the Colorado School of Mines, Volume 50, Number 1. Tyrrell, G.W. 1958. The Principles of Petrology. E.P. Dutton and Co Publishing. Inc, New York. Wilson, M.J. 1987. A Handbook of Determinative Methods in Clay Mineralogy. Chapman and Hall Published. New York. http://www-gbs.eps.s.u-tokyo.ac.jp/kogure/egallery/egallery-kao.html http://www.ehu.es/sem/seminario_pdf/SEMINARIOS_SEM_3_41.pdf http://webmineral.com


140

BUKU AJAR AGROGEOLOGI DAN MINERALOGI TANAH

Recommend Documents