Geologi, Petrologi dan Mineralogi Tanah | Jamalam Lumbanraja by Aprohan Saputra

Undang-Undang Republik Indonesia Nomor 19 Tahun 2012 tentang Hak Cipta Lingkup Hak Cipta Pasal 2 1. Hak cipta merupakan hak ekslusif bagi Pencipta atau Pemegang Hak Cipta untuk mengumumkan atau memperbanyak ciptaannya, yang timbul secara otomatis setelah suatu ciptaan dilahirkan tanpa足 mengurangi pembatasan menurut peraturan perundang-undangan yang berlaku. Ketentuan Pidana Pasal 72 1. Barangsiapa dengan sengaja melanggar dan tanpa hak melakukan perbuatan sebagaimana dimaksud pada Pasal 2 Ayat (1) dan Ayat (2) dipidana dengan pidana penjara masing-masing paling singkat 1 (satu) bulan dan/atau denda paling sedikit Rp1.000.000,00 (satu juta rupiah), atau pidana penjara paling lama 7 (tujuh) tahun dan/ atau denda paling banyak Rp5.000.000,000,00 (lima milyar rupiah). 2. Barangsiapa dengan sengaja menyiarkan, memamerkan, mengedar足kan, atau menjual kepada umum suatu ciptaan atau barang hasil pelanggaran hak cipta atau hak terkait sebagai dimaksud pada Ayat (1) dipidana dengan pidana penjara paling lama 5 (lima) tahun dan/ atau denda paling banyak Rp500.000.000,00 (lima ratus juta rupiah).

Geologi, Petrologi, dan Mineralogi Tanah

OLEH Prof. Dr. Ir. Jamalam Lumbanraja, M.Sc.

PENERBIT LEMBAGA PENELITIAN UNIVERSITAS LAMPUNG 2012

Penerbit LEMBAGA PENELITIAN UNIVERSITAS LAMPUNG Jl. Prof. Dr. Soemantri Brodjonegoro, No. 1 Bandar Lampung, 35143 Telp. (0721) 705173, 701609 ext. 138 Fax. 773798 e-mail: lemlit@unila.ac.id Perpustakaan Nasional RI: Katalog Dalam Terbitan (KDT) Prof. Dr. Ir. Jamalam Lumbanraja, M.Sc. Geologi, Petrologi, dan Mineralogi Tanah Cetakan Pertama, Desember 2012 x + 191 hlm. 15,5 x 23 cm ISBN: 978-979-8510-36-6 Hak Cipta dilindungi Undang-Undang All Rights Reserved Dilarang mengutip atau memperbanyak sebagian atau seluruh isi buku ini tanpa izin tertulis dari penerbit Isi di luar tanggung jawab percetakan

KATA PENGANTAR Tanah merupakan bagian dari muka bumi yang sangat bermanfaat bagi mahluk hidup di atasnya dan khususnya bagi manusia. Tanah merupakan media tumbuh tanaman yang menjadi sumber pangan, sandang, papan, dan tanah juga tempat pemukiman. Pembentukan tanah sangat dipengaruhi oleh bahan induk tanah yaitu hasil pelapukan batuan yang terbentuk dari hasil proses geologi yang relatif sangat lama. Selain itu, faktor lain yang mempengaruhi pembentukan tanah yaitu gaya-gaya dalam bumi seperti magma sebagai sumber lava yang membeku menjadi batuan dan gaya luar bumi seperti pengaruh iklim terutama air dan suhu, kemiringan tanah, mahluk hidup yang berada di dalam ekosistem di atas tanah, dan waktu pembentukan tanah. Buku â&#x20AC;&#x153;GEOLOGI, PETROLOGI, DAN MINERALOGI TANAHâ&#x20AC;? ini merupakan hasil karya yang dapat dimanfaatkan sebagai bahan bacaan untuk umum dan khususnya untuk mereka yang mau belajar tetang kebumian. Uraian dalam buku ini telah dilakukan secara mendasar dan komprehensif serta dilengkapi dengan berbagai ilustrasi seperti gambar, tabel, dan beberapa perhitungan. Informasi, gambar, dan tabel dalam buku ini diambil dari berbagai sumber untuk memperkaya dan memperjelas uraian topik bahasan dalam buku ini. Mudah-mudahan setelah mempelajari buku ini, pembaca dapat memahami geologi, batuan dan mineral tanah sebagai dasar untuk mengetahui kebumian secara umum.

Bandar Lampung, November 2012 Prof. Ir. Muhajir Utomo, M.Sc., Ph.D.

iii

PRAKATA Kita bisa melihat sifat mahluk hidup di atas tanah seperti jenis tumbuhan dan hewan dengan mata sendiri tanpa alat bantu sehingga dapat membedakan dan melihat kesamaan antara satu makluk dan mahluk yang lain. Tetapi kita sangat sulit mengetahui sifat tanah di bawah telapak kaki kita apabila kita sedang menginjak tanah. Apabila kita hidup di wilayah pertanian pedesaan yang mempunyai pemandangan bebatuan disekitarnnya, kita tidak mudah melihat perubahan bebatuan tersebut. Hal itu menunjukkan bahwa secara geologis perubahan batuan sangat lambat terjadi. Perubahan batuan dapat cepat apabila ada gempa bumi baik akibat gempa tektonik maupun gempa vulkanik yang dapat merubah morfologi atau profil batuan tersebut. Bahkan, tanah disekitarnya semata-mata hampir sama dari tahun ke tahun jika tidak tertimbun oleh bahan galian, lava, bahan banjir atau tanah itu terungkap secara alami atau buatan manusia. Buku â&#x20AC;&#x153;GEOLOGI, PETROLOGI, DAN MINERALOGI TANAHâ&#x20AC;? ini merupakan hasil karya yang dapat dimanfaatkan sebagai bahan bacaan untuk umum dan khususnya untuk mereka yang mau belajar tetang kebumian. Uraian dalam buku ini telah dilakukan secara mendasar dan komprehensif serta dilengkapi dengan berbagai ilustrasi seperti gambar, tabel, dan beberapa perhitungan. Informasi, gambar, dan tabel dalam buku ini diambil dari berbagai sumber untuk memperkaya dan memperjelas uraian topik bahasan dalam buku ini. Mudah-mudahan setelah mempelajari buku ini, pembaca dapat memahami geologi, batuan dan mineral tanah sebagai dasar untuk mengetahui kebumian secara umum. Buku ini terdiri dari 15 Bab dan merupkan tiga bagian besar yaitu: Bagian pertama yaitu tentang geologi tanah yang terdiri dari Bab I berisikan pengertian, Bab II menjelaskan tentang siklus geologi dan

Bab III tentang energi dan pergerakan massa bumi. Bagian yang kedua adalah tentang batuan yang terdiri dari Bab IV tentang batuan dan pembentukan batuan, Bab V tentang pelapukan batuan dan pelapukan tanah dan Bab VI tentang erosi dan pergerakan massa bumi. Bagian ketiga yang merupakan bagian terbesar dari isi buku ini yaitu tentang mineralogi tanah. Bab VII menjelaskan kristalografi mineral; Bab VIII berisikan pengenalan mineral tanah, Bab IX tentang struktur mineral silika, Bab X tentang interaksi organik dengan mineral. Bab XI dan Bab XII tentang keseimbangan mineral tanah, Bab XIII dan XIV tentang mineral liat dan yang terakhir Bab XV berisikan identifikasi batuan dan mineral tanah. Edisi pertama ini masih memelukan banyak penyempurnaan baik penusunan bab maupun isinya. Untuk itu, penulis sangan mengharapkan masukan dari berbagai pihak untuk penyempurnaan pada edisi nerikutnya.

Bandar Lampung, Desember 2012

Prof. Dr. Ir. Jamalam Lumbanraja, M.Sc.

DAFTAR ISI Topik BAB SATU: PENDAHULUAN . . . . . Pengertian Umum . . . . . Pengenalan Planit Bumi. . . Bumi merupakan benda padat. Bahan Bacaan . . . . . . .

Halaman . . . . . . . . . .

. . . . . . . . . .

. . . . . . . . . . . . . . .

1 1 1 3 8

BAB DUA: SIKLUS DAN WAKTU GEOLOGI . . . . .

Siklus air. . . . . . . . . . . . . . . . Siklus batuan. . . . . . . . . . . . . . Siklus biologi. . . . . . . . . . . . . . Kolom geologi. . . . . . . . . . . . . Sikuen (strata saling timbun) . . . . . . . . Waktu dan fosil. . . . . . . . . . . . . Penanggalan radioaktif. . . . . . . . . . Bahan bacaan. . . . . . . . . . . . . . BAB TIGA: ENERGI DAN PERGERAKAN MASSA BUMI . . . . . . . . . . . . . . . .

9 11 12 14 15 16 20 21 22

Energi. . . . . . . . . . . . . . . . .

Konversi antar bentuk energi. . . . . . . . 1. Energi dari matahari . . . . . . . . 2. Energi pasang surut. . . . . . . . . 3. Energi dari perut bumi . . . . . . .

25 27 28 29

Pergerakan massa bumi. . . . . . . . . . Bahan bacaan. . . . . . . . . . . . . .

31 33

BAB EMPAT: BATUAN DAN PEMBENTUKAN BATUAN 34 Cara mempelajari batuan . Pembagian batuan. . . . 1. Batuan beku . . . 2. Batuan sedimen . . 3. Batuan metamorf . Bahan bacaan. . . . . .

. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .

35 38 38 40 44 48

BAB LIMA: PELAPUKAN BATUAN DAN TANAH. . .

Batuan dan tanah. . . . . . . . . . . . . Proses pelapukan. . . . . . . . . . . . . 1. Pelapukan fisik . . . . . . . . . . 2. Pelapukan kimia. . . . . . . . . . Faktor-faktor yang mempengaruhi pelapukan. Tanah. . . . . . . . . . . . . . . . . Bahan bacaan. . . . . . . . . . . . . .

49 50 50 52 54 56 58

BAB ENAM: EROSI DAN PERGERAKAN MASA BUMI.

Aliran air dan pergerakan partikel batuan . . .

Jenis-jenis pergerakan massa bumi di permukaan. . . . . . . . . . . . . . .

Morfologi lahan akibat aktivitas air. Abrasi. . . . . . . . . . . . Denudasi. . . . . . . . . . . Pengaruh angin pada gurun. . . .

. . . . . . . .

. . . . . . . . . . .

Erosi akibat gerak masa es (gletser) . . . . . Perbedaan bentuk geomorfologi pada daerah kering dan basah. . . . . . . . . . . . . Bahan bacaan. . . . . . . . . . . . . .

vii

64 64 65 65 66 67 67

BAB TUJUH: KRISTALOGRAFI MINERAL. . . . . .

Evolusi pengetahuan. . . . . . . . . . . Pengertian simetri. . . . . . . . . . . . Penggunaan simetri. . . . . . . . . . . .

68 70 70

Klassifikasi bentuk (sistim) kristal. . . . . . Sifat fisik kristal mineral. . . . . . . . . . Bahan bacaan. . . . . . . . . . . . . .

77 79 82

BAB DELAPAN: PENGENALAN MINERAL TANAH. . Pengertian. . . . . . . . . . . . . . . Klasifikasi mineral. . . . . . . . . . . . Sifat kimia dan struktur mineral. . . . . . . 1. Pembagian mineral berdasarkan . Komposisi anion dalam mineral. . . 2. Pembagian mineral berdasarkan proses . . pembentukan . . . . . . . . . . . .

83 83 84 84 85 85

3. Pembagian mineral berdasarkan . . . . 86 keberadaan silika . . . . . . . . . .

Bahan bacaan . . . . . . . . . . . . . .

BAB SEMBILAN: STRUKTUR MINERAL SILIKA. . . . 94 Kumpulan bola atom yang paling berdekatan. . Tetrakhedral dan oktahedral. . . . . . . . Jari-jari dan nisbah jari-jari ion. . . . . . . Muatan tetrahedral dan oktahedral. . . . . . Bahan bacaan. . . . . . . . . . . . . .

94 95 97 99 103

BAB SEPULUH: INTERAKSI ORGANIK DAN . . . . . MINERAL. . . . . . . . . . . . . .

104

Bahan organik. . . . . . . . . . . . . . Reaksi-reaksi organik dengan miberal tanah. . Bahan bacaan. . . . . . . . . . . . . .

106 108 110

viii

BAB SEBELAS: KESEIMBANGAN KIMIA MINERAL . . . TANAH. . . . . . . . . . . . . . . . .

111

Prinsip dasar keseimbangan mineral tanah. . . Entalpi, entropi, dan energi bebas. . . . . . Energi bebas dan konstanta keseimbangan. . . Keberadaan mineral yang tidak dalam keseimbangan . . . . . . . . . . . . . . Penggunaan data termodinamika di dalam mineral tanah. . . . . . . . . . . . . . Kecenderungan pelapukan mineral. . . . . . Mineral masa lampau, sekarang dan masa datang. . . . . . . . . . . . . . . . . Bahan bacaan. . . . . . . . . . . . . .

111 114 119

BAB DUABELAS: MINERAL TANAH. . . . . . . .

122 123 124 128 129 130

Pendahuluan. . . . . . . . . . . . . . Hubungan mineralogi tanah dengan taksonomi tanah . . . . . . . . . . . . . . . . . Feldspar, olivin, ampibol, dan piroksen. . . . Bahan bacaan. . . . . . . . . . . . . .

130

BAB TIGABELAS: MINERAL LIAT TANAH. . . . . .

145

Pengertian. . . . . . . . . . . . . . . Mika. . . . . . . . . . . . . . . . . . 1. Muatan mika. . . . . . . . . . . . 2. Pelapukan. . . . . . . . . . . . . 3. Keberadaan mika dalam tanah. . . . Vermikulit. . . . . . . . . . . . . . . 1. Proses pembentukan. . . . . . . . 2. Sifat kimia. . . . . . . . . . . . 3. Pertukaran kation. . . . . . . . . 4. Pelapukan. . . . . . . . . . . . 5. Sifat umum. . . . . . . . . . . .

145 147 148 149 152 153 154 154 154 154 156

131 141 144

6. Sifat interleyer. . . . . . . . . . . Khlorit dan vermikulit/smektit terlapis hidroksi. A. Khlorit. . . . . . . . . . . . . B. Vermikulit/smektit terlapis hidroksi . . Talk dan Piropilit. . . . . . . . . . . . . Kaolinit dan serpertine. . . . . . . . . . Bahan bacaan. . . . . . . . . . . . . . BAB EMPATBELAS: MINERAL YANG BERASSOSIASI . DENGAN LIAT TANAH . . . . Mineral fosfat. . . . . . . . . . . . Mineral oksida dan hidroksida aluminum. Mineral oksida dan hidroksida besi. . . . Zeolit. . . . . . . . . . . . . . . . Karbonat. . . . . . . . . . . . . . Bahan bacaan. . . . . . . . . . . . BAB LIMABELAS: IDENTIFIKASI BATUAN DAN . . MINERAL .TANAH. . . . . . . . . . . Penamaan mineral. . . . . . . . . . Warna batuan dan mineral. . . . . . . Berat jenis mineral (density) . . . . . . Sifat mengkilap. . . . . . . . . . . . . Letak geologis. . . . . . . . . . . . Indentifikasi secara molekuler. . . . . . 1. Metode difraksi sinar-x. . . . . . . . . 2. Analisa termografimetri. . . . . . . . . 3. Spektra inframerah. . . . . . . . . . . 4. Mikroskop elektron. . . . . . . . . . . Bahan bacaan. . . . . . . . . . . . LAMPIRAN. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . BIODATA PENULIS . . . . . . . . . . . . . . . . .

156 157 157 158 159 160 162 164 164 168 169 169 170 170 171 171 171 176 177 177 177 177 183 185 185 186 187 190

BAB SATU PENDAHULUAN Pengertian Umum Geologi Tanah (Geo= bumi, logos = pengertian, ilmu) merupakan bagian dari ilmu pengetahuan alam yang mempelajari keberadaan, gejala, susunan zat, dan bentuk tanah yang merupakan bagian dari muka bumi. Meneralogi Tanah adalah ilmu pengetahuan yang mempelajari mineral yaitu bahan utama yang membentuk tanah yang merupakan bagian dari kerak bumi. Petrologi (petros = batuan, logos = pengertian, ilmu) adalah ilmu yang mempelajari klassifikasi dan proses pembentukan batuan. Paleontologi (palaios = purba, ontos = mahluk) adalah ilmu yang mempelajari pembatuan sisa mahluk purba. Geomorfologi adalah ilmu yang mempelajari bentuk muka bumi yang terjadi karena kekuatan luar dan dalam bumi. Pengenalan Planit Bumi Planit bumi, selain bulan, mars, dan bintang-bintang tertentu merupakan salah satu planit yang terdapat pada sistim galaksi matahari. Bumi berotasi mengelilingi matahari selama lebih kurang 365 hari atau 12 bulan dalam satu rotasi. Berhubungan dengan pergerakan bumi dalam sumbunya dan rotasinya, banyak kejadian-kejadian atau proses yang terjadi selama lebih kurang 5 miliar tahun setelah terbentuknya bumi (Gambar 1-1). Salah satu kejadian yang dapat diamati adalah adanya hujan. Apabila hujan turun cukup deras, akan terlihat aliran-aliran permukaan sepanjang saluran kecil, kemudian masuk kesaluran yang lebih besar dan akhirnya ke sungai dan bermuara ke danau atau ke laut. Dalam air yang mengalir

JAMALAM LUMBANRAJA

BAB SATU

PENDAHULUAN

itu turut terbawa berbagai bahan seperti kayu, daun-daunan, bungkus permen, bungkus rokok, dan lain sebagainya. Bahan-bahan ini sangat mudah dilihat oleh mata. Tetapi ada bahan-bahan partikel tanah yang dalam air yang tidak diperhatikan oleh kebanyakan orang seperti liat, debu, pasir yang terikut di dalam aliran permukaan dan batuan/kerikil yang berguling didasar saluran atau sungai. Bumi berputar Bersama bulan kelilingi Matahari 365 hari /siklus

Bumi Matahari

Bulan

Bulan berputar Kelilingi Bumi Dalam lintasan 28 hari /siklus

Gambar 1-1. Galaksi Matahari bersama planit Bumi dan Bulan. Aliran permukaan, air terjun, dan semua bahan-bahan padat dan terlarut yang terbawa oleh aliran air permukaan merupakan gerakan, aktivitas dan proses geologi. Air mangalir dari satu lahan/dataran dan bergerak ke arah lautan membawa butiran padat dan pecahan batuan dan zat terlarut dari pelapukan batuan. Dari proses geologi batuan yang merupakan sesuatu yang terbentuk secara alami, kuat dan menyatu keras dalam suatu agregat atau massa mineral yang merupakan bagian dari bumi adalah salah satu hal penting dipelajari. Selain siklus air dari hujan membawa bahan-bahan yang sudah diuraikan sebelumnya yang merupakan gejala geologi, proses serpihan batuan yang berasal dari batuan keras dan kuat, pecahan batuan itu menggelinding dan terendapkan dan dapat membentuk batuan kembali juga merupakan proses lain dari geologi. Proses yang berhubungan dengan pemecahan batuan baik secara fisik maupun secara kimia dan hasil pecahan itu terbawa oleh media pengangkut (air, angin, atau es) disebut erosi.

BAB SATU

PENDAHULUAN

JAMALAM LUMBANRAJA

Pergerakan partikel batuan dalam aliran permukaan terdiri dari dua hal yaitu (1) bahan-bahan (sesuatu yang akan digerakkan) dan proses atau aktivitas yang membutuhkan tenaga (energi). Untuk mendapatkan gambaran tentang tingginya ktivitas kegiatan di permukaan bumi, perlu diperhatikan hal-hal yang lebih luas: 1. Bahan-Dari bahan apa bumi terbentuk dan bagaimana susunannya? 2. Proses- Aktivitas apa yang menggerakkan bahan-bahan itu sampai berobah menjadi bentuk lain? Bumi Merupakan Benda Padat Athanasius Kicher pada tahun 1678 dalam lukisannya menggambar足 kan perut bumi sesuai dengan bayangannya (Gambar 1-2). Dalam gambar itu ada dua proses yang bekerja terhadap bumi: (1) proses dalam perut bumi (proses internal) dan (2) proses pada mantel dan permukaan bumi (proses eksternal = proses lapisan). Biasanya manusia tidak memperhatikan proses dalam perut bumi, walaupun kita mengetahui adanya gempa/getaran bumi (earthquaks), gunung meletus dan batuan terlempar ke dataran kecuali bila proses tersebut berhubungan langsung dengan hal-hal yang diakibatkan seperti gempa di laut yang mengakibatkan gelombang air laut tinggi dan menimbulkan tsunami atau menimbulkan perubahan lahan pertanian dan kerusakan fasilitas umum seperti bangunan dan jalan. Hal ini menggambarkan tingginya aktivitas dalam perut bumi. Proses dalam perut bumi dapat merubah bentuk permukaan bumi dan dapat mempengaruhi kehidupan di permukaan bumi, termasuk manusia. Bentuk bumi, ruang kehidupan dipermukaan bumi menggambarkan besaran bumi. Planit bumi sangat besar sehingga tidak dapat diukur secara langsung, tetapi pengukuran melalui perhitungan dengan menggunakan model matematika. Keliling bumi dapat diukur maka jari-jarinya dapat diperkirakan yaitu lebih kurang 6371 km (Gambar 1-2) dan bandingkan dengan sifat planit lain (Tabel 1-1).

JAMALAM LUMBANRAJA

BAB SATU

PENDAHULUAN

Gambar 1-2. Athanasiun Kicher membanyangkan keadaan perut bumi yang mengalami pembakaran sangat tinggi yang mengakibatkan panas dan melelehkan bahan-bahan dalam perut bumi dan apabila panas itu dekat ke permukaan bumi akan menyababkan gunung berapi pada tahun 1678 (sumber dari Flint dan Skinner, 1974). Pada prinsipnya bumi terdiri dari 3 lapisan yaitu (Gambar 1-3): 1. Inti massif yang terbentuk dari logam besi yang terlarut panas. 2. Selimut (mantel) yang merupakan batuan tebal dan padat yang membungkus inti massif. 3. Lapisan luar yang disebut litosfer (lapisan batuan).

BAB SATU

PENDAHULUAN

JAMALAM LUMBANRAJA

Tabel 1-1. Beberapa sifat planit yang sudah diketahui (Flint dan Skinner, 1974) Nama planit Bulan Merkuri Venus Bumi Mars Jupiter Saturnus Uranus Neptunus Pluto

R 0,273 0,39 0,973 1,000 0,532 11,26 9,45 4,19 3,89 0,5

M 0,012 0,054 0,814 1,000 0,108 317,1 95,0 14,7 17,3 0,06

g 0,1645 0,2093 0,8383 1,000 0,3717 2,501 1,064 0,840 1,141 -

V 0,212 0,290 0,910 1,000 0,447 5,32 3,17 1,88 2,12 -

D 3,4 4,8 4,86 5,52 4,1 1,30 0,69 1,56 2,22 -

Keterangan: R = jari-jari x 6378, 388 km, M = Berat x 5,966 x 1027 g, g = gravitasi x 980,60 cm/det, V = Kecepatan = 11, 188 km.det, Berat Jenis D = g/cc Inti massif dan selimut mempunyai sifat yang lebih homogen, tetapi lapisan permukaan bersifat sangat beragam, terutama 10 km dibawah dasar laut dan 20-60 km dibawah daratan. Sekarang timbul pertanyaan bagaimana padatnya bumi? Setiap batuan yang terlihat di permukaan bumi sifatnya padat, keras dan berat, sehingga kita mungkin memikirkan bahwa bumi adalah padat. Akhirnya banyak orang mengasumsikan bahwa semua bahan bumi adalah padat. Hal itu tidak benar. Kita mengenal dan mengetahui gunung meletus. Dalam letusan itu ada aliran batuan melarut yang disebbut lava; dengan demikian, kita dapat menarik kesimpulan bahwa dalam perut bumi ada cairan/larutan. Cairan yang terdapat di perut bumi itu terdorong ke permukaan bumi berupa panas. Magma dapat terbentuk dari peningkatan pemanasan akibat gesekan sehingga panas semakin tinggi hingga terjadi peleburan batuan. Sebaliknya lava dapat membeku sesaat setelah titik bekunya tercapai (Gambar 1-3; 1-4).

JAMALAM LUMBANRAJA

BAB SATU

PENDAHULUAN

6371 km 6291 km 6291 km

3488 km

inti luar

Mantel

Inti pusat

Lithosfer

Gambar 1-3. Pembagian lapisan bumi yang membedakan inti pusat, inti luar, mantel atau selimut, dan lithosfere (sumber dari Flint dan Skinner, 1974)

BAB SATU

PENDAHULUAN

JAMALAM LUMBANRAJA

Gambar 1-4. Erupsi magma Gunung Anak Krakatau terjadi menghasilkan berupa lontaran matrial pijar dan abu letusan. Dampak letusan abunya mencapai Kota Pulau Sibesi dan bahkan tersebar hingga wilaya Ujung Kulon yang bergantung pada arah angin (Badan Geologi, 2010) Aktivitas Bagian Luar Planit Bumi pada lapisan luar permukaan bumi terdiri dari lapisan-lapisan seperti lapisan udara, air, dan mahluk hidup sehingga ada yang dikenal dengan istilah-istilah hidrosfer, atmosfer, regolit dan biosfer Gambar (1-5): a. Hidrosfer - yaitu lapisan air yang memenuhi lautan, danau, aliran permukaan di darat dan sungai baik di permukaan maupun di dalam tanah. b. Atmosfer - yaitu lapisan uap atau lapisan udara. Lapisan ini banyak gas atau udara yang dapat masuk ke dalam tanah melalui pori-pori tanah atau batuan yang tidak terisi oleh air. c. Regolit atau litosfer - yaitu lapisan bumi yang berhubungan dengan atmosfer dan hidrosfer dan sering disebut â&#x20AC;&#x153;selimut batuanâ&#x20AC;?. Bagian regolit yang terangkut akibat proses luar di luar permukaan bumi (proses eksternal) disebut sedimen. Pada batuan-batuan yang menonjol sering tidak ditemukan regolit, tetapi di lembah atau di tempat tertentu ditemukan regolit sampai kedalaman 100 m. d. Biosfer - yaitu lapisan kehidupan yang ditandai oleh C, H, O, dan unsur-unsur kehidupan lainnya.

JAMALAM LUMBANRAJA

BAB SATU

PENDAHULUAN

Atmosfer

Biosfer

Bahan Padat Bumi

Hidrosfer

Gambar 1-5. Lingkungan bumi yang menggambarkan 4 bagian yaitu bahan padatan bumi (litosfer), biosfer, hidrosfer, dan atmosfer. Bahan Bacaan Flint, R.F. and B.J. Skinner. 1974. Physical Geology. Department of Geology and Geophysics, Yale University. John Wiley & Sons, Inc. Badan Geologi. 2010. Pemberdayaan dan Penyebarluasan Informasi Bidang Geologi di Propinsi Lampung. (Power point), Bandar Lampung, 25-26 Mei 2010

BAB DUA SIKLUS DAN WAKTU GEOLOGI Siklus mengandung arti lingkaran atau kembali ke titik semula apabila satu garis lengkung digambarkan. Bumi selain berputar pada sumbunya juga mengitari matahari. Bulan mengitari bumi juga bersama-sama dengan bumi mengitari matahari. Demikian juga planit lain bergerak dalam ritme keteraturan, baik planit yang berada dalam galaksi matahari maupun galaksi lain. Pengaruh bumi yang sedang berputar pada sumbunya mengitari mata足hari mengakibatkan siang dan malam hari yang berbeda di tempat sesuai dengan posisi bumi dengan matahari. Keadaan ini berpengaruh terhadap kegiatan di bumi, terutama dalam konteks geologi yaitu perubahan suhu. Pengaruh bulan mengitari bumi juga berpengaruh terhadap adanya pasang dan surut di tepi pantai. Siklus air Contoh siklus yang menakjubkan akibat pengaruh tenaga dari luar bumi ada siklus air. Siklus air: yaitu pergerakan air secara berulangulang melalui evapotranpirasi, hembusan angin yang mengakibatkan pergerakan uap air, kemudian terjadi kondensasi yaitu terjadinya inti air di udara. Akibat molekul air yang besar kemudian terjadi presipitasi berupa hujan atau salju (Gambar 2-1). Panas dari sinar matahari menguapkan air laut dan air permukaan lainnya. Uap air ini mengalami penurunan berat kemudian menyesuaikan ke tempat yang lebih tinggi sesuai dengan beratnya dan memasuki atmosfer dan bergerak dihembuskan oleh angin ke arah dimana tekanan udara yang lebih rendah di atas laut. Sebagian uap air itu terkondensasi dan jatuh dalam bentuk hujan atau salju dan kembali ke laut.

JAMALAM LUMBANRAJA

BAB DUA

SIKLUS DAN WAKTU GEOLOGI

Evaporasi

hujan

Lautan Infiltration Infiltrasi

Aliran Permukaan

Aquifer

Air tanah dalam

Gambar 2-1. Siklus hidrologi yang menggambarkan proses terjadinya curah hujan, infiltrasi air ke lapisan yang lebih dalam terakumulasi pada air tanah dalam. Selain masuk ke dalam tanah, air juga mengalir di permukaan bumi kemudian mengalir ke Laut dan kemudian terjadi penguapan atau evaporasi dari permukaan air di laut, danau, rawa, sungai dan transpirasi dari tumbuhan (Brady and Well, 2002). Sebahagian uap air yang terkondensasi terbawa angi ke wilayah daratan dan jatuh di daratan sebagai hujan atau salju, sebagian air yang jatuh ini kembali ikut aliran permukaan, masuk ke dalam tanah yang disebut perkolasi dan mengalir melalui air tanah bawah kembali ke laut atau penampungan air melengkapi siklusnya. Dalam bentuk salju, air di atas tanah pada waktu musim dingin pada daerah yang mempunyai iklim dingin meleleh dan mengalir melalui aliran permukaan ke laut. Di tempat yang lebih dingin, penimbunan salju dapat membentuk gunung es (glacier), kemudian cepat atau lambat, salju ini akan mencair dan masuk kembali ke laut. Apabila satu bendungan dibangun di tempat tertentu di daerah aliran sungai, air akan terkumpul sejalan dengan penimbunan tenaga (energy) air bersamaan dengan pemutaran turbin dapat membangkitkan tenaga listrik. Kuantitas hujan yang termasuk dalam siklus ini dapat diperkirakan di setiap tempat seperti jumlah evaporasi dari permukaan laut dapat diperkirakan melalui alat evaporimeter, termasuk air mengalir

BAB DUA

SIKLUS DAN WAKTU GEOLOGI

JAMALAM LUMBANRAJA

di sungai-sungai dan dalam bentuk es juga dapat diperkirakan. Jumlah keseluruhan air yang disebut kebutuhan air tahunan dunia diperkirakan 410.000 km3. Perubahan jumlah air di hirdosfer sangat sedikit. Sebahagian air terikat kuat di molekul mineral yang suatu saat air ini juga akan lepas ke air bebas. Siklus batuan Hampir sama dengan pergerakan air, partikel batuan juga bergerak melalui cara tersendiri yang disebut siklus batuan. Siklus batuan adalah pergerakan batuan dalam proses terbentuk, terhancurkan atau pelapukan, dan pero足bahan lain melalui proses internal dan eksternal bumi. Pada Gambar 2-2 dapat dilihat arah perubahan batuan dari suatu bentuk ke bentuk lain. Ada pertikel batuan yang dapat berpindah secara hirizontal ribuan kilometer dan secara vertikal juga berpindah beberapa kilometer. Batuan di permukaan tanah terlapuk oleh pengharuh suhu dan hujan, tererosi dan terendapkan (deposited) sebagai sedimen. Deposit ini tersementasi oleh bahan-bahan yang terbawa oleh air dan terjelma menjadi batuan sedimen. Pada tempat tertentu deposit ini dapat mengalami tekanan dan suhu yang tinggi sehingga batuan ini berobah menjadi batuan metamorpik, dan bahkan bila tempat itu merupakan dapur magma, maka batuan itu dapat meleleh menjadi magma. Magma dapat naik ke permukaan bumi dan mengalami pendinginan, kemudian bahan magma ini membeku membentuk batuan. Apabila batuan ini menonjol di permukaan tanah dan mengalami proses pelapukan dan erosi kembali melengkapi proses siklus batuan.

JAMALAM LUMBANRAJA

BAB DUA

SIKLUS DAN WAKTU GEOLOGI

Batuan Sedimen

Pelapukan, erosi

Batuan Metamorfik

Batuan Beku

Gambar 2-2. Siklus batuan dalam tiga bagian yaitu batuan beku dapat berubah menjadi batuan sedimen akibat pelapukan dan erosi dan menjadi batuan metamorf akibat suhu dan tekanan yang tinggi (dimodifikasi dari Flint and Skinner, 1974). Siklus Biologi Seperti halnya siklus air dan siklus geologi, aktivitas biologi juga mengalami siklus. Energi lepas dari matahari menerobos atmosfer dan biosfer, dan kemudian dalam bentuk radiasi dan panas, disinarkan ke permukaan bumi dan laut dan sabahagian dipantulkan ke atmosfer. Energi yang datang seimbang dengan energi yang diteruskan dan terpantulkan. Apabila energi yang dating lebih kecil dari yang dipantulkan, maka suhu di bumi akan lebih dingin dan mungkin akan sangat fatal untuk kehidupan di atas bumi. Energi dari matahari merupakan satu-satunya sumber energi kehidupan di atas bumi. Energi ini dapat ditambat oleh tumbuhan berkholorofil dan dimani足festasikan dalam ikatan molekul jaringan tumbuhan (Gambar 2-3). Jaringan Tumbuhan merupakan sumber makanan primer bagi hewan (termasuk manusia), Hewan dibesarkan dari tumbuhan dapat menjadi sumber makanan sekunder bagi hewan lain. Energi dari matahari secara berantai terpindahkan dari satu bentuk ke bentuk yang lain, dari makluk hidup yang satu ke mahluk hidup yang lain dan dalam prosesnya mengeluarkan panas dan kemudian dikembalikan ke atmosfer. Di dalam siklus ini CO2 terjerap dari atmosfer oleh tumbuhan. Sebahagian dari tumbuhan ini dikonsumsi oleh hewan dan membentuk organ atau jaringan hewan dan sebahagian kembali ke udara melalui

BAB DUA

SIKLUS DAN WAKTU GEOLOGI

JAMALAM LUMBANRAJA

respirasi dan atau pernafasan. Hewan dan tumbuhan dapat mengalami pembakaran dan pembusukan yang menghasilkan gas CO2 dan kembali ke udara hasil respirasi atau pembakaran. Perubahan kondisi permukaan bumi akibat air dan gaya internal serta gaya eksternal dapat mengangkat sebagian dari permukaan bumi. Tempat yang sebelumnya sesuai untuk habitat mahluk hidup tertentu, sekarang menjadi tempat yang tidak lagi sesuai. Keadaan yang sangat terpaksa yaitu mahluk hidup itu beradaptasi sesuai dengan teori evolusi. Mahluk hidup di dalam dasar laut mati dan meninggalkan fossil yaitu mahluk hidup yang terpreservasi secara alami yang merupakan sumber energi fossil. Fosil ini dapat dipelajari sehingga dapat menerangkan hubun足gan antara kehidupan yang sekarang dan masa lampau yang digambarkan oleh kolom geologi (geologic column), yaitu gambaran strata dalam susunan geologi di suatu tempat yang dapat menggambarkan hubun足gan antara susunan geologi itu dengan waktu geologi. Siklus karbon atmosfer

Vegetasi

Tanah

Energi fossil

Sungai Muka Laut Biota Laut Laut dalam

Biota Laut

Sedimentasi

Fosil dalam perut bumi

Gambar 2-3. Siklus karbon yang menggambarkan siklus biologi di alam semesta (dimodifikasi dari public domain Wikipendia, diunduh Feb., 2012).

JAMALAM LUMBANRAJA

BAB DUA

SIKLUS DAN WAKTU GEOLOGI

Kolom Geologi Pada Gambar 2-4 dapat dilihat penampang melintang muka bumi yang terdapat di Sungai Kolorado dan Bighorn, serta batuan sedimen Castel Rock di Amerika Utara yang menunjukkan lapisan-lapisan horizontal yang disebut strata. Statum yaitu satu lapisan yang jelas dari keberadaan batuan sedimen atau batuan beku yang tersebar di permukaan bumi. Strata yang terlihat di Gambar 2-4 adalah batuan sedimen. Setiap strata mempunyai sifat dan umur tertentu sesuai dengan waktu dan kondisi terjadinya sedimentasi masing-masing strata. Castle Rock, USA

Ngarai Sungai Klorado, USA

Ngarai Sungai Klorado (Grand Canyon), USA

Ngarai Sungai Bighorn, USA

Gambar 2-4. Ngarai yang merupakan pemandangan dimana batuan sedimen yang terbentuk berlapis-lapis sesuai dengan waktu dan proses pembentukannya kemudia tererosi oleh air dan angin (Pitman, 2006). Proses ini diperkirakan terjadi ketika lahan ini masih berada dasar laut. Lahan ini kemudian terangkat karena gaya tektonik dan kemudian dengan erosi, Sungai Klorado dan Bighorn memotongnya hingga terlihat penampangnya. Bahan sedimen yang tererosi mulai terendapkan di Teluk Kalifornia. Erosi juga dapat diakibatkan oleh angin seperti yang terjadi di Castle Rock di Utha Amerika Utara kemudian terbawa ke sungai. Cerita ini melengkapi siklus batuan tererosi dari daratan, terendapkan kembali ke laut dan terjadi sedimentasi, bahkan ada yang mengalami suhu dan tekanan yang tinggi hingga terbentuk batuan

BAB DUA

SIKLUS DAN WAKTU GEOLOGI

JAMALAM LUMBANRAJA

metamorfik, terangkat oleh gaya tektonik dan mengalami tekanan dan suhu tinggi (Gambar 2-4) dan tererosi kembali. Dengan mempelajari batuan seperti ini secara seksama, kita dapat mempelajari banyak sejarah. Sebagai bahan catatan sejarah, strata sedimen sangat bermanfaat karena sekarang terlihat terpisah antara satu stratum dengan stratum yang lain yang menunjukkan sifat dan umur yang berbeda. Strata yang berbeda ini dapat dihubung-hubungkan dalam urutan (order)yang disebut sikuen (sequence). Sikuen (strata saling timbun) Dibeberapa tempat yang mengalami perbedaan iklim yang sangat menonjol akan terlihat proses dan kuantitas erosi yang sangat berbeda. Pada musim hujan hampir semua jenis partikel dapat terbawa oleh air, sehingga pada satu musim hujan tidak terlihat batas endapan yang terjadi. Apabila musim hujan berlalu, partikel yang lebih halus (liat â&#x20AC;&#x201C; clay) akan mengenÂdap belakangan. Sampai akhir musim kemarau, erosi tidak terjadi sehingga memungkinkan terjadi sementasi yang lengkap dan air terlihat bening. Musim hujan tahun berikutnya, hujan datang kembali, air permukaan mengalir dan terjadi erosi dan sekarang terbentuk lapisan berikutnya. Satu lapis (stratum) ditimbun oleh lapis berikutnya, dan lapis di bawahnya lebih tua dari lapisan di atasnya. Prinsip pembentukan yang sangat sederhana ini yang disebut prinsip superposisi stratigraf (strata saling menimbun) yang dapat menerangkan terjadinya strata yang membentuk kolom geologi dengan berbagai kedalaman dari beberapa sentimeter sampai beberapa kilometer. Prinsip tersebut menyatakan bahwa di dalam sikuen strata yang tidak terganggu, susunan deposit dimulai dari lapisan bawah hingga lapisan atas. Tentunya prinsip ini akan berlaku apabila order (susunan) deposisi berlangsung reguler. Apabila terjadi katastropi seperti perobahan suhu dan tekanan yang terlalu tinggi, atau terjadi pelelehan magma pada daerah itu, maka prinsip ini sukar terlihat (Gambar 2-5). Ada lima prinsip sekuen dalam kolom geologi yaitu (1) pada mulanya tersusun horizontal, (2) dimana lapisan yang baru mengendap menutupi (menimbun) lapisan lama, (3) berkesinambungan secara lateral dalam hamparan luas, (4) karena peristiwa erosi, patahan tektonik atau vulkan terjadi hubungan batuan yang seragam yang tidak bersambung, dan (5) inklusi atau assosiasi (Hukun Walther).

JAMALAM LUMBANRAJA

BAB DUA

SIKLUS DAN WAKTU GEOLOGI

Terjadi pengangkatan bawah laut menjadi daratan

Sedimentasi partikel liat, debu, dan pasir di laut

Terjadi ketidak sinambungan batuan akibat erosi sungai

Terjadi ketidak sinambungan batuan karena patahan/tektonik

Gambar 2-5. Proses yang menggambarkan prinsip sekuen atau stratifikasi batuan (dimodifikasi dari public domain Wikipendia, diunduh Feb., 2012 ). Waktu dan Fossil Barbagai macam fosil yang sifat dan jenisnya berbeda dapat ditemukan dari satu stratum ke stratum berikutnya. Berdasarkan pengamatannya, William Smith membuat kesimpulan tentang Hukum Suk足sessi Fauna yaitu setiap fosil fauna dan flora tersuksessi antara satu dengan yang lain secara jelas dalam orde (susunan) tertentu. Dengan hukum ini kita dapat mengerti hubungan antara stratum dengan fosilnya dan pengaruh proses evolusi kehidupan dengan waktu. Generasi berikutn足ya secara lambat berubah bentuk untuk beradaptasi sesuai dengan kondisi dimana mahluk itu hidup pada zamannya. Hukum ini tidak jelas dan belum dapat dimengerti sampai tahun 1859 dimana Charles Darwin memformula足sikan teori evolusi yang terkenal dan masih kontroversial karena perbedaan interpretasi.

BAB DUA

SIKLUS DAN WAKTU GEOLOGI

JAMALAM LUMBANRAJA

Tabel 2-1. Skala waktu Geologi (dimodifikasi dari Flint and Skinner, 1974) Eon

Era

Periode

S e n o z o i k

Kuater

F a n e r o z o i k

P r e k a

m b r n i a

M e s o z o i k P a l e o z o i k

Umur (juta thn)

Neogen Tertier Paleosen

Kretaceous

0,01

Epoch Holocen

1,8

Pleistosen

5,3

Pliosene

23,8

Miosen

33,6

Oligosen

54,8

Eosen

Paleosen

144

Jurasik

206

Triasik

248

Permian

290

Pensilvanian

323

Misisippian

354

Devonian

417

Silurian

443

Ordivisian Kambrian

490 543

Proterozoik

2500

Arkean

3800

Hadean

4500

Umur bumi 4500 juta tahun

Smith menemukan lapisan di berbagai tempat yang mempunyai fossil sama. Dia membuat kesimpulan bahwa umur lapisan yang mempunyai fossil yang bersamaan di seluruh permukaan bumi adalah sama (Gambar 2-6). Apabila strata yang sama kita lapis-lapiskan seperti kertas yang menggambarkan strata tiap benua, dan dihubung-hubungkan sifat fosil yang bersamaan, kita akan mendapatkan Kolom Geologi (Tabel 2-2) yaitu diagram komposit yang menggabungkan semua strata suksessi dalam satu kolom yang disatukan berdasarkan kesamaan fosil dan waktu. Sekarang berapa lama terbentuknya satu stratum dalam kolom geologi? Banyak cara atau metode yang dilakukan untuk membuat kolom geologi berdasarkan tahun yang sebenarnya. Pada mulanya perkiraan waktu geologi sangat kasar dan kurang tepat sampai ditemukan pengukuran waktu geologi dengan radioaktif (radio足active dating).

JAMALAM LUMBANRAJA

BAB DUA

SIKLUS DAN WAKTU GEOLOGI

Fossil binatang laut ini ditemukan di lapisan batuan sedimen yang berlapis sesuai dengan waktu dan proses terjadinya yang kemudian terangkat menjadi daratan akibat proses tektonik atau vulkan.

Gambar 2-6. Umur lapisan batuan sedimen yang sudah terangkat menjadi daratan dapat diprediksi dari umur fossil yang bersamaan keberadaannya diseluruh permukaan bumi (dimodifikasi dari public domain Wikipendia, diunduh Feb., 2012 ).

BAB DUA

SIKLUS DAN WAKTU GEOLOGI

JAMALAM LUMBANRAJA

Tabel. 2.2. Kolom geologi dan perubahan besar di bumi (Eicher, 1968) Pembagian strata Periode

Seri

A. Senozoik 1. Kuarternari 2. Tersier

waktu juta thn

Permulaan holosen pleistosen

a. Pliosen

b. Miosen

c. Oligosen

d. Eosen

e. Paleosen

kejadian yang nyata sejarah fisik akibat glasial terbentuk S. Misouri dan Ohio Permulaan S. Kolorado terbentuk daratan Nevada Permulaan Yellow Park Stone Permulaan Pegunungan Rocky

B. Mesozoik Permulaan S. Missisippi bawah

evolusi hidup

Homo sapiens manusia purba terakhir manusia purba binatang pemakan rumput kuda primitif Penyebaran mamalia Dinosaurus punah permulaan tumbuhan berbunga Puncak burung Donosaurus

1. Kretaseus

145

2. Jurasik

210

3. Triasik

255

Permulaan Laut Atlantik

mamalia primitif dan pinus

280

Puncak pembentukan Peg. Apalasian

mamalia seperti reptil

C. Paleozoik 1. Permian 2.Pensilvanian

320

3. Misisipian 4.Devonian

360 415

5. Silurin

465

6. Ordovisian

520 580

7. Kambrian D. Prekambrian batuan beku dan metamorfik

4650

hutan batubara, serangga, reptil

Permulaan Peg. Aplasian Batu tertua

ampibi hewan dan tumbuhan darat ikan primitif Hewan laut bakteri dan cendawan

JAMALAM LUMBANRAJA

BAB DUA

SIKLUS DAN WAKTU GEOLOGI

Penanggalan Radioaktif Pada umumnya zat kimia dalam tabel periodik bersifat stabill. Beberapa unsur yang bersifat radioaktif tidak stabil, dan akan terus terlapuk (chemically decay). Pelapukan kimia di dalam perut bumi yaitu proses trasnformasi dari satu unsur kimia ke bentuk unsur kimia yang lain dapat mengeluarkan panas sehingga suhu dalam perut bumi sangat tinggi. Dengan pelapukan satu atom yang bersifat radioaktif dapat melepaskan partikel dari inti atomnya dan secara langsung akan membentuk atom turunan yang mempunyai berat atom yang lebih kecil dari berat atom induknya. Atom turunan ini dapat berupa radioak足tif yang sama dengan induknya atau membetuk unsur yang baru yang sifatnya berbeda dari sifat induknya. Proporsi atom yang terlapuk pada suatu waktu adalah konstan, karena induk atomnya terus terlapuk sampai habis. Waktu yang diperlukan untuk menghabiskan atom induk ini dapat dinyatakan dalam waktu paruh (half live) yaitu waktu yang dibutuhkan untuk mereduksi induk hingga separuhnya. Penanggalan radioaktif dida足sarkan pada berbagai radioisotop yang ada. Radioisotop tertentu bisa lebih disukai karena waktu paruhnya cukup lama (Tabel 2-3) Tabel 2.3. Beberapa radioisotop yang digunakan dalam penanggalan (Flint and Skinner,1974) Isotop Induk

Turunan

waktu paruh (thn)

U238

Pb206

4,5 triliun

U235

Pb207

710 Juta

K40

Ar40 Ca40

Waktu efektif (thn)

mineral yang dapat dideteksi

10 juta - 4.6 triliun 10 juta - 4.6 triliun

Zirkon, Uranit, Pitcblend Zirkon, Uranit, Pitcblend Muskovit, Biotit, Hornblend, dan batuan vulkan Muskovit, Biotit, Hornblend, dan batuan vulkan kayu, batubara, gambut, jaringan binatang, kerang-kerangan, stalaktit, air tanah bawah, air laut

1.3 triliun

10.000 - 4.6 triliun

Rb87

Sr87

4,7 triliun

10 juta - 4.6 triliun

C14

N14

5.730 + 30

100-50.000

BAB DUA

SIKLUS DAN WAKTU GEOLOGI

JAMALAM LUMBANRAJA

Bahan Bacaan Brady, N. C. and R.R. Well. 2002. The Nature and Properties of Soils. 13 ed. Prentice Hall. Pearson education Inc. Upper Saddle, NJ. Eicher, D.L. 1968. Geologic Time. Englewood Clifts, N.J. PrenitceHall. Flint, R.F. and B.J. Skinner. 1974. Physical Geology. Department of Geology and Geophysics, Yale University. John Wiley & Sons, Inc. Pitman, S. D., 2006. The Geologic Column. Power point presentation. Opened Source Google taken February 6, 2012.

BAB TIGA ENERGI DAN PERGERAKAN MASSA BUMI Energi Pada topik sebelumnya telah didiskusikan tentang bentuk bumi, dan dari apa bumi terbentuk. Juga telah digambarkan siklus aktivitas yang ada di bumi, baik internal maupun eksternal, dan pentingnya waktu dalam hubungannya dengan kejadian-kejadian yang ada di bumi. Pada bab ini akan didiskusikan energi dan darimana sumber energi itu sehingga mengakibatkan terjadinya gaya-gaya yang ada di bumi yang akhirnya menjelaskan pengaruhnya terhadap batuan dan mineral yang ada di dalamnya. Energi dapat diartikan sebagai sesuatu kapasitas yang dapat menimbulkan atau menghasilkan aktivitas. Energi adalah sumber terjadinya kegiatan, termasuk semua aktivitas di bumi. Tanpa energi, bumi mungkin menjadi suatu planit yang mati. Kita ketahui bahwa energi terdapat dalam berbagai bentuk: 1. Energi kinetik, yaitu energi yang digunakan untuk menggerakkan sesuatu. 2. Energi panas, yaitu energi yang terdapat pada benda dalam bentuk panas. 3. Energi bentuk lain seperti energi kimia, energi cahaya, energi listrik, dan energi atom. Semua bentuk-bentuk energi ini berpengaruh terhadap aktivitas bumi, misalnya: Energi kinetik -- mempengaruhi aktivitas pergerakan air, angin, gelombang, gerakan dan patahan tanah. Energi panas -- mempengaruhi kegiatan vulkanik, air panas, hujan dan badai. Energi kimia -mempengaruhi pembusukan tumbuhan, kebakaran hutan, karatan

BAB TIGA

ENERGI DAN PERGERAKAN MASSA BUMI

JAMALAM LUMBANRAJA

dalam tanah, pembakaran batu bara dan lain-lain. Energi listrik -mengakibatkan adanya kilat, dan kegiatan yang diakibatkan pertamuan muatan listrik negatif dan positif. Energi radiasi -- mengakibatkan perbedaan kegiatan siang hari dan malam hari, pembakaran hutan dan rantai mahkanan dari kegiatan kehidupan primer sebagai produser makanan, sekunder dan seterusnya. Energi Atom -- menimbulkan panas dalam perut bumi sehingga menimbulkan energi panas dan menimbulkan magma, dan kegiatan vulkanik. Semua energi yang dapat mencapai bumi ini bersumber dari empat bentuk utama ayitu, energi kinetik, panas , radiasi dan atom. 1. Energi kinetik. Kinetik yang asal katanya dalam bahasa Junani â&#x20AC;&#x153;Kinitikosâ&#x20AC;? artinya adalah menggerakkan. Setiap benda yang bergerak akan menghasilkan energi kinetik. Pergerakan bumi mengelilingi matahari dan bumi berputar pada sumbunya menghasilkan energi kinetik. Proses yang terdapat di bumi memerlukan energi kinetik seperti aliran air, batuan berguling, angin, gelombang, gerakan es di laut, dan yang paling penting adalah proses pembentukan batuan sedimen. 2. Energi panas Pada umumnya kita lebih memahami energi panas daripada energi kinetik. Panas dapat dihasilkan dari pergerakan atom yang merupakan unit penyusun mineral dalam perut bumi. Atom-atom bergerak secara konstan; lebih cepat atom bergerak, semakin banyak energi panas yang terdapat dalam sistim itu dan atom-atom itu sendiri juga akan semakin panas. Walaupun atom yang tersusun dalam bentuk mineral padat berupa batuan, tetapi apabila atom-atom di dalam mineral atau batuan semakin cepat bergerak, maka mineral atau batuan itu akan hancur dan meleleh. Tingkat kepanasan yang dihasilkan melalui gerakan atom-atom ini tidak teratur, tetapi diukur dengan termometer dalam oC atau oK. Energi panas dapat dihantarkan dengan: 1. Konduksi (penghantaran), yaitu energi panas dapat dihantarkan akibat bergeraknya atom-atom dari suatu tempat ke tempat lain. 2. Konveksi, yaitu hantaran panas pada larutan/cairan atau gas.

JAMALAM LUMBANRAJA

BAB TIGA

ENERGI DAN PERGERAKAN MASSA BUMI

Cairan dan gas akan mengembang apabila mengalami pemanasan, sehingga berat jenisnya menurun dan naik ke tempat yang lebih tinggi dengan membawa panas. 3. Energi atom Kita sering membaca atau mendengar istilah bom atom atau bom hidrogen. Bom ini mengeluarkan energi yang sangat kuat, karena atom-atom itu terkekang (terisolasi) kuat diantara atom-atom. Di perut bumi kejadian itu terjadi setiap saat tanpa kita sadari. Secara teoritis ada 4 atom hidrogen (H) mensintesa Helium (He) di dalam matahari. Di dalam proses ini helium mengeluarkan energi panas yang disebut “fusi” atau pembakaran inti atom. Fusi tidak ditemukan secara alami di bumi. Tetapi penghancuran beberapa atom seperti atom yang bersifat radioaktif dapat terjadi. Apabila atom yang bersifat radioaktif ter “decay” (terhancurkan), maka dalam proses ini akan timbul energi panas. Pada umumnya atom-atom yang bersifat radioaktif sangat sedikit jumlahnya di bumi, seperti K40, U238, U235, Pb87, dan C14. Gabungan energi kinetik, energi panas dan energi atom menyebabkan terjadinya pemanasan dalam perut bumi dan melelehkan batuan sehingga terjadi magma. 4. Energi radiasi Ketiga bentuk energi yang didiskusikan sebelumnya terdapat pada benda yaitu sesuatu yang dibatasi oleh permukaan sehingga benda itu tidak mudah diterobos oleh benda lain. Bagaimana terjadinya penghantaran energi radiasi melalui hampa udara? Hal ini dapat terjadi, kerena energi radiasi ini merambat melalui gelombang (radiasi) yang sering disebut “gelombang elektromagnetik”, yaitu gelombang yang dapat dilihat, sinar-X dan gelombang radio (Tabel 3-1). Setiap jenis sinar pada Gambar 3-1 mempunyai panjang gelombang yang berbedabeda yang disebut “Spektrum elektromagnetik” Energi radiasi dari matahari yang melalui ruang angkasa dihantarkan melalui gelombang elektromagnetik dan sangat penting untuk aktivitas bumi, misalnya untuk energi fotosintesis yang dibutuhkan oleh tumbuhan.

BAB TIGA

ENERGI DAN PERGERAKAN MASSA BUMI

JAMALAM LUMBANRAJA

Tabel 3-1. Tipe, energi, dan karakteristik gelombang radiasi (Flint and Skinner, 1974) Panjang Jumlah Frekuensi gelombang gelombang υ V λ Tipe

Energi Kcal/ mol 9.4 x 107

eV 4.9 x 106

cm-1 3.3 x 1010

cm 3 x 10-11

Hz 1021

Radiasi

Sinar Gamma

absorpsi, emisi sinar X

Ultra ungu

Absorpsi UV

kelihatan

Absorptsi IR

4.9 x 102

3.3 x 106

3 x 10-7

1017

101

100

104

10-5

1015

Infra merah

4.9 x

3.3 x

9.4 x 10-1

4.9 x 10-2

3.3 x 102

3 x 10-3

1013

9.4 x 10-3

4.9 x 10-4

3.3 x 100

3 x 10-1

1011

9.4 x 10-7

4.9 x 10-8

3.3 x 10-4

3 x 103

107

Emisi sinar gama

SinarX

9.4 x 103

9.4 x

Tipe spektroskop

absorpsi Microwave

Tipe Transisi kuantum

Nuklir Electronik (shell) dalam

Electronik (shell luar) Vibrasi Molekular

Rotasi Molekular

Gelombang Mikro

merah

Resonans, magnetik Nuklir

Keadaan spiin indus Magnetik

Konversi antar bentuk energi Dalam prosesnya energi dapat berubah dari satu bentuk ke bentuk yang lain seperti: 1. Apabila kita membakar kayu atau batu bara, kita mengkonversi energi dalam bentuk energi kimia menjadi energi panas yang dapat digunakan untuk memasak. 2. Apabila di dalam mesin mobil terdapat pembakaran minyak bahan bakar disitu terdapat juga perubahan energi kimia menjadi energi panas, dan kemudian berobah menjadi energi kinetik yang dapat menggerakkan mobil. Perubahan energi panas menjadi energi kinetik mulai dimanfaatkan untuk kehidupan, ketika ditemukan mesin uap pada Abad ke-18. Di alam perubahan energi seperti ini berjalan dengan sendirinya. Secara alami proses geologi dalam (internal process) dan proses geologi luar

JAMALAM LUMBANRAJA

BAB TIGA

ENERGI DAN PERGERAKAN MASSA BUMI

(external process) dapat terjadi, misalnya zat kimia radioaktif yang mengandung energi kimia menghasilkan energi panas dalam perut bumi mengakibatkan batuan meleleh dan terbentuk “magma”. Magma mendorong batuan di atasnya hingga terjadi gunung. Magma juga dapat keluar ke permukaan bumi yang disebut “lava”. Pada kedua jenis ini energi kimia berubah menjadi energy panas, kemudian energi panas berubah menjadi energi kinetik. Satuan untuk energi disebut “kalori atau Joule”. Satu kalori yaitu banyaknya energi panas yang dibutuhkan untuk menaikkan suhu satu g air satu oC. Satu sendok makan gula mengandung energi kimia setara dengan 50.000 kalori (50 K kalori). Gambar 3-2 menunjukkan seketsa konversi energi di alam. Sumber energi kepermukaan melalui 3 sumber yaitu: 1. Energi radiasi dari luar bumi, terutama dari matahari. 2. Energi kinetik yang ditimbulkan oleh gaya rotasi bulan, bumi, dan matahari yang dapat kita amati dalam pergerakan pasang-surut air laut. 3. Energi panas dari dalam bumi dapat keluar ke permukaan bumi melalui aliran lava dari perut bumi atau air panas. 100% energi radiasi masuk

Radiasi gelombang elektromagnit

matahari

bulan

Atmosfer Energi radiasi

Energi kinetik pasang surut

40% dipantulkan

20% diabsorpsi atmosfer

40% diabsorpsi laut & darat

0,1% diabsorpsi tumbuhan

Energi Panas internal

darat

laut

Kelihatan Infra merah

Ultra ungu

Gambar 3-1. Seketsa konversi energi di alam Sumber energy (dimodifikasi dari Flint and Skinner, 1974 dan public domain Wikipendia, diunduh Feb., 2012)

BAB TIGA

ENERGI DAN PERGERAKAN MASSA BUMI

JAMALAM LUMBANRAJA

Karena bumi menerima energi setiap saat, kita dapat berfikir bahwa bumi akan semakin panas. Hal ini tidak benar! Bumi juga melepaskan panas, dan memantulkan sebahagian cahaya yang diterima dari luar sampai terjadi keseimbangan. Bumi melepaskan radiasi elektromagnetik dengan gelombang panjang; dengan demikian akan terjadi keseimbangan (steady state) yaitu kecepatan datangnya energi ke bumi sebanding dengan kecepatan lepasnya energi dari bumi. Di bawah ini akan dibahas sumber energi yang dapat mempengaruhi proses geologi permukaan bumi yang dipengaruhi oleh pergerakan planit galaksi matahari (Gambar 3-2). 1. Energi dari Matahari Radiasi/cahaya matahari yang sampai ke bumi sangat kecil bila dibandingkan dengan jumlah cahaya yang keluar dari matahari. Kirakira 40 % cahaya tersebut langsung terpantulkan di atmosfer, 20 % diserap oleh atmosfer, dan 40 % sampai ke bumi dan didalamnya 0,1 % digunakan oleh tumbuhan untuk fotosintesa (Gambar 3-1). Sebahagian energi ini diserap oleh air permukaan (laut, danau, sungai, dll) yang digunakan untuk evaporasi. Uap air dari evaporasi dihembuskan oleh angin dan kemudian terjadi kondensasi dan seterusnya dapat terjadi hujan atau salju. Penerimaan energi oleh bumi mengakibatkan terjadi pemanasan udara, kemudian karena perbedaan tekanan udara terjadilah gerakan angin yang dapat menyebabkan ombak di danau atau di laut. Dapat disimpulkan bahwa semua aktivitas yang menyebabkan pelapukan batuan di bumi -- terutama yang menyebabkan erosi seperti hujan, es/salju, aliran air permukaan (run off), angin, gelombang - dimulai dari sumber energi matahari.

JAMALAM LUMBANRAJA

BAB TIGA

ENERGI DAN PERGERAKAN MASSA BUMI

21 Maret U

Sinar Sinar Sinar

21 Juni malam

malam MH

siang

Sinar matahari siang

Lingkaran ekuator

Orbit bumi

Lingkaran iluminasi

22 Desember

Sinar matahari

23 September Gambar 3-2. Perputaran bumi pada sumbunya dan pada lintasannya mengelilingi matahari (MH) selama 365 hari dalam setahun dan pada waktunya ada siang dan malam. Posisi bumi mengelilingi matahari dalam setahun menyebabkan perbedaan 4 empat musim pada bagian utara dan selatan bumi diatas 23oLU dan LS, sedangkan pada daerah ekuator tidak terjadi 4 musim ( dari public domain Wikipendia, diunduh Feb., 2012). 2. Energi Pasang Surut Pasang surut terjadi akibat energi kinetik dari pergerakan planitplanit matahari, seperti pergerakan bulan mengitari bumi dan secara bersama-sama bumi dan bulan mengitari matahari (Gambar 3-4) Daya tarik gravitasi bulan menarik air dipermukaan bumi ke arah bulan menyebabkan terjadinya pasang surut. Matahari juga mempunyai daya tarik terhadap air di permukaan bumi (laut). Apabila bumi, bulan dan matahari berada pada satu garis seperti pada waktu gerhana matahari atau bulan, maka akan terjadi pasang surut yang maksimum yang biasanya terjadi sekali dalam 14 hari. Adanya daya tarik matahari dalam keadaan satu garis dengan bulan tidak mengurangi daya tarik

BAB TIGA

ENERGI DAN PERGERAKAN MASSA BUMI

JAMALAM LUMBANRAJA

bulan meningkatkan tingginya pasang/surut, tetapi sebaliknya justru meningkatkan.

Bulan penuh

Bumi

Pasang pengaruh Matahari Bulan baru Matahari

a. Pasang tinggi

Pasang pengaruh Bulan

Bulan 1/4 Pasang pengaruh Matahari Bumi

Matahari Pasang pengaruh Bulan

b. Pasang rendah

Bulan 3/4

Gambar 3-4. Pengaruh letak bumi, bulan dan matahari terhadap intensitas pasang surut di laut ( daripublic domain Wikipendia, diunduh Feb., 2012). 3. Energi dari Perut Bumi Ada dua sumber utama energi dari perut bumi yaitu energi panas akibat magma dan energi akibat gerakan tektonik Bumi (Gambar 3-5). Pada pertambangan yang menggunakan bor, kita dapat mengukur perbedaan suhu bumi setiap kedalaman. Pengukuran suhu bumi menunjukkan bahwa suhu bumi makin tinggi dengan kedalaman (geothermal gradient) yang berbeda di setiap tempat di permukaan bumi dari 15oC sampai 75oC setiap km. Karena kita tidak dapat mengukur suhu bumi sampai ke perut bumi (inti Bumi), maka diperkirakan suhu pusat bumi adalah 5000 oC (dengan perkiraan geothermal gradient). Pergerakan panas dari perut bumi ke permukaan bumi adalah dengan cara konduksi. Selain itu magma/lava dan air panas dari perut bumi juga mengantarkan

JAMALAM LUMBANRAJA

BAB TIGA

ENERGI DAN PERGERAKAN MASSA BUMI

panas ke permukaan bumi. Jumlah panas yang keluar melalui konduksi ini dapat mencapai permukaan bumi 1,5 x 10-6 kalori/cm/det. Proses geologi seperti patahan dan subduksiâ&#x20AC;&#x201D;masuk menajam suatu lempeng daratan atau kontinental ke lempeng daratan lain di bawah laut atau lapisan batuan dapat menimbulkan panas akibat gesekan batuan. Proses ini dapat menghasilkan energi tektonik yang menggoyang sebahagian Bumi dan bahkan dapat mengakibatkan tsunami kalau keberadaannya di bawah laut. Selain itu, proses subduksi dapat juga melelehkan batuan di lapisan litosfer yang bergesekan yang kemudian dapat membentuk magma dan menimbilkan energi vulkanik.

Energi volkanik di daratan

Bumi

Mantel Inti luar

Energi volkanik di bawah laut

Energi volkanik di daratan

Peleburan pada lempeng bartuan akibat subduksi kontinental yang dapat mengakibatkan energi vulkanik dan energi tektonik (dapat menimbulkan tsunami)

Energi vulkanik darin inti bumi

Inti dalam

Gambar 3-5. Sketsa yang menggambarkan dua sumber utama energi dari perut bumi yaitu energi panas akibat magma dan energi akibat gerakan tektonik subduksi (dari public domain Wikipendia, diunduh Feb., 2012).

BAB TIGA

ENERGI DAN PERGERAKAN MASSA BUMI

JAMALAM LUMBANRAJA

4. Energi Gravitasi Gravitasi adalah kekuatan tarik menarik antara dua benda alam yang oleh Ishaac Newton (1666) dinyatakan secara matematik:

Dimana F = gaya tarik menari antara benda m1 dan m2 (m adalah massa benda), r = jarak kedua benda, G = konstanta (6,670 x 10-8 cgs) atau gaya tarik menari 2 massa benda yang beratnya 1 g, jaraknya 1 cm, dinyatakan dalam dyne. Tabel. 3-2. Perbandingan jumlah energi yang sampai ke permukaan bumi dalam 24 jam (Flint and Skinner, 1974). Sumber energi Radiasi matahari Perut bumi Pasang Surut

Total energi (kalori) 37,000 x 1017 6,6 x 1017 0,6 x 1017

Pergerakan Massa Bumi 1. Pengangkutan massa bumi oleh gravitasi Pengangkutan batuan, tanah, dan lumpur oleh gravitasi disebut gerak massa bumi. Reruntuhan batuan atau tanah dapat membendung sungai atau bahkan menimbun kota. Tepi sungai terkikis dan sering longsor oleh air. Tanah dan lumpur melongsor melalui lereng menuju lembah dan seterusnya massa bumi bergerak dari tempat yang lebih tinggi ke tempat yang lebih rendah. Semua gejala tersebut menggambarkan pengangkutan massa bumi oleh gaya gravitasi. Pengangkutan tersebut terhenti pada daerah kaki bukit atau di kaki dinding curam. Selain itu batuan yang jatuh di atas gletser (massa salju) terangkut oleh massa es, terbawa ke sungai kemudian ada yang sampai ke laut. Tanah merayap, tiba di kaki bukit, diangkut oleh sungai yang lebih besar yang di dalamnya gaya gravitasi sangat berperan, dimana air mengalir dari tempat yang lebih tinggi ke tempat yang lebih rendah.

JAMALAM LUMBANRAJA

BAB TIGA

ENERGI DAN PERGERAKAN MASSA BUMI

2. Gerak massa tanah Gerak massa tanah adalah segala perubahan yang dialami muka bumi akibat gaya gravitasi atau daya tarik bumi yang dapat mengakibatkan longsoran dan rayapan tanah. Apabila gerak tanah lambat, maka tidak ada perubahan yang nyata di dalam tanah, tetapi bila gerakan cepat, maka akan terjadi patahan yang tidak teratur dan dapat mengakibatkan musnahnya kehidupan di atasnya. Bentuk ekstrim dari gerakan tanah adalah longsoran. Pada lereng pegunungan sering terjadi gerakan massa bumi yang lambat menuju lembah. Gerakan biasanya terjadi pada musim hujan. Gerakan ini bermula dari patahan massa bumi yang tidak dalam keseimbangan dan kemudian bergeser. 3. Gerak massa batuan Longsoran tidak saja terjadi pada tanah, tetapi juga pada batuan yang berhubungan dengan gaya gravitasi. Apabila ada massa batuan yang berlapis-lapis dan terdiri dari shale berganti lapis dengan batu pasir, dan jika kemiringan lapisan itu searah dengan lereng bukit, maka kondisi itu dapat menimbulkan longsoran massa batuan (gambar 3-4).

waktu

percobaan Gambar 3-4. Gerak massa batuan akibat gravitasi.

BAB TIGA

ENERGI DAN PERGERAKAN MASSA BUMI

JAMALAM LUMBANRAJA

Di bawah ini dapat dilihat hubungan energi kinetik atau energi gerak dengan berat benda (m), tinggi atau lintasan gerak (h), kecepatan (v) dan gravitasi (g).

Gravitasi & Energi Kinetik • Energi kinetik suatu masa bergerak dirumuskan:

E. K. = ½mv2 • E.K = energi kinetik, m=massa, v=kecepatan

• Contoh: Bola yang dijatuhkan dari tempat dengan ketinggian h (P.E. = mgh) sampai di bawah dengan kecepatan v. maka ½mv2 = mgh, dimana h = ½gt2, v = gt → v2 = g2t2, mgh = mg×(½gt2) = ½mg2t2 = ½mv2 sehingga bola telah mengkonversi energi potensial gravitasinya menjadi energi kinetik yaitu energi gerak Spring 2008

Bahan Bacaan Flint, R.F. and B.J. Skinner. 1974. Physical Geology. Department of Geology and Geophysics, Yale University. John Wiley & Sons, Inc.

BAB EMPAT JENIS DAN PEMBENTUKAN BATUAN Telah dijelaskan pada Bab Satu bahwa batuan adalah sesuatu yang terbentuk secara alami, kuat dan menyatu keras dalam suatu agregat atau massa mineral yang merupakan bagian lithosphere bumi. Batuan merupakan salah satu hal penting dipelajari dalam geologi dan mineralogi tanah. Selain itu pergerakan partikel batuan yang membutuhkan tenaga (energi) juga akan dijelaskan pada bahagian ini. Pada Gambar 4-1 dijelaskan jenis dan proses terjadinya batuan di bumi. Mengalami pelapukan Erosi dan terangkut

Batuan permukaan

Deposisi sedimen Tertimbun dan pemadatan

Batuan beku dalam

Terangkat Batuan sedimen

Kristalisasi magma Batuan metamorfik

Deformasi dan metamorfasi

Meleleh

Gambar 4-1. Skematik proses dan siklus batuan yang dibagi menjadi 3 kelompok atau tipe berdasarkan proses pembentukannya yaitu batuan beku, batuan sedimen dan batuan metamorfik (dari public domain Wikipendia, diunduh Feb., 2012).

BAB EMPAT

BATUAN DAN PEMBENTUKAN BATUAN

JAMALAM LUMBANRAJA

Jenis Batuan Banyak jenis klassifikasi batuan yang sudah diketahui yang didasarkan pada sifat dan penampakan masing-masing batuan tersebut. Apabila diperhatikan berbagai batuan baik yang sudah berserakan (unconsolidated) maupun yang masih masif yang menyatu dalam areal yang luas (consolidated) akan terlihat ragam bentuk, struktur, dan tekstur batuan yang berbeda dari satu batuan ke batuan yang lain. Ada yang bentuknya lempeng (plate) seperti batuan yang mengandung mika, ada yang berbentuk massif, tidak terlihat adanya lapisan-lapisan, dan bahkan ada seperti pasir laut yang memadat. Keragaman batuan dapat dibagi menurut proses pembentukannya menjadi 3 kelompok atau tipe yaitu batuan beku, sedimen dan metamorfik (Gambar 4-2). 1. Batuan beku (igneus rock) yaitu batuan yang terbentuk dari lava yang membeku akibat pendinginan baik dalam perut bumi mau足pun di permukaan bumi. 2. Batuan sedimen (sedimentary rock) yaitu batuan yang terbentuk dari sedimentasi yang telah mengalami proses penyemenan (proses lain) bahan batuan atau mineral yang terlapuk, tererosi dan kemudian tersedimentasi/pada suhu normal. 3. Batuan metmorfik (metemorphic rock) yaitu batuan yang terbentuk di bumi oleh transformasi atau metamorfosis batuan baik batuan sedimen dan/atau batuan beku berobah bentuk menjadi batuan lain akibat suhu dan/atau tekanan yang tinggi. Cara mempelajari batuan Ada beberapa langkah yang harus diikuti dalam memepelajari batuan: 1. Perhatikan batuan itu dari kejauhan sehingga terlihat bentuknya secara umum. 2. Kemudian batuan didekati dan diamati dengan teliti dan bila perlu dilakukan analisis dilaboratorium 3. Kumpulkan semua informasi itu, lalu tentukan batuan apa itu.

JAMALAM LUMBANRAJA

BAB EMPAT

BATUAN DAN PEMBENTUKAN BATUAN

Batuan sedimen

Batuan sedimen Suhu dan tekanan Lava meleleh Batuan metamorfik

Batuan beku

Gambar 4-2. Keragaman batuan dapat dibagi menurut proses pembentukannya menjadi 3 kelompok atau tipe berdasarkan proses pembentukannya (Blatt, Tracy, and Owens, 2006) 1. Penampakan batuan di permukaan bumi ( ). Penampakan batuan dapat dibagi menjadi (1) Bedrock yaitu batuan yang massif, besar, bersambung dalam perut bumi yang merupakan batuan padat massif di bawah regolith dan (2) exposure yaitu batuan padat yang terlihat secara massif tertampakkan di permukaan bumi. Penampakan di permukaan bumi dapat secara alami atau terbuka oleh kegiatan manusia seperti membuat jalan atau terobongan. Selain itu batuan permukaan ini juga mengalami pelapukan, erosi dan pengangkutan ketempat lain oleh media pengangkut (air, angin, dan salju). Pembagian kedua penampakan ini diperkirakan 90 % berada dalam perut bumi (bedrock) dan kira-kira 10 % terdiri dari batuan permukaan. 2. Patahan (Joint) Patahan yaitu proses pemisahan (pemecahan) sehingga terjadi pergerakan batuan yang menjadikan posisi batuan tidak sejajar dengan bidang pemisah. Patahan banyak dijumpai pada batuan beku. Apabila batuan beku mendingin, volumenya menyusut dan terjadi pecahanpecahan seperti botol yang panas sekali tersiram oleh air dingin, dan dapat berkerut dan bertaburan (gambar 4-3).

BAB EMPAT

BATUAN DAN PEMBENTUKAN BATUAN

JAMALAM LUMBANRAJA

Batuan ekstrusif

Batuan intrusif

Vulkan

Aliran Lava

Stok

Sill Sill

Batuan

Gambar 4-3. Magma dan proses erupsi vulkan, posisi batuan beku mencuat di permukaan bumi (batuan ekstrusif) dan menencap paralel di perut bumi (batuan intrusif). Pengunungan vulkan dan aliran lava serta proses pembentukan dike dan sill dalam perut bumi (bawah) dan patahan batuan (dari public domain Wikipendia, diunduh Feb., 2012). 3. Spesimen Batuan Apabila kita mengamati selintas batuan tertentu, kemudian kita ambil sebahagian batuan itu dengan cara memecahnya dalam bentuk yang dapat dipegang, batuan ini disebut spesimen batuan, yaitu suatu serpihan batuan yang dapat dipegang dengan tangan (hand spesimen) untuk diamati/diteliti lebih lanjut (Gambar 4-4) 4. Pengamatan Lanjut Hal yang pertama yang kita perhatikan adalah tekstur, yaitu besar dan bentuk suatu partikel batuan dan hubungan antar partikel dengan partikel lain dalam satu batuan. Misalnya: Suatu batuan dapat berbentuk lempeng dan sejajar satu dengan yang lain, sehingga menyebabkan batuan itu bertekstur lempeng seperti tumpukan kertas. Tekstur batuan dapat berlapis-lapis seperti lempeng tetapi diantaranya

JAMALAM LUMBANRAJA

BAB EMPAT

BATUAN DAN PEMBENTUKAN BATUAN

ada batuan sedimen yang menyatu keras. Penampakan ini merupakan ciri batuan metamorfik. Tekstur mengandung sejarah batuan. Misalnya suatu batuan beku dapat diketahui apakah batuan itu cepat atau lambat membeku. Atau suatu batuan sedimen secara lambat atau cepat terdeposit (sedimentasi) pada suatu tempat. Pembagian Batuan 1. Batuan Beku Batuan beku (igneus rock) berasal dari kata Junanai Ignis = api. Jadi batuan beku adalah batuan yang terjadi dari pembekuan magma yang keluar dari perut bumi. Pada dasarnya batuan yang terdapat di bumi ini terdiri dari 95 % batuan beku dan 5 % batuan sedimen. Tetapi batuan beku yang ternampakkan di permukaan bumi hanya 25 % dari semua batuan di permukaan bumi dan sisanya 75 % merupakan batuan sedimen. Batuan vulkanik -- Batuan beku terbenuk oleh ledakan vulkanik yang disebut batuan beku ekstrusi yaitu batuan yang terbentuk oleh pendinginan magma yang keluar ke permukaan bumi. Tidak semua magma yang keluar ke permukaan bumi melalui peristiwa vulkanik berupa aliran panas, tetapi juga bentuk lain seperti bongkahan batuan panas, debu vulkan panas yang dapat terlempar tinggi dan terlempar jauh dari tempat peristiwa vukan tersebut. Bahkan debu vulkan dapat terbawa oleh angin sampai beratus kilometer. Batuan yang terbentuk dari debu vulkan (ash) disebut Tufa. Tufa terbentuk dalam dua proses. (1) Ketika debu (ash) yang sangat panas manyatu keras dan penampakannya hampir sama dengan batuan beku yang keluar berupa aliran panas. (2) Apabila debu itu tidak cukup panas untuk menyatu padat, tetapi tufa ini kemudian menyatu melalui proses penyemenan, batuan ini tidak dapat dibedakan dengan batuan sedimen. Untuk membedakannya dapat lebih lanjut dengan homogenitas mineral didalamnya. Biasanya tufa mempunyai mineral yang lebih homogen bila dibandingkan dengan batuan sedimen. Volume batuan yang keluar berupa bongkahan batuan dan debu lebih kecil dari lelehan/cairan panas (lava). Lava adalah magma yang mencapai permukaan bumi melalui proses vulkanik dan mengalir ke luar berupa larutan panas atau lempengan panas. Ada lava yang dingin dan memadat dengan sangat cepat, sehingga mineral didalamnya

BAB EMPAT

BATUAN DAN PEMBENTUKAN BATUAN

JAMALAM LUMBANRAJA

tidak sempat mengkristal dengan sempurna dan terbetuk batuan yang mengkilat seperti kaca yang disebut obsidian. Pada umumnya lava mengalami pendinginan/pemadatan dengan cara perlahan-lahan dalam waktu beberapa bulan bahkan beberapa tahun. Pada proses seperti ini mineral mengkristal secara sempurna sehingga batuan itu merupakan susunan struktur mineral yang terkecil. Gambar 4-4. Beberapa contoh spesimen batuan yang merupakan irisan Batu liat (metamorfik)

Batu pasir (sedimen)

celah

Berlapis tipis Batu liat (metamorfik)

metrik

Batuan beku

Granit

Campuran

melintang batuan yang dilicinkan dapat menempakkan struktur dan tekstur batuan (dari public domain Wikipendia, diunduh Feb., 2012) Batuan Beku Intrusif Banyaknya lava yang keluar dari proses vulkanik tergantung antara lain dari besar-kecilnya dan bentuk ledakan atau energi yang mendorong dari dalam (Gambar 4-4). Gunung Etna dan Gunung Krakatau meletus dan mengangkat massa bumi berbentuk kerucut yang volumenya sangat besar. Walaupun kita tidak dapat melihat irisan melintang suatu gunung vulkan, pada kenyataannya gunung itu mengandung magma yang sudah membeku dalam perut bumi membentuk batuan beku intrusif, yaitu batuan beku yang terbentuk melalui proses pendinginan dan pembekuan magma di bawah permukaan bumi. Apabila kita melihat

JAMALAM LUMBANRAJA

BAB EMPAT

BATUAN DAN PEMBENTUKAN BATUAN

suatu serpihan/pecahan, kita sangat sulit membedakan batuan intrusif dari batuan ekstrusif.

Batupumis

Batugranit Batuopsidian

Batugamping

Gambar 4-5. Beberapa contoh spesimen batuan beku yang berbeda akibat pengaruh sumber bahan magma dan proses yang dialami mulai dari keluarnya lava dan kondisi proses pembekuan (dari public domain Wikipendia, diunduh Feb., 2012). Batuan Sedimen Erosi membawa partikel-partikel tanah atau batuan dengan media air dan mendepositkan di endapan seperti limpasan sungai, danau, laut, dan daerah endapan lainnya. Apabila peneumpukan partikel yang terus terakumulasi pada suatu daerah, partikel di bawahnya semakin memadat, kemudian tersementasi dan membentuk batuan padat yang disebut batuan sedimen. Batuan ini merata > 75 % menutupi permukaan bumi yang menutupi batuan beku di bawahnya (Gambar 4-6). Biasanya penampakan batuan sedimen adalah berlapis-lapis yang banyak mengandung bahan organik seperti kerang-kerangan, sisa tumbuhan, tulang-tulang hewan, dimana pada batuan beku bahan-bahan ini tidak ditemukan.

BAB EMPAT

BATUAN DAN PEMBENTUKAN BATUAN

JAMALAM LUMBANRAJA

Pembagian batuan sedimen A. Berdasarkan media pengangkut Berdasarkan tenaga pengangkutnya, batuan sedimen digolongkan atas tiga kelompok utama: 1. Sedimen akuatis yaitu sedimen yang terendapkan oleh air seperti: aluvium. limpasan, delta, dll 2. Sedimen aeolis yaitu sedimen yang diendapkan oleh angin seperti: loos, sand dune, dll 3. Sedimen glasial yaitu sedimen yang diendapkan oleh gletser seperti morena, drumlin, dan lain-lain. B. Berdasarkan besar butir menurut Satuan International (a) Bongkah yaitu batuan sedimen -- diameter 2000 sampai 200 mm (b) Kerikil yaitu batuan sedimen -- diameter 200 sampai 20 mm (c) Kerikil halus yaitu batuan sedimen -- diameter 20 sampai 2 mm (d) Pasir kasar yaitu batuan sedimen -- diameter 2 sampai 0,2 mm (e) Pasir halus yaitu batuan sedimen -- diameter 0,2 sampai 0,02 mm (f) Debu yaitu batuan sedimen -- diameter 0,02 sampai 0,002 mm (g) Liat yaitu batuan sedimen -- diameter lebih kecil dari 0,002 mm C. Berdasarkan genesis pembentukan batuan a. Batuan sedimen yang terbentuk secara mekanik, yaitu batuan sedimen atau terendapkan dari bongkah atau butiran besar atau karatan batuan. Batuan ini sering disebut batuan sedimen psefit. Endapan ini disebut juga batuan sedimen klastika. Contohnya: batu pasir, batu liat, konglomerat, bereksi, dan lain-lain. Batuan sedimen psefit yang terbentuk secara mekanik dapat dibagi menurut besar butirnya seperti kerikil, konglomerat, dan bereksi. Batuan sedimen yang agak halus disebut batuan sedimen pelit, yang tergolong batuan liat. Batuan kasar dan bersudut yang disementasi satu sama lain. Dan jika batuan itu terbawa ketempat lain sebelum disementasi sehingga bentuknya membulat dan kemudian disementasi, batuan ini disebut batuan sedimen konglomerat.

JAMALAM LUMBANRAJA

BAB EMPAT

BATUAN DAN PEMBENTUKAN BATUAN

Tabel 4-1. Identifikasi batuan beku (Flint and Skinner, 1974) Tekstur Butiran kasar seragam

Mineral Kuarsa Banyak

nama

penampak足an

Granit

Didominasi kuarsa, dan feldspar, warna lebih terang didominasoi. kuarsa, feldspar, abuabu terang mineral terang = mineral gelap > gelap dr grandiorit warna merah atau ungu

Feldspar Banyak ortoklas> plagioklas

dll banyak muskovit. biotit, sedikit hornblende banyak muskovit. biotit, sedikit hornblende banyak biotit, dan hornblende

grandiorit

Butiran kasar seragam

banyak

banyak plagioklas> ortoklas

Butiran kasar seragam

sedikit / tidak ada

banyak plagioklas

Butiran kasar seragam

sedikit / tidak ada

banyak ortoklas > plagioklas

Biotit, hornblend, nephelin

Sianit

Butiran kasar seragam Butiran kasar seragam butiran sedang sama bentuk butiran halus sama bentuk butiran halus sama bentuk butiran halus sama bentuk

tidak ada

hanya plagioklas

Gabro

tidak ada

jarang atau tidak ada

banyak hanya plagioklas

banyak

banyak ortoklas > plagioklas

sedikit atau tidak ada

banyak plagioklas > ortoklas

tidak ada

banyak hanya plagioklas

piroksen, mungkin ada olivin banyak olivin sendang piroksen banyak piroksen mingkin ada olivin banyak hornblend, mungkin ada biotit piroksen, hornblend, mungkin ada biotit banyak piroksen, mungkin ada olivin

seperti kaca seperti kaca

Obsidian

sedikit

Pumik

Biotit

Peridotit

mineral gelap > mineral terang batuan gelap

diabase

batuan gelap ke abu-abuan

Riolit

batuan vulkanik warna terang

andesit

batuan vulkanik gelap

Basalt

batuan vulkanik gelap. berbentuk bulatan bula dipecah dengan palu seperti kaca gelap seperti kaca kotor

BAB EMPAT

BATUAN DAN PEMBENTUKAN BATUAN

JAMALAM LUMBANRAJA

Batu liat (shale) atau batu pelit mempunyai susunan kimia aluminosilikat yaitu batuan yang mempunyai kerangka aluminum dan silika. Batu liat yang banyak mengandung kapur disebut batu napal. Apabila batuan ini mendapat tekanan yang kuat dan membentuk lempengan yang keras berwarna hitam, maka batuan ini disebut batu sahak. Pembentukan batuan psefit banyak ditemukan di kaki bukit yang curam dimana terjadi penumpukan puing-puing batuan bari bahan-bahan yang agak tajam. Bahan ini kemudian tersementasi dengan bantuan zat perekat seperti larutan silika, kapur, atau zat yang mengandung besi. Tabel 4-2. Iderntifikasi batuan sedimen (Blatt, Tracy, and Owens, 2006) Nama

komposisi

Uji

partikel tersementasi, agak bundar (butiran kecil) butiran agak bersudut diselimuti sementasi batuan sebesar pasir (0,02-2 mm) tersementasi banyak partikel feldspar sebesar pasir atau lebih besar

partikel besar > 2 mm dari partikel kecil tersementasi

kuarsa, feldspar dll.

banyak mengandung liat

batu debu

butiran debu tercampur liat

bila dipegang licin

batu liat

didominasi mineral liat

batu kapur

kalsit

batu dolo

dolomit

Konglomerat Bresia Batupasir Arkos wake-abu (graywacke)

partikel besar bundar didominasi pasir kuarsa kandungan feldspar > 25 %

permukaannya halus bila dirasakan mudah dipotong dengan pisau dan menguap bila ditambah HCl lebih keras dari batu kapur.

b. Batuan sedimen yang terbentuk secara kimia, yaitu batuan sedimen yang langsung mengendap/presipitasi dari larutan unsur-unsur pembentuk batuan. Contohnya: garam dapur, gipsum, batu gamping. Pembentukan batuan sedimen secara kimia terjadi karena penguapan,

JAMALAM LUMBANRAJA

BAB EMPAT

BATUAN DAN PEMBENTUKAN BATUAN

peningkatan konsentrasi dan pengendapan larutan yang telah jenuh. Biasanya batuan ini tersusun dari kristal seperti gipsum, garam dapur, dan lain-lain. Batuan kapur ada juga yang terbentuk secara kimia misalnya stalaktit yaitu batu kapur di gua-gua yang menonjol ke arah bawah dimana CO2 udara bereaksi dengan kalsium dari larutan atau sumber air di gua. c. Batuan sedimen yang terbentuk secara organik, yaitu batuan sedimen yang diendapkan langsung dari larutan pembentuk batuan dengan bantuan mahluk hidup. Contohnya: batu gamping, radiolarit, dan lain-lain. Sedimen organik dibentuk karena proses biokimia dan biomekanik. Contohnya pada daerah sumber air yang mengandung lumut. Airnya mengandung CO2 dan bereaksi dengan larutan kalsium membentuk CaCO3. Endapan lain terdiri dari kerangka mahluk hidup di lautan seperti kerang. Ketika binatang lautan (yang mempunyai kerangka kerang) mati akan terbentuk tumpukan dan rongga kapur yang kemudian menjadi batu gamping. Batuan ini dapat dibagi menjadi batuan organik yang mengandung gamping, yang mengadung silisium dan yang mengandung karbon (batubara). Batubara dapat berasal dari gambut atau dari mangrove. Setelah tumbuhan itu mati, proses dekomposisi belum sempat terjadi dengan kondisi anaerobik. Bahan tumbuhan ini kemudian tertimbun oleh tanah dan bahan sedimentasi lainnya, akibatnya proses terjadi proses pengeluaran gas N2, O2, dan H2 dan mengakibatkan meningkatkan C secara relatif. Stadium kedua dari proses pembentukan batu bara adalah pembentukan batu bara muda atau lignit yang masih menunjukkan bentuk tumbuhan. Batu bara muda sangat banyak ditemukan di Indonesia yang terbentuk pada zaman tersier. Stadium ketiga yaitu pembentukan batubara berharga dimana tidak dapat dilihat lagi struktur tumbuhan. Apabila batuan ini mengalami tekanan yang tinggi maka akan terbentuk batuan antrasit dan akhirnya grafit (Tabel 4-3). Batuan Metamorf Perubahan pada susunan mineral atau tekstur batuan atau keduanya pada keadaan padat di dalam perut bumi pada suhu dan tekanan yang tinggi disebut metamorfose. Batuan yang mengalami peristiwa tersebut digolongkan dalam batuan metamorf. Komposisi kimia batuan metamorf sama dengan komposisi kimia

BAB EMPAT

BATUAN DAN PEMBENTUKAN BATUAN

JAMALAM LUMBANRAJA

mineral asal (sedimen atau beku) dengan sedikit perubahan seperti unsur-unsur mudah larut dapat menghilang dari batuan tersebut. Tabel 4-3. Kandungan C pada proses pembentukan batubara (Flint and Skinner, 1974). Nama batuan Gambut Batubara muda Batubara Antrasit Grafit

%C 54 67 78 91 99

%H 5 6 6 3 -

Batukapur

% O-N 31 24 14 4 -

% debu 10 3 2 2 1

Batupasir abu-abu

Batupasir merah

Batudebu Gambar 4-6. Beberapa contoh spesimen batuan sedimen yang berbeda akibat pengaruh sumber bahan batuan terlapuk dan proses yang dialami mulai dari erosi dan kondisi proses sedimentasi (dari public domain Wikipendia, diunduh Feb., 2012).

JAMALAM LUMBANRAJA

BAB EMPAT

BATUAN DAN PEMBENTUKAN BATUAN

Apabila deposit batuan yang berlapis-lapis sampai 20 km di perut bumi, maka batuan itu dapat mengalami perubahan suhu dan tekanan tinggi, sehingga air dari batuan tersebut dan terjadi pemadatan/ metamorfosis. Pembagian Batuan Metamorf-berdasarkan jenis metamorfosis a. Metamorfosis termal Pada batuan metamorf yang terbentuk dengan metamorfosis termal atau metamorfosis sentuhan adalah batuan metamorf yang didominasi pengaruh suhu, sedangkan pengaruh tekanan sangat sedikit. Misalnya batuan andesit yang oleh pengaruh hidrotermal (proses yang dipengaruhi larutan/cairan panas) berubah menjadi propilit dimana batuan yang meleleh tadi menjadi kaya akan minelar-mineral epidolit, pirit dan khlorit. Batuan granit juga dapat berubah menjadi batuan hornfel.

Batubara

Batukuarsit

Batuslate

Batushale

Gambar 4-7. Beberapa contoh spesimen batuan metamofik yang berbeda akibat pengaruh sumber bahan batuan termetamorfosis yang mengalami suhu dan tekanan yang tinggi (dari public domain Wikipendia, diunduh Feb., 2012).

BAB EMPAT

BATUAN DAN PEMBENTUKAN BATUAN

JAMALAM LUMBANRAJA

b. Metamorfosis dinamo Proses metamorfosis batuan yang didominasi pengaruh tekanan disebut proses metamorfosis dinamo. Tekanan berasal dari gerakan patahan, sesaran pada batuan. Pada metamorfosis dinamom, batuan sedimen dapat mengalami metamorfosis menjadi batuan hablur seperti gneis, sabak, serpi dan lain-lain. Batuan atau mineral yang terbentuk dalam proses ini disebut juga batuan atau mineral tekanan. Misalnya seperti serisit, muskovit, epidolit, staurolit, dan lain-lain. Sedimentasi

Batuan sedimen

Pelapukan & Erosi

Batuan beku

Tektonik & metamorfosis

Batuan metamorf

Kristalisasi

Magma

Meleleh

Gambar 4-8. Skema proses terjadinya perubahan batuan dalam siklusnya seperti poses kristalisasi lava dari magma, pembekuan lava, pelapukan batuan dan erosi, sedimentasi, metamorfosis, dan pelelehan pada magma. c. Metamorfosis regional Jika faktor tekanan sama pengaruhnya dengan pengaruh suhu dalam proses metamorfosis maka proses ini disebut metamorfosis regional. Contoh peroses metamorfosis regional terdapat di Pulau Sulawesi,

JAMALAM LUMBANRAJA

BAB EMPAT

BATUAN DAN PEMBENTUKAN BATUAN

yang mengakibatkan bentuk pulau itu sangat khusus. Daerah yang mengalami metamorfosis. Regional dapat dibagi menjadi tiga bagian: epizone (batua skhistosita, serpih, pillit), mesozone (gneis granat, straurolit, kyanit), dan katazone (granulit, silimanit kordirit, gneis katagranat, migmatit). Tabel 4-4 Iderntifikasi batuan metamorf (Blatt, Tracy, and Owens, 2006) Nama

Sifat

Slate

seperti lempeng atau priring tipis

Pillit Skist

seperti lempeng atau piring mengkerut dengan campuran butiran mineral dalam lempeng batuan yang berlapis-lapis atau memanjang (mika, klorit, hornblend) dan kuarsa

Gneiss

partkel kasar, mengandung feldspar, kuarsa dan mika

Kuarsit

kuarsa yang tersementasi

Marbel Hornfel

kristal batu kapur dan dolomit, tanggap pada uji HCl seperti kalsit dan dolomit kuat, masif, biasanya tercampur andalusit, strausit dan mineral lain pada batuan metamorf.

Bahan Bacaan Blatt, H., R.J. Tracy, and B.E. Owens. 2006. Peterology: Igneous, Sedimentary, and Metamorphic. 3rd Ed. W.H. Freeman and Co. NY. Flint, R.F. and B.J. Skinner. 1974. Physical Geology. Department of Geology and Geophysics, Yale University. John Wiley & Sons, Inc.

BAB LIMA PELAPUKAN BATUAN DAN TANAH Batuan dan Tanah Pada Bab terdahulu telah dipelajari tentang keberadaan bumi termasuk - bahan pembentuk bumi, waktu geologi, energi yang bekerja di bumi yang dapat menimbulkan aktivitas di dalam dan di permukaan bumi, pergerakan masa bumi dan batuan. Pada Bab ini akan dibahas salah satu aktivitas geologi di permukaan bumi yaitu pelapukan batuan dan tanah. Batuan dasar (bedrock) terletak di bawa tanah (Gambar 5-1). Adanya batuan dasar di perut bumi dapat diketahui dengan melakukan pemboran tanah. Batuan dasar ini diselimuti oleh sebahagian kulit bumi yang disebut tanah (soil). Ketebalan atau kedalaman tanah bervariasi dari satu tempat ke tempat lain dari beberapa millimeter sampai ratusan meter. Tubuh tanah atau regolit terdiri dari liat (clay), debu (silt), pasir (sand), krokos (gravel) sampai bongkah batuan yang sudah lepas dari batuan dasar. Batuan dasar yang ada di permukaan bumi telah berubah akibat pengaruh luar. Sebahagian batuan ini telah mengalami pelapukan yang sangat intensif, sehingga batuan ini dapat dengan mudah dihancurkan dengan tangan. Batuan ini telah mengalami perubahan akibat pengaruh luar, terutama, iklim dan proses perubahan ini disebut pelapukan, yaitu terpecahnya batuan menjadi pertikel yang lebih kecil yang mempunyai sifat sama dengan batuan induknya dan komposisi kimianya dapat berubah menjadi bentuk batuan atau mineral baru. Pelapukan adalah proses perubahan kimia batuan atau penghancuran secara mekanik (fisik) karena berhubungan dengan udara, air, dan bahan organik. Ketahanan batuan terhadap pelapukan sangat dipengaruhi oleh iklim, komposisi batuan, dan penampakannya terhadap proses pelapukan. Tetapi lambat atau cepat perubahan kimia atau fisik batuan

JAMALAM LUMBANRAJA

BAB LIMA

PELAPUKAN BATUAN DAN TANAH

akan terjadi pada batuan yang berhubungan/bersinggungan langsung dengan atmosfer. Persinggungan batuan dengan atmosfer bukan hanya di atas permukaan bumi tetapi sampai di bawah regolit dimana gas dan air dapat menyusup. Regolit yang terlihat pada Gambar 5-1 terbentuk dari bahan induk setempat yaitu konversi batuan di bawahnya dan disebut residum (bahan induk residual). Tetapi di banyak tempat, sifat tanah yang terbentuk di tempat itu sangat berbeda dari sifat batuan di bawahnya. Tanah itu terbentuk dari bahan induk lain yang terangkut dari tempat lain.

Vegetasi Bahan induk residum

Tanah Regolit Batuan dasar

(bedrock)

Serasah tumbuhan

Gambar 5-1. Seketsa yang menggam barkan hubungan batuan dasar (bedrock) yaitu batuan yang belum terlapuk, regolit atau bagian batuan yang sudah mulai terlapuk, tanah dan vegetasi. Proses Pelapukan Pelapukan dapat dibagi berdasarkan prosesnya menjadi 2 bagian yaitu proses pelapukan secara fisik atau mekanik dan secara kimia (dekomposisi). 1. Pelapukan fisik Batuan pecah-pecah hingga terbetuk batuan yang lebih kecil dan

BAB LIMA

PELAPUKAN BATUAN DAN TANAH

JAMALAM LUMBANRAJA

tidak diikuti dengan perubahan secara kimia dinamakan pelapukan fisik (mekanik). Pecahan batuan di daerah kering seperti di daerah gurun dimana terjadi perbedaan suhu yang besar antara siang dan malam hari menyebabkan banyak batuan pecah. Di daerah gurun bisa kedengaran bunyi seperti letusan pada malam hari. Hal ini akibat pecahnya batuan karena pada suhu rendah pada malam hari. Pada tempat yang mempunyai salju seperti di puncak gunung yang tinggi, juga dapat terjadi pecahan batuan karena pada siang hari saljunya meleleh yang mengakibatkan volume batuan sedikit mengembang, sedangkan pada malam hari sangat dingin sehingga batuan mengkerut dan terjadi pecahan batuan. Mahluk hidup juga dapat menyebabkan proses pelapukan secara fisik dan kimia. Misalnya akar pohon yang dapat memecahkan batuan bahkan dinding beton yang tebal. Di tepi pantai sering terlihat batuan berlobang yang dibuat oleh hewan tertentu. Pelapukan secara fisik menghasilkan butir yang semakin kecil dengan demikian proses kimia akan dipercepat (Gambar 5-2). Kegiatan manusia yang membuat jalan raya, pertambangan batuan, dan banyak lagi kegiatan, merupakan aktivitas manusia yang dapat mempercepat pelapukan secara fisik.

Satu kubus (luas permukaan 6 unit kuadrat)

Pembagian Pertsama 8 kubus (luas permukaan 12 unit kuadrat )

Pembagian berikut menjadi 64 kubus (luas permukaan 24 unit kuadrat)

pojok kubus terlapuk dari 3 arah

Siku kubus terlapuk dari 2 arah bidang kubus terlapuk dari 1 arah bidang kubus terlapuk dari 1 arah Siku kubus terlapuk dari 2 arah

Gambar 5-2. Skema hubungan pemecahan atau pembagian, luar permukaan, dan kepekaan terhadap pelapukan (bandingkan pelapukan batuan dalam bentuk kubus dengan bentuk bundar).

JAMALAM LUMBANRAJA

BAB LIMA

PELAPUKAN BATUAN DAN TANAH

2. Pelapukan kimia Sebahagian besar pelapukan kimia batuan melibatkan air (hujan). Pelapukan batuan yang dapat mempercepat berubahnya komposisi kimia disebut dekomposisi. Contohnya adalah proses yang melibatkan CO2 dan O2. Sepotong baja yang masih mengkilat, jika dibiarkan begitu saja di udara terbuka, akan teroksidasi dan dengan waktu akan berwarna kuning kecoklatan. Unsur besi dari baja bereaksi dengan O2 membentuk senyawa baru yaitu hidroksida besi (limonit). Pada proses pelapukan ini ada dua proses kimia yang bekerja yaitu oksidasi dan hidrasi. Sepotong tembaga bila diperlakukan seperti hal di atas, akan membentuk warna hijau. Unsur tembaga bereaksi dengan CO2 membentuk tembaga karbonat. Pada proses ini terdapat reaksi kimia karbonasi. Batuan di atas permukaan bumi mengandung mineral yang dapat bereaksi dengan senyawa pelapuk, sehingga terjadi dekomposisi. Sebahagian dapat larut di dalam air tercampur dengan H2CO3 yang terbentuk jika air berekasi dengan CO2 dari udara. Air yang jatuh ke permukaan bumi bersama zat yang dikandung oleh udara seperti CO2, O2, dan gas polutan lainnya di udara seperti SO2 dapat mempercepat proses pelapukan secara kimia. Hal ini dapat diamati dengan pengukur kemasaman (pH) air hujan yang bersifat asam karena sudah mengalami keseimbangan dengan CO2 di udara seperti reaksi berikut:

H2O + CO2 ---------> H2CO3 ---------> H+ + HCO3-

Mineral kalsit yang digunakan untuk pengapuran pertanian (CaCO3) hampir tidak larut dalam air terapi larut dalam H2CO3 dan berubah menjadi CaHCO3. Mineral kalsit yang larut dapat menyelusup melalui pori-pori tanah dan batuan. Kalsium karbonat adalah mineral penyusun batu kapur. Karena mineral feldsfar adalah salah satu mineral utama membentuk batuan, maka pelapukan feldspar sangat penting artinya. Jika feldspar melapuk, maka hasil pelapukan utamanya adalah mineral liat. Pelapukan kimia ortoklas (feldspar) dapat dilihat pada reaksi berikut ini.

KAlSi3O8 + 2H+ + H2O ------> 2K+ + Al2Si2O5(OH)4 + 4SiO2

Pelapukan feldspar seperti reaksi ini memerlukan hujan dan suhu yang cukup. CO2 dapat berasal dari udara, hasil respirasi mahluk

BAB LIMA

PELAPUKAN BATUAN DAN TANAH

JAMALAM LUMBANRAJA

hidup, dan hasil dekomposisi organik. Proses pelapukan batuan atau tanah yang melibatkan aktivitas biota (tumbuhan dan hewan) disebut biogenesa batuan atau tanah. Batuan massif seperti granit, dolerit, arkos memperlihatkan proses pelapukan yang ditunjukkan dalam bidang-bidang konsentrik. Bidang atau lapisan ini dapat lepas yang mempunyai ketebalan yang berbeda dari beberapa centimeter sampai beberapa meter. Peristiwa pelapukan ini disebut eksfoliasi. Bagian luar batuan/mineral yang lapuk dan mengembang, terlepas dari bagian yang masih masif. Bagian batuan yang masih masif ini kemudian akan mengalami proses yang sama sehingga proses pelapukan itu terus berurutan bekerja pada pelapukan batuan. Dalam proses pelapukan kimia terdapat beberapa reaksi kimia berikut (Brady and Well, 2000): Hidrolisis – yaitu proses pelapukan dimana perubahan komponen kimia batuan atau mineral terjadi karena keterlibatan molekul air dalam reaksi tersebut Na2CO3 + H2O ------> 2Na+ + HCO3- + OHHidrasi – yaitu proses pelapukan dimana molekul air terdapat dalam komposisi kimia mineral. Misalnya mineral gipsum mengikat molekul air. CaSO4 + 2 H2O ------> CaSO4. 2H2O Asidifikasi – yaitu proses pelapukan kimia yang melibatkan ion H+ sehingga merubah komposisi kimia batuan atau mineral. Misalnya pelapukan mineral mineral feldspar pada pH rendah. KAlSi3O8 + 2H+ + H2O ------> 2K+ + Al2Si2O5(OH)4 + 4SiO2 Oksidasi – yaitu proses pelapukan kimia dimana batuan atau mineral bereaksi dengan oksigen membentuk oksida mineral. Misalnya oksidasi Fe. Fe2+ + O2- + H2O ------> FeOOH + H+ + eKelarutan (dissolution) – yaitu proses pelapukan kimia dimana

JAMALAM LUMBANRAJA

BAB LIMA

PELAPUKAN BATUAN DAN TANAH

molekul batuan atau mineral terurai menjadi komponen-komponennya. Misalnya pelapukan gipsum terhidrasi.

CaSO4. 2H2O ------> Ca2+ + SO42- + 2 H2O

Faktor-faktor yang mempengaruhi pelapukan Ada beberapa faktor yang mempengaruhi pelapukan seperti jenis batuan atau mineral, topografi, iklim, dan waktu. 1. Jenis batuan Komposisi kimia batuan atau kimia yang mempunyai kristal yang lebih teratur dan ikatan yang kuat struktur tetrahedral SiO membuat kuarsa sangat sulit lapuk. Struktur atom dalam molekul mineral atau batuan yang lebih sempurna akan lebih tahan terhadap pelapukan. Perbedaan jenis dan kuantitas mineral yang mendominasi komposisi batuan akan berpengaruh terhadap kecepatan pelapukannya. Misalnya, kuarsa dan beberapa mineral mika terlapuk lebih lambat dari mineral feldspar yang sama-sama menghasilkan mineral liat. Sekarang timbul pertanyaan: mengapa mineral silika yang membentuk kristal pertama pada magma adalah mineral yang tidak stabil atau lebih mudah terlapuk? Hal ini dapat diterangkan dengan kimia kristal. Magnesium dan besi yang membangun struktur batuan atau mineral tersusun dengan berbagai cara antara lain: olivin mengandung Mg dan Fe diantara silika tertrahedral bersambung; seperti olivin, piroksen mengandung Mg dan Fe berdekatan dengan silika tetrahedral berantai satu; hornblend juga mengandung Mg dan Fe berdekatan dengan silika tetrahedral berantai dua. Kedua ion ini merupakan titik lemah dari kristal yang menyusun struktur batuan, karena kedua ion ini mudah dilepas dari dalam struktur molekul batuan atau mineral dengan proses oksidasi/reduksi untuk Fe dan proses dissolusi untuk Mg. Apabila ion ini sudah lepas dari kristal batuan atau mineral, maka struktur batuan itu akan hancur.

BAB LIMA

JAMALAM LUMBANRAJA

PELAPUKAN BATUAN DAN TANAH

Tabel 5-1. Pelapukan batuan beku granit (Flint and Skinner, 1974) Penyusun batuan Mineral

kation

feldspar

K+, Na+

kuarsa mika mineral ferromagnesium

Koloid

alumino silikat +, 2+ K Fe , alumino Mg2+ silikat Fe2+, alumino Mg2+ silikat Oksida Fe

Hasil pelapukan mineral mineral sekunder primer

Kation

mineral liat

K+, Na+

kuarsa

mineral liat

mika

mineral liat

hematit, limonit

2. Topografi Apabila suatu batuan terlapuk pada tempat yang curam atau pada topografi yang miring, maka hasil pelapukan akan mudah tercuci oleh aliran air permukaan yang bersumber dari hujan sehingga dapat mempercepat penampakan batuan segar ke pada senyawa pelapuk. Tabel 5-2. Pelapukan batuan beku basalt (Flint and Skinner, 1974; Brady and Well, 2000) Penyusun batuan Mineral

kation

feldspar

Ca2+, Na+

mineral ferromagnesium

Fe2+, Mg2+

magnetit

Fe2+

Hasil pelapukan mineral mineral sekunder primer mineral liat mineral liat hematit, limonit

Koloid alumino silikat alumino silikat Oksida Fe

Kation Ca2+, Na+ Mg -

3. Iklim Adanya perbedaan suhu dan curah hujan merupakan faktor mempercepat proses pelapukan batuan. Pada daerah gurun angin juga merupakan agen yang mempercepat pelapukan. Selain itu, angin dapat mempercepat siklus air dan kemudian mempercepat pelapukan. Letak

JAMALAM LUMBANRAJA

BAB LIMA

PELAPUKAN BATUAN DAN TANAH

geografis suatu daerah juga mempengaruhi pelapukan. Proses pelapukan di daerah hujan tropis, misalnya, akan lebih cepat bila dibandingkan dengan proses pelapukan di daerah subtropis. 4. Waktu Proses pelapukan merupakan sebagian dari proses kimia, sedangkan terjadinya proses kimia dalam pelapukan dapat dipengaruhi oleh waktu. Hanya saja proses pelapukan kimia dalam geologi terjadi atau dirasakan sangat lambat apabila dibandingkan dengan reaksi kimia lainnya. Tanah Tanah merupakan bagian kerak bumi yang menutupi batuan (Gambar 5-1). Tanah terbentuk dari batuan yang sudah melapuk dengan proses yang sangat lambat, sedemikian lapuknya sehingga dapat mendopang pertumbuhan tanaman. Pertama-tama batuan pecah seperti yang telah dijelaskan sebelumnya yang merupakan titik awal pelapukan baik pelapukan dengan proses fisik maupun proses kimia. Tanah seperti ini disebut tanah yang belum dewasa atau berkembang dan belum dapat mendopang kehidupan (tumbuhan) di atasnya. Jika batuan ini mengandung air yang cukup dan kemudian ditumbuhi oleh gang-gang, maka akan terjadi lapisan tanah yang sangat tipis yang merupakan jenis tanah yang sempurna tetapi belum dewasa. Lamakelamaan di tempat itu ditemukan tumbuhan tingkat tinggi yang sudah membusuk dan menjadi habitat biota yang mulai beragam. Bahan vegetasi yang membusuk atau terdekomposisi menghasilkan berbagai asam organik yang dapat mempercepat proses pelapukan batuan di bawahnya. Jika erosi tidak mengangkut hasil pelapukan -- erosi adalah proses pemindahan partikel batuan dan tanah dari satu tempat ke tempat lain â&#x20AC;&#x201C; maka proses pembentukan tanah akan dipercepat oleh perkembangan kehidupan vegetasi di atasnya. Semua faktor-faktor pelapukan akan bekerja pada tanah yang telah berkembang. Perkembangan tanah semakin dalam dan jika tidak terlihat lagi fragmen batuan dalam tubuh tanah tersebut, kecuali bagian mineral yang sukar lapuk, maka tanah demikian disebut tanah dewasa. Tanah lapisan atas (topsoil) biasanya mempunyai warna yang lebih tua atau gelap dari lapisan di bawahnya (subsoil). Pada umumnya tanah dewasa mempunyai lapisan-lapisan yang nyata dan kedalaman tiap lapisan beragam dari beberapa centimeter sampai beberapa meter (Gambar 5-1)

BAB LIMA

PELAPUKAN BATUAN DAN TANAH

JAMALAM LUMBANRAJA

Tanah yang bahan induknya residum dan belum dewasa mencerminkan sifat batuan di bawahnya. Misalnya, tanah yang terbentuk dari batuan granit kaya mineral liat, terbentuk dari feldspar akan mengandung beragam unsur kimia. Besi yang berasal dari biotit atau hornblend yang telah dioksidasi memberi warna kuning pada liat. Tanah yang berasal dari shale yang tercampur dengan batu kapur mengandung banyak liat dan sangat kaya akan kalsium karbonat. Tanah di daerah subtropika berwarna hitam, karena kadar humus tinggi yaitu senyawa hasil dekomposisi tumbuhan. Sedangkan tanah di daerah tropika dan mengalami iklim hujan mengandung humus rendah. Perbedaan ini disebabkan perbedaan proses dekomposisi yang dikerjakan oleh mahluk hidup dalam tanah (biota). Perkembangan biota yang bekerja dalam proses pelapukan lebih rendah di daerah subtropika terutama pada musim dingin bila dibandingkan dengan proses pelapukan di daerah tropika.

Batuan ini lebih sukar lapuk

Batuan ini lebih mudah lapuk

Gambar 5-3. Skematik yang menggambarkan pengaruh umur atau komposisi kimia dan kemiringan tempat terhadap kecepatan pelapukan bauan.

JAMALAM LUMBANRAJA

BAB LIMA

PELAPUKAN BATUAN DAN TANAH

Dengan demikian definisi tanah adalah tubuh alam yang berkembang dari pelapukan batuan/mineral atau bahan organik yang terletak di permukaan bumi yang dapat dipergunakan sebagai media pertumbuhan tanaman dan sifat dan perkembangannya dipengaruhi oleh iklim, mahluk hidup, kemiringan lokasi, dan waktu pembentukannya. Bahan Bacaan Blatt, H., R.J. Tracy, and B.E. Owens. 2006. Peterology: Igneous, Sedimentary, and Metamorphic. 3rd Ed. W.H. Freeman and Co. NY. Brady, N. C. and R.R. Well. 2002. The Nature and Properties of Soils. 13 ed. Prentice Hall. Pearson education Inc. Upper Saddle, NJ. Flint, R.F. and B.J. Skinner. 1974. Physical Geology. Department of Geology and Geophysics, Yale University. John Wiley & Sons, Inc.

BAB ENAM EROSI DAN PERGERAKAN MASA BUMI Pergerakan atau perjalanan masa regolit dari suatu tempat ketempat lain dengan bantuan gerakan air, angin, atau geletser disebut erosi. Ada 3 media yang dapat menimbulkan erosi yaitu: air terutama aliran air permukaan yang dipercepat oleh faktor-faktor lain seperti topografi, agin terutama angin yang berhembus, dan salju terutama salju yang bergerak dapat mengikis dan membawa partikel geologi. Perjalanan erosi dimulai dengan bergeraknya butir/bongkah batuan/tanah dari satu tempat ketempat berikutnya yang lebih rendah dipengaruhi oleh gaya gravitas. Di daerah tropis, seperti Indonesia, perilaku sungai sangat erat hubungannya dengan erosi. Gaya kinetik sungai yang mengalir dapat dibagi menjadi tiga kelompok perkerjaan yaitu mengangkut, mengasah dan memakan (menoreh) bahan bumi (tanah, batuan, dll). Pekerjaan mengangkut -- yaitu aliran air permukaan membawa zatzat terlarut, bahan-bahan mengapung dan menggeser bongkah-bongkah pada dasar aliran air (selokan, sungai dan lain-lain). Zat-zat terlarut seperti kation-kation mudah ditukar dengan media pelarut air, asam humus dan zat-zat organik yang tersuspensi/terlarut dalam air. Pada daerah yang mempunyai curah hujan tinggi, jumlah zat terlarut yang diangkut lebih rendah bila dibandingkan dengan pada daerah iklim kering dan berkapur. Disamping pengangkutan zat terlarut, aliran air permukaan juga membawa hasil kikisan sungai baik dari tebing sungai maupun dari dasar sungai. Lumpur yang diangkut oleh sungai-sungai di Indonesia diperkirakan sangat bervariasi tergantung dari vegetasi yang menutupi derah aliran sungai dan jurah hujan. Pada daerah yang mempunyai vegetasi rapat di daerah aliran sungainya, erosi lebih sedikit bila

JAMALAM LUMBANRAJA

BAB ENAM

EROSI DAN PERGERAKAN MASA BUMI

dibandingkan dengan daerah terbuka apalagi curah hujannya tinggi. Aliran air dan pergerakan partikel batuan Aliran air permukaan berupa sungai atau selokan adalah air yang mengalir yang dapat membawa partikel batuan dan bahan-bahan terlarut. Air mengalir dari tempat yang lebih tinggi ke tempat yang lebih rendah sepanjang aliran air. Apabila ada tanah yang berkembang dari bahanbahan yang tertimbun di suatu tempat dimana terjadi pelapukan dan tanah baru berkembang, bahan induk itu disebut aluvium. Ada lima hal yang perlu diperhatikan pada aliaran air: 1. Volume aliran (discharge) yaitu banyaknya air mengalir melalui suatu luasan pada waktu tertentu yang dinyatakan dalam m3 det-1 2. Kecepatan rata-rata aliran air. 3. Besar dan bentuk aliran 4. Perbedaan tinggi aliran (slope) 5. Beban (Load)â&#x20AC;&#x201D;yaitu banyaknya bahan bumi yang terbawa dalam aliran. 1. 2. 3. 4.

Peristiwa erosi oleh aliran permukaan dapat menimbulkan: Pengikisan pada gunung dan perbukitan Penimbunan pada tepi sungai dan ujung sungai Pembentukan delta Pengalihan aliran sungai

Bahan yang tergeser di dasar sungai adalah batu guling dan pasir. Selama pengangkutan, batuan diasah dan pecah-pecah sampai pada daerah hilir sungai, batuan ini menjadi lebih kecil dan bundar. Pengerjaan aliran sungai yang disebut mengasah atau memakan (korosi) yaitu daya asahan oleh bahan terbawa seperti pasir sehingga batuan yang besar bersudut menjadi lebih kecil dan bulat. Pekerjaan mengalir pada sungai dapat dipelajari dengan mengamati garis-garis aliran. Garis yang menghubungkan titik-titik dengan kecepatan sama disebut garis arus (isotache). Pengikisan air atau erosi terlihat pada air terjun atau lembah. Erosi bekerja menoreh dan melebarkan dinding sungai. Kecepatan erosi tergantung dari tenaga air dan ketahanan batuan dasar/dinding sungai. Ada juga yang dapat mempercepat erosi secara tidak langsung yaitu gravitasi. Pergerakan masa geologi (mass-washing) adalah pergerakan

BAB ENAM

EROSI DAN PERGERAKAN MASA BUMI

JAMALAM LUMBANRAJA

regolit ke bawah dengan kemiringan ke arah bawah akibat gravitasi tanpa bantuan langsung oleh aliran permukaan, angin atau salju. Dalam hal ini air mempunyai peran penting. Hal ini juga membuktikan bahwa pergerakan masa geologi (longsor) mungkin ada setelah adanya hujan sebelumnya. Apabila longsoran terjadi dan penumpukan batuan terjadi di kaki bukit dimana proses longsoran akibat gaya gravitasi yang dominan, bukan aliran air permukaan dan kemudian ada tanah berkembang di atasnya, maka bahan induk itu disebut koluvium. Jenis-jenis pergerakan massa bumi di permukaan. Ada beberapa jenis pergerakan massa batuan dan tanah yang dapat terjadi (Flint and Skinner, 1974): 1. Rockfall dan debrisfallâ&#x20AC;&#x201D;yaitu jatuhnya bongkah batuan besar atau kecil pada suatu tempat terjal (Gambar 6-1). Batu jatuh akibat palapukan dan gravitasi (Rock fall)

Gambar 6-1. Foto yang meninjukkan batuan yang jatuh setelah melapuk atau pecah, dan kemudian jatuh pada tempat yang terjal (dari public domain Wikipendia, diunduh Feb., 2012).

JAMALAM LUMBANRAJA

BAB ENAM

EROSI DAN PERGERAKAN MASA BUMI

2. Rockslide, debrisslide, landslideâ&#x20AC;&#x201D;yaitu bongkahan, serpihan batuan, atau lahan yang meluncur pada suatu tempat yang miring (Gambar 6-2). Gerakan masa bumi seperti ini sangat berbahaya apabila terjadi pada bagian jalan raya. Batu bergelincir akibat pelapukan pada posisi miring sejajar dengan lempeng batuan (Rock slide atau debris slide)

Air masuk celah batuan

Air memasuki celah batuan

M elengkung

Setelah meluncur

Sebelum meluncur

Gambar 6-2. Batu meluncur akibat pelapukan pada posisi miring sejajar dengan lempeng batuan (Rock slide atau debris slide) (dari public domain Wikipendia, diunduh Feb., 2012). 3. Slumpâ&#x20AC;&#x201D;yaitu pergerakan masa bumi yang menunjukkan pergeseran secara utuh(Gambar 6-3). Lahan merosot (slump )

Lahan melorot Example of (slump ) slump

Gambar 6-3. Lahan merosot akibat pengaruh air pada posisi berlapis karena adanya kedap air di bawah massa lahan (slump) (dari public domain Wikipendia, diunduh Feb., 2012).

BAB ENAM

EROSI DAN PERGERAKAN MASA BUMI

JAMALAM LUMBANRAJA

4. Debris flowâ&#x20AC;&#x201D;yaitu pegerakan massa bumi runtuh seperti slump yang tidak teratur. Runtuhan batuanatau massa tanah ini menunjukkan bentuk seperti lidah (Gambar 6-4)

Batuan runtuh (debris )

Gambar 6-4. Lahan atau batuan runtuh akibat pengaruh air pada posisi berlapis miring karena adanya kedap air dibawah massa lahan (debris) (dari public domain Wikipendia, diunduh Feb., 2012). 5. Mudflowâ&#x20AC;&#x201D;yaitu aliran massa lumpur (Gambar 6-5)

Aliran lumpur (mudflow )

Gambar 6-5. Aliran massa lumpur yang diendapkan ke suatu lembah atau delta sungai (mudflow) (dari public domain Wikipendia, diunduh Feb., 2012).

JAMALAM LUMBANRAJA

BAB ENAM

EROSI DAN PERGERAKAN MASA BUMI

6. land creepâ&#x20AC;&#x201D;yaitu pergeseran lahan turun dengan sangat lambat sehingga semua tanaman diatasnya yang sebelumnya tegak lurus akan terlihat membengkok (Gambar 6-6) Pergerakan lahan dan batuan sangat lambat

Pohon ini membengkok akibat pergerakan tanah sangat lambat

Gambar 6-6. Pergerakan lahan yang sangat lambat yang mengakibatkan batang tumbuhan di atasnya membengkok (dari public domain Wikipendia, diunduh Feb., 2012) Morfologi lahan akibat aktivitas air Satu sungai yang mengalir melalui lembah aluvial membentuk dataran banjir atau floodplain dan membentuk teras sepanjang sungai yang disebut levee. Pada saat sungai mengalir dan tidak terjadi limpasan sungai, levee juga dapat terkikis. Tanah yang terbentuk di daerah floodplain kaya akan bahan organik. Kebanyakan dari lembah aluvial mempunyai teras. Teras adalah bagian yang terendah dari kaki bukit yang menghambat banjir. Alluvial fan -- terbentuk di kaki bukit yang curam. Abrasi Pengikisan tepi pantai akibat pukulan ombak disebut abrasi atau erosi marin. Pengerjaan ini dapat dilihat pada dinding pantai dan pada

BAB ENAM

EROSI DAN PERGERAKAN MASA BUMI

JAMALAM LUMBANRAJA

batuan di tepi pantai. Pada permulaan terbentuk lekukan dalam batuan. Lekukan ini kemudian terasah dan terjadi lobang-lobang dan akhirnya batuan pecah dan dapat membentuk pantai yang landai. Dataran yang terbentuk itu disebut dataran abrasi atau teras pantai. Denudasi Gejala penurunan relief daratan disebut denudasi. Dataran yang melandai dan luas ke arah pantai disebut peneplain. Peneplain atau dataran hampir rata ini terbentuk dengan proses yang lambat. Faktorfaktor yang bekerja adalah hujan, es, dan/atau angin. Banyak juga peneplain yang mengalami pengangkatan sehingga kini terdapat beberapa ratus meter di atas permukaan laut. Di Sulawesi Tengah, misalnya, terdapat peneplain yang dulunya terangkat sampai bentuk pengunungan dengan puncak yang rata dengan ketinggian 2.000 meter. Pengaruh angin pada gurun Angin merupakan media transportasi dalam proses erosi di daerah gurun. Gurun yang merupakan daerah luas (+ 25 %) dari permukaan bumi berada pada daerah yang beriklim kering. Suhu di daerah gurun bervarisasi dari 58oC pada siang hari sampai 10oC pada malam hari. Jumlah curah hujan sangat rendah dengan rata-rata 2-5 cm tiap tahun (Blatt, Tracy and Owens, 2006). Apabila ada tanah yang berkembang dari bahan bahan-bahan ini, maka bahan induk itu disebut loos. 1. Angin membawa partikel geologi yang beterbangan dalam bentuk pasir dekat permukaan tanah. Di daerah beriklim kering (arid) angin merupakan suatu faktor pengeruk lahan atau pembentuk bukitbukit pasir yang kecil. Bahan batuan/tanah yang terlapuk terangkat dan diterbangkan oleh angin pada kecepatan angin tertentu. Setelah kecepatan angin menurun, bahan-bahan tersebut terendapkan 2. Angin mengikis bagian-bagian yang mudah terbawa angin yaitu bahan kering yang lepas terutama pada bangku-bangku teras. Pengikisan yang disebabkan oleh angin disebut deflasi. Di Gurun Sahara, misalnya, terdapat lembah dalam yang tidak berair yang disebut wadi. Selain deflasi, proses pengikisan di daerah gurun juga disebabkan oleh proses lain yang disebut korasi. Hasil pengikisan deflasi dapat tertahan disesuatu tempat dimana ada tumbuhan atau perbukitan. Pada daerah ini terbetuk tanah yang berbahan induk loos.

JAMALAM LUMBANRAJA

BAB ENAM

EROSI DAN PERGERAKAN MASA BUMI

Dengan aktifnya angin yang terus-menrus, partikel pasir dapat berbentuk bundar Erosi akibat gerak masa es (gletser) Meskipun Indonesia tidak mempunyai iklim dingin, namun beberapa gunung di Idonesia mempunyai salju seperti di Irian Jaya. Yang dimaksud dengan geletser adalah masa besar es yang terbentuk dari penimbunan salju dan bergerak menuju ke bawah disebabkan gaya gravitasi sambil menguap dan/atau meleleh. Kecepatan bergeraknya salju tergantung curamnya lereng. Erosi yang terjadi akibat geletser disebut erosi glasial. Apabila satu massa geletser bergerak membawa bongkah batuan menonjol di bawahnya, maka akan terjadi goresan di atas tanah yang dilalui, maka goresan besar ini disebut garis-garis gletser (Gambar 6-6). Pergerakan geletser dapat membawah massa bumi dan bergelincir di atas tanah. Geletser mengerosi bumi dengan cara meresapnya air kedalam massa bumi dan menggeseknya, membawanya dan menempatkanya di suatu tempat. Partikel geologi dalam segala bentuk (besar sampai kecil) dapat terbawa oleh geletser. Penampakan lahan akibat gesekan salju

Gambar 6-6. Pengaruh gesekan salju pada bentuk permukaan lahan (dari public domain Wikipendia, diunduh Feb., 2012).

BAB ENAM

EROSI DAN PERGERAKAN MASA BUMI

JAMALAM LUMBANRAJA

Perbedaan bentuk geomorfologi pada daerah kering dan basah Geomorfologi berbeda pada daerah beriklim kering dan basah (Gambar 6-7). Pada daerah iklim kerting, penampakan batuan bumi dan lahan biasanya agak runcing dan mempunyai saluran air (sungai) dan vegetasi yang terbatas. Penampakan meruncing diakibatkan hembusan angin dimana batuan yang lebih mudah tererosi akan terbawa angin lebih dahulu. Sebaliknya, penampakan batuan bumi pada daerah basah, terlihat agak tumpul atau melengkung sesuai dengan bentuk aliran sungai dan vegetasi yang banyak. Penampakan lahan dan batuan beriklim kering

Penampakan lahan dan batuan beriklim basah

Bentuk batuan gurun

Bentuk batuan sungai

Gambar 6-7. Pengaruh iklim pada bentuk permukaan kemiringan lahan. Pada lahan beriklim basah (kanan) muka lahan agak melandai dan pada lapah beriklim kering (kiri) terlihat lebih tajam (dari public domain Wikipendia, diunduh Feb., 2012). Bahan Bacaan Blatt, H., R.J. Tracy, and B.E. Owens. 2006. Peterology: Igneous, Sedimentary, and Metamorphic. 3rd Ed. W.H. Freeman and Co. NY. Brady, N. C. and R.R. Well. 2002. The Nature and Properties of Soils. 13 ed. Prentice Hall. Pearson education Inc. Upper Saddle, NJ. Flint, R.F. and B.J. Skinner. 1974. Physical Geology. Department of Geology and Geophysics, Yale University. John Wiley & Sons, Inc.

BAB TUJUH KRISTALOGRAFI MINERAL Evolusi Pengetahuan Tujuan pengembangan ilmu pengetahuan adalah untuk menjelaskan konsep dan hukum alam dengan lebih sederhana. Ishack Newton menemukan hukum gravitasi dan menjelaskannya dalam rumus yang sangat sederhana seperti berikut:

dimana F = gaya tarik menarik M = massa kedua benda d = jarak ke dua benda

a = konstanta (6,670 X 10-8 cgs) atau gaya tarik menarik 2 massa beratnya 1g, jaraknya 1 cm, dinyatakan dalam dyne Einstain pada tahun 1933 menemukan konsep hubungan energi dengan masa benda yang bergerak yang diterangkan dengan sangat sederhana dalam rumus: dimana E = energi kinetik m = masa benda v = kecepatan benda bergerak

BAB TUJUH

KRISTALOGRAFI MINERAL

JAMALAM LUMBANRAJA

Sehingga Einstain membuat kesimpulan bahwa alam semesta adalah realisasi ide yang dapat dijelaskan dengan matematika sederhana. Dalam hal mineral, konsep simetri merupakan konsep yang sangat sederhana yang menggambarkan keberadaan mineral (mineral merupakan bagan penyusun batuan). Kita dapat mengamati simetri yaitu kesamaan antara orbit-orbit planit di angkasa beserta galaksigalaksinya dengan lintasan elektron pada sebuah atom di dalam molekul suatu benda. Pola simetri atau fotokopi dapat ditemukan dimana-mana: corak/pola baju, pengklonan binatang (bahkan semua mahluk hidup), serta dalam irama musik. Yang paling penting adalah hubungan antara sifat fisik suatu mineral sampai ke susunan atom dan ion-ion dalam satu molekul. Apabila kita mengetahui simetri = kesamaan suatu kristal, kita dapat menggunakannya untuk mengetahui/menduga sifat fisik suatu mineral sebelum mengukur atau mengamatinya (Gambar 7-1). Atom O 4 atom O, 1 atom Si membentuk Struktur tetrahedral

Atom Si

Struktur heksagonal silika

Kation Pengulangan (pola struktur heksagonal)

Gambar 7-1. Skema yang menggambarkan simetri sederhana yaitu pengulangan pola tetrahedral membentuk pola heksahonal dan pengulangan pola heksagonal membentuk lempeng molekul (sheet) membentuk pola mineral silika tanah yang tersusun dari tetrahedral SiO2 (dari public domain Wikipendia, diunduh Feb., 2012).

JAMALAM LUMBANRAJA

BAB TUJUH

KRISTALOGRAFI MINERAL

Pengertian Simetri Simetri dapat mempunyai pengertian yang beragam. Dalam percakapan sehari-hari, simetri digunakan untuk menjelaskan susunan yang teratur/ritme sesuatu benda dalam ruang dan waktu. Dalam hal mineralogi, simetri adalah pengulangan yang sistematik dan periodik sesuatu pola. Misalnya sarang lebah yang banyak dan besar adalah pengulangan yang berkesinambungan dari suatu bagan/pola tabung segi enam beraturan. Apabila kita perhatikan pengulangan itu secara umum, maka akan terlihat suatu penampakan seperti corak pewarnaan pakaian yang disebut motif. Hal yang sama ditemukan dalam penyusunan kelompokkelompok atom dalam mineral tanah (Gambar 7-1). Dengan demikian, definisi simetri dalam mineralogi tanah adalah suatu unit dasar dalam susunan dan orientasi atom-atom dalam mineral dan unit dasar itu merupakan sifat dasar (distribusi) dari sifat mineral tersebut. Dalam pelajaran kristalografi kita mempelajari bagaimana susunan atom-atom dalam struktur kristal mineral. Definisi yang paling sederhana oleh George Friedel tahun 1902 tentang simetri yang dihubungkan dengan kristal adalah kesamaan yang terdapat dalam kristal tersebut. Sedangkan kristalografi adalah salah satu bidang ilmu yang khusus mempelajari simetri dalam kristal. Penggunaan Simetris 1. Penggunaan simetri dasar (basic symetry operation) a. Translasi (pengulangan linier) yaitu pengulangan yang sitematik oleh titik-titik dengan cara mempertukarkan. Pengulangan titik tersebut dapat dalam satu dimensi, dua dimensi, atau tiga dimensi (Gambar 7-2).

BAB TUJUH

KRISTALOGRAFI MINERAL

Pola A

Pola B

Pola E

Pola C

Pola F

Pola D

Pola C

Pola G

Pola A

Pola D

Pola H

Pola B

Pola A

Pola B

JAMALAM LUMBANRAJA

Pola G

Pola H

Pola E

Pola F

Pola E

Pola C

Pola G

Pola F

Pola D

Pola H

Gambar 7-2. Penggunaan simetri dasar – panah menunjukkan titik-titik atau pola yang sama kedudukannya (dimodifikasi dari public domain Wikipendia, diunduh Feb., 2012). b. Rotasi (gerak memutar) yaitu pengulangan titik atau motif pada suatu sumbu putar. Rotasi 360o yaitu rotasi yang kembali ke posisi semula (one fold) Rotasi180o yaitu rotasi yang letaknya berbalik seperti cermin(two fold) Rotasi 120o yaitu rotasi yang berputar 3/4 (three fold) Rotasi 90o yaitu rotasi yang berputar 1/2 (four fold) Rotasi 60o yaitu rotasi yang berputar 1/3 (six fold) α = sudut putar σ = n-fold rotasi (tingkat rotasi) AC --> adalah gerakan translasi titik A ke titik C BA --> berotasi pada B’A dan bertranslasi ke CD Jadi rotasi pada titik A juga berotasi pada titik C, karena A bertranslasi ke C. Sehingga BD merupakan rotasi-translasi AC, maka titik B ekuivalen dengan titik D yakni = m t

JAMALAM LUMBANRAJA

BAB TUJUH

KRISTALOGRAFI MINERAL

rotasi mt

Gambar 7-3. Penggunaan simetri dasar — pola rotasi BD = mt = t + 2x x = t sin γ maka mt = t + 2t sin γ = t + 2t sin (α -90o) = t - 2 t cos α m = 1-2 cos α Tabel 7-1 Kemungkinan nilai m dan sudut putar (Klein and Dutrow, 2008) m 1 2 3 4

sin (α- 90o) -1/2 0 1/2 1

α 60o 90o 120o 180o

Simbol

tingkat rotasi 6-fold 4-fold 3-fold 2-fold

Di alam dalam hal mineralogi tanah, proses rotasi yang ideal seperti pada Tabel 7-1 jarang ditemukan. Gabungan beberapa simetris lebih banyak ditemukan.

BAB TUJUH

KRISTALOGRAFI MINERAL

JAMALAM LUMBANRAJA

c. Refleksi yaitu pengulangan titik atau pola dalam ruang seperti kaca cermin. Bidang refleksi disebut bidang cermin d. Inversi yaitu pengulangan titik atau pola secara terbalik (Gambar 7-4) Z

Gambar 7-4. Penggunaan simetri dasar — pola inversi 2. Penggunaan simetri gabungan (compound symetry operation) Penggunaan simetri adalah kombinasi simetri dasar: a. Rotasi Obeng (screw rotation) yaitu simetri yang mengkombinasikan operasi rotasi dan translasi yang dikombinasikan di dalam operasi tunggal. Sumbu rotasi disebut sumbu obeng (screw axis). τ adalah perkalian unit translasi. Untuk beberapa tingkat putar (n-fold) kemungkinan nilai τ adalah: τ = mt/n Misalnya untuk 4-fold n=4 Untuk m = 1 ----> τ = 1t/4 = t/4 m = 2 ----> τ = 2t/4 = t/2 m = 3 ----> τ = 3t/4 = 3t/4 Simbol untuk sumbu putar (sumbu obeng) adalah nm. Contohnya 41, 42, 43, dst. b. Refleksi glide yaitu gabungan operasi translasi dan refleksi. Bidang refleksi disebut bidang glide yaitu sama dengan bidang cermin. Unit translasi pada operasi refleksi glide τ harus sejajar dengan unit translasi pada translasi t dan nilainya = t/2 Bila τ paralel ke unit ujung kristal digunakan istilah glide sumbu.

JAMALAM LUMBANRAJA

BAB TUJUH

KRISTALOGRAFI MINERAL

Bila τ mengarah pada pusat dari satu unit kristal, atau di pusat dari sesuatu permukaan digunakan istilah glide diagonal. Istilah glide berlian mempunyai nilai τ/2 dari glide diagonal dan hanya digunakan pada pusat kristal. Tabel 7-2. Tipe bidang glide, arah translasi, dan komponen translasinya (Klein and Dutrow, 2008). Tipe glide Sumbu

Diagonal

arah translasi A B C N

Berlian

τ a/2 b/2 c/2 a/2 + b/2 a/2 + c/2 b/2 + c/2 a/4 + b/4 a/4 + c/4 b/4 + c/4

simbol glide A B c n n n D D D

c. Rotoinversi yaitu kombinasi rotasi pada sumbu dan inversi pada pusat. Sumbu rotasi disebut sumbu rotoinversi. Ada 4 jenis rotoinversi yang diberi simbol 2, 3, 4, dan 6 (Gambar 7-5).

Gambar 7-5. Penggunaan simetri gabungan — rotoinversi Sistim Koordinasi dalam kristalografi (Gambar 7-6)

BAB TUJUH

KRISTALOGRAFI MINERAL

JAMALAM LUMBANRAJA

1. Triklinik ( 1 ) Sumbu : a, b, dan c tidak sama Sudut : α, β, dan γ tidak sama Kelompok titik : 1 Penamaan : α, β, dan γ semuanya > 90o atau semuanya < 90o 2. Monoklinik ( 2/m )

Sumbu : a, b, dan c tidak sama Sudut :α = β = 90o, dan γ-tidak ada batas :α = γ = 90o, dan β-tidak ada batas

Kelompok

2/m

Penamaan I

c = 2-fold, a<b, γ > 90o

c = 2-fold

c = 1/m

Penamaan II

b = 2-fold, c<a, β > 90o

b = 2-fold

b = 1/m

3. Orthorombik ( 2/m 2/m 2/m) Sumbu: a, b, dan c tidak sama Sudut :α = β = γ = 90o Kelompok

2/m 2/m 2/m

222

mm2

m2m

Penamaan I

a<b<c

c=2-fold, a<b

Penamaan II

c<a<b

b = 2-fold, c<a

4. Tetragonal (4/m 2/m 2/m) Sumbu a = b tidak sama dengan c Sudut :α = β = γ = 90o Penamaan kelompok titik untuk simbol 4/m 2/m 2/m --> c = 4-fold, a1, a2 = 1/4 untuk simbol 4 --> c = 4-fold, a1, a2 = 1/4 untuk simbol 4 --> c = 4-fold, a1, a2 = 1/4 untuk simbol 4/m --> c = 4-fold, a1, a2 = m/4 untuk simbol 2 2 4 --> c = 4-fold, a1, a2 = 2-fold untuk simbol 4 m m --> c = 4-fold, a1, a2 = 1/m untuk simbol 4 2 m --> c = 4-fold, a1, a2 = 2-fold untuk simbol 4 m 2 --> c = 4-fold, a1, a2 = 1/m

JAMALAM LUMBANRAJA

BAB TUJUH

KRISTALOGRAFI MINERAL

5. Rombochedral (3 2/m) Sumbu a = b, c --> tidak ada batas Sudut :α = β = 90o , γ = 120o Penamaan kelompok titik untuk simbol 3 2/m --> c = 3-fold, a1, a2 = 2-fold untuk simbol 3  2/m --> c = 3-fold, a1, a2 = m/2 untuk simbol 3 --> c = 3-fold, a1, a2 = 1/3 6. Trigonal (6/m 2/m 2/m) Sumbu a = b tidak sama dengan c Sudut :α = β = 90o , γ = 120o Penamaan kelompok titik untuk simbol 3 --> c = 3-fold, a1, a2 = 1/3 untuk simbol 3 2 --> c = 3-fold, a1, a2 = 2-fold untuk simbol 32 --> c = 3-fold, a1, a2 = 1/2 untuk simbol 3 m --> c = 3-fold, a1, a2 = 1/m untuk simbol 3m --> c = 3-fold, a1, a2 = m/3 7. Hexagonal (6/m 2/m 2/m) Sumbu a1= a2 = a3 tidak sama dengan c Sudut :α = β = 90o , γ = 120o Penamaan kelompok titik untuk simbol 6/m 2/m 2/m --> c = 6-fold, a1, a2 = 2-fold untuk simbol 6 --> c = 6-fold, a1, a2 = 1/6 untuk simbol 6 atau 3/m -- > c = 6-fold, a1, a2 = m/6 untuk simbol 6/m -- > c = 6-fold, a1, a2 = m/6 untuk simbol 6 2 2 -- > c = 6-fold, a1, a2 = 2-fold untuk simbol 6 m m -- > c = 6-fold, a1, a2 = 1/m untuk simbol 6 2 m -- > c = 6-fold, a1, a2 = 2-fold untuk simbol 6 m 2 -- > c = 6-fold, a1, a2 = 1/m 8. Isometrik (4/m 3 2/m) Sumbu a = b = c Sudut :α = β = γ = 90o Penamaan kelompok titik untuk simbol 4/m 3 2/m --> a1, a2, a3 = 4-fold untuk simbol 4 3 2 --> a1, a2, a3 = 4-fold untuk simbol 4 2 m --> a1, a2, a3 = 4-fold untuk simbol 23 --> a1, a2, a3 = 2-fold untuk simbol 2/m 3 --> a1, a2, a3 = 2-fold

BAB TUJUH

KRISTALOGRAFI MINERAL

JAMALAM LUMBANRAJA

Klasifikasi Bentuk (Sistim) Kristal A. Sistim kubus atau isometrik 1. Heks-oktahedral (4/m 3 2/m) Misalnya: fluorit, garnet 2. Diploidal (2/m 3) Misalnya: pirit, kobaltit 3. Tetrahedral (Heks-tetrahedral) (4 3 m) Misalnya: tetrahedrit, spalerit 4. Giroidal (4 3 2) Misalnya: kuprit 5. Tetratohedral (tetratoit) (2 3). Mineral ini jarang ditemukan di alam Kubus (isomerik)

Monoklinik

Ortorombik

Tetragonal

Heksagonal

Triklinik

Gambar 7-6. Contoh sistim koordinasi dalam simetri mineral (Klein and Dutrow, 2008; Deer, Howie, and Zussman, 1966) B. Sistim tetragonal 1. Ditetragonal bipiramidal (4/m 2/m 2/m) Misalnya: Zirkon, vesuvianit, kasiterit, rutil 2. Ditetragonal piramidal ( 4 m m). Sisitim ini tidak ditemukan di alam 3. Tetragonal bipiramidal (4/m) Misalnya: skelit, skapolit 4. Tetragonal piramidal (4) Misalnya : wulfenit

JAMALAM LUMBANRAJA

BAB TUJUH

KRISTALOGRAFI MINERAL

5. Ditetragonal berselang (tetragonal skalenohedral) (4 2 m) Misalnya: kalopirit 6. Tetragonal trapezohedral (4 2 2) Misalnya: fosgenit 7. Tetragonal berselang (tetragonal bisfenoidal) (4) C. Sisteim heksagonal 1. Diheksagonal bipiramidal (6/m 2/m 2/m) Misalnya: beril 2. Diheksagonal piramidal (6 m m) Misalnya: zinsit, grenosit 3. Heksagonal bipiramidal (6/m) Misalnya: apatit, piromorfit, vanadit 4. Heksagonal trapezohedral (6 2 2) Misalnya: kuarsa yang terbentuk pada suhu tinggi 5. Ditrigonal bipiramidal (6 m 2) Misalnya: benitoit 6. Trigonal bipiramidal (6), tidak ditemukan di alam 7. Rombohedral rodohedral (3 2/m) Misalnya: kalsit, hematit, korumdum 8. Rombohedral hemimorfik (3 m) Misalnya: tourmalin 9. Rombohedral tetratohedal (3) Misalnya: fenahit, wilmenit, dioptase, dolomit 10. Trapezohedral (3 2) Misalnya: kuarsa, kinabar 11. Rombohedral tetratohedral (3), tidak ditemukan di alam D. Sistim ortorombik 1. Ortorombik bipiramidal (2/m 2/m 2/m) Misalnya: sulfur, topaz, straurolit, andalusit, olivin 2. Ortorombik piramidal (m m 2) Misalnya: hemimorfit, bertrandit 3. Ortorombik speroidal (2 2 2), tidak ditemukan di alam E. Sistim monoklinik 1. Monoklinik normal (2/m) atau bentuk prisma Misalnya: gipsum, spodumen, ortoklas, kondrodit, epidot 2. Monoklinik hemimorfik (2) atau bentuk spenoidal Misalnya: seperti kristal gula, tidak ditemukan di alam

BAB TUJUH

KRISTALOGRAFI MINERAL

JAMALAM LUMBANRAJA

3. Monoklinik hemihedral (m) atau bentuk dome, tidak ditemukan di alam F. Sistim triklinik 1. Triklinik normal (1) atau bentuk pinazoidal Misalnya: aksinit, piroksen, plagioklas, feldspar 2. Triklinik hemihedral (1), tidak ditemukan di alam G. Bentuk lain 1. Kristal kembar 2. Kristal terdistorsi 3. Kristal paralel 4. Kristal tiruan (pseudomorph) Sifat fisik Kristal Mineral Selain dalam bentuk simetry atau pola, kristal mineral juga menunjukkan beberapa sifat fisik penting adalah warna, kilap, bentuk, kekerasan, belahan, dan berat jenis. Tidak semua sifat ini dapat menggambarkan suatu mineral secara tepat. 1. Warna mineral -- banyak mineral yang mempunyai warna khusus seperti mineral rubi berwarna merah cerah, mineral sappiri berwarna biru. Warna ini tidak menunjukkan sifat khusus mineral tertentu, karena rubi dan sappiri sama dengan mineral kristal korondum (Al2O3). Mineral kalsium fluorida (CaF2) dapat terlihat dalam berbagai warna seperti warna ungu, coklat, kuning, hitam, dan dapat tidak berwarna tergantung kemurnian ion-ionnya. Cahaya yang dipantulkan oleh mineral yang dapat kita lihat berada dalam energi gelombang. Cahaya putih yang dipancarkan oleh matahari dapat terdispersi menjadi beberapa warna seperti terlihat pada pelangi. Setiap warna yang dipancarkan mempunyai sifat tertentu seperti panjang gelombang, frekuensi, dan energi. Dalam atom atau ion terdapat berbagai lintasan elektron dalam berbagai tingkat energi. Apabila suatu saat terjadi tingkat energi yang sama dengan warna cahaya putih, maka komponen cahaya itu terserap. Pada ion besi (Fe2+) energi mudah diabsorpsi pada ujung warna merah. Sisa spektrum lainnya dipantulkan. Mineral fayalit (Fe2SiO4) dan aktinolit (Ca2Fe2(OH)2Si8O22) sama-sama berwarna hijau.

JAMALAM LUMBANRAJA

BAB TUJUH

KRISTALOGRAFI MINERAL

2. Kilapan dan kebeningan -- Gejala ini terlihat apabila suatu mineral diberi cahaya. Beberapa contoh kilapan (luster) seperti: - kilap logam misalnya pirit - kilap intan pada mineral intan - kilap kaca pada mineral kuarsa - kilap sutra pada mineral asbestos. Ada juga mineral yang bening (transparency) yaitu mineral yang tembus cahaya seperti intan dan kuarsa dan ada mineral gelap dimana cahaya tidak dapat menembusnya. 3. Kekerasan -- Salah satu sifat fisik mineral yang penting adalah kekerasan. Manusia sejak zaman purba telah mengenal intan yang tersusun dari rantai C (karbon) yang sangat keras dan talk (Mg3(OH)2Si4O10)yang banyak digunakan sebagai bahan bedak, sangat lembut. Friederick Mohs pada tahun 1812 mengajukan tingkat kekerasan relatif mineral (Tabel 7-3). Intan merupakan mineral yang paling keras (10) dan talk adalah mineral terlembut (1), dan diantaranya terdapat kekerasan mineral lain yang dapat ditetapkan dengan â&#x20AC;&#x153;goresanâ&#x20AC;?. Menurut Mohs, setiap mineral yang berada pada nomor yang lebih rendah akan dapat digores oleh mineral yang mempunyai nilai mineral yang lebih tinggi. Jadi yang dimaksud dengan kekerasan mineral adalah ketahanan mineral apabila permukaannya digores dengan benda tajam. Tabel 7-3. Urutan tingkat kekerasan mineral menurut Mohs, Knoop, dan Mohs-Woodel ((Klein and Dutrow, 2008; Deer, Howie, and Zussman, 1966) Mineral

Komposisi kimia

Talk Gipsum Kalsit Fluorit Apatit Ortoklas Kuarsa Topas Korundum Intan

Mg3(OH)2Si4O10 CaSO4. 2H2O CaCO3 CaF2 Ca5F(PO4)3 KSi3AlO8 SiO2 Al2(OH, F)2SiO4 Al2O2 C

Mohs 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10

Kekerasan Knoop Mohs-Woodel 1 32 2 135 3 163 4 430 5 560 6 820 7 1340 8 2100 9 7000 42,5

BAB TUJUH

KRISTALOGRAFI MINERAL

JAMALAM LUMBANRAJA

4. Berat jenis dan Gravitas jenis -- Berat jenis (BD) mineral merupakan salah satu sifat yang paling penting. Berat jenis menggambarkan sifat kimia dan struktur kristalnya. Berat jenis dinyatakan dalam berat isi mineral (g cm-3) dan di dalam Satuan Internasional dianyatakan dalam Mg m-3. Mineral kuarsa mempunyai BD 2,65 g cm-3 atau 2,65 Mg m-3. Mineral-mineral yang didominasi oleh Ba, Fe, Cu, Cr mempunyai BD yang tinggi. Bandingkan misalnya CaCO3 yang mempunyai BD 2,95 g cm-3 dengan BaCO3 yang mempunyai BD 4,30 g cm-3 walaupun mempunyai struktur yang sama. Faktor lain yang mempengaruhi BD adalah efisiensi susunan atom dalam struktur molekul. Mineral yang mempunyai komposisi kimia yang sama tetapi terbentuk pada tekanan yang tinggi akan mempunyai BD yang lebih tinggi dibandingkan dengan mineral yang terbentuk pada tekanan yang lebih rendah. Misalnya intan (C) mempunya BD 3,50 Mg m-3 yang terbentuk pada tekanan tinggi dibandingkan dengan grafit (C) atau batu tulis dengan BD 2,30 Mg m-3. Sifat lain yang dekat hubungannya dengan berat jenis adalah gravitasi jenis (GJ). Ukuran ini memberikan ukuran relatif terhadap air (pada suhu 4 oC). Mineral ditimbang di udara kemudian ditimbang di dalam air dengan hubungan sebagai berikut: Berat di udara Gravitas Jenis = ------------------------------------- Berat di udara - berat di dala air Gravitas jenis tidak mempunyai satuan. Nilai GJ berbeda dengan BD + 0,0001 suatu nilai yang tidak ada artinya dalam pengukuran sehari-hari. 5. Belahan -- Belahan (cleavage) merupakan sifat mineral yaitu kemudahan dibelah dengan menunjukkan permukaan yang halus dan rata. Misalnya mika mempunyai sifat yang sangat mudah dibelah tetapi sulit dipatahkan. Mineral bentuk kubus (sfaelerit, fluorit) dapat berbentuk dodekahedral (12 sisi) atau oktahedral. Batu tulis (grafit) sangat mudah dibelah hingga mungkin digunakan menjadi batu tulis. 6. Pecahan -- Pecahan (tenacity) merupakan salah satu sifat fisik mineral yaitu mudah tidaknya suatu mineral dipecahkan/dihancurkan. Bisa saja suatu mineral tidak menunjukkan belahan tetapi menunjukkan

JAMALAM LUMBANRAJA

BAB TUJUH

KRISTALOGRAFI MINERAL

mudah tidaknya dipecahkan, misalnya dengan palu. Mineral jad (jaedit piroksen = NaAlSi2O6 atau aktinolit amfibol = Ca2Fe5(OH)2Si8O22) merupakan mineral alam yang sangat sulit dipecahkan. 7. Bentuk -- Bidang kristal mineral dapat ditentukan dengan jumlah bidang yang membungkusnya. Hal ini telah dijelaskan pada Bab VII sebelumnya. Bentuk kristal mineral adalah muka simetry kristal. Membayangkan bentuk kristal memang tidak mudah. Semua bidang muka kristal harus didasarkan kepada sumbu (sistem sumbu) yang telah dijelaskan sebelumnya yang terdiri dari 6 sistim sumbu (a) Sistim sumbu isometrik, (b) Sistim sumbu tetragonal, (c) Sistim sumbu ortorombik, (d) Sistim sumbu monoklin, (e) Sistim sumbu triklin dan (f) Sistim sumbu heksagonal. 8. Sifat Optik mineral -- Pengenalan mineral dapat dilakukan dengan menetapkan polarisasi sinarnya yaitu dengan menggunakan mikroskop polarisasi. Mikroskop ini berbeda dengan mikroskop yang dipakai di biologi. Cahaya yang dipakai dipolarisasi yang artinya cahaya bergetar di sebuah bidang. Bahan Bacaan Blatt, H., R.J. Tracy, and B.E. Owens. 2006. Peterology: Igneous, Sedimentary, and Metamorphic. 3rd Ed. W.H. Freeman and Co. NY. Deer, W.A, R.A. Howie, and J. Zussman. 1983. 14th Impression. An Introduction to the Rock Forming Minerals. Commonweath Printing Press. Ltd. Hongkong.

BAB DELAPAN PEMAHAMAN MINERAL TANAH Mineral anorganik membentuk lebih dari 50% tanah mineral, sehingga tanaman dapat tumbuh dan berdiri teguh. Dalam proses pelapukan mineral primer dan mineral sekunder terbentuk, kemudian unsur hara terlepas dan tumbuhan yang berada di atasnya dapat memanfaatkannya sehingga tumbuhan dapat tumbuh dengan baik. Kualitas atau sifat mineral tertentu menggambarkan kualitas tanah. Keberadaan mineral tertentu dapat menggambarkan tingkat pelapukan, dan kesuburan tanah. Di dalam mempelajari ilmu tanah, sifat kimia dan struktur mineral lebih ditekankan daripada sifat fisiknya. Pengertian Mineral adalah zat atau molekul anorganik yang terdapat secara alami yang mempunyai (1) struktur yang teratur di dalam molekul, (2) dan komposisi kimia tertentu, (3) berbentuk kristal, dan (4) menunjukkan sifat fisik tertentu. Mineral merupakan persenyawaan anorganik asli dan mempunyai susunan kimia yang tetap dan terbetuk di alam. Mineral adalah penyusun atau bagian dari batuan. Dengan pengertian lain bahwa batuan adalah kumpulan mineral. Sebagian besar dari mineral terdapat dalam bentuk padat. Tetapi dalam sehari-hari (orang awam) ada juga yang memberi pengertian di dalam keadaan cair atau di dalam gas atau disebut juga bahan tambang. Mineral yang di pelajari di dalam mata ajaran Geologi dan Mineralogi Tanah adalah mineral padat yang berbentuk kristal dan dibatasi dengan bidang datar. Bidang-bidang datar itu akan mencirikan mineral tertentu. Minyak bumi adalah mineral dalam bentuk cair, dan gas bumi merupakan mineral dalam bentuk gas. Bahkan di dalam kehidupan sehari-hari, ada yang disebut air bebas mineral (bebas ion), air mineral dan obat mineral.

JAMALAM LUMBANRAJA

BAB DELAPAN

PENGENALAN MINERAL TANAH

Dengan demikian mineral tanah adalah unsur atau molekul anorganik yang terdapat secara alami di tanah (bagian batuan permukaan bumi yang telah mengalami pelapukan) yang mempunyai (1) struktur molekul, (2) komposisi kimia tertentu, (3) berbentuk kristal, dan (4) menampakkan sifat fisik tertentu. Klassifikasi Mineral Peradaban manusia telah menggambarkan betapa tingginya nilai mineral dan betapa beragamnya mineral, sehingga bila kita mengamatinya akan merasa kagum atas keberadaan mineral tertentu. Umumnya mineral berwarna menampakkan bentuk dan besarnya mulai dari mineral yang terdapat dalam hiasan permata sampai batu krokos jalanan. Untuk mempelajari mineral, kita harus mengenal sifat dasar mineral yang berhubungan dengan sifat kimia dan strukturnya. Dalam klasifikasi mineral sifat kimia dan sifat strukturnya tidak dapat dipisahkan, tetapi sifat fisik lainnya merupakan pengenalan tambahan. Sifat Kimia dan Struktur Mineral Komposisi kimia mineral di dalam tanah, pada umumnya, terdiri dari sejumlah kecil dari semua unsur-unsur kimia yang ditemukan di alam. Oksigen, silika, aluminum, besi, magnesium merupakan unsur terbanyak penyusun kerangka mineral di dalam tanah (Tabel 8-1). Dari Tabel 8-1 dapat dilihat bahwa komposisi mineral tanah didominasi oleh oksigen dan silikat. Hal ini disebabkan besarnya jarijari oksigen yang dengan susunannya dapat memegang unsur-unsur lain diantara atom-atom oksigen. Dengan demikian jari-jari unsur-unsur lain itu memegang peranan penting dalam menentukan keberadaan dan kestabilan mineral. Sudah diuraikan di atas bahwa sifat mineral ditentukan oleh komposisi kimia mineral dan struktur kristal mineral (ukuran dan susunan atom dalam mineral). Sifat mineral yang sama komposisi kimianya akan berbeda apabila struktur kristalnya berbeda; dan sebaliknya, apabila susunan kimianya berbeda walaupun strukturnya sama, tentunya sifat mineral itu akan berbeda.

BAB DELAPAN

PENGENALAN MINERAL TANAH

JAMALAM LUMBANRAJA

Tabel 8-1. Unsur-unsur yang paling banyak dijumpai dalam mineral tanah (Drever, 1982). Ion O2Si4+ Al3+ Fe3+ Mg2+ Ca2+ Na+ K+ Ti4+ H+ Mn4+ P5+

Volume (%) 89,9 2,37 1,24 0,79 0,60 1,39 1,84 1,84 0,08 X 0,01 0,01

Jari-jari ion (nm) 0,140 0,039 0,051 0,074 0,066 0.099 0,097 0,133 0,068 X 0,060 0,035

Keterangan: Jari-jari ion H+ dapat diabaikan dibandingkan dengan jarijari O2+ 1. Pembagian minerak berdasarkam komposisi anion dalam mineral Berdasarkan jumlah anion yang terdapat dalam mineral, maka mineral dapat dibagi menjadi (1) unsur asli, (2) garam sulfida, (3) garam sulfonat, (4) oksida dan hidroksida, (5) halida, (6) karbonat, (7) nitrat, (8) borat, (9) fosfat, (10) sulfat, (11) tungstat, (12) silikat. Mineral yang sangat sedikit dan tidak memberi kontribusi terhadap penentuan sifat mineral tanah tidak dibahas dalam materi ini seperti (1) unsur asli, (2) garam sulfonat, (3) nitrat, (4) borat, dan (5) tungstat. dan mineral yang paling penting di dalam tanah adalah mineral silikat. 2. Pembagian Mineral berdasarkan proses pembentukan a. Mineral primerâ&#x20AC;&#x201D;yaitu mineral yang terbentuk pada suhu dan/ atau tekanan yang tinggi yang biasanya terbentuk dengan adanya aktivitas gunung berapi dimana batuan terbentuk dari magma yang membeku. Batuan ini disebut batuan beku atau batuan metamorf. Sifat mineral ini sama dengan sifat mineral di dalam batuan induknya. b. Mineral sekunderâ&#x20AC;&#x201D;yaitu mineral yang terbentuk pada suhu normal. Sifat mineral ini, karena proses pelapukan, berbeda dengan sifat

JAMALAM LUMBANRAJA

BAB DELAPAN

PENGENALAN MINERAL TANAH

batuan induknya, walaupun ada beberapa sifat batuan induknua yang terbawah.

3. Pembagian mineral berdasarkan keberadaan silika A. Mineral bukan mineral silika 1. Halida, sulfat dan karbonat Mineral ini mempunyai struktur dan komposisi kimia yang sangat sederhana seperti (Gambar 8-1): Halidaâ&#x20AC;&#x201D;garam dapur (NaCl) yaitu garam yang dikeringkan dari air laut. Ikatan kimia antara ion dan kation dalam mineral ini lebih bersifat ionik. Dengan demikian mineral ini adalah mineral yang lembut dan mudah larut. Mineral ini sangat mudah lapuk baik melalui pelapukan kimia maupun pelapukan fisik. Diantara mineral ini, halit merupakan mineral terbanyak yang ditemukan di daerah beriklim kering. Mineral ini dapat membentuk lapisan salin pada tanah Aridosol.

Sulfatâ&#x20AC;&#x201D;gipsum CaSO4. 2H2O Gipsum mempunyai kelarutan yang lebih rendah dari halit (kira-kira 1/100 kali). Mineral ini juga terdapat pada tanah Aridosol. Secara sintetik, mineral ini dapat terbentuk dari hasil sampingan peleburan besi. Belakangan ini gipsum digunakan untuk bahan pembenah tanah terutama di lapisan yang lebih dalam untuk membantu perkembangan perakaran tumbuhan. Struktur garam dapur

Natrium (Na) Klorida (Cl)

Gambar 8-1. Struktur mineral NaCl (dari public domain Wikipendia, diunduh Feb., 2012).

BAB DELAPAN

PENGENALAN MINERAL TANAH

JAMALAM LUMBANRAJA

Karbonatâ&#x20AC;&#x201D;Kalsit CaCO3 dan Dolomit CaMg (CO3)2. Kalsit dan dolomit ditemukan di berbagai tanah dengan kondisi iklim yang beragam (aridik dan ustik). Pada tanah yang beriklim kering, mineral ini dapat terakumulasi di lapisan bawah yang disebut lapisan kalsik atau petrokalsik. Pada tanah tropika basah mineral ini tidak ditemukan karena terlarut oleh hujan kecuali tertanam oleh tanah dalam bentuk batuan. Kalsit dan dolomit dalam tanah biasanya digunakan sebagai bahan pembenah tanah yaitu untuk menaikkan pH tanah atau meningkatkan kadar kalsium dan magnesium tanah. Kalsit lebih mudah larut dalah air dibandingkan dengan dolomit. 2.

Sulfida Kelompok sulfida yang penting dalam mineral tanah adalah pirit. Pirit (FeS2) terbentuk di delta sungai, tepi pantai, dan tambang batu bara. Masalah oksidasi pirit sering ditemukan pada reklamasi lahan pasang-surut dan tambang batu bara dimana FeS2 teroksidasi hingga terbentuk asam sulfat yang sangat asam dan mineral gipsum dan jarosit (KFe3(SO4)2(OH)6). 3. Fosfat Kekurangan fosfat untuk tanaman sering terjadi terutama di daerah tropis, tetapi pengetahuan tentang mineral fosfat dalam tanah masih kurang sampai saat ini. Penetapan P dalam tanah sangat sulit karena jumlah P yang dapat larut dalam air sangat sedikit, bahkan total P dalam tanah juga sangat sedikit 0,02 - 0,05 %. Kelarutan batuan fosfat sangat rendah sehingga apabila kita menggunakan batuan fosfat untuk pemupukan, tanaman tersebut kurang menunjukkan tanggapan yang nyata.

4. Oksida, hidroksida, dan oksi-hidroksida Di dalam proses pelapukan mineral primer dan mineral sekunder, kation-kation dan anion dilepaskan. Kation dan anion ini dapat besenyiawa kembali membentuk mineral baru yang lebih stabil. Kation seperti Al, Fe, Mn dapat membentuk oksida, hidroksida, dan oksihidroksida (Tabel 8-2). a. Besi Mineral oksida dan hidroksida besi (Tabel 8-2) merupakan hasil pelapukan, dengan demikian mineral ini umumnya termasuk mineral

JAMALAM LUMBANRAJA

BAB DELAPAN

PENGENALAN MINERAL TANAH

sekunder. Mineral ini merupakan zat pewarna tanah. Keberadaan mineral ini, walaupun dalam jumlah sedikit, akan menimbulkan warna merah dan coklat pada tanah. Goetit (FeOOH) adalah yang terbanyak di dalam tanah dan dapat menimbulkan warna kecoklatan sampai kekuningan pada tanah. Hematit (Fe2O3) merupakan mineral ke-dua terbesar dari grup ini. Hematit biasanya lebih terang dari goetit. Kedua mineral ini sangat stabil pada tanah-tanah yang teroksidasi atau pada tanah-tanah yang berdrainase baik. Feri (Fe3+) dapat tereduksi menjadi fero (Fe2+) dalam keadaan tanah jenuh air. Sehingga mineral goetit dan hematit tidak stabil pada tanah-tanah dalam keadaan tereduksi. Dalam keadaan demikian fero akan mudah terlarut dan tercuci ke bagian bawah profil. Dan apabila terendapkan pada daerah yang teroksidasi akan dapat terbentuk goetit dan hematit kembali. Pengulangan reduksi dan oksidasi dalam tanah memnimbulkan adanyan karatan dan konkresi. b. Aluminum Mineral gibsit berbentuk monoklinik dan warnanya beragam (putih, ungu pucat, hijau pucat, abu-abu, coklat terang, dan tidak berwarna). Gibsit merupakan mineral hidroksida terbanyak di dalam tanah, terutama tanah yang telah mengalami pelapukan yang intensif (Tabel 8-2). Mineral ini merupakan mineral tertinggal dimana mineral silika tidak lagi terbentuk pada tanah yang telah mengalami pelapukan lanjut. Mineral ini sangat banyak ditemukan pada tanah Oksisol di daerah tropika dengan curah hujan yang banyak. Tanah yang didominasi mineral ini mempunyai Kapasitas Tukar Kation (KTK) yang sangat rendah dan merupakan penyebab utama rendahnya kesuburan tanah Oksisol. c. Mangan Mineral oksida dan hidroksida mangan (Mn) yang terdapat dalam tanah merupakan karatan, konkresi, dan pembungkus struktur tanah yang berwarna coklat atau hitam (Tabel 8-2). Biasanya mineral ini bercampur dengan mineral oksida-hidroksida besi di dalam tanah. Diantara mineral mangan yang tercantum dalam Tabel 8-2, mineral birnesit dan litioforit ditemukan dalam jumlah yang lebih banyak. d. Titanium Mineral rutil dan ilmenit (Tabel 8-2) terdapat pada fraksi pasir. Hal ini menggambarkan bahwa kedua mineral ini merupakan mineral primer yang terbawa dari batuan beku. Anatas merupakan mineral sekunder dari kelompok ini.

BAB DELAPAN

PENGENALAN MINERAL TANAH

JAMALAM LUMBANRAJA

Tabel 8-2. Mineral bukan mineral silika di dalam tanah (Allen and Hajek, 1989) Klas mineral Halida Sulfat Sulfida Karbonat

Fosfat

Oksida/hidroksida Aluminum

Besi

Mangan

Titanium

Nama mineral Halit Gipsum Jarosit Pirit Kalsit Dolomit Nakolit Trona Soda Apatit Dahilit Klorapatit Alpit Barandit Varisit Metavarisit Strenggit Metastrenggit Koninkit

Rumus kimia NaCl CaSO4. 2H2O KFe3(SO4)2(OH)6 FeS2 CaCO3 CaMg (CO3)2 NaHCO3 Na2CO3* NaHCO3*2H2O Na2CO3*10H2O Ca2Ca3(PO4)3(OH,F) Ca4Ca6(PO4)6(CO3) Ca2Ca3(PO4)3Cl AlPO4 (Al,Fe)(PO4)*2H2O Al(PO4)*2H2O Al(PO4)*2H2O Fe(PO4)*2H2O Fe(PO4)*2H2O Fe(PO4)*3H2O

Gibsit Nordstrandit Boehmit Diaspor Korundum Hematit Goetit Lepidokrosit Maghemit Ferihidrit Magnetit Litioforit Birnesit Holandit Pirolusit Todorokit Manganit Rutil Anatas Ilmenit

Al(OH)3 Al(OH)3 AlOOH AlOOH Al2O3 Fe2O3 FeOOH FeOOH Fe2O3 Fe5O7 (OH)*4H2O Fe2O3 (Al,Li)MnO2(OH)2 Beragam Ba2Mn8O16 MnO2 Beragam MnOOH TiO2 TiO2 FeTiO3

BAB DELAPAN

JAMALAM LUMBANRAJA

PENGENALAN MINERAL TANAH

B. Mineral Silikat Kelompok mineral silika merupakan mineral yang terbanyak di dalam tanah. Mendekati 40 % dari keseluruhan mineral di dalam tanah ditempati oleh mineral silika yang berasal dari batuan beku. Lebih dari 90 % kerak permukaan bumi terdiri dari silika. Mineral silika itu dapat berbentuk mineral primer, sekunder dari batuan beku maupun metamorfik. Bangun dasar pembentuk mineral silika adalah SiO4 tetrahedral yang terdiri dari 4 ion O2- yang tersusun secara tetrahedral dan ditengahnya terdapat Si4+. Karena muatan kation dan anion yang berlawanan, sehingga terbentuk struktur tetrahedral yang lebih kompak. Di dalam struktur mineral silika dapat terjadi (1) satu tetrahedral (nesosilikat), (2) dua tetrahedral (sorosilikat), (3) bentuk cincin (siklosilikat) (4) rantai satu atau rantai dua (inosilikat), (5) lapisan (sheet = filosilikat), dan (6) rantaian tiga dimensi (tektosilikat) (Tabel 8-3). Tabel 8-3. Klasifikasi mineral silikat (Klein and Dutrow, 2008; Deer, Howe, and Zussman, 1983) Klasifikasi mineral

Nama mineral

Rumus molekul ideal

Nesosilikat (SiO4)

Olivin

(Mg, Fe)2SiO4

Forsterit Fayalit Zirkon Sfen Topas Garnet

Mg2SiO4 Fe2SiO4 ZrSiO4 CaTiO (SiO4) Al2SiO4(F, OH)2 X3Y2(SiO4)3 X = Ca, Mg, Fe, Mn--Val = 2 Y = Al, Fe, Cr-- Val. =3 Al2SiO5 Al2SiO5 Al2SiO5 Fe2Al9O6(SiO4)4(O,OH)2

Andalusit Silimenit Kianit Staurolit Sorosilikat (Si2O7)6-

Epidot

Ca2(Al,Fe)Al2O(SiO4) Si2O7 (OH)

BAB DELAPAN

PENGENALAN MINERAL TANAH

Siklosilikat (Si6O18)12

Inosilikat (Si4O11)6(rantai dua)

Be3Al2(Si6O18) (Na,Ca)(Li, Mg)(Al,Fe, Mn)6(BO3)3(Si6O18 )(OH)4

Beril Tourmalin

Piroksen Augit Hipersten Diopsid Hedenbergit Piroksenoid Wolastonit Rodonit Amfibol Hornblend

(Ca,Mg)(Mg,Fe, Al)(Si,Al)2O6 MgSiO3 CaMgSi2O6 CaFeSi2O6 CaSiO3 MnSiO3 (Na,Ca)2(Mg,Al,Fe,)5Si6(Si,Al)2 O22 (OH)2 Ca2Mg5Si8O22 (OH)2 Ca2(Mg,Fe)5Si8O22 (OH)2 (Mg,Fe)7Si8O22 (OH)2 Fe7Si8O22 (OH)2

Tremolin Aktinolit Kumingtonit Grunerit Mika Muskovit Biotit Flogopit Klorit

Filosilikat (Si2O5)2-

JAMALAM LUMBANRAJA

KAl2(AlSi3O10 )(OH)2 K(Mg,Fe)2(AlSi3O10 )(OH)2 KMg3(AlSi3O10 )(OH)2 (Mg,Fe)3(Si,Al)4O10(OH)2(Mg,Fe)3(OH)6

Mineral liat Talk Pirofillit Kaolinit Smektit Vermikulit Serpertin Antigorit Krisotil

Mg3Si4O10 (OH)2 Al2Si4O10 (OH)2 Al2Si2O5 (OH)4 Beragam Beragam Mg3Si2O5 (OH)4 Mg3Si2O5 (OH)4

JAMALAM LUMBANRAJA

Tektosilikat (SiO2)0

BAB DELAPAN

PENGENALAN MINERAL TANAH

Feldspar Ortoklas Albit Anortit Kelompok SiO2 Kuarsa Tridimit Kristobalit Zeolit Analsim Klinoptilolit Feldspatoit Neflen

KAlSi3O8 NaAlSi3O8 CaAl2Si2O8 SiO2 SiO2 SiO2 NaAlSi2O6 *H2O (Na3K3)Al6Si30O72 *24H2O (Na,K)AlSiO4

Awal mineralogi tanah di Indonesia Penelitian tentang mineral tanah di Indonesia dimulai oleh Retgers tahun 1885 setelah meletusnya G. Karakatau tahun 1883. Debu vulkan dari letusan G. Karakatau mengkontaminasi berjuta hektar tanah di Indonesia. Debu tersebut sampai ke Bogor (Jawa Barat) dan Sukadana (Lampung Tengah). Lokasi ini lebih dari 150 km dari pusat G. Karakatau. Komposisi mineral dari abu vulkan G. Karakatau yang ditemukan di Bogor tertera pada Tabel 8-4. Sedangkan komposisi kimia mineral (1) mineral basa dan (2) mineral asam yang diterok dari Pulau Sebesi dekat Krakatau dapat dilihat pada Tabel 8-5. Tabel 8-4. Komposisi mineral abu vulkan G. Karakatau yang ditemukan di Bogor (Mohr and Van Barren, 1960). Nama batuan/mineral Batu gamping Glas vukan Plagioklas Hipersten Augit Magnetit

% 70,00 21,00 6,00 1,36 0,64 1,00

BAB DELAPAN

PENGENALAN MINERAL TANAH

JAMALAM LUMBANRAJA

Tabel 8-5. Komposisi kimia debu G.Krakatau yang meletus tahun 1883 (Mohr and Van Barren, 1960). Komposisi kimia SiO2 Al2O3 Fe2O3 FeO TiO2 MnO CaO MgO K2O Na2O

Konsentrasi kimia (%) Mineral bassalt Mineral asam 61,36 68,99 17,77 16,07 4,39 2,63 1,71 1,10 1,12 0,82 0,41 0,28 3,43 3,16 2,32 1,08 2,51 1,83 4,98 4,04

Bahan Bacaan Allen, B.L. and B.F. Hajek. 1989. Mineral Occurance in Soil Environments. In J.B. Dixon and S.B. Weed, Minerals in Soil Envirinments. 2nd Ed. SSSA Madison, WI. USA., 199-278. Blatt, H., R.J. Tracy, and B.E. Owens. 2006. Peterology: Igneous, Sedimentary, and Metamorphic. 3rd Ed. W.H. Freeman and Co. NY. Deer, W.A, R.A. Howie, and J. Zussman. 1983. 14th Impression. An Introduction to the Rock Forming Minerals. Commonweath Printing Press. Ltd. Hongkong. Drever, J.I. 1982. The Geochemistry of Natural Water. Prentice Hall Inc., Englewood Cliffs, NJ. Mohr, E.C.J. and F.A. Van Baren. 1960. Tropical Soils: A critical study of soil genesis as a related to climate, rock, and vegetation. The Royal Tropical Institute, Amsterdam.

BAB SEMBILAN STRUKTUR MINERAL SILIKA Dalam mempelajari struktur mineral silika, suatu atom diibaratkan satu bola yang padat (rigid). Walaupun asumsi ini sangat sederhana, tetapi asumsi ini sangat membantu untuk mempelajari struktur mineral silika. Kita mengetahui bahwa suatu molekul terdiri dari beberapa atom yang bersenyawa; suatu atom terdiri dari inti atom (proton) dan elektronelektron yang bergerak sesuai dengan lintasannya masing-masing. Dengan demikian, bentuk atau keberadaan suatu atom sebenarnya tidak kaku (rigid). 1. Kumpulan bola atom yang paling berdekatan Apabila kita menyusun bola diatas meja (Gambar 9-1), maka susunan yang paling berdekatan adalah dalam susunan heksagonal. Setiap atom bersentuhan dengan 6 atom lain, sehingga apabila kita hubungkan pusat ke 6 atom-atom tersebut akan terlihat segi enam beraturan. Tetapi diantara atom-atom (bola-bola) itu masih ada lobang-lobang atau tempat yang tidak terisi oleh bola atom. Tempat ini disebut void. Ada dua jenis void yang terlihat pada Gambar 9-1 yaitu void A, tempat yang kosong (seperti segitiga) yang mengarah ke atas dan void B, yang mengarah ke bawah. Apabila ditempatkan satu bola diatas tiga bola yang berdekatan (Gambar 9-2) atau dengan perkataan lain, satu bola dibuat sedemikian rupa sehingga menutupi void A atau void B.

BAB SEMBILAN

STRUKTUR MINERAL SILIKA

JAMALAM LUMBANRAJA

Heksagonal

o o

Void “A” Void “B”

Gambar 9-1. Sususnan atom yang paling dekat yaitu heksagonal 2. Tetrahedral dan Oktahedral Mineral liat didefinisikan sebagai mineral hidrous silika yang bertekstur halus, dan kristalin. Mineral ini pada umumnya terbentuk dari interaksi mineral dan air di permukaan tanah dengan kondisi normal. Dengan demikian mineral liat silika adalah media pertukaran ion (ion exhanger). Karena mineral liat silika merupakan bahan padatan tanah yang terbanyak, maka untuk mempelajari keberadaan mineral ini di dalam tanah, sruktur dan komposisi kimianya sangat perlu dipelajari yaitu memahami lapisan tetrahedral dan oktahedral yang menyusun OHmineral liat silika. Lapisan Kation oktahedral

OHOHKation OH-

Lapisan oktahedral Oksigen apikal

Tetrahedral Si/Al Tetrahedral Si/Al

Oksigen apikal Oksigen basal

Lapisan tetrahedral Lapisan tetrahedral

Gambar 9-2. Susunan tertrahedral dan oktahedral (dari public domain Oksigen basal Wikipendia, diunduh Feb., 2012). Kita mulai dengan melihat Gambar 9-1 yaitu dengan menempatkan satu bola kecil didalam void. Apabila bola besar mengambarkan anion

JAMALAM LUMBANRAJA

BAB SEMBILAN

STRUKTUR MINERAL SILIKA

atau atom oksigen dan bola yang lebih kecil mengambarkan kation, maka bila ditempatkan bola (kation yang radiusnya) yang lebih kecil, 4 bola (anion) besar dapat membungkusnya misalnya satu Si diapit oleh 4 atom O. Sedangkan untuk bola (kation yang radiusnya) lebih besar, 6 bola (anion) besar dapat membungkusnya misalnya satu atom Al atau Mg di dalam 6 atom O. Dan apabila diperhatikan bentuk muka masingmasing koordinasinya, maka akan terlihat stuktur yang pertama akan terlihat 4 (tetra) muka segitiga, dan untuk struktur yang ke-2 terlihat 8 (okta) muka segitiga. Kedua struktur inilah yang menyusun mineral liat silika masing-masing disebut tetrahedral dan oktahedral. Tetrahedral Mineral liat mempunyai struktur 2 lapisan seperti 2 kertas yang ditindihkan antara satu dengan yang lain. Lapisan pertama disebut lapisan tertrahedral yang terdiri dari SiO2 yang disebut lapisan silika atau filosilikat (phyllosilicate). Setiap satu atom silika dikelilingi oleh 4 oksigen sehingga membentuk tetrahedral (tetra = 4; hedra = muka) (Gambar 9-3). Silika yang terkoordinasi di dalam tetrahedral sangat kuat terikat dengan ikatan kovalen, dimana elektron dari silika dan oksigen dimiliki bersama (shared electron). Atom oksigen bertautan satu sama lain hingga terbentuk lapisan (sheet) yang disebut basal oxygen. Silika oksida tetrahedral

Silika oksida tetrahedral

Gambar 9-3. Susunan koordinasi satu atom Si dengan empat atom O membentuk tertrahedral (dari public domain Wikipendia, diunduh Feb., 2012).

BAB SEMBILAN

STRUKTUR MINERAL SILIKA

JAMALAM LUMBANRAJA

Oktahedral Satu lapisan lagi yang menyusun mineral silika adalah lapisan oktahedral. Di dalam struktur ini satu kation dikoordinasikan oleh 6 atom oksigen atau hidroksil di dalam bentuk oktahedral polihedra (Gambar 9-4). Sama seperti pada tetrahedral, kation (biasanya Al, Fe, atau Mg) ini juga terikat denganikatan kovalen dan juga membentuk basal oksigen atau hidroksil dan oksigen di dalam oktahedral juga tepaut dengan oksigen dari tertrahedral. Hidroksil/ Oksigen

Aluminum atau Magnesium

0.29 nm

Gambar 9-4. Susunan koordinasi satu atom Al atau Mg dengan enam atom OH atau O membentuk octachedral (N. Sipakungan dari public domain Wikipendia, diunduh Feb., 2012). 3. Jari-jari dan nisbah jari-jari ion Jari-jari (radius) ion dan muatannya akan menentukan apakah atom tersebut akan terdapat dalam ruang oktahedral atau tetrahedral. Tempat yang kosong antara beberapa atom disebut void. Void pada tetrahedral lebih kecil dari void pada oktahedral. Dengan perkataan lain bahwa bola atom yang terbesar pada void tetrahedral tidak merusak kedudukan terkompak dari susunan atom misalnya susunan 4 atom oksigen dan di tengahnya terdapat atom silika. Nisbah (rasio) radius dua ion (radius kation/radius anion) menentukan jumlah atom anion (O2-) yang paling kompak untuk mengelilingi satu kation (Tabel 9-1)

JAMALAM LUMBANRAJA

BAB SEMBILAN

STRUKTUR MINERAL SILIKA

Tabel 9-1. Radius ion, rasio radius kation dengan oksigen, dan jumlah oksigen yang dapat berkoordinasi dengan kation (Krauskopf, 1979). Ion

Radius ion (nm)

O2FClSi4+ Al3+ Fe3+ Mg2+ Ti4+ Fe2+ Mn2+ Na+ Ca2+ K+ Ba2+ Rb+

0,140 0,133 0,181 0,039 0,051 0,064 0,066 0,068 0,074 0,080 0,097 0,099 0,133 0,134 0,147

Rasio radius kation/O20,278 0,364 0,457 0,471 0,486 0,529 0,571 0,693 0,707 0,950 0,957 1,057

Jumlah O2terkordinasi 4 4,6 6 6 6 6 6 8 8 8-12 8-12 8-12

4. Petunjuk umum tentang rasio radius ion dalam struktur kristal pada 3 dimensi a. Jika rasio radius ion (radius kation dibagi radius anion) sama dengan antara 0,22 sampai dengan 0,41, maka pola struktur yang paling stabil adalah satu kation di dalam 4 anion misalnya rasio radius Si4+ /O2- = 0,26. b. Jika rasio radius ion (radius kation dibagi radius anion) sama dengan antara 0,41 sampai dengan 0,73, maka pola struktur yang paling stabil adalah satu kation di dalam 6 anion misalnya rasio radius Na+ /Cl- = 0,64. c. Jika rasio radius ion (radius kation dibagi radius anion) sama dengan antara 0,73 sampai dengan 1,00, maka pola struktur yang paling stabil adalah satu kation di dalam 8 anion misalnya rasio radius K+ /O--= 1,00. d. Jika rasio radius ion (radius kation dibagi radius anion) lebih besar dari 1,00, maka pola struktur yang paling stabil adalah satu kation di dalam 8-12 anion misalnya rasio radius Rb2O.

BAB SEMBILAN

STRUKTUR MINERAL SILIKA

JAMALAM LUMBANRAJA

Muatan tetrahedral dan Oktahedral Apabila kita mempelajari mineral tanah dalam hubungannya dengan keberadaan tanah dalam lingkungannya, substitusi suatu kation yang besar ionnya hampir sama (isomorph) perlu difahami baik substitusi di dalam tetrahedral maupun di dalam oktahedral. Di dalam aturan substitusi isomorf di dalam tetrahedral dan oktahedral, tiada yang tidak dapat bersubstitusi berdasarkan perbedaan muatan kation yang berada di dalam anion atau oksigen, tetapi hanya besar radius ion semata (Krauskopf, 1979). Kation yang mensubstitusi kation yang lebih kecil radus ionnya mengakibatkan terjadinya distorsi bentuk tetrahedral atau oktahedralnya yang mengakibatkan mineral ini lebih mudah terlapuk. Apabila ada substitusi kation ditemukan di dalam kedua lapisan tersebut, maka koordinasi dimensi dan bentuknya akan bergeser atau berbeda. Kation yang mungkin tersubstitusi dalan tetrahedral dan oktahedral dapat dilihat pada Tabel 9-2. Tabel 9-2. Jari-jari kation yang biasa membentuk mineral liat (Krauskopf, 1979) Kation Tetrahedral Si 4+ Al 3+ Fe 3+ Oktahedral Al 3+ Fe 3+ Mg 2+ Fe 2+ Ni 2+

Jari-jari kation (nm) 0,026 0,039 0,052 0,039 0,063 0,072 0,092 0,066

1. Lapisan tetrahedral Silika dalam lapisan tetrahedral (SiO4) dapat diganti (disubstitusi) oleh Al menjadi AlO4. Substitusi Al3+ terhadap Si4+ mengakibatkan terjadinya kelebihan muatan negatif pada lapisan tetrahedral. Kelebihan muatan ini akan dinetralisasi oleh kation di permukaan lapisan mineral seperti K, Na, atau Ca.

JAMALAM LUMBANRAJA

BAB SEMBILAN

STRUKTUR MINERAL SILIKA

2. Lapisan oktahedral Magnesium (Mg2+) atau Fe2+ dapat mengganti Al3+ pada lapisan oktahedral. Substitusi ini juga akan mengakibatkan kelebihan muatan negatif. Lapisan oktachedra terdiri dari dioktakhedral dan trioktahedral. a. Dioktahedral â&#x20AC;&#x201C; pada lapisan oktakhedral tersusun lapisan OH dan atau O yang mengikat Al atau Mg. Apabila posisi kation ini diisi oleh Al maka setiap tiga posisi kation diisi oleh 2 kation Al seperti yang terdapat pada mineral liat yang telah mengalami pelapukan yang telah lanjut seperti pada mineral yang terdapat pada daerah yang mengalami curah hujan tinggi seperti kaolinit, vermikulit, dan hidroksi interlayer vermikulit. MuatanMuatan 3 O x (2-)3=O 6 -x (2-) = 6 Muatan Muatan 2 Si x (4+) 2= Si8+ x (4+) = 8+ Muatan Muatan 2 O x (2-), 2 O1 x OH(1-) (2-), 1 = OH(1-) 5= 5Muatan Muatan 2 Al x (3+) 2 Al = 6+ x (3+) = 6+ Muatan Muatan 2 O x (2-), 2 O 1x OH(1-) (2-), 1 = 5OH(1-) = 5MuatanMuatan 2 Si x (4+) 2= Si 8+ x (4+) = 8+ MuatanMuatan 3 O x (2-)3=O 6 -x (2-) = 6 Muatan Muatan (tanpa sobstitusi) (tanpa sobstitusi) =0 = 0

Gambar 9-5. Skematik susunan oksigen, hidroksil, silika tetrahedral, dan aluminum dioktahedral pada mineral liat tipe 2:1 yang belum mengelami substitusi isomorf Misalnya Kaolinit Muatan 3 O x (2-) = 6 Muatan 2 Si x (4+) = 8+

Muatan 2 O x (2-), 1 OH(1-) = 5-

Muatan 2 Al x (3+) = 6+

Muatan 3 OH x (1-) = 3Muatan (tanpa substitusi) = 0

Gambar 9-6. Skematik susunan oksigen, hidroksil, silika pada tetrahedral, dan Al pada dioktahedral mineral liat tipe 1:1 yang tidak mengalami substitusi isomorf

100

BAB SEMBILAN

STRUKTUR MINERAL SILIKA

JAMALAM LUMBANRAJA

b. Trioktahedral -- Apabila posisi kation ini diisi oleh Mg atau Fe yang bermuatan 2+ maka ketiga posisi kation diisi oleh 3 kation Mg atau Fe2+ seperti yang terdapat pada mineral liat yang relatif muda atau belum mengalami pelapukan lanjut sepetri pada mineral yang terdapat pada daerah kering seperti smektit, biotit, mika, dan hidroksi mika (Gambar 9-6 dan Gambar 9-7). Muatan 3 O x (2-) = 6 Muatan 2 Si x (4+) = 8+ Muatan 2 O x (2-), 1 OH(1-) = 5Muatan 3 Mg atau Fe x (2+) = 6+ Muatan 2 O x (2-), 1 OH(1-) = 5Muatan 2 Si x (4+) = 8+ Muatan 3 O x (2-) = 6 Muatan (tanpa substitusi) = 0

Gambar 9-7. Skematik susunan oksigen, hidroksil, silika pada tetrahedral, dan Mg atau Fe pada trioktahedral mineral liat tipe 2:1 yang belum mengalami substitusi isomorf Tipe mineral liat silika 1. Tipe 1: 1 -- yaitu mineral liat silika yang terdiri dari satu lapis silika tetrahedral dan satu lapis oktahedral. Misalnya kelompok mineral kaolinit dan haloisit. Tetrahedral

Oktahedral

Gambar 9-8. Skematik tipe mineral 1:1 dilapisan atas adalah satu lapisan tetrahedral SiO2 dan di bawahnya satu lapisan dioktahedral Al(OH)3.

101

JAMALAM LUMBANRAJA

BAB SEMBILAN

STRUKTUR MINERAL SILIKA

2. Tipe liat 2 : 1 -- yaitu mineral liat silika yang tesusun dari 2 lapis tetrahedral dan satu lapis oktahedral. Misalnya: Firofillit, mika, vermikulit, smektit, khlorit, interstratifikasi mineral liat silika berantai panjang. Tetrahedral

Oktahedral Tetrahedral

Gambar 9-9. Shematik tipe mineral 2:1 di lapisan atas dan di bawah adalah masing-masing satu lapisan tetrahedral SiO2 dan di tengahnya satu lapisan dioktahedral Al(OH)3. 3. Tipe liat 2 : 1:1 -- yaitu mineral liat silika yang tesusun dari dua lapis tetrahedral dan satu lapis octahedral dalam molekul dan satu lapis oktahedral diantara 2 molekul mineral aluminosilika. Misalnya: Firofillit, khlorit, hidroksi intertlayer vermikulit atau smektit. Tetrahedral Oktahedral Tetrahedral

Oktahedral

Tetrahedral

Gambar 9-8. Shematik tipe mineral 2:1:1 di lapisan atas dan di bawah adalah masing-masing satu lapisan tetrahedral SiO2 dan di tengahnya satu lapisan dioktahedral Al(OH)3 ditambah satu lais dioktahedral antar lapisan mineral 2:1.

102

BAB SEMBILAN

STRUKTUR MINERAL SILIKA

JAMALAM LUMBANRAJA

103

BAB SEPULUH INTERAKSI INORGANIK DAN MINERAL Interaksi bahan organik (termasuk proses dekomposisinya di dalam tanah) dengan mineral tanah merupakan salah satu aspek yang dapat mempengaruhi pelapukan mineral. Hal ini dapat dilihat, walaupun jumlah bahan organik yang belum terlapuk banyak ditemukan di daerah tropika basah, tetapi kandungan humus sangat sedikit ditemukan di daerah ini biarpun di hutan primer (Gambar 10-1). Keberadaan humus dapat mempercepat pelapukan mineral. Penelitian tentang pelapukan mineral oleh asam humik sangat pesat pada tahun-tahun belakangan ini. Lama sebelum Dokuchaiev memperkenalkan konsep pedogenesis, asam organik tanah (termasuk asam humik) telah diketahui berperan besar dalam kelarutan batuan dan mineral. Interaksi mineral tanah dengan bahan organik dan biota tanah

Cacing tanah dan semut sebagai panghalus sisa tumbuhan

Rayap sebagai pencacah sisa tumbuhan

Gambar 10-1. Interaksi antara mineral, bahan organik, dan biota tanah dalam proses dekomposisi bahan organik.

104

BAB SEPUPUH

INTERAKSI ORGANIK DAN MINERAL

JAMALAM LUMBANRAJA

Belakangan ini dengan banyaknya hasil penelitian yang menjelaskan peranan asam humik tentang kemasaman dan kemampuan mengkelat dapat menjelaskan degradasi batuan dan mineral dalam tanah. Tanaman dan hewan mengandung banyak jenis asam organik yang dapat dilepaskan selama dekomposisi berlangsung. Asam-asam ini mulai dari asam yang sangat sederhana seperti asam alipatik sampai asam yang kompleks seperti asam aromatik dan asam heterosiklik. Beberapa jenis asam organik yang ditemukan di dalam tanah terteran di dalam Tabel 10-1. Tabel 10-1. Beberapa asam organik yang terdapat dalam tanah (Tan, 1968) Asam organic Asam asetat Asam-asam amino Asam askorbat Asam asparat Asam benzoate Asam butirat Asam sinamik Asam sitrat Asam kumarik Asam ferulik Asam format Asam fumarat Asam galik Asam glutamate Asam hidroksibenzoat Asam laktat Asam-asam nukleat Asam oksalat Asam piruvat Asam salisilat Asam suksinat Asam siringit Asam tartarat

Rumus molekul CH3COOH C6H8O6 HOOCCH2CH(NH2)COOH (C6H5)COOH CH3CH2CH2COOH C9H8O2 HOC(CH2COOH)2COOH C9H8O3 C10H10O4 HCOOH HOOCCH:CHCOOH C7H6O5 HOOCCH2CH2CH(NH2)COOH C7H6O3 CH3CH(OH)COOH HOOC:COOH CH3COCOOH C6H4OH atau C6H4COOH HOOCCH2CH2COOH C9H10O5 HOOCCH(OH)CH(OH)COOH

105

JAMALAM LUMBANRAJA

BAB SEPULUH

INTERAKSI ORGANIK DAN MINERAL

Kebanyakan dari asam-asam tersebut merupakan hasil antara dari proses metabolisme tanaman dan hewan, sebagian merupakan hasil eksudat akar, dan sisanya merupakan hasil dekomposisi bahan organik. Kepekaan mineral terhadap bahan organik dipengaruhi oleh faktor: kekerasan mineral, struktur mineral, dan energi ikatan molekul. Energi yang lebih tinggi ditemukan dalam ikatan atom akan membutuhkan energi yang lenih besar untuk mendekomposisinya. Pelepasan unsur dari pelapukan mineral sering merupakan proses atau reaksi asam-basa, walaupun proses pengkelatan dapat terjadi. Pengaruh asam humik terhadap pelapukan mineral dapat berupa proses asam-basa dan pengkelatan atapun kompleksasi. Asam organik yang mempunyai daya kelat yang lebih besar tampaknya lebih efektif dalam pelapukan mineral. Kation yang terdapat di dalam lapisan oktahedral lebih mudah terlepas dibandingkan dengan kation pada tertrahedral. Bahan Organik Tanah Alur dekomposisi bahan organik dalam tanah dapat dilihat dalam denah (Gambar 10-2). Bahan organik tanah adalah hasil dekomposisi bahan organik tanaman atau hewan yang didegradasi oleh mikroba tanah. Mikroba tanah menghancurkan bahan organik yang belum terdekomposisi untuk memanfaatkan energi dan hara untuk pertumbuhan mikroba tersebut. Kecepatan dekomposisi bahan organik oleh mikroba tanah sangat tergantung dari nisbah (rasio) C/N, C/P, C/S.

106

BAB SEPUPUH

JAMALAM LUMBANRAJA

INTERAKSI ORGANIK DAN MINERAL

Bahan organik tanah Pelepasan molekul besar Humus Pelepasan kation ditukar dengan H dalam tanah menjadi Komponen Humik

Fraksi humin

tidak larut dalam asam atau basa

Asam humik Larut dalam basa tetapi tidak larut dalam asam

Asam fulfik

Larut dalam asam dan dalam basa

<..................Berat molekul menurun -------ď&#x192; 10.000.000

100.000

10.000

1000

Kapasitas tukar Kation (cmol kg-1) meningkat 100 550 16

300 500 -1 Kadar C (g kg ) menurun 620 520 -1 Kadar N (g kg ) menurun 55 41

1000 430 7

Gambar 10-2. Skematik proses pemisahan asam-asam organik tanah (Schnitzer, 1986)

107

BAB SEPUPUH

INTERAKSI ORGANIK DAN MINERAL

JAMALAM LUMBANRAJA

Beberapa bahan aktif bahan organik yang penting dalam tanah O- - karboksilat R-C=O -fenolik - amin

H2 R - C - OH2 H R - C - N+

- alkohol R-O..H

R - keton R-C = O Reaksi-reaksi organik dengan mineral tanah Interaksi mineral dengan bahan organik ditentukan beberapa faktor, antara lain sifat fungsional dan struktur bahan organik, jenis kation di permukaan mineral, sifat hidrofobiknya, dan sifat kimia dan struktur mineral yang akan berinteraksi (Mortland, 1986). 1. Ikatan non-polar Bahan organik yang nonpolar (tidak bermuatan negatif atau positif) biasanya bersifat hidrofobik. Banyak jenis molekul bahan organik terutama yang aromatik khususnya tipe aromatik halogen seperti DDT teradsorpsi dalam bentuk lapisan di permukaan mineral. Bahan organik ini biasanya tidak terikat ke mineral yang bersifat hidrofilik. Akan tetapi, permukaan mineral yang sebelumnya hidrofilik dapat berubah menjadi hidrofobik apabila mineral ini dikompleksasikan dengan bahan organik yang bersifat hidrofobik, dan juga dapat berobah teradsorpsi dalam bentuk polar seperti alkilamonium. Kalau ini terjadi sifat mineral menjadi hidrofobik. Misalnya reaksi tumpahan minyak dengan mineral tanah; sifatnya mineral dengan minyak tidak bereaksi dan minyak tidak dapat masuk ke dalam lapisan mineral. 2. Ikatan ionik Interaksi mineral dengan bahan organik dapat berupa kation organik seperti gugus amin yang terprotonasi atau ikatan amonium yang dapat terkoordinasi secara ionik dengan logam di permukaan mineral.

108

JAMALAM LUMBANRAJA

BAB SEPULUH

INTERAKSI ORGANIK DAN MINERAL

Kita mungkin tidak mengharapkan adsorpsi bahan organik yang bermuatan negatif dengan mineral liat yang bermuatan negatif, karena tolak-menolak muatan negatif. Akan tetapi apabila ada kation yang bermuatan positif lebih dari satu dipermukan mineral sedemikian rupa sehingga ikatan kation diantara mineral dengan bahan organik dapat dengan sangat dekat dan teradsorpsi sebagaimana kation K+ terfiksasi di lapisan mineral liat tipe 2 : 1.

- H3 C - N+

N+ - CH3

3. Dissosiasi proton Kemampuan mineral tanah melepaskan proton sangat dipengaruhi oleh sifat kation yang teradsorpsi dipermukaannya. Biasanya protonasi terjadi setelah terjadi hidrolisis kation seperti reaksi berikut ini.

M(H2O)x+n ------> (M(H2O)x-1OH)+n-1 + H+

dimana M adalah kation terhidrasi yang bermuatan positif. Kemampuan suatu kation teradsorpsi di permukaan mineral memprotonasi ditentukan oleh rasio radius atau yang dikenal dengan keasaman Bronstead, misalnya Al3+ lebih mampu memprotonasi dibandingkan dengan Na+. Reaksi bahan organik yang mempunya gugus amin dengan kation mineral tanah dapat dilihat pada rekasi berikut ini. mineral-M(H2O)x+n + R-NH2 ------> mineral-(M(H2O)x-1OH)+n-1+ RNH3+

4. Ikatan hidrogen Ikatan hidrogen merupakan salah satu ikatan bahan organik dengan mineral tanah. Misalnya gugus keton dari bahan organik dapat berikatan dengan kation terhidrasi di permukaan mineral tanah.

R MO-H .....O = C H R n+

5. Ikatan koordinasi Ikatan koordinasi atau ikatan kovalen dapat terjadi apabila kation yang berada dipermukaan mineral merupakan logam transisi seperti

109

JAMALAM LUMBANRAJA

BAB SEPULUH

INTERAKSI ORGANIK DAN MINERAL

Cu2+ dan Fe2+. Lintasan elektron d yang tidak terisi dalam atom logam transisi dapat diisi oleh elektron dari N dan O dari bahan organik membentuk ikatan kovalen. Ikatan koordinasi ini merupakan ikatan yang sangat stabil seperti reaksi berikut. mineral-M(H2O)xn+ + yR-OH ------> mineral-M(ROH)yn++ xH2O dimana M adalah logam transisi yang teradsorpsi di permukaan mineral. Bahan Bacaan Mortland, M.M. 1986. Mechanisms of Adsorption of Nonhumic Organic Species by clays. In P.M. Huang and M. Schnitzer (Editor) Interactions of Soil Minerals with Natural Organics and Microbs. SSA Special Publication Number 17. P. 59-76 Schnitzer, M. 1986. Binding of Humic Substances by Soil Mineral Colloids. In P.M. Huang and M. Schnitzer (Editor) Interactions of Soil Minerals with Natural Organics and Microbs. SSA Special Publication Number 17. P. 1-27 Tan, K. H. 1986. Degradation of Soil Minerals by Organic Acids. In P.M. Huang and M. Schnitzer (Editor) Interactions of Soil Minerals with Natural Organics and Microbs. SSA Special Publication Number 17. P. 77-101

110

BAB SEBELAS KESEIMBANGAN KIMIA MINERAL TANAH

Tanah dapat diartikan sebagai sisa pelapukan batuan atau mineral dan bahan organik yang dapat tererosi oleh air, angin atau es. Selain itu proses di dalam tanah merupakan gabungan semua proses kimia dan biologi sehingga akan mempengaruhi keseimbangan mineral yang juga mempengaruhi keberadaan unsur penting tanaman di dalam larutan tanah. Keberadaan atau konsentrasi (aktivitas) unsur di dalam larutan tanah akan mempengaruhi kesuburan tanah, penyerapan unsur oleh mahluk hidup di dalam tanah, mobilitas unsur di dalam tanah dan lapisan geologi yang lebih dalam dan mempengaruhi kualitas air bawah tanah. Dengan demikian tanah adalah faktor yang sangat penting di dalam perjalanan kehidupan di dunia ini. Andaikan kita dapat meprediksi secara kuantitatif dan tepat semua proses kimia dan biologi yang terdapat di dalam tanah, tentunya kita akan dapat mengevaluasi kesuburan tanah dan mencegah kemungkinan terjadinya pencemaran air dan lingkungan. Didalam diskusi mineralogi tanah ini kita tidak membahas bahan organik tanah. Prinsip Dasar Keseimbangan Mineral Tanah Umumnya pembahasan keseimbangan mineral tanah yang akan diuraikan adalah berdasarkan keseimbangan termodinamika. Tujuan deskripsi termodinamika di dalam sistim tanah adalah untuk memprediksi bentuk/jenis padatan, larutan, gas, dan zat terlarut dan hubungannya dengan potensi kimia padat-larutan-gas sehingga terjadi reaksi keseimbangan di dalam tanah.

111

JAMALAM LUMBANRAJA

BAB SEBELAS

KESEIMBANGAN KIMIA MINERAL TANAH

1. Hukum Fase. Hukum fase menyatakan bahwa untuk memperdiksi bentuk/jenis padatan, larutan, gas, dan zat terlarut dan hubungannya dengan potensi kimia padat-larutan-gas sehingga terjadi reaksi keseimbangan di dalam tanah harus ada faktor minimum yang harus diketahui sehingga kita dapat memprediksinya. Dengan demikian hukum fase mensyaratkan harus mengetahui beberapa sifat yang harus dipenuhi untuk memprediksi sesuatu sistim tanah. Fase didefinisikan sebagai suatu zat atau bentuk murni atau campuran yang sifat intensifnya tidak berbeda walaupun posisinya berbeda. Sifat intensif sesuatu sistem/mineral adalah variabel makroskopik yang tidak tergantung dari pertambahan atau besarnya sistem. Contoh sifat intensif adalah suhu (T), tekanan (P), kerapatan (ρ), dan potensi kimia (µ). Jika sifat intensif dari suatu sistem tidak merupakan fungsi dari posisinya maka sistim itu disebut homogen. Sehingga batu es, batu kapur (kalsit), dan campuran gas N2, O2 dan H2O semuanya merupakan fase selama campuran itu homogen. Apabila terjadi variasi komposisi pada satu fase maka sistim itu disebut larutan. Di dalam hal adanya zat terlarut dalam air, adanya bagian tekanan gas tertentu di dalam campurannya, dan campuran Mg di dalam magnesium kalsit dan sifatnya dapat bervariasi, sifat ini disebut berlarut (aquous), bergas (gaseous), dan berlarutan padat (solid solution). Di dalam satu fase yang tidak mengalami reaksi kimia, jumlah sifat intensifnya dapat beragam yang dinyatakan dalam rumus GibbsDuhem.

SdTα - VdPα + ∑αi mαidµαi = O

dimana mαi dan µαI adalah berat atau masa dan potensi kimia komponen i, α adalah fase, S, T, P, dan V adalah komponen termodinamik. Didalam rumus Gibbs-Duhem dijelaskan bahwa suatu sistem yang mengandung komponen Co (yang mengandung potensi kimia) dimana T dan P adalah tetap (asumsi yang sering digunakan di dalam sistem tanah), perubahan pada potensi kimia dµi diasumsikan nol. Sehingga hanya nilai Co - 1 yang dapat bervariasi secara terpisah, karena jumlah keseluruhan dµ harus sama dengan 0. Jika T dan P dibiarkan bervariasi, maka ada Co + 2 sifat intensif (Co = potensi kimia + T dan P). Jika F adalah derajat bebas atau sifat intensif yang dapat berobah, maka sistem itu dapat dirumuskan sebagai berikut.

112

BAB SEBELAS

KESEIMBANGAN KIMIA MINERAL TANAH

JAMALAM LUMBANRAJA

F = Co + 2 - P (asumsi tidak ada rekasi kimia)

dimana F adalah jumlah derajat bebas, P adalah jumlah fase dan Co adalah potensi kimia yang didalamnya T dan P konstan. Apabila di dalam sistim itu terjadi rekasi kimia, maka rumus di atas akan berubah menjadi:

F = Co + 2 - P- N (ada rekasi kimia)

dimana N adalah jumlah rekasi kimia yang terpisah di dalam sistem tersebut. Contohnya mineral kaolinit di dalam air: Al2Si2O5(OH)4(padat) +2SiO2(suspensi)

H2O(larutan)

---->

2Al(OH)3o(padat)

Sistim ini terdiri dari 4 potensi kimia (Co), Al2Si2O5(OH)4 , H2O, 2Al(OH)3o, 2SiO2, 3 fase (P = padat, larutan, dan suspensi) dan satu reaksi (N) maka

F=4+2-3-1=2

jadi derajat bebasnya adalah 2 Apabila dalam contoh di atas terjadi reaksi dari

2Al(OH)3o(padat) -------> 2Al(OH)3o(suspensi)

maka Co = 5 dan N = 2, sehingga F = 5 + 2 - 3 - 2 = 2 dan apabila 2SiO2(suspensi) ------> 2SiO2(padat), maka Co = 6 dan N = 3 dengan demikian F = 6 + 2 - 3 - 3 = 1. Sistim yang derajat bebasnya = 1 disebut univarian. Dengan demikian tidaklah mudah memprediksi secara tepat sistim keseimbangan mineral di dalam tanah, karena keterbatasan metode

113

JAMALAM LUMBANRAJA

BAB SEBELAS

KESEIMBANGAN KIMIA MINERAL TANAH

analitik yang dapat mengetahui semua spesies potensi kimia, jumlah reaksi dan fase yang terdapat dalam sistem itu, belum lagi T (suhu) dan tekanan (P) yang dapat berobah walaupun dalam nilai kecil yang sering diabaikan di dalam perhitungan keseimbangan kimia mineral di dalam tanah. Entalpi, Entropi, dan Energi Bebas Energi Bebas Didalam pelapukan mineral, reaksi penguraian akan terjadi

AB -----> A+ + B-

Suatu sistim pada kondisi keseimbangan ditandai oleh keadaan energi bebas (gibbs free energy) yang paling rendah. Suatu sistim tidak di dalam keadaan keseimbangan akan bergerak kearah keseimbangan dengan melepaskan energi. Untuk suatu sistim pada suhu dan tekanan tetap (T & P), ukuran energinya adalah energi bebas (Gibbs free enegry) yang dihubungkan dengan kandungan kalori atau entalpi (H) dan entropi (S) dengan rumus berikut:

G = H - TS

dan untuk ∆G = ∆H - T ∆S Apabila nilai ∆Gr sama dengan nol, maka reaksi tersebut di atas dalam keadaan keseimbangan, bila ∆G lebih besar dari nol, maka akan terjadi pembentukan mineral AB (reaksi bergeser ke arah kiri), dan bila ∆G lebih kecil dari nol, maka terjadi penguraian mineral AB dan terbentuk A+ dan B- (reaksi ke kanan). Sebagaimana uang merupakan alat tukar di dalam transaksi ekonomi, energi adalah unit satuan yang digunakan sebagai alat tukar di dalam reaksi kimia untuk mempelajari keseimbangan mineral di dalam tanah. Termodinamika adalah mempelajari pertukaran energi. Di dalam kehidupan sehari-hari, kita sulit mempelajari termodinamika karena perubahan/perpindahan energi yang sulit diperkirakan untuk setiap tahapan kondisi, tetapi di dalam tanah perubahan ini sangat kecil, dengan demikian penggunaan metode termodinamika, di dalam mempelajari keseimbangan mineral tanah, adalah sangat bermanfaat. Di dalam

114

BAB SEBELAS

KESEIMBANGAN KIMIA MINERAL TANAH

JAMALAM LUMBANRAJA

tanah akan sulit menemukan suatu mineral mencapai keseimbangan, terutama bila faktor bilogi terlibat dalam satu reaksi kimia. Walaupun demikian penggunaan keseimbangan termodinamika sangat diperlukan karena (1) pendekatan ini masih mendekati sistim tanah di alam, (2) pendekatan ini dapat meramalkan arah reaksi, apabila ada tambahan komponen terhadap satu reaksi -- ke kanan atau ke kiri, (3) pendekatan ini dapat digunakan untuk memprediksi kecepatan proses alam, dimana semakin jauh suatu sistem dari keseimbangan, semakin cepat reaksi itu ke arah keseimbangan. Termodinamika adalah salah satu bidang ilmu yang mempelajari hubungan antar panas dan bentuk-bentuk energi lainnya. Energi yang terdiri dari intensitas energi (dyne) dan kapasitas energi (jarak = cm) adalah kapasitas/kemampuan untuk melakukan gerak/kerja. Di dalam hukum termodinamika pertama menerangkan tentang kekekalan energi yaitu bahwa energi tidak dapat dijadikan dan tidak dapat dihilangkan (energy can be neither created nor destroyed) dari suatu sistim. Sistim yang dimaksud adalah bagian dari ruang angkasa. Suatu sistim pada suhu tertentu yang mengandung berat tertentu mempunyai energi internal tertentu. Energi itu merupakan hasil pergerakan molekul, letak molekul, tindak laku antar molekul, dan faktor lain. Nilai energi internal absolut suatu sistem tidak dapat ditetapkan. Tetapi, perubahan energi internal akibat perubahan yang dibebankan kepada sesuatu sistim adalah pasti dan dapat ditentukan.

â&#x2C6;&#x2020;E = E2 - E1

dimana

â&#x2C6;&#x2020;E = perubahan energi internal E2 = energi internal pada akhir reaksi E1 = energi internal pada awal reaksi

Nilai â&#x2C6;&#x2020;E tergantung hanya pada saat awal dan akhir reaksi dan tidak dipengaruhi oleh reaksi antara. Apabila energi Q ditambahkan ke dalam suatu sistim, maka energi itu akan menambah energi internal sistim itu atau dirobah menjadi energi gerak/kerja (W) oleh sistim itu terhadap lingkungannya atau oleh lingkungannya. â&#x2C6;&#x2020;E = Q - W (persamaan hukum termodinamika pertama)

115

BAB SEBELAS

JAMALAM LUMBANRAJA

KESEIMBANGAN KIMIA MINERAL TANAH

Apabila sistim itu menyerap energi dari lingkungannya, maka nilai Q positif dan apabila sistim itu bekerja terhadap lingkungannya, maka nilai W positif. Entalpi Pada Gambar 11-1 dapat dilihat bahwa pada keseimbangan terdapat energi yang paling rendah dari perbedaan gaya tolak-menolak dan gaya tarik-menarik. Dalam pembentukan mineral AB, energi yang dibebaskan oleh A mendekati B adalah d. Dan jika pada suhu dan tekanan yang tetap sama, maka energi ikatan AB disebut entalpi, ∆H dan sebagai kesepakatan ∆Ho untuk H+ ditetapkan sama dengan nol. Energi tolak menolak

Energi keseimbangan

Energi

Energi tarik-menarik

Jarak antara A+ dan B -

Gambar 11-1. Energi potensi sebagai fungsi jarak antara A+ dan Bpada suhu nol absolut. Termokimia adalah cabang termodinamika yang khusus mempelajari perubahan energi pada reaksi kimia. Energi yang dikeluarkan (atau diserap) dalam suatu reaksi penguraian suatu mineral dipengaruhi oleh: (1) konsentrasi komponen/molekul/unsur yang terlibat, (2) fase mineral yang terlibat (padat, cair, atau gas), (3) suhu, (4) tekanan tetap atau volume tetap, (5) tekanan. Apabila di dalam suatu reaksi yang eksotermal dan ∆H (entalpi) negatif, maka panas akan dilepaskan ke sekitarnya, dan sebaliknya suatu reaksi yang endotermal dan ∆H positif, maka panas akan diserap dari lingkungannya. ∆H adalah selisih dari jumlah kalori komponen hasil reaksi (product) dengan jumlah kalori komponen pereaksi (reactant).

116

BAB SEBELAS

KESEIMBANGAN KIMIA MINERAL TANAH

JAMALAM LUMBANRAJA

Energi pembentukan atau entalpi, ∆Hf, sesuatu mineral atau molekul pada suatu reaksi adalah ∆H atau energi yang dibutuhkan untuk membentuk satu molekul benda itu. Untuk mempermudah perhitungan kesepakatan (convention): kandungan kalori pada unsur yang berada dalam keadaan baku (standard State = pada 1 atm dan 25oC) adalah nol. Contoh: Diketahui ∆Ho Al2O3(s) = -399,1 Kkal ∆Hr = -202,6 Kkal

Fe2O3(s) + 2Al(s) ----> Al2O3(s) + 2Fe(s) x 0 -399,1 0 Hitunglah energi pembentukan(∆Hf = x) mineral Fe2O3(s)

Penyelesaian: Fe2O3(s) + 2Al(s) ----> Al2O3(s) + 2Fe(s) x 0 -399,1 0 -202,6 = (-399,1 + 0) - (x + 0)

∆Hf = x = -196,5 Kkal.

Di dalam hukum termodinamika kedua dinyatakan bahwa pergerakan energi selalu dari energi tinggi ke energi rendah. Kita tidak pernah mengetahui panas mengalir dari benda yang dingin ke benda yang panas, tetapi sebaliknya panas bergerak dari benda yang panas ke arah benda yang dingin (heat cannot pass spontaneously from a colder to a hotter body). Pernyataan lain dari hukum termodinamika ke dua ini: semua sistem mengarah kepada kondisi keseimbangan. Entropi Dari jumlah energi di dalam suatu sistim ada energi tersedia isotermal dan ada energi yang tidak tersedia isotermal. Dalam hal energi suatu systim yang tidak tersedia isotermal merupakan hasil dari faktor intensitas dan kapasitas. Faktor intensitas adalah suhu (T) dan faktor kapasitas disebut entropi (S). Dengan demikian energi suatu sistim yang tidak tersedia isotermal adalah TS. Perubahan energi entropi, dS, suatu sistim yang menyerap sejumlah energi, dQrev., dari sekitarnya dari suatu reaksi yang dapat balik adalah:

117

JAMALAM LUMBANRAJA

BAB SEBELAS

KESEIMBANGAN KIMIA MINERAL TANAH

dS = dQrev/T

Untuk reaksi yang dapat balik pada suhu yang tetap dapat dirumuskan sebagai berikut:

∆S = Qrev/T

∆S seperti ∆E, adalah perbedaan entropi pada kondisi awal dengan kondisi akhir. dan persamaan ∆S = Qrev/T hanya berlaku apabila reaksi dapat balik. Apabila terjadi reaksi tidak dapat balik, harus diturunkan langkah-langkah sehingga setiap langkah merupakan reaksi yang dapat balik. Dan ∆S total adalah jumlah semua ∆S setiap tahap. Pada hukum termodinamika ketiga disebutkan bahwa nilai entropi sesuatu mineral yang mempunyai kristal sempurna pada 0oK adalah nol. Entropy dapat digunakan sebagai alat ukur ketidakteraturan suatu sistim. Pada mineral yang mempunyai kristal murni pada 0oK terdiri dari ion yang tetap, atom atau molekul tersusun sempurna dalam kristal. Pada suhu lebih dari 0oK, maka unit kristal akan menggetar sehingga akan meningkatkan entropi. Lebih lanjut molekul itu dipanasi, kemudian padatan itu meleleh, dan semua susunan kristal terhancurkan. Energi digambarkan oleh keteraturan. Energi yang ditimbulkan oleh suatu gerakan adalah keteraturan dari suatu gerakan. Lihat Gambar 11-2

Keran pembuka/ penutup

Gambar 11-2. Pergerakan suatu gas yang menggambarkan entropi Apabila pada sistim A bola A1 dihubungkan dengan A2 oleh satu keran. Tekanan di dalam bola A1 sama dengan tekanan di dalam bola A2,

118

BAB SEBELAS

KESEIMBANGAN KIMIA MINERAL TANAH

JAMALAM LUMBANRAJA

tetapi di dalam bola A1 diisi dengan gas, dan di dalam A2 dikosongkan. Kemudian keran dibuka, maka gas dari bola A1 akan bergerak ke bola A2 sampai pada keseimbangan (lihat bola B) sehingga konsentrasi gas di dalam bola B1 sama dengan konsentrasi di dalam bola B2. Kejadian ini tidak dapat balik. Apa yang menyebabkan gas bergerak dari A1 ke A2 adalah “energi kehancuran” atau “energi keberantakan” dan umumnya disebut entropi (S). Di dalam sistim termodinamika suatu mineral agar terjadi penguraian atau pelapukan, energi entalpi mineral itu menurun dengan naiknya suhu (∆H <0) sedangkan energi entropinya semakin meningkat (∆S >0). Energi Bebas dan Konstanta Keseimbangan Telah diketahui bahwa energi bebas (G) adalah fungsi entalpi dan entropi suatu mineral (∆G = ∆H - T∆S). Suhu (T) harus diikutkan di dalam perhitungan entropi, karena entropi selalu berhubungan dengan suhu, sehingga energi bebas dapat berubah dengan perubahan suhu, kecuali apabila entropinya sangat rendah. Di dalam mempelajari keseimbangan mineral di dalam tanah, suhu tidak besar fluktuasinya sehingga pengaruh T terhadap ∆H dan ∆S dapat diabaikan. Di dalam pembentukan mineral AB pada saat keseimbangan ∆G sama dengan nol. Sebagaimana nilai absolut entalpi (H) suatu benda atau komponen tidak diketahui, nilai absolut energi bebas (G) juga tidak diketahui. Keadaan konfigurasi kristal mineral yang sangat sempurna disebut dalam keadaan baku (standard state). Pada keadaan energi bebas pembentukannya disebut energi bebas baku (standard free energi = ∆Go). Energi bebas baku pembentukan satu mineral, ∆Gof, adalah energi bebas yang dipergunakan untuk membentuk 1 mol suatu mineral AB dari unsur atau ion sempurna dan stabil pada kondisi baku atau standard state (P = 1 atm, T = 298oK).

A+ + B- ----> AB

Perubahan energi bebas baku pada suatu reaksi (∆Gor) dapat ditetapkan dari: 1. Jumlah energi bebas baku pembentukan komponen hasil reaksi (product) dikurangi dengan jumlah energi bebas pembentukan komponen pereaksi (reantant).

119

JAMALAM LUMBANRAJA

BAB SEBELAS

KESEIMBANGAN KIMIA MINERAL TANAH

∆Gor = ∑ ∆Gof hasil - ∑ ∆Gof 2. Fungsi dari entalpi dan entropi ∆Gor = (∑ ∆Hof

hasil

- ∑ ∆Hof

pereaksi

) - T (∑ ∆Sof

pereaksi

hasil

- ∑ ∆Sof

)

pereaksi

3. ∆Gor = -nFE dimana n adalah jumlah mol elektron atau perubahan valensi, F adalah konstanta faraday (96.493 coulombs = KJ/volt atau 23,061 Kkal/volt) dan E adalah energi listrik dari satu sel listrik. Cara yang ketiga ini merupakan hubungan antara termodinamika dengan kimia elektro pada rekasi reduksi-oksidasi

mineral teroksidasi + e- -------> mineral tereduksi.

Jika yang terjadi adalah kebalikannya (terjadi oksidasi mineral dan eberada di sebelah kanan) maka ∆Gor = nFEo. Nilai Eo dapat dilihat pada tabel di buku-buku kimia tentang konstanta redoks. Karena banyak reaksi menggunakan spesies atau komponennya di dalam aktivitas, maka ∆Gor menjadi kurang berarti kecuali pada hubungan atau persamaan Nernst yang diturunkan dari: ∆Gr = ∆Gor + RT ln Q A+ + B- ----> AB (reaksi bukan pada keseimbangan) Q = [(aAB)/(aA+ )(aB-)] dimana R (8,314 J derajat-1 mol-1) adalah konstanta gas dan Q lambang aktivitas komponen hasil dibagi dengan aktivitas komponen pereaksi. Pada saat keseimbangan ∆Gr = 0 dan Q = K, yaitu konstanta keseimbangan. Sehingga persemaan di atas di dalam keseimbangan: ∆Gr = ∆Gor + RT ln Q 0 = ∆Gor + RT ln Q ---Q = K, maka ∆Gor = - RT ln K log K = (-∆Gor) /5,707 (satuan dalam kJ) log K = (-∆Gor) /1.364 (satuan dalam kKal) dimana ∆Gor di dalam kJ mol-1 dan T = 298,15. Selanjutnya konstanta keseimbangan K juga dapat dihitung dari reaksi

120

BAB SEBELAS

KESEIMBANGAN KIMIA MINERAL TANAH

JAMALAM LUMBANRAJA

redoks dengan kesamaan rumus di atas:

Eh = Eo - (RT/nF) ln Q

dimana Eh adalah potensi kimia pada reaksi redoks terhadap hidrogen baku pada setengah sel. Eo adalah potensi elektroda baku dan semua komponen berada di dalam satuan aktivitas. Pada saat keseimbangan Eh = 0 dan Q = K, maka

Eh = Eo - (RT/nF) ln Q 0 = Eo - (RT/nF) ln Q dimana Q = K, maka Eo = (RT/nF) ln K

dan jika diganti konstanta yang ada F (96493,5 J V-1 Ekuivalen), R, dan T, maka

K = 16,9nEo

Contoh perhitungan: 1. Hitunglah hasil kali kelarutan mineral gipsum (Ksp) pada suhu 25oC dengan menggunakan data termodinamika (â&#x2C6;&#x2020;Gof) berikut ini: CaSO4.2H2O = -429,36 kKal mol-1 H2O = -56,69 kKal mol-1 Ca2+ = -132,35 kKal mol-1 SO42- = -177,34 kKal mol-1 Mineral gipsum dapat larut di dalam air dengan reaksi sebagai berikut:

K CaSO4.2H2O ----> 2H2O + Ca2+ + SO42-

aCa2+. aSO42- . aH2O2 K = --------------------------- aCaSO4.2H2O pada kondisi larutan yang encer aH2O = 1 dan aktivitas zat padat (aCaSO4.2H2O) dianggap menyatu = 1 (asumsi ini tidak selamanya

121

JAMALAM LUMBANRAJA

BAB SEBELAS

KESEIMBANGAN KIMIA MINERAL TANAH

benar di dalam sistim padat-larutan tanah) maka K = aCa2+. aSO42- . = Ksp K = 10-∆Gr/1,364 ∆Gr = (∆Gof Ca2+ + ∆Gof SO42- + ∆Gof H2O ) - (∆Gof CaSO4.2H2O) ∆Gr = (- 132,35) + (- 177,35) + 2 (-56,59) - (-429,36) ∆Gr = 6,29 K = Ksp = 10-6,29/1,364 = 10-4,61 2. Dengan menggunakan berbagai cara yang diketahui, hitunglah konstanta keseimbangan reaksi reduksi di bawah ini dengan menggunakan data termodinamika berikut: spesies

∆Gof (kJ mol-1)

∆Hof (kJ mol-1)

S (J derajat-1 mol-1)

Fe3+(l)

-78,90

-89,10

-137,7

Fe2+(l)

-4,7

-48,5

-315,9

0,00

65,3

Untuk mencari konstanta keseimbangan dapat dihitung dengan menggunakan ∆Gof dan ∆Hof dengan S. a. ∆Gor = ∑ ∆Gof hasil - ∑ ∆Gof perekasi ∆Gor = (-78,9) - (- 4,7) = -74,2 kJ b. ∆Gor = (∑ ∆Hof hasil - ∑ ∆Hof perekasi) - T (∑ ∆Sof hasil - ∑ ∆Sof perekasi) ∆Gor = [(-89,1) - (-48,5 + 0)] - 298,5 [(-0,1377)-(-0,3159 + 0.0653)] ∆Gor = -74,27 kJ log K = (-∆Gor) /5,707 (satuan dalam kJ) K = 10-∆Gor /5,707 K = 10 -(-74,27)/5,707 K = 10 13,01

Keberadaan Mineral yang tidak dalam Keseimbangan Di dalam reaksi satu mineral dan lingkungannya,

AB + C+ -------> CB + A+

122

BAB SEBELAS

KESEIMBANGAN KIMIA MINERAL TANAH

JAMALAM LUMBANRAJA

Jika reaksi keseimbangan maka K = aCB. aA+ / aAB. aC+ Apabila reaksi tidak dalam keseimbangan maka komponennya mempunyai aktivitas ion masing-masing yang disebut hasil aktivitas (activity product) = AP atau hasil aktivitas ion (ion activity product) = IAP = Q. Apabila reaksi tidak dalam keseimbangan, dan bergeser ke kanan, maka ∆Gor < 0 dan Q/K < 1 dalam kondisi ini suatu mineral sedang mengalami pelapukan dimana larutan tidak jenuh (under saturated), dan bila reaksi bergeser ke kiri, maka ∆Gor > 0 dan Q/K > 1 dalam kondisi ini suatu mineral sedang terbentuk dan larutannya jenuh (supper saturated). Penggunaan Data Termodinamika di dalam Mineral Tanah Telah diuraikan sebelumnya bahwa pendekatan termodinamika dapat digunakan untuk memprediksi/meramalkan stabilitas mineral dan dapat dikembangkan untuk memperdalam pengertian tentang faktor-faktor yang berhubungan dengan keberadaan unsur di dalam larutan tanah. K Dari reaksi A+ + B- ----> AB ∆Gor = ∑ ∆Gof hasil - ∑ ∆Gof perekasi ∆Gor = - RT ln K log K = (-∆Gor) /5,707 (satuan dalam kJ) log K = (-∆Gor) /1.364 (satuan dalam kKal) Tabel 11-1. Beberapa ∆Gof dari mineral alumino-silika dalam tanah (Krauskopf, 1979) Komponen SiO2 (kuarsa) H4SiO4o(larutan) Al(OH)4-(larutan) Al3+(larutan) Al(OH)3(Gibsit)

∆Gof (kJ mol-1) -806,0 s/d -856,9 -1256,5 s/d -1316,6 -1297,9 s/d -1314,2 -481,2 s/d - 492,0 -1143,5 s/d -1160,2

Al2Si2(OH)4(kaolinit)

-3700,7 s/d -3804,1

Perbedaan nilai ∆Gof untuk satu jenis komponen di dalam Tabel 11-1

123

JAMALAM LUMBANRAJA

BAB SEBELAS

KESEIMBANGAN KIMIA MINERAL TANAH

adalah karena perbedaan hasil pengukuran langsung atau perhitungan dari data termodinamika. Dengan demikian tujuan mempelajari keberadaan mineral di dalam tanah dengan menggunakan data termodinamika adalah: 1. untuk mempelajari proses pelapukan mineral tanah. 2. untuk menghubungkan keberadaan suatu mineral yang terdapat di dalam tanah dengan konsentrasi (aktivitas) unsur tertentu di dalam larutan tanah. 3. untuk mengevaluasi pengaruh terbentuknya ion kompleks terhadap solubilitas berbagai mineral. 4. untuk mengetahui atau menetapkan mekanisme (arah) penjerapan dan pelepasan suatu ion di permukaan mineral tanah. Seperti metoda lainnya, ada juga kelemahan metode ini seperti: 1. Banyak unsur-unsur atau komponen yang terkandung di dalam mineral tanah dan di dalam larutan tanah yang tidak dapat diukur atau ditetapkan terutama rumus molekul mineral dan bahan organik tanah. 2. Berhubungan dengan kenyataan di atas, data termodinamika tentang komponen yang terdapat di dalam mineral tanah dan lingkungannya belum lengkap. 3. Ketepatan atau kebenaran data termodinamika sangat tergantung dari akurasi (ketepatan) metode dan alat ukurnya. Sehingga kebenaran/ akurasi data yang ada harus selalu diuji. 4. Banyak komponen di dalam tanah yang sangat sedikit jumlah (konsentrasi) nya dan tidak terukur, tetapi ada metode prediksi yang sedang dikembangkan dengan model-model. Hasil perhitungan model-model itu perlu dikaji implikasinya sehingga hasilnya dapat dipercaya. Kecenderungan Pelapukan Mineral Pelapukan mineral telah dipelajari sejak lama. Akan tetapi informasi yang ada berkisar data empiris sehingga tidak dapat digunakan untuk prediksi keberadaan mineral di dalam tanah secara kuantitatif. Dengan pengertian bahwa semua mineral akan mengarah ke pelapukan dengan semakin meningkatnya/adanya suhu (entropi yang semakin meningngkat dengan naiknya suhu dan 0oK), maka Goldich tahun 1938 mengusulkan urutan relatif tingkat pelapukan (stabilitas) seperti terlihat pada Gambar 11-3. Urutan stabilitas mineral tersebut menggambarkan hipotesis yang

124

BAB SEBELAS

JAMALAM LUMBANRAJA

KESEIMBANGAN KIMIA MINERAL TANAH

menyatakan bahwa mineral yang paling mudah terkristalisasi setelah pembekuan magma di permukaan bumi adalah mineral yang paling tidak stabil, dan mineral paling lambat terkristalisasi pada bembekuan tersebut adalah mineral yang paling stabil. Tetapi urutan stabilitas ini tidak memasukkan pelapukan akibat pengaruh lingkungan. Selain itu mineral sekunder tidak dimasukkan di dalam urutan pelapukan ini. Kristalisasi pada suhu tinggi

Resisten rendah terhadap pelapukan

Felsdpar calsium

Augit is â&#x201E;˘a trademark used herein under license.

Augit

Resisten tinggi terhadap pelapukan

Felsdpar natrium

Hornblend Biotit (mika hitam)

Ortoklas Kalium feldspar

Muskovit (mika putih)

Kuarsa

Kristalisasi pada suhu rendah

Gambar 11-3. Urutan stabilitas mineral primer menurut Goldich (1938). Hipotesis kecenderungan pelapukan di atas diprediksi berdasarkan data termodinamika oleh Goldich tahun 1938. Kebenaran pemakaian kecenderungan pelapukan itu di dalam tanah perlu ditelusuri lebih jauh. Apabila diperhatikan definisi tanah oleh Yenny tahun 1941 yang menyatakan bahwa tanah adalah fungsi sinergi dari bahan induk tanah, kemiringan tanah, mahluk hidup yang ada di dalamnya, iklim yang mempengaruhinya, dan waktu atau umur tanah, maka tidak mudah mengkuantifikasikan semua faktor-faktor itu. Dengan demikian untuk mempelajari kecenderungan pelapukan (stabilitas) mineral tanah sesuai dengan definisi Yenny tidak mungkin dengan menggunakan urutan stabilitas Goldich.

125

JAMALAM LUMBANRAJA

BAB SEBELAS

KESEIMBANGAN KIMIA MINERAL TANAH

Jackson dan Sherman tahun 1953 menghubungkan tingkat/ kecenderungan pelapukan relatif mineral yang dihubungkan dengan keberadaan mineral di dalam Tabel 11-2. Asumsi terjadinya urutan pelapukan pada Tabel 11-2 yaitu adanya pencucian yang terus-menerus di dalam tanah akibat adanya hujan, tetapi prediksi ini lebih sempurna dari yang diusulkan oleh Goldich. Dengan menggunakan urutan pelapukan pada Tabel 11-2, kita dapat menentukan tingkat pelapukan tanah dengan menetapkan mineral yang dominan di dalam tanah tertentu, tetapi masih tidak menunjukkan kondisi lingkungan reaksi kimia yang khusus, apakah urutan relatif ini masih berlaku untuk semua kondisi lingkungan. Tabel 11-2. Tingkat pelapukan relatif mineral tanah (Jackson dan Sherman, 1953) Tingkat pelapukan relatif

Mineral yang dominan di dalam tanah

1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13

gipsum, garam-garam mudah larut kalsit, dolomit, dan apatit olivin, hornblend biotit, glaukonit, feromagnesium klorida Feldspar Kuarsa muskovit, illit campuran mineral liat tipe 2 : 1, vermikulit smektit atau montmorillonit kaolinit, haloisit gibsit, alofan hematit, goetit anatase-leukoksen

Sebagai kesimpulan mengapa â&#x2C6;&#x2020;Gof dapat dipakai untuk memprediksi pelapukan mineral tanah karena â&#x2C6;&#x2020;Gof tergantung dari (1) komposisi mineral, (2) sifat kristal mineral, (3) sifat ikatan kimia mineral, (4) kondisi linkungan yang memungkinkan penggunaan/ pengukuran aktivitas komponen di dalam tanah. Penggunaan data termodinamika dapat juga menghasilkan grafik kestabilan mineral, misalnya mineral kaolinit

126

BAB SEBELAS

KESEIMBANGAN KIMIA MINERAL TANAH

JAMALAM LUMBANRAJA

K Al2Si2O5(OH)4(padat) + 6H+ ---> 2Al3+ + 2H4SiO4o + H2O log K = 6,8, kaolinit dan H2O masing-masing mempunyai a = 1 K = (Al3+)2 . (H4SiO4o)2/(H+)6 log K = 2 log (Al3+) + 2 log (H4SiO4o) - 6 log (H+) 6,8 = 2 log (Al3+) + 2 log (H4SiO4o) - 6 log (H+) 3,4 = log (Al3+) + log (H4SiO4o) - 3 log (H+) pH = - log (H+) 3,4 = log (Al3+) + log (H4SiO4o) + 3 pH log (Al3+) + 3 pH = 3,4 - log (H4SiO4o) Kalau digambarkan grafiknya maka terlihat pada Gambar 11-4

Gambar 11-4. Grafik stabilitas relatif beberapa mineral liat (Kittrick, 1971). Gambar 11-4 adalah grafik dua dimensi dengan dua ion pada sumbu Y dan satu pada sumbu X. Pada grafik di dalam gambar juga dibuat variasi ion Mg2+ dengan konsentrasi tetap (pH 6; pMg 3,7 dan pH 7, pMg 3,7). Grafik stabilitas ini dapat menggambarkan stabilitas gibsit, kaolinit, dan montmorillonit yang dikendalikan oleh Al3+ sebagai fungsi dari H4SiO4o.

127

JAMALAM LUMBANRAJA

BAB SEBELAS

KESEIMBANGAN KIMIA MINERAL TANAH

Mineral yang paling stabil adalah mineral yang paling tidak mudah lapuk. Kelarutan relatif mineral primer dan sekunder digambarkan pada Gambar 11-5.

Gambar 11-5. Stabilitas relatif mineral primer dan sekunder pada pH 7 dan log Mg2+ = log Na+ = log K+ = -3, log Ca2+ = -2,5 dan log Fe2+ di dalam keseimbangan dengan hematite (Linsay, 1979) Mineral Masa Lampau, Serkarang dan Masa Datang Sebelum tahun 1960, mineral tanah masih dibedakan dengan zat kimia lainnya dan biasanya diidentifikasiakan sebagai zat yang tidak larut, tidak dapat dijelaskan dengan termodinamika, dan stabilitasnya tidak dapat ditetapkan. Sesungguhnya mineral tanah pada saat itu adalah zat yang kompleks. Setelah tahun 1960 an, pendekatan termodinamika mulai dipakai untuk mempelajari pelapukan mineral tanah. Anggapan bahwa zat tanah

128

BAB SEBELAS

KESEIMBANGAN KIMIA MINERAL TANAH

JAMALAM LUMBANRAJA

berbeda dengan zat-zat lainnya sudah berobah dan telah dinyatakan bahwa komponen/zat mineral tanah tidak obahnya seperti zat kimia yang dipakai di laboratorium. Penyempurnaan data termidinamika lebih ditingkatkan dengan menemukan alat baru yang dapat mengukur lebih tepat dengan konsentrasi yang lebih rendah. Dimasa datang, disamping penyempurnaan data termodinamika, penggunaan kinetika akan lebih menarik. Penemuan alat-alat baru dalam kimia analitik di masa datang akan memungkinkan penggabungan pendekatan keseimbangan (termodinamika) dengan metode kinetika untuk mempelajari perilaku meneral tanah. Bahan Bacaan Goldich, S.S. 1938. A study in rock weathering. J. Geol. 46:17-58 Jackson, M.L. and G.D. Sherman. 1953. Chemical weathering of minerals in soils. Adv. Agron. 5:219-318 Kittrick, J.A. 1971. Montmorillonite equilibria and the weathering envirinment. Soil Sci. Soc. Am. Proc. 35:815-820. Krauskopf, K.B. 1979. Introduction to Geochemistry. International Student Edition. McGraw-Hill Kogakusha, Ltd. Tokyo. Lindsay, W.L. Chemical equilibria in soils. John Wiley and Sons., NY.

129

BAB DUABELAS MINERAL TANAH Pendahuluan Mineral yang terdapat di dalam tanah merupakan (1) mineral yang terbentuk dari bahan induk, (2) mineral yang terbentuk dari kristalisasi ion-ion di dalam larutan tanah yang dapat membentuk mineral sekunder, dan (3) mineral hasil pelapukan bahan induk membentuk mineral baru. Ditinjau dari besar butir tanah (tekstur), tekstur tanah dibagi menjadi fraksi pasir, debu dan liat. Pada fraksi pasir dan debu biasanya ditemukan mineral primer yaitu mineral yang terbentuk sama dengan sifat batuan primernya. Sedangkan pada fraksi liat, mineral yang ditemukan umumnya adalah mineral sekunder dengan beberapa pengecualian. 1. Oksida/hidroksida Al dan Fe, mineral karbonat, sulfat, sulfida, dan mineral kuarsa sekunder terdapat di dalam fraksi pasir dan debu, walaupun mineral-mineral tersebut adalah mineral sekunder. 2. Dipihak lain kuarsa primer, feldspar, khlorit, dan mika terdapat pada fraksi liat, tetapi mineral tersebut adalah mineral primer. Komposisi mineral di dalam setiap jenis tanah ditentukan oleh (1) bahan induk dari mana tanah terbentuk, (2) tingkat dan intensitas pelapukan pada tanah, (3) lama pelapukan sejak pertama kali tanah tersebut terbentuk. Stabilitas mineral telah dijelaskan oleh Jackson dan Sherman (1953). Pada Tabel 12-1 dapat dilihat urutan stabilitas mineral baik mineral primer maupun mineral sekunder tanpa diberi nomor relatif tingkat pelapukannya. Mineral yang tertulis lebih dahulu adalah mineral yang lebih mudah lapuk dan seterusnya ke bawah adalah mineral yang lebih sukar lapuk.

130

BAB DUABELAS

MINERAL TANAH

JAMALAM LUMBANRAJA

Hubungan mineralogi tanah dengan taksonomi tanah Taksonomi tanah adalah salah satu cabang ilmu tanah yang khusus mempelajari pemberian nama tanah berdesarkan hirarkhi dan sifatnya. Taksonomi tanah yang banyak digunakan sekarang ini dipengaruhi oleh taksonomi tanah yang disusun oleh sistim Amerika Serikat (Ahrens and Arnold, 2000). Sistim penamaan tanah berdasarkan taksonomi ini tersusun dari: 1. Orde yaitu kategori tertinggi di dalam penamaan tanah yang ditentukan berdasarkan horizon penciri (surface horizon, subsurface horizon, penciri khusus) misalnya Alfisols 2. Suborde yaitu kategori ke dua yang menggambarkan keadaan iklim yang mempengaruhi tanah, terutama keadaan air tanah (soil moisture regim). Tetapi penggunaan iklim untuk suborde tanahtanah Entisol, inceptison, Spodosol, dan Andisol kurang tepat, tetapi lebih ditentukan morfologinya. Contoh penggunaan nama salah satu Suborde Alfisols yaitu Udalfs pada tanah yang mempunya iklim Udik. 3. Klass (great group) yaitu kategori ke tiga yang menggambarkan sifat morfologi dan sifat kimia tanahnya. Sifat mineralogi digunakan untuk membedakan great group tanah Andisol. Contoh penggunaan nama salah satu Klass Suborde Udalfs pada tanah yang mempunya iklim Udik.yaitu Halpludalfs Alfisol yang tidak mempunyai ciri morfologi yang khas. 4. Subklas (subgroup) yaitu kategori ke empat yang menggambarkan perbedaannya dari tanah yang idealnya (typical). Untuk tanah Adisol masih digunakan mineraloginya. Contoh penggunaan nama salah satu Subklass Halpludalfs yaitu Typic Halpludalfs yaitu Halpludalfs yang ideal (typical). 5. Famili yaitu kategori ke lima yang menggambarkan kesamaan pengelolaan atau penggunaanya. Penggunaan sifat atau dominasi mineral sangat menonjol di dalam famili ini. Kelas tekstur tanah merupakan sifat penciri kategori ini. Contoh penggunaan nama salah satu Famili Typic Halpludalfs yaitu Fine, mixed, mesic Typic Halpludalfs yaitu Typic Halpludalfs yang bertekstur halus dan mempunyiai mineral campuran. 6. Seri yaitu tingkat penamaan terendah yang menggambarkan semua sifat tanah pada suatu tempat. Tingkat penamaan seri umumnya tidak dapat menggambarkan sifat tanah di tempat lain. Contoh penggunaan nama salah satu seri Fine, mixed, mesic Typic Halpludalfs yaitu

131

JAMALAM LUMBANRAJA

BAB DUABELAS

MINERAL TANAH

Eden, fine, mixed, mesic Typic Halpludalfs yaitu Fine, mixed, mesic Typic Halpludalfs yang terdapat di daerah Eden. Tabel 12-1. Daftar mineral yang meningkat stabilitasnya (Brady and Well, 2002). Mineral primer Olivine Apatit glas vulkanik Serpertin Biotit Augit Khlorit Hornblend kalsi-plagioklas natrium-plagioklas Ortoklas Mikroklin Muskovit Sfen Epidot Kuarsa Garnet Ilmenit Tourmaline Rutil Zircon

Mineral sekunder halida gipsum, pirit kalsit alofan, imogolit sepiolit, paligorskit haloisit ilit vermikulit smektit vermikulit terlapis hidroksi kaolinit hematit, goetit gibsit anatase

Tanah dapat dibedakan namanya (taksa) dengan membedakan sifat horizon pencirinya. Horizon (lapisan) penciri tanah dapat dilihat di (1) lapisan epipedon yaitu lapisan yang paling atas suatu profil tanah, (2) subhorizon dan (3) penciri lainnya. Sampai saat ini ada 12 Orde tanah menurut taksonomi USA: Afisol, Andisol, Aridosol, Entisol, Gelisal, Inseptisol, Mollisol, Oksisol, Spodosol, Ultisol, dan Vertisol yang merupakan tanah mineral, sedangkan Histosol adalah tanah organik (Tabel 12-2). Genesa tanah yang dihubungkan dengan taksonomi

132

BAB DUABELAS

MINERAL TANAH

JAMALAM LUMBANRAJA

tanah dapat digunakan sebagai petunjuk untuk menetukan hirarkhi dari taksonomi tanah yang didasarkan kepada proses genetik tanah. Setiap tanah ditentukan oleh perkembangan profilnya (solumnya) yang dapat ditandai dengan perbedaan mineral yang dominan di dalamnya. Perbedaan mineral tiap lapisan tanah dapat disebabkan oleh: 1. Perbedaan bahan induk 2. Perpindahan suatu mineral dari suatu tempat ke tempat lain 3. Transformasi mineral yaitu terbentuknya mineral baru dari mineral sebelumnya 4. Degradasi atau dekomposisi mineral 5. Sintesa mineral Kombinasi reaksi kimia fisik dan biologi yang pasti yang mengakibat足 kan terjadinya perbedaan lapisan tanah tidaklah mudah mempelajarinya. Faktor-faktor pembentuk tanah (bahan induk, kemiringan tanah, iklim, mahluk hidup, dan waktu) telah diketahui berpengaruh besar terhadap proses kimia, fisik dan biologi tersebut sedemikian rupa sehingga terjadi ke lima proses di atas (perbedaan bahan induk, perpindahan suatu mineral dari suatu tempat ke tempat lain, transformasi mineral yaitu terbentuknya mineral baru dari mineral sebelumnya, degradasi atau dekomposisi mineral, dan sintesa mineral). Banyak penelitian telah dilakukan untuk mempelajari masingmasing reaksi di dalam tanah. Konsep reaksi-reaksi tersebut seperti reaksi kelarutan, oksidasi, reduksi, hidrolisis, hidrasi, kelat, pertukaran ion, sintesis, dan kristaliasi telah digunakan untuk mempelajari proses transformasi yang menyebabkan terjadinya perbedaan lapisan (horizon) di dalam profil tanah. Dengan demikian setiap Orde Tanah ada yang sangat ditentukan oleh keberadaan mineral dan ada yang ditentukan oleh sifat penciri lainnya.

133

JAMALAM LUMBANRAJA

BAB DUABELAS

MINERAL TANAH

Tabel 12-2. Orde dan Suborde tanah menurut Taksonomi Tanah USA (Brady and Well, 2002). Orde Alfisol

Andisol

Aridosol Entisol

Histosol

Inceptisol

Suborde Aqualf Udalf Ustalf Xeralf Boralf Aquand Molikand Humikand Melanikand Okrikand Lithikand Vitrikand Argid Ortid Aquent Arent Fluvent Psamment Ortent Folist Fibrist Hemist Saprist Aquept Andept Plagept Tropept Umbrept Okrept

Orde Molisol

Oxisol

Spodosol

Ultisol

Vertisol

Gelisol

Suborde Aquoll Udoll Xeroll Boroll Alboll Rendoll Aquox Perox Udox Ustox Trrox Aquod Ferrod Humod Orthod Aquult Udult Xerult Humult Udert Ustert Xerert Torert Histels Orthels Turbels

1. Spodosol Tanah ini dicirikan oleh lapisan spodik (E) yaitu lapisan yang lebih terang dari lapisan di atasnya atau lapisan di bawahnya. Mineralnya banyak mengandung Fe dan bereaksi masam. Sumber Fe dan Al adalah dari pelapukan mineral ferromagnesium, feldspar, ilit, dan khlorit dari

134

BAB DUABELAS

MINERAL TANAH

JAMALAM LUMBANRAJA

lapisan A. Komponen yang tertranslokasi secara kimia seperti Fe dan Al oksida yang tidak baik kristalisasinya, kompleks organo-Fe-Al berubah menjadi goetit sering ditemikan pada tanah ini. Kecenderungan transformasi mineral silika yang terdapat pada tanah Spodosol (Orthod) di New York adalah:

Mika, Khlorit, (trioktahedral)

------>

Vermikulit, vermikulit terlapis hidroksi (HIV)

------->

Smektit

Sedangkan pada daerah yang mempunyai curah hujan tinggi dan suhu yang lebih panas kecenderungan ini akan berlanjut dan kemungkinan terjadi kaolinit dan mineral oksida/hidroksida Fe dan Al. 2. Alfisol Pada tanah Alfisol ditemukan banyak tipe mineral liat 2 : 1 dan 2 : 1 : 1. Tanah ini terbentuk pada daerah dengan curah hujan tinggi dan tidak panas. Terjadi akumulasi liat pada lapisan B membentuk argila (argilik) dan mempunyai kejenuhan basa yang tinggi (KB > 35%). Kecenderungan transformasi mineral liat silika yang terdapat pada tanah Alfisol (Halpludalf) adalah Illit

------------>

Vermikulit

------------>

Smektit

------------>

HIV

dan pada tanah Udalf Mika (trioktahedral)

------------>

Vermikulit

dan pada tanah Udalf Ohio Khlorit (Fe) (trioktahedral)

------------>

Vermikulit (trioktahedral)

135

------------>

Kaolinit, Fe oksida

JAMALAM LUMBANRAJA

BAB DUABELAS

MINERAL TANAH

3. Ultisol Tanah ini terbentuk pada daerah tropika basah dan merupakan perkembangan lanjut dari tanah Alfisol. Tanah ini mempunya kejenuhan basa rendah (KB<35%). dan banyak mengandung mineral liat tipe 1 : 1 dan terdapat campuran tipe 2 : 1. Daerah yang mempunyai curah hujan tinggi dan suhu yang lebih panas, pelapukan mineralnya akan berlanjut dan kemungkinan akan didominasi oleh kaolinit dan mineral oksida/ hidroksida Fe dan Al. Hal ini disebabkan oleh pelapukan yang sangat intensif baik dari segi geomorfologi maupun pedogenik, karena - curah hujan tinggi - suhu tinggi - banyak pencucian - aktivitas H+ tinggi Tidak banyak diketahui tentang kecenderungan pelapukan mineral pada tanah ini, tetapi siklus mineral dapat terjadi seperti terlihat pada Gambar 12-1 4. Oxisol Tanah ini disebut tanah paling tua atau yang paling banyak mengalami pelapukan, sehingga tanah ini, pada umumnya, lebih tua dari tanah Ultisol. Kemungkinan transformasi mineralnya sama dengan pada Gambar 12-1. Fraksi liatnya didominasi mineral tipe 1 : 1, oksida/hidroksida Al dan Fe atau gabungannya, dan mineral tipe 2 : 1 yang berlapis hidroksi Al atau Fe (tipe 2 : 1 : 1 = HIV/HISm). Ciri pengenalannya yaitu adanya horizon oksik. Pada Oksisol yang dipengaruhi oleh fluktuasi air tanah yang relatif dekat permukaan, akan terjadi pemisahan dan translokasi besi membentuk karatan yang disebut plintit. Bila terjadi basah dan kering silih berganti, maka plintit akan berobah menjadi konkressi besi dan akhirnya batu besi. 5. Molisol Tanah ini dijumpai pada daerah yang lebih kering dari kondisi tanah Spodosol, Alfisol, Ultisol dan Oxisol. Tanah ini didominasi mineral liat tipe 2 : 1 yang tidak mudah mengembang seperti mineral illit, khlorit dan campuran mineral vermiculit dan sedikit smektit. Tanah ini ditandai dengan bahan organik yang tinggi akibat bioturbasi sampai kedalaman 18 cm dan biasanya ditemukan di daerah praire atau transisi daerah hutan dimana pepohonan tidak besar dan tidak tinggi. Pada umumnya

136

BAB DUABELAS

MINERAL TANAH

JAMALAM LUMBANRAJA

vegetasinya adalah rumputan dan semak belukar. Intensitas pelapukan mineralnya termasuk rendah dan biomas vegetasi yang terdaurulang mengakibatkan tingginya bahan organik tanah ini. Vermikulit -K

-Si

+ Al -Al

Kaolinit -Si +Mg,Ca

Mika, Fe-

+Si -Si

Mg-Khlorit +Si

-Si

HIV/HISm

Gibsit +Si +Ca,Mg

-Si

-Al

-K

+Al

Smektit

Gambar 12-1. Kemungkinan transformasi mineral pada tanah Ultisol san Oksisol (dari public domain Wikipendia, diunduh Feb., 2012). 6. Inseptisol Tanah ini belum berkembang, dengan demikian pelapukan mineral belum intensif. Banyak tanah yang dimasukkan di dalam Inceptisol telah berobah menjadi tanah Andisols sejak tahun 1990 setelah Andisol menjadi Orde tanah yang ke-11. Kemungkinan arah pelapukan mineral pada tanah ini a. Di New Zeland (Tamura, 1953) Alofan

------------>

metahaloisit

137

------------>

kaolinit

JAMALAM LUMBANRAJA

BAB DUABELAS

MINERAL TANAH

b. Di New Zeland (Aomin, dan Wada, 1962) Glass hipersten- ------------> vulkanik ------------> augit

magnetit

c. Di Chili (Dudas dan Howard. 1975) Glas vulkanik

------------>

Alofan

------------>

Haloisit terhidrasi

7. Entisol Pelapukan pada tanah ini sangat minimum, dan hampir sama dengan sifat bahan induknya. Biasanya tanah ini masih berbatu (bahan induk) dan belum menunjukkan lapisan yang nyata. 8. Aridosol Tanah ini terdapat pada daerah kering sehingga sedikit pelapukan. Mineral liat dominan pada tanah ini adalah tipe 2 : 1 terutama smektit (montmorillonit) yaitu mineral yang mudah mengembang kalau basah dang mengkerut kalau kering. Pada tanah ini banyak ditemukan mineral sekunder karbonat, gipsum, dan garam-garam mudah larut. 9. Vertisol Tanah ini juga terdapat pada daerah kering sehingga sedikit pelapukan. Tanah ini berkembang dari sedimen liat marin atau aluvial dari bahan sedimen liat marin. Mineral liat dominan pada tanah ini adalah tipe 2 : 1 yang didominasi oleh smektit (montmorillonit) yaitu mineral yang mudah mengembang kalau basah dang mengkerut kalau kering. Pada tanah ini banyak ditemukan mineral sekunder karbonat, gipsum, dan garam-garam mudah larut. Tanah mempunyai sifat mencampur sendiri sehingga ditemukan gilgai akibat terdapatnya pedoturbasi, yaitu percampuran tanah akibat proses pedogenesis. 10. Histosol Bahan tanah ini didominasi bahan organik yang proses pembentukannya merupakan akumulasi bahan organik yang tidak terdekomposisi sempurna sehingga tebalnya melebihi 30 cm. Tanah ini sering ditemukan di daerah pasang surut dan sangat sedikit mengandung mineral anorganik, sehingga sulit ditemukan arah pelapukan mineralnya.

138

BAB DUABELAS

MINERAL TANAH

JAMALAM LUMBANRAJA

Pada daerah tertentu ditemukan mineral pirit. Hal inilah yang membuat tanah ini bermasalah apabila direklamasi dimana FeS teroksidasi dan terjadi asam sulfat. 11. Andisol Tanah ini dicirikan oleh sifat andik yang terbentuk dari bahan induk abu vulkan yang mengandung amorfus tinggi. Tanah ini didominasi oleh alofan secara alami yang mempunyai batas cair dan batas plastis yang tinggi Silika Oksida Silika oksida dan mineral silika lainnya selalu dihubungkan dengan sejarah kehidupan manusia yang mulai menggunakan batuan berpasir yang tajam sebagai pisau dan ujung panah kira-kira 20.000 tahun yang lampau. Walaupun C dan Si dalam satu golongan di dalam kimia periodik, tetapi bentuk dan keberadaan ke dua unsur ini berbeda bila berassosiasi dengan oksigen. CO2 misalnya berbentuk gas, tetapi SiO2 selalu dalam bentuk padat pada suhu normal (ruang). CO2, dengan proses fotosintesa membentuk kerangka tumbuhan yang menjadi sumbar C dan energi bagi konsumen, sedangkan SiO2 merupakan kerangka bumi untuk tempat kehidupan berpijak. Dengan demikian keberadaan kedua senyiawa ini sangat penting untuk dipelajari. Ada tujuh jenis silika oksida: kuarsa, kristobalit, tridimit, koesit, stisovit, lekatelerit, dan opal (Tabel 12-3). Kuarsa merupakan mieral terbanyak menyusul kemudian kristobalit di dalam tanah. Tridimit sangat jarang ditemukan di dalam tanah, tetapi di dalam batuan beku vulkanik.

139

JAMALAM LUMBANRAJA

BAB DUABELAS

MINERAL TANAH

Tabel 12-3. Jenis silika oksida dan stabilitasnya menurut suhu (Deer, Howie, and Zussman, 1983) Nama No Keberadaanya pada suhu oC mineral 1. α-kuarsa normal (ambient) - 573 2. β-kuarsa 573-870 3. α-tridimit normal (ambient) - 117 4. β1-tridimit 117-163 5. β2-tridimit 163-1470 dan meleleh pada suhu 1670 6. α-kristobalit normal (ambient) - 275 7. β-kristobalit 275-1470 dan meleleh pada suhu 1713 4500-8000 pada tekanan 38.000 atm 8. Koesit misalnya meteor 380-585 pada tekanan 330-1.200 atm 9. Keatit mineral sintetik > 1.200 pada tekanan 130.000 atm BD 10. Stisovit tinggi misalnya batuan meteor 11. Glass silika normal (ambient) - 1000 Sifat kimia Kuarsa (SiO2) termasuk mineral yang paling banyak ditemukan di semua jenis batuan (beku, sedimen, dan metamorf). Kuarsa merupakan mineral terbanyak di dalam tanah karena tidak mudah terlapuk dan ditemukan di dalam semua fraksi terutama fraksi pasir dan debu. Bentuk silika oksida di dalam kuarsa adalah tetrahedral dengan jarak Si dengan oksigen 0,161 nm dan mempunyai sifat ionik dan kovalen. Kuarsa merupakan mineral paling murni di alam diikuti oleh intan, grafit, dan es. Kuarsa di dalam tanah jarang ditemukan berbentuk butir, tetapi kebanyakan berbentuk lempeng. Tabel 12-4. Sifat struktur mineral silika oksida (Deer, Howie, and Zussman, 1983) No. 1. 2. 3. 4. 5. 6.

Nama mineral α-kuarsa β-kuarsa α-tridimit β-tridimit α-kristobalit β-kristobalit

Sistim struktur trigonal heksagonal ortorombik Heksagonal tetragonal (pseudo-cubik) kubik

140

BAB DUABELAS

MINERAL TANAH

JAMALAM LUMBANRAJA

Ditemukan substitusi Al3+ terhadap Si4+ sehingga terjadi kelebihan muatan negatif pada tetrahedral. Kelarutan kuarsa di dalam air panas (400oC) tekanan 500 atm adalah 1 ppm dan di dalam air panas (500oC) tekanan 1.500 atm adalah 2.600 ppm. Kuarsa tidak larut dalam asam tetapi larut dalah HF dan NH4F atau basa kuat. Feldspar, Olivin, Ampibol, dan Piroksen 1. Felspar Kelompok feldspar adalah mineral primer yang paling banyak ditemukan pada batuan beku dan metamorfik. Pada batuan sedimen jumlah mineral ini menempati urutan kedua terbanyak setelah kuarsa. Secara garis besar, feldspar dibagi tiga kelompok yaitu: 1. Alkali feldspar (K, Na)(AlSi3O8) 2. Plagioklas Na(AlSi3O8)-Ca(Al2Si2O8) 3. Celsian Ba(Al2Si2O8) Feldspar Alkali a. Feldspar Kalium - Sanidin ( 4[KAlSi3O8]), satu unit sel terdiri dari satu tetrahedral dengan sebagian posisi Si tersubstitusi oleh Al dengan perbandingan 1 Al : 3 Si. - Ortoklas ( 4[KAlSi3O8]), satu unit sel terdiri dari satu tetrahedral dengan sebagian posisi Si tersubstitusi oleh Al dengan perbandingan 0,3 Al : 0,7 Si dan 0,19 Al : 0,81 Si. - Mikroklin ( 4[KAlSi3O8]), berbentuk triklinik dan jarak Si - O dan Al - O tidak teratur. - Adularia ( 4[KAlSi3O8]), yaitu kalium feldspar lain. b. Feldspar Natrium - Albit ( 4[NaAlSi3O8]), berbentuk triklinik. Ada yang terbentuk pada suhu rendah dari batuan plutonik, dan pada suhu tinggi terdapat pada batuan yang terbentuk dari lava. Albit yang terbentuk pada suhu tinggi umunya mempunyai ikatan (Al, Si) - O yang sama jaraknya. c. Feldspar Alkali Campuran - Banyak albit dengan banyak sanidin yaitu 0,37 ortokls : 0,63 albit dan

141

JAMALAM LUMBANRAJA

BAB DUABELAS

MINERAL TANAH

strukturnya didominasi oleh triklinik dan kurang teratur dibandingkan dengan ortoklas. - Banyak albit dengan sanidin sedang yaitu 0,25 -- 0,60 sanidin atau 0,75 -- 0,40 albit. - Sedikit albit dengan ortoklas yaitu 0,20 -- 0,85 ortoklas atau 0,80 -- 0,15 albit. - Sedikit albit dengan mikroklin campuran ini hampir sama dengan mikroklin Sifat kimia feldspar Rumus molekul feldspar bervariasi dari KAlSi3O8 sampai NaAlSi3O8 dan sedikit campuran CaAl2Si2O8 (Tabel 12-5). Di dalam molekulnya didapat campuran logam Ba, Ti, Fe, Mg, Sr, dan Mn dalam jumlah sedikit. Mineral feldspar alkali sangat sensitif terhadap pelapukan dan sifat kelarutannya adalah akonggruen (pelapukan atau kalarutan yang manghasilkan padatan) dan dapat membentuk mineral kaolinit, haloisit, kuarsa, atau gibsit. Tabel 12-5. Nama dan komposisi ideal mineral feldspar (Brady and Well, 2002) Nama Sanidin Ortoklas Mikroklin Albit Anortit Oligoklas Andesit Bitownit

Komposisi ideal KAlSi3O8 KAlSi3O8 KAlSi3O8 NaAlSi3O8 CaAl2Si2O8 0,74 NaAlSi3O8 : 0,26 CaAl2Si2O8 0,52 NaAlSi3O8 : 0,48 CaAl2Si2O8 0,20 NaAlSi3O8 : 0,80 CaAl2Si2O8

2. Kelompok Olivin Kolompok mineral ini sangat sedikit ditemukan di dalam tanah. Walaupun strukturnya kompak dan kuat, tetapi karena banyak substitusi Fe2+ atau Mg2+ terhadap Si4+mineral ini sangat mudah lapuk. Kelompok ini terdiri dari: Forsterit Fayalit

(Mg0,96Fe0,04)2SiO4 Fe2SiO4

142

BAB DUABELAS

MINERAL TANAH

Tefroit Montiklit

JAMALAM LUMBANRAJA

Mn2SiO4 CaMg SiO4

Mineral ini telah ditemukan pada tanah-tanah Dystrandepts di Chili, Ustropepts di Pulau Galapagos, dan Chromustults di Arizona. Dan hasil pelapukannya adalah nontronit, oksida besi amorfus, goetit, dan hematit. 3. Kelompok Amfibol Mineral ini ditemukan pada fraksi pasir dan/atau debu dan berat jenisnya lebih besar dari 2,95 g cm-1. Mineral hornblen adalah yang paling banyak ditemukan di dalam tanah dan ditemukan pada tanahtanah Ochrepts, Udalfs, Orthods, Rhodoustalfs, Halpludalfs, dan Xerochepts. Hasil pelapukan mineral ini adalah oksidas besi, goetit, vermikulit, beidelit, dan smektit. Kelompok amfibol terdiri dari: Antofilit Kumingtonit Tremolit Arvedsonit Hornblend Glaukovan

(Mg, Fe)2Si8O22(OH)2 (Mg0,4Fe0,6)2Si8O22(OH)2 Ca2Mg5Si8O22(OH)2 (Ca,Na,K)2,64Fe1,42(Fe,Mn,Mg)3,54(Si,Al)8O22 (OH)2,15 (Ca,Na)2,26(Fe,Al,Mg)5,15(Si,Al)8O22(OH)2 Na2(Fe,Al,Mg)5Si8O22(OH)2

4. Kelompok Piroksen Kelompok ini terdiri dari Enstatit Hipersten Ortoferosilit Klinoenstit Klinoferosilit Diopsid Pigeonit Aegrin Jaedit Spodumen

MgSiO3 (Mg0,88Fe0,12)Si2O6 FeSiO3 MgSiO3 FeSiO3 CaMgSi2O6 (Ca0,04Fe0,48Mg0,45)SiO3 NaFeSi2O6 NaAlSi2O6 LiAlSi2O6

Augit dan hipersten adalah kelompok piroksen yang banyak ditemukan di dalam tanah. Augit lebih dikenal dari hipersten karena

143

JAMALAM LUMBANRAJA

BAB DUABELAS

MINERAL TANAH

sifatnya lebih stabil di dalam tanah, akan tetapi, hipersten banyak ditemukan pada tanah-tanah vulkanik seperti Andisols. Kelompok ini ditemukan pada fraksi pasir. Pada fraksi pasir halus ditemukan dalam jum;lah sedikit. Hasil pelapukan augit dapat berupa smektit, vermikulit dan juga oksida besi. Bahan Bacaan Ahrens, R.J. and R.W. Arnold. 2000. Soil Taxonomi. In M.E. Sumner Editor in Chief. Hand book of Soil Science. CRC Press, NY. E-117136 Brady, N. C. and R.R. Well. 2002. The Nature and Properties of Soils. 13 ed. Prentice Hall. Pearson education Inc. Upper Saddle, NJ. Jackson, M.L. and G.D. Sherman. 1953. Chemical weathering of minerals in soils. Adv. Agron. 5:219-318

144

BAB TIGA BELAS MINERAL LIAT TANAH Pengertian Pada awal perkembangan mineralogi, yang dimaksud dengan mineral liat adalah mineral di dalam bagian dari geologi yang bertekstur halus yang besar butirnya lebih kecil dari 2 Âľm dan strukturnya tidak dapat diamati lagi dengan menggunakan mikroskop biasa (Schulze, 1989). Belakangan ini pengertian mineral liat didefinisikan sebagai struktur belapis yang kerangkanya ditentukan oleh struktur aluminosilika (phyllosilicate) (Klein and Dutrow, 2002). Hal ini akan menggambarkan bahwa mineral liat bukan semata-mata ditentukan oleh diameter butirnya tetapi juga oleh bentuknya yang berlapis-lapis seperti tumpukan kertas. Besar butir yang sangat halus dan bentuknya seperti lapisan kertas membuat permukaannya sangat luas. Dan telah diuraikan di dalam bab sebelumnya bahwa adanya substitusi isomorf di dalam lapisan tetrahedral dan lapisan oktahedral akan menimbulkan kelebihan muatan negatif di permukaan mineral ini, yang di dalam tanah dinetralisasi oleh kation. Kation yang dominan terdapat di dalam struktur dan di permukaan mineral liat adalah Ca, Mg, Al, Fe, Na, K, Mn dan Si. Kation Ca2+, Mg2+, Fe2+, Fe3+, Fe(OH)x3-x+, Al(OH)x3-x+, Mn(OH)x2-x+, Mn(OH)x4-x+, dan Na+ adalah kation yang mempunyai energi hidrasi yang tinggi atau dengan perkataan lain, kation-kation ini senang berkoordinasi dengan molekul air. Kation-kation tersebut baik di dalam struktur maupun di permukaan mineral liat dapat menarik air atau uap air ke permukaannya bahkan ada yang sampai kedalam rongga di dalam strukturnya, sehingga mineral liat merupakan tempat penimbunan air di dalam tanah. Mineral smektit menjerap air di antara lapisan tetrahedral sehingga membuat mineral ini dapat mengalami perubahan isi yang sangat besar

145

JAMALAM LUMBANRAJA

BAB TIGABELAS

MINERAL LIAT TANAH

dan apabila kekeringan, air keluar dari antar lapisan sehingga volumenya berkurang kembali. Hal ini menyebabkan mineral ini dikenal dengan mineral yeng mempunyai sifat perbedaan mengembang dan mengkerut yang tinggi (swelling properties). Tabel 13.1. Tipe mineral liat berdasarkan sifat mengembang kalau menjerap air (Allen and Hajek, 1989) Sifat/ Nama mineral Mengembang grup smektit Beidellit Montmorillonit Nontronit Saponit Grup vermikulit

Kation dominan

1,7

1,0

Al (Mg, Fe2+ sedikit)

1,7

1,0

1,7 1,7

1,0 1,0

1,55

1,0-1,2

1,0-1,7

<1,0

1,0

14 7 1,02 1,24 1,05 0,96

Fe3+ Mg, Al Mg, Fe2+, Al (Fe3+ sedikit)

Campuran mineral liat Tidak mengembang Ilit atau mika Galukonit Keladonit Khlorit Kaolinit Haloisit Sepiolit Paligorskit Talk

Tebal lapisan Tebal lapisan (Mg-glikol) ideal .............nm...................

K,Al, (Mg, Fe sedikit) K,Mg, Fe2+,Fe3+ K,Mg, Fe2+, Al, Fe3+ Mg, Fe, Al Al Al Mg, Al Mg, Al Mg, Fe2+

146

BAB TIGABELAS

MINERAL LIAT TANAH

JAMALAM LUMBANRAJA

Dengan demikian mineral liat dapat dibagi berdasarkan swelling properties (Tabel 13.1) menjadi mineral (1) menjerap air dengan mempunyai perbedaan volume mineral yang besar seperti smektit, (2) menjerap air dalam jumlah besar tetapi tidak berobah volumenya dan (3) menjerap air sedikit sekali dan tidak terjadi perubahan volumenya. 1. MIKA Mineral mika merupakan mineral primer yang termasuk tipe 2:1 atau dengan perkataan lain, mineral ini disusun oleh dua lapis silika tetrahedral dengan satu lapis oktahedral. Walapun mineral ini merupakan mineral primer tetapi apabila kita menetapkannya dengan sinar-X, mineral ini ditemukan pada fraksi liat. Mineral ini banyak ditemukan pada batuan shel, slat, fillit, granit dan skist. Pada batuan beku: Muskovit : pada batuan granit dan aplit Plogopit : pada batuan peridotit Biotit : pada batuan gabro, norit, granit, dan pegmatit Lepidolit: pada batuan pegmatit Pada batuan metamorfik Muskovit, paragonit, dan biotit: pada batuan filit, skhist, dan gneiss Phlogopit: batuan dolomit dan batu kapur termetamorfosa Pada batuan sedimen: Muskovit dan paragonit: pada batuan sedimen terangkut Glaukonit: batu pasir hijau Mika adalah salah satu bahan dasar untuk pemebntukan mineral sekunder yang mempunyai sifat mengembang bila menjerap air. Hal ini terjadi dengan pertukaran kation lain dengan K yang berada diantara kisi liat (Gambar 13.1). Tanah yang masuk kaya dengan mineral mika akan kaya akan unsur K dan sangat berguna untuk tanaman. Walaupun demikian kemampuan mika menyediakan K ditentukan oleh beberapa faktor: 1. Tipe oktehedral (di atau trioktahedral) Mika dioktahedral seperti muskovit lebih tahan terhadap pelapukan

147

JAMALAM LUMBANRAJA

BAB TIGABELAS

MINERAL LIAT TANAH

dibandingkan dengan mika trioktahedral seperti biotit. 2. Besar butir 3. Banyak (konsentrasi) mineral mika M ika K

K K K

Kation dapat ditukar M ika mulai melapuk

K K

Vermikulit

K K M ika K K K Lapisan

Ujung

Bengkokan ujung

Gambar 13.1 Diagram yang menggambarkan pelapukan mineral mika (Fanning, Keramidas, and El-Desoky, 1989) Muatan Mika Secara keseluruhan mika bersifat netral. Hal ini karena kekurangan netrelisasi muatan secara struktural akibat substitusi Si4+ oleh Al3+ pada tetrahedral dan substitusi Al3+ oleh Fe2+ atau Mg2+ telah dipenuhi oleh K+. Pada mineral muskovit [KAl2(Si3Al)O10(OH)2], kelebihan muatan negatip akibat substitusi Si4+ oleh Al3+ dinetralisasi oleh K+ . Sumber muatan negatip apakah itu dari tetrahedral atau dari oktahedral sangat menetukan kekuatan fiksasi kation di dalam kisi mika: * Apabila sumber muatan negatip dari tetrahedral dan oktehedral, kerena muatan itu bersumber di dekat permukaan liat dan dibantu tarukan muatan dari dalam molekul, maka fiksasi kation yang bervalensi satu, seperti K dan NH4, akan terikat sangat kuat dan sulit dipertukarkan. * Apabila sumber muatan negatip dari oktahedral, kerena muatan itu bersumber dari dalam molekul, maka fiksasi kation yang bervalensi satu, seperti K dan NH4, akan terikat agak lemah dan mudah dipertukarkan. * Luas permukaan luar 70,000-120,000 m2 kg-1, tetapi karena kisi

148

BAB TIGABELAS

MINERAL LIAT TANAH

JAMALAM LUMBANRAJA

antar lapisan ditempati oleh K yang sulit ditukar maka KTK illite (mika terhidrasi) hanya 20-40 cmolc kg-1 dan karena terdapat kation K terjerap pada lapisan tetrahedral hingga tebal satu unit mika = 1,0 nm Pelapukan Mika mengikuti prinsip dasar pelapukan mineral yaitu mineral yang terbentuk pada suhu yang lebih tinggi akan lebih mudah lapuk dibandingkan dengan mineral yang terbentuk pada suhu yang lebih rendah. Dengan demikian, biotit yang terbentuk pada suhu tinggi akan lebih peka terhadap pelapukan dibandingkan dengan muskovit yang terkristalisasi pada suhu yang lebih rendah pada pembekuan magma. Selain itu semua mineral mika trioktahedral lebih mudah lapuk dibandingkan dengan yang dioktahedral. Stabilitas berbagai mika juga menggambarkan jumlah energi pembentukan (free energy of formation), â&#x2C6;&#x2020;Gof. Pada umumnya mineral yang mempunyai nilai â&#x2C6;&#x2020;Gof lebih besar negatifnya akan lebih stabil. Fenomena ini akan berhubungan dengan faktor lain yaitu sifat ikatan atom di dalam struktur mineral, apakah bersifat ion, kovalen atau kompleks. Pelapukan Fisik Walaupun perhatian terhadap pelapukan secara kimia lebih menarik perhatian di dalam mempelajari pelapukan mika, pelapukan fisik sepertu penghancuran butir mika menjadi bagian yang lebih kecil dari batuan menjadi pasir, kemudian menjadi debu dan akhirnya menjadi fraksi liat. Transformasi mika ke tipe liat 2:1 Transformasi mika menjadi liat tipe 2:1 yang sifatnya mudah mengembang yaitu dengan melepaskan ion K dari antara kisi liat (Gambar 13.2). -K+ kation terhidrasi yang mudah ditukar Mika ---------------------------------------------------> smektit dan/atau vermikulit

149

JAMALAM LUMBANRAJA

BAB TIGABELAS

MINERAL LIAT TANAH

Tabel 13.2. Jenis mineral mika (Fanning, Keramidas, and El-Desoky, 1989) No

Nama

Dioktahedral

Rumus molekul Kation

tetrahedral

oktahedral

anion

Muskovit

Si3Al

Al2

O10(OH)2

Paragonit

Si3Al

Al2

O10(OH)2

Margarit

Si2Al2

Al2

O10(OH)2

Glaukonit (a)

K0,65Na0,03

Si3,87Al0,11

Al0,63FeIII0,82FeII0,19 Mg0,36

O10(OH)2

Glaukonit (b)

K0,81Ca0,02

Si3,75Al0,25

Al0,36FeIII0,98FeII0,24 Mg0,45

O10(OH)2

Illit (a)

K0,61Na0,02

Si3,34Al0,66

Al1,29FeIII0,41FeII0,19 Mg0,18Ti0,04

O10(OH)2

Illit (b)

K0,97Ca0,01

Si3,96Al0,04

Al0,18FeIII0,87FeII0,24 Mg0,71

O10(OH)2

Trioktahedral 1.

Biotit

Si3Al

(Mg,Fe)3

O10(OH)2

Flogopit

Si3Al

Mg3

O10(OH)2

Klintonit

SiAl3

Mg2Al

O10(OH)2

Lepidolit

K0,862Na0,001 Ca0,006

Si3,532Al0,464

Al1,285FeIII0,006MnII0,005 Mg0,003Ti0,005Li1,584

O10(OH)2

150

BAB TIGABELAS

MINERAL LIAT TANAH

JAMALAM LUMBANRAJA

Aluminum hidroksi interlayer Kation dengan molekul air pada mika terlapuk Kalium dalam interleyer

Gambar 13.2 Diagram yang menggambarkan pelapukan mika dengan mempertukarkan K (Lumbanraja, 1991) Reaksi pelapukan mika menjadi 2:1 Di dalam tanah beberapa mineral berada dalam keseimbangan atau Steady State yang dapat digambarkan oleh reaksi di bawah ini. 2,7K(Si3Al)Al2O10(OH)2 + 1,8Si(OH)4 +1,05Ca2++0,6H+ ----> Muskovit 3Ca0,35(Si3,3Al0,7)Al2O10(OH)2 + 2,7K++3,6H2O Ca-vermikulit (K)2,7 Keq = --------------------------------------- [(H+)0,6(Si(OH)4)1,8(Ca2+)1,05] Persamaan ini dapat digambarkan di dalam satu ruang 3 dimensi (Y = log [K+] + pH, X = log (H4SiO4o), dan Z = log [Ca2+] + 2pH) (Gambar 13.3)

151

JAMALAM LUMBANRAJA

BAB TIGABELAS

MINERAL LIAT TANAH

Gambar 13.3 Diagram stabilitas mineral muskovit, Ca-vermikulit dan kaolinit (Hendershot, 1976). Keberadaan mika di dalam tanah Mika merupakan mineral primer dan dengan waktu mineral ini cenderung akan melapuk menjadi mineral lain, sehingga mika akan banyak ditemukan pada tanah-tanah yang belum mengalami pelapukan yang lebih lanjut seperti tanah Entisol, Inseptisol, Mollisol, Aridosol, dan Alfisol. Sedangkan mika pada tanah Ultisol dan Oksisol ditemukan dalam jumlah yang relatif sedikit dan biasanya mika yang ditemukan pada kedua orde tanah ini adalah mika dioktahedral. Pada tanah yang bahan induknya bukan berasal dari mika in situ, karena pelapukan mineral dan pencucian liat dari lapisan A ke lapisan B, maka kemungkinan akan mika ditemukan lebih banyak pada lapisan Bt. Akan tetapi apabila tanah itu terbentuk dari bahan induk residum yang didominasi mika, maka mineral mika lebih banyak ditemukan pada lapisan yang lebih dalam (lapisan C).

152

BAB TIGABELAS

MINERAL LIAT TANAH

JAMALAM LUMBANRAJA

2. VERMIKULIT Vermikulit masih relatif baru dikenal di dalam tanah yaitu setelah Kelley dkk. (1939) dan Alexander dkk. (1939) menemukan mineral liat yang sifatnya sama dengan vermikulit. Pada saat itu mereka secara terpisah belum menyebut mineral vermikulit. MacEwan (1948) yang pertama kali menlaporkan mineral vermikulit di dalam tanah, dan hingga saat ini mineral ini terkenal diketahui karena sifatnya yang memfiksasi kation K dan NH4. Mineral ini tergolong mineral sekunder yang dapat mempunyai dioktahedral dan trioktahedral (Gambar 13.4). Vermikulit dioktahedral

Vermikulit trioktahedral

Mika

20-50 μm

10-20 μm 5-10 μm 2-5 μm < 2 μm 1.0 nm 0.7 nm

0.7 nm

1.4 nm

1.0 nm 1.4 nm

Gambar 13-4. Difraktogram yang menunjukkan dioktahedral dan trioktahedral vermikulit dan hubungannya dengan mika dan besar butir tanah (Douglas, 1989). Mineral ini ditemukan mulai dari kutub sampai derah tropika basah, di gurun dan daerah-daerah yang mempunyai curah hujan yang tinggi. Banyak ditemukan pada tanag yang mengandung mineral muskovit, biotit, dan khlorit. Vermikulit ditemukan disemua orde tanah dan lebih banyak di daerah subtropis, dan vermikulit dioktahedral lebih banyak ditemukan bila dibandingkan dengan trioktahedra.

153

JAMALAM LUMBANRAJA

BAB TIGABELAS

MINERAL LIAT TANAH

Proses Pembentukan Mineral vermikulit tidak terbentuk di magma dan berdasarkan penelitian mineral ini tidak dapat terbentuk pada suhu >200oC. Semua peneliti melaporkan bahwa vermikulit merupakan hasil pelapukan mineral mika, walaupun ada beberapa yang menghipotesiskan bahwa vermikulit dapat terjadi dari hasil pelapukan feldspar. Sifat Kimia Kapasitas Tukar Kation mineral ini sangat beragam dengan rata-rata 159 cmolc kg-1. KTK dioktahedral --144 - 207 cmolc kg-1 dapat mencapai 250 cmolc kg-1 pada vermikulit yang bahan induknya muskovit. Kalau ditemukan aluminum hidroksi diantara kisi liat ---> KTK nya menurun karena netralisasi Al(OH)n(3-n)+ diantara lapisan. Mineral ini didominasi muatan permanen. Muatan yang dapat dipengaruhi perubahan pH biasanya < 10 persen. Pertukaran Kation Kation yang dapat berkoordinasi dengan molekul air pada interlayer mudah dipertukarkan seperti: Ca2+, Mg2+, Sr2+, Be2+, Na+, Li+. Kation, seperti : K+, Rb+, Cs+, dan NH4+ yang tidak dapat berkoordinasi dengan molekul air pada interlayer, sangat sulit dipertukarkan. Banyak peneliti yang membuktikan bahwa kation, seperti : K+, Rb+, Cs+, dan NH4+ dapat terfiksasi pada interlayer dan sukar dimasuki kation lain untuk empertukarkan. Terjadinya fiksasi ini akan merugikan di dalam penetapan KTK dengan menggunakan kation-kation K+, Rb+, Cs+, dan NH4+, sehingga untuk penetapan KTK tanah vermikulit metode tersebut akan under estimated. 3. SMEKTIT Kelompok mineral smektit sering disebut grup montmorillonit, tetapi grup ini mempunyai 3 jenis mineral yaitu montmorillonit, beidelit dan nontronit yang mempunyiai sifat mengembang apabila basah dan mengkerut dalam keadaan kering. Hal ini karena mineral ini mengadsorpsi kation yang energi hidrasi tinggi diantara kisinya (Gambar 13.5). Mineral smektit besamaan dengan vermikulit yang menyumbangkan KTK yang besar di dalam tanah.

154

BAB TIGABELAS

JAMALAM LUMBANRAJA

MINERAL LIAT TANAH

Beidellit Al3+ Al3+ menukar Si4+

Montmorillonite Si4+ 2.0 - 1.0 nm

Mg2+ menukar Al3+

Ca(H2O)62+

Nontronit Al3+ menukar Si4+

Fe3+

Gambar 13.5 Struktur kristal smektit yang diantara kisinya ada Ca (Jackson, 1964) Mineral ini banyak ditemukan di daerah yang mempunyai curah hujan sangat rendah (musim tanpa curah hujan 4 - 8 bulan). Kelompok mineral ini mendominasi tanah Vertisol dan Adidosol seperti: 1. Liat hitam di Huston, USA 2. Vertisol di Sudan 3. Vertisol di Australia, India, dam El Salvador 4. Smetit di California 5. Aridosol di bagian barat USA

155

BAB TIGABELAS

JAMALAM LUMBANRAJA

MINERAL LIAT TANAH

Proses Pembentukan Smektit 1. Transformasi dari mika seperti pada vermikulit 2. Transformasi dari khlorit 3. Terbentuk dari sintesa larutan tanah. Pelapukan Smektit ----> kaolinit + Fe-oksida (pH 5 berdrainase baik) Sifat Umum Tabel 13.3 1989) Sifat mineral Rumus Molekul KTK (cmolc kg-1) â&#x2C6;&#x2020;Gof (MJ mol-1)

Sifat umum mineral smektit (Barnhisels and Bertsch,

Nama mineral Montmorillonit

Beidellit

Nontronit

Si4Al1,5Mg0,5O10(OH)2

Si3,5Al0,5Al2O10(OH)2

Si3,5Al0,5Fe2O10(OH)2

135,5

135,2

117,0

-10,46

-10,4

Mineral ini umumnya dioktahedral dengan KTK 47 - 162 cmolc kg-1 Sifat interlayer Pada umumnya kation seprti Ca2+,Mg2+, dan Na+ yang bervalensi satu dan dua antara kisi lapisan liat mineral smektit mudah dipertukarkan. Pada pelapukan smektit dapat melepaskan Al3+ Muatan negatif mineral montmorillonit didominasi oleh muatan hasil substitusi sehingga cederung bermuatan tetap (permanent charge), tetapi ada juga bermuatan tidak tetap (variable charge) dengan jumlah relatif kecil yang berasal dari patahan di ujung molekul. Sifat Fisik Sifat mengembang dalam keadaan basah dan mengkerut pada keadaan kering merupakan sifat menonjol dari mineral ini. satu unit lapisan mineral ini dapat bervariasi dari 1,0 sampai 2,0 nm. Apabila

156

BAB TIGABELAS

MINERAL LIAT TANAH

JAMALAM LUMBANRAJA

tanah yang didominasi smektit tidak mengembang, kemungkinan tanah tersebut (1) bercampur dengan mika terhidrolisa, khlorit atau kaolinit, atau interlayernya didominasi kation K, Ca, Mg bukan Na atau Li. Evaluasi “mengembang” digunakan Coefficient of Linear Expandibility (COLE) yaitu koefisien yang digunakan mengevaluasi dominasi smektit di dalam tanah.

Vw KLw 3 ---- - 1 = cole = √ --------Vd KLd

dimana Vw = Volume basah; Klw = Kerapatan lindak basah Vd = Volume kering, Kld = Kerapatan lindak kering Nilai COLE pada tanah yang didominasi smektit >0,003 4. KHLORIT DAN VERMIKULIT/SMEKTIT TERLAPIS HIDROKSI A. KLORIT Khlorit adalah mineral liat tipe 2:1:1 yang biasanya ditemukan dalam bentuk trioktahedral. Mineral ini diturunkan dari bahan induk jadi bukan mineral sekunder. Khlorit terdapat pada batuan metemorf dan batuan beku Tabel 13.4 Sifat mineral khlorit (Barnhisels and Bertsch, 1989) No.

Nama

Molekul

Klinokhlor

(Mg5Al)(Si3Al)(OH)8O10

Khlorit-Vermont

(Mg3,24FeII0,99FeIII0,07Al1,44)(Si2,97Al1,03) (OH)8O10

Khlorit-Michigan

(Mg1,05FeII3,29Al1,60)(Si2,47Al1,53)(OH)8O10

Kisi lapisan antar mineral ini dapat diisi oleh polimer Al/Fe hidroksi dalam bentuk dioktahedral dan Mg/FeII hidroksi dalam bentuk trioktahedral. KTK mineral ini antara 10 - 40 cmolc kg-1 dan apabila interlayernya dikosongkan akan berKTK tinggi sampai 150 cmolc kg-1

157

JAMALAM LUMBANRAJA

BAB TIGABELAS

MINERAL LIAT TANAH

Pelapukan Pada daerah yang bercurah hujan tinggi - Khlorit --> Khlorit terhidrasi ---> vermikulit atau smektit ---> nontronit --> kaolinit Pada daerah becurah hujan rendah - Khlorit --> (Khlorit-vermikulit) ---> (Khlorit- smektit)---> smektit B. Vermikulit/smektit terlapis hidroksi (Hydroxy Interlayer Vermiculite/Smectite) Vermikulit/smektit terlapis hidroksi (Hydroxy Interlayer Vermiculite atau Hydroxy Interlayer Smectite= HIVatau HISm) juga merupakan mineral liat tipe 2:1:1 yaitu mineral vermikulit atau smektit yang diantara kisinya terdapat satu lapiss polimer aluminum hidroksi (Al(OH)x(3-x)+ Pembentukan Kemungkinan terbentuknya HIVatau HISm 1. Khlorit ----- Khlorit sekunder -----. HIV ----- Vermikulit 2. Biotit/muskovit ------ vermikulit -------HIV I Smektit ------HISm 3. Mika -- Ilit --- vermikulit ----- HIV ---- kaolinit - Mineral ini banyak ditemukan pada tanah Ultisol dan Alfisol - HIV akan melapuk menjadi mineral liat tipe 1:1 seperti kelompok kaolinit Sifat HIV/HISm KTK nya sangat rendah <10 cmolc kg-1 dengan BaCl2 < 23 cmolc kg-1 dengan NH4OAc Mineral ini dapat menfiksasi K+, NH4+, Rb+, dan Cs+

158

BAB TIGABELAS

MINERAL LIAT TANAH

JAMALAM LUMBANRAJA

5. TALK DAN PIROPILIT Kedua mineral ini adalah mineral sekunder yang terbentuk pada suhu normal (tidak tinggi) dengan tipe 2:1. Talk merupakan pembentuk batuan batu soda atau steatit yang dapat digunakan untuk insulator listrik. Mineral ini ditemukan pada tanah Oksisol di Columbia dan tanah Ultisol daan inceptisol di Brazili. Piropillit yang mempunyai KTK sangat rendah diduga merupakan sumber kaolinit (KTK nya < 1 cmolc kg-1). Kedua mineral ini kurang reaktif sehingga dapat digunakan sebagai metrik (bahan pembawa) obat-obatan, kosmetik, dan makanan. Mineral ini hampir tidak penting untuk tanaman. Tabel 13.5 Rumus molekul talk dan piropillit (Zelazny and White, 1989) Mineral

Rumus ideal

Didapat hasil penelitian

Dioktahedral Piropillit

Al2Si4O10(OH)2

Feripiropillit

Fe2Si4O10(OH)2 Trioktahedral

M+0,01Al2,01FeII0,01 Mg0,02Si3,88 Al0,02O10(OH)2 M+0,10Fe1,87Mg0,11 Al0,09Si3,80 Al0,01Fe0,16O10(OH)2

Talk

Mg3Si4O10(OH)2

M+0,02Mg2,84M3+0,03M2+0,10Si3,97 Al0,03O10(OH)2

Minesotait

Fe3Si4O10(OH)2

M+0,01Fe2,16M3+0,12M2+0,71Si3,92 Al0,08O10(OH)2

Wilemseit

Ni3Si4O10(OH)2 Mg3Si4O10(OH)2. H2O Ni3Si4O10(OH)2. H2O

M+0,04Ni2,11M3+0,10M2+0,80Si3,93 Al0,07O10(OH)2 M+0,04Mg2,98M2+0,02Si3,96Al0,04O10 (OH)2. H2O Ni2,90M+0,10Si4O10(OH)2. H2O

Kerolit Pimelit

Struktur talk hampir sama dengan piropillit, kecuali pada oktahedral komposisi Al ditempati olah Mg tanpa adanyan tempat yang kosong.

159

JAMALAM LUMBANRAJA

BAB TIGABELAS

MINERAL LIAT TANAH

Pembentukan Talk Mg3Si2O5(OH)4 + 3 CO2 -----> Mg3Si4O10(OH)2 + 3MgCO3 + 3H2O Serpertin Talk magnesit 3CaMg(CO3)2 + 4SiO2 + H2O ------> Mg3Si4O10(OH)2 + 3CaCO3 +3CO Dolomit Kuarsa Talk kalsit KAOLINIT DAN SERPERTIN Mineral ini adalah kelompok tipe liat 1 : 1 (1 lapis tetrahedral : 1 lapis oktahedral). Mineral ini berwarna putih. Tabel 13.6 Subgrup, nama dan tebal oktakedral kolompok Kaolinit- Serpertin (Dixon, 1989) Subgrup

Nama mineral

tebal oktahedral

- Subgrup Kaolinit

- Kaolinit

0,210 nm

(dioktahedral)

- Haloisit - Dikit

0,204 nm

- Nakrit -Subgrup Serpertin

- Krisotil

(Trioktahedral)

- Lizardit - Antigorit - Amesit

0,202 nm

- Kronstedtit

0,219 nm

- Bertirin - Grenalit

160

BAB TIGABELAS

JAMALAM LUMBANRAJA

MINERAL LIAT TANAH

Tabel 13-7 Struktur dan rumus molekul kolompok Kaolinit- Serpertin (Klein and Dutrow, 2002) Nama Rumus molekul Kaolinit Al2Si2O5(OH)4 Haloisit Al2Si2O5(OH)4 Al2Si2O5(OH)4. Haloisit H2O Dikit Al2Si2O5(OH)4 Nakrit Al2Si2O5(OH)4 Krisotil Mg3Si2O5(OH)4 Lizardit Mg3Si2O5(OH)4

Bentuk mineral Triklinik - lempeng - tabung

Tebal (nm) 0,716 0,741

- tabung

1,01

Monoklinik Monoklinik Monoklinik - serat Heksagonal - lempeng

0,715 0,718 0,736 0,740

Pembentukan Kaolin K 3+ o 2Al + 2 Si(OH)4 +H2O -----ď&#x192; 6 H+ + Al2Si2O5(OH)4 (H+ )6 K = ----------------------------- (Al3+)2(Si(OH)4o)2 3+ Log Al + pH = -log Si(OH)4o -1/2 log K 8

Gibsit 7

+ pH 3+

Kaolinit 5

Log Al

Silika Amorf

3 -4

-3

-2

log Si(OH)4

Gambar 13.6 Stabilitas mineral kaolinit (Kittrick, 1970)

161

JAMALAM LUMBANRAJA

BAB TIGABELAS

MINERAL LIAT TANAH

Pembentukan kaolinit dari tipe liat 2:1 dapat dipercepat dengan penanaman tumbuhan yang dapat menurunkan pH 4,2 - 5,4 dar tanah netral dan alkalin seperti pinus. Kelompok kaolinit juga dapat terbentuk dari vermikulit/smektit terlapis hidroksi (HIV/HISm) Sifat Kimia Kation dapat ditukar Permanen charge (substitusi isomorf) â&#x20AC;&#x201C; kecil Muatan ini dapat mengikat Fe(OH)x3-x+ KTK sangat rendah (kaolin Georgia 0 -1 cmolc kg-1) Anion dapat ditukar Patahan liat yang menimbulkan kelebihan muatan positif dapat berfungsi sebagai media pertukaran anion OH --- Al OH Patahan ujung (edge) mineral liat kaolinit dapat mengikat ion fosfat dengan kuat. Bahan Bacaan Allen, B.L. and B.F. Hajek. 1989. Minerals occurence in soil environments. In J.B. Dixon and S.B. Weed, Minerals in Soil Environments. 2nd Ed. SSSAJ of America Book Series Number 1. Madison, USA. P 199-278. Barnhisels, R.I. and P.M. Bertsch. 1989. Chlorites and HydroxyInterleyered Vermiculite and Smectite. In J.B. Dixon and S.B. Weed, Minerals in Soil Environments. 2nd Ed. SSSAJ of America Book Series Number 1. Madison, USA. P 729-788. Dixon, J.B. 1989. Kaoline and Serpertine Group Minerals. In J.B. Dixon and S.B. Weed, Minerals in Soil Environments. 2nd Ed. SSSAJ of America Book Series Number 1. Madison, USA. P 468-525. Douglas, L.A. 1989. Vermiculite. In J.B. Dixon and S.B. Weed, Minerals in Soil Environments. 2nd Ed. SSSAJ of America Book Series Number 1. Madison, USA. P 635-674.

162

BAB TIGABELAS

MINERAL LIAT TANAH

JAMALAM LUMBANRAJA

Fanning, D.S., V.Z. Keramidas, and M.A. El-Desoky. 1989. Micas. In J.B. Dixon and S.B. Weed, Minerals in Soil Environments. 2nd Ed. SSSAJ of America Book Series Nimber 1. Madison, USA. P 551634. Henderson, J.H., J.M. Delany, R.M. Weaver, J.K. Syers, and M.L. Jackson. 1976. Cation and silica relationships of Mica weathering to vermiculite in calcareous Harps soil. Clays Clay Miner. 24:93100. Jackson, M.L. 1964. Chemical composiition of soils. In. F.E. Bear (Ed.) Chemistry of Soils. Reinfold Publ. Corp. NY. Kittrick, J.A. 1970. Presipitation of kaolinite at 25oC and 1 ATM. Clays Clay Miner. 18:261-168. Klein, C. and B. Dutrow. 2002. Mineral Science. John Willey & Sons, Inc. Lumbanraja, J. 1991. Binary and ternary K-NH4-Ca exchange equilibria, kinetics, and spectroscopic evidence of cation-soil mineral surface interactions. Dissertation. The Graduate School, University of Kentucky. Lexington. Schulze, D.G. 1989. An Introduction to Soil Mineralogy. In J.B. Dixon and S.B. Weed, Minerals in Soil Environments. 2nd Ed. SSSAJ of America Book Series Number 1. Madison, USA. P 1-34. Zelazny, I.W. and G.N. White. 1989. The Pyrophyllite â&#x20AC;&#x201C; Talck Group. In J.B. Dixon and S.B. Weed, Minerals in Soil Environments. 2nd Ed. SSSAJ of America Book Series Number 1. Madison, USA. P 527-550.

163

BAB EMPAT BELAS MINERAL YANG BERASSOSIASI DENGAN LIAT TANAH Mineral Fosfat Kekahatan fosfat merupakan masalah kesuburan tanah yang kedua diantaran masalah unsurhara tanaman di dunia, bahkan merupakan masalah utama di beberapa daerah beriklim tropika basah yang telah mengalami pelapukan yang sangat intensif. Penelitian tentang keberadaan dan perilaku fosfat di dalam tanah telah banyak dilakukan, tetapi pengetahuan tentang mineral fosfat dalam tanah masih dirasakan kurang. Hal ini disebabkan sulitnya mendeteksi mineral fosfat di dalam tanah. Mineral fosfat merupakan mineral yang sangat sedikit kuantitasnya di dalam tanah dengan total 0,02 -0,5 % dengan rerata 0,05 %. Dari semua P di dalam tanah P organik adalah yang paling banyak, dan hanya sedikit sekali yang berbentuk P anorganik. Walaupun demikian kelarutan beberapa mineral P telah dipelajari yang pada umumnya menunjukkan kelarutan yang sangat rendah di dalam larutan tanah (Gambar 14-1). Pada umumnya struktur fosfat yang ditemukan di dalam tanah adalah dalam bentuk ortofosfat yang dapat dideteksi dengan difraksi sinar-x. Satu atom P yang dikelilingi oleh 4 atom oksigen dan membentuk tetrahedral dengan membentuk satu double bond O = P dan yang lainnya single bond. Struktur mineral demikian mengakibatkan ortofosfat sangat kuat mengikat kation dan netralisasinya. O O

P O

164

BAB EMPATBELAS

JAMALAM LUMBANRAJA

MINERAL YANG BERASSOSIASI DENGAN LIAT TANAH

Relatif proporsi unsur bumi Atom per 10 Juta atom Si

Gambar 14-1. Proporsi relatif banyak unsur dalam bumi (dari public domain Wikipendia, diunduh Feb., 2012)

Dengan struktur ini rantaian struktur mineral fosfat dapat disamakan dengan rantaian struktur mineral silika di dalam tanah. Di dalam struktur mineral fosfat dapat saja ditemukan beberapa kation, tetapi keberadaan kation itu kedudukannya ada yang berfungsi sebegai kation substitusi terhadap P dan ada yang bukan. Unsur yang berasosiasi dengan P disemua unsur di dalam table periodik (Periodic Table) dapat dilihat pada Tabel 14.1. Selain di dalam bentuk ortofosfat, mineral fosfat di dalam tanah ditemukan juga pirofosfat dan trifosfat dalam bentuk kristal dan nama dan rumus molekul mineral fosfat yang banyak terdapat di alam dapat dilihat pada Table 14.2 O O

O O

P O

O O

P O

(1)

O O

P O (2

165

O O

P O

JAMALAM LUMBANRAJA

BAB EMPATBELAS

MINERAL YANG BERASSOSIASI DENGAN LIAT TANAH

Tabel 14.1 Unsur-unsur yang berassosiasi dengan P pada 172 mineral yang pernah ditemukan (Lindsay, Vlek, and Chien, 1989) Unsur H Li Be C N O F Na Mg Al Si S Cl K Ca Mn Fe Cu Sr Zn Ba Pb U

Jumlah Mineral 154 7 10 1 5 172 11 19 14 49 1 5 2 5 49 32 51 12 5 10 5 10 25

166

BAB EMPATBELAS

MINERAL YANG BERASSOSIASI DENGAN LIAT TANAH

JAMALAM LUMBANRAJA

Table 14.2 Mineral fosfat yang ditemukan secara alami (Lindsay, Vlek, and Chien, 1989) Mineral Apatit Gorkusit Florensit Kranadallit Plumbogumarit Vivianit Wavelit

Rumus molekul Keterangan Ca2Ca3(PO4)3(OH,F) pada batuan beku + 950 g kg-1 BaAl3(PO4)2(OH)5.H2O >700 g kg-1 dalam tanah CaAl3(PO4)2(OH)6 >700 g kg-1 dalam tanah CaAl3(PO4)2(OH)5.H2O >700 g kg-1 dalam tanah PbAl3(PO4)2(OH)5.H2O >700 g kg-1 dalam tanah CFe3(PO4)2.8H2O di tanah tereduksi- gambut Al8(OH)3(PO4)2.5H2O

Tabel 14-3. Beberapa mineral yang ditemukan pada tanah akhir pemupukan sebagai residu (Lindsay, Vlek, and Chien, 1989) Nama Mineral Varisit Metavarisit NH4-Tranakit K-Tranakit Minyulit Brusit Okta-kalsi-fosfat Hidroksi-apatit Flour-apatit Stenggit Vivianit

Rumus Molekul AlPO4.2H2O Al(NH4)2H(PO4)2.4H2O AlNH4PO4 OH.2H2O Al5K3H6(PO4)8.18H2O Al2K(PO4)2(F,OH).3H2O CaH(PO4).2H2O Ca8H2(PO4)6.5H2O Ca10(PO4)6.(OH)2 Ca10(PO4)6.F2 FePO4.2H2O Fe(PO4)2.8H2O

Reaksi reaksi P dalam tanah Pengendapan ion fiosfat dalam konsentrasi tinggi dapat menyebabkan terbentuknya mineral fosfta, tetapi adsorpsi ion fosfat oleh rekasi permukaan seperti ikatan fosfat dengan Osida-hidroksida menyebabkan bekurangnya ion fosfat dari larutan tanah. Reaksi permukaan dapat berupa jerapan fisik, jerapan kimia dan pertukaran. Tetap perbedaan reaksi jerapan sangat sulit membedakannya dengan pengendapan.

167

BAB EMPATBELAS

JAMALAM LUMBANRAJA

MINERAL YANG BERASSOSIASI DENGAN LIAT TANAH

H2PO4 Al—H2PO40.5-

Al OH

Al -- OH0.5 - + H2PO4-

Al -- H2PO40.5- +H2O

Reaksi Al dari permukaan liat dengan ion fosfat dari dalam larutan tanah O

H2PO42-

Fe — O — P — O — H

Fe OH

+ 2H

Adanya ikatan kovalen (double bond) di dalam strutur fosfat mengakibatkan mineral ini sulit larut di dalam air. Walapun semua spesies ion fosfat ada di dalam air, tetapi spesies fosfat yang terdapat di dalam tanah didominasi oleh ion H2PO4- dan HPO42- pada pH tanah antara 3.0 sampai 8,0. Reaksi ion fosfat dengan kation dalam tanah dapat membentuk kompleks dan ion berpasangan. Mineral Oksida dan hiroksida Aluminum 1. Korundum (Al2O3) - mineral primer pada batuan metamorf Korundum dapat berwarna putih, biru, merah, kuning, dan hijau. Oksigen tersusun secara heksagonal dimana satu atom aluminum secra oktahedral dikelilingi oleh 6 atom oksigen. Pada susunan atom aluminium, hanya 2/3 void yang seharusnya ditempati oleh Al yang terisi dengan perkataan lain susunannya adalah dioktahedral. Walaupun korundum adalah Al2O3, tetapiditemukan juga Fe3+. Rubi mengandung sedikit khromium (Cr), sedangkan warna biru dari sapfiri ada hubungannya dengan kandungan Fe dan Ti. Warna merah dan hijau dari korundum tergantung komposisi Fe2+ dan Fe3+. Titik lebur korundum dapat dicapai dari 2000 - 2050 oC dan dapat dibuat secra sintetik dengan memenaskan gibsit, boehmit atau diaspor. 2. Gibsit (Al(OH)3) mineral sekunder yang banyak ditemukan pada tanah Oksisol dan Ultisol

168

BAB EMPATBELAS

MINERAL YANG BERASSOSIASI DENGAN LIAT TANAH

JAMALAM LUMBANRAJA

Warna gibsit bervariasi putih, ungu pucat, hijau pucat, abu-abu, dan coklat pucat. Strukturnya monoklinik. Gibsit terdiri dari dua lapis hidroksil yang diantaranya terdapat kation Al. Atom Al menempati dua dari tiga posisi kation yang bterisi diantara lapisan hidroksil. Seperti halnya korundum, di dalam gibsite juga didapat Fe. Gibsit, diaspor, dan boehmit merupakan aluminum terhidrasi yang menjadi sumber tambang bauksit. Bauksit berasal dari pelapukan mineral aluminosilika dibawah konsidi tropika basah yang sisa mineralnya adalah kaolinit dan haloisit. 3. Boehmit (AlOOH) mineral sekunder—lebih sedikit daripada gibsit. Boehmit murni berwarna putih, dan bening bila dibuat irisan tipis. Strukturnya ortorombik. Mineral oksida dan hidroksida Besi 1. Magnetit (-- ditemukan pada batuan kristalin 2. Ilmenit (Fe TiO3) -- Sering berassosiasi dengan magnetit 3. Goetit (α-FeOOH) -- mineral Fe yang paling banyak dalam tanah. Juga dapat berassosiasi dengan boehmit (AlOOH) 4. Lepidokhrosit (γ-FeOOH) -- mineral ini sedikit ditemukan di dalam tanah 5. Akaganit (β-FeOOH) jarang ditemukan di dalam tanah 6. Hematit (α-Fe2O3) -- mineral ini banyak ditemukan di dalam tanah, terutama pada tanah tropis yang menimbulkan warna merah tanah pada tanah-tanah Oksisol dan Ultisol. 7. Maghemit (γ-Fe2O3) mineral Fe yang berwarna coklat kemerahan dan ditemukan pada tanah tropika and subtropika 8. Ferihidrit (HFe5O8.4H2O)-- mineral Fe yang terdapat pada tanah hidromorfik Fe oksida hidroksida ditemukan di semua tanah-tanah Spodosol, Ultisol dan Oksisol. Sedikit dapal tanah-tanah alfisol dan Inceptisol Zeolit Zein - litos = batuan zeolit sangat jarang ditemukan di dalam tanah. 1. Analsin (NaAlSi2O6.H2O) ditemukan pada daerah yang berpH tinggi seperti di California.

169

JAMALAM LUMBANRAJA

BAB EMPATBELAS

MINERAL YANG BERASSOSIASI DENGAN LIAT TANAH

2. Klinoptilolit (Na3K3)(Al6Si30O72.24H2O)-- ditemukan di Portugal 3. Laumontit (Ca Al2Si4O12.4H2O) ditemukan pada tanag Entisol di California KTK ---> 100 - 300 cmolc kg-1 Kekuatan substitusi logam Cs>Rb>K>NH4>Ba>Sr>Na>Ca>Fe>Al>Mg>Li Fungsi Zeolit 1. Sebahgai pembenah tanah --- K & NH4 2. Pengikat logam-logam berat untuk menyaring limbah industri 3. Campuran makanan ternak 4. Penyerap unsur dan bau dari pupuk kandang 5. Campuran obat-obatan termasuk obat ternak. Karbonat 1. Kalsit (CaCO3) --- Ksp = 3,98 x 10-9 2. Mg Kalsit (CaxMg1-x(CO3) 3. Dolomit (CaMg(CO3)2 4. Aragonit (Cu CO3) 5. Siderit (Fe CO3) Sumber-Sumber Karbonat 1. Bahan induk 2. Transformasi Ca larutan + CO2 dari udara 3. Ca hasil pelapukan bahan organik dengan CO2 dari udara 4. Stalaktit Ca2+ + HCO3- + H2O ------>CaCO3 + H3O+ Bahan Bacaan Lindsay, W.L., P.L.G. Vlek, and S.H. Chien. 1989. Phosphate Minerals. In J.B. Dixon and S.B. Weed, Minerals in Soil Environments. 2nd Ed. SSSAJ of America Book Series Nimber 1. Madison, USA. P 1089-1130.

170

BAB LIMA BELAS IDENTIFIKASI BATUAN DAN MINERAL TANAH Seorang ilmuan tanah akan berkata bahwa lebih mudah mengidentifikasi burung yang sedang terbang di langit daripada mengidentifikasi mineral tanah yang ada di tangan. Pada mulanya ilmuan geologi mengidentifikasi mineral dengan menghubungkan sejarah terbentuknya batuan yaitu dengan menduga-duga kemungkinan mineral yang dikandung oleh batuan tertentu. Mereka mengidentifikasi mineral dengan melihat penampakan luar batuan. Tetapi sifat mineral tidak selalu tercermin dari penampakannya. Mineral dengan rumus molekul yang sama tidak selalu menunjukkan penampakan yang sama, dan sebaliknya mineral yang bentuk kristalnya sama dapat saja rumus molekulnya berbeda. Penamaan mineral Mineral dapat dinamai berdasarkan beberapa cara (1) warna seperti Glaukonit (Greek: Glaucos = hijau biru), (2) sifat mineral misalnya Magnetit (magnit =sifat magnit mineral), (3) komposisi mineral seperti Chromit (khrom = nama unsur kimia), (4) berdasarkan tempat pertama ditemukan seperti Muscovite (Moscow = nama kota), dan (5) nama orang penemu seperti Biotit (Biotite = nama penemu). Warna batuan dan mineral Warna batuan atau mineral yang sering dianalogikan dengan penampakan fisik merupakan sifat yang sangat penting. Telah disebut di atas Glaukonit (Greek: Glaucos = hijau biru) adalah penamaan berdasarkan warna tidak jelas karena dipengaruhi oleh kemurnian, tertutup (coated), besar butir, dan pengaruh pelapukan. Berikut ini beberapa gambar yang menunjukkan warna dan penampakan fisik batuan dan mineral yang biasa ditemukan di tanah.

171

Apatit

JAMALAM LUMBANRAJA

Apatit

Basalt (granitik)

BAB LIMABELAS

IDENTIFIKASI BATUAN DAN MINERAL TANA

Basalt (granitik)

Batu bara (metamorfik)

Batu kapur

Gabro

Batu kapur (sedimen)

Batu bara Gabro ke kanan, Penampakan warna dan fisik mineral Gambar 15-1. Kiri (metamorfik) apatit (metamorfik), basal granitik (batuan beku), batubara (metamorfik) dan gabro (batuan beku) (diadopsi Pough, 1976; Klein and Dutrow, 2008).

Batu kapur

Batu kapur (sedimen)

Batu kapur degan fossil

Gabro campur (piroksen dan feldspar albit)

Batu pasir

Batu pasir (bisa

Batu pasir merah tersementasi oksida Fe

Kristal kuarsa

batuan beku bisa Gabro campur Gambar 15-2. Kiri ke kanan, Penampakan warna dan fisik batu kapur Batu kapur sedimen lihat lokasi) (piroksen dan degan fossil dengan warna sedimen dan penampakan fisik yang agak homogen , batu feldspar albit) kapur sedimen yang berwarna campuran, batu kapur metamorfik yang bercampur dengan fosil dan batu gabro batuan beku yang bercampur piroksen dan feldspar albit (diadopsi Pough, 1976; Klein and Dutrow, 2008).

Batu pasir

Batu pasir (bisa batuan beku bisa sedimen lihat lokasi)

Batu pasir merah

Kristal kuarsa

tersementasi Gambar 15-3. Kiri ke kanan, Penampakan warna dan fisik batu pasir oksida Fe sedimen dengan warna dan penampakan fisik yang agak homogen, batu pasir yang penampakannya bisa sedimen dan bisa batuan beku dengan berwarna campuran, batu pasir yang dilapisi (cemented) oleh oksida Fe dan kristal kuarsa (diadopsi Pough, 1976; Klein and Dutrow, 2008).

172

BAB LIMABELAS

IDENTIFIKASI BATUAN DAN MINERAL TANA

Bauksit

Sienit nefelin

Konglomerat (metamorfik)

JAMALAM LUMBANRAJA

Serpertin

Gambar 15-4. Kiri Serpertinke kanan, Penampakan warna dan fisik bauksit dengan bola-bola inti bauksit dengan warna dan penampakan fisik yang agak berbelang, batu sienit nefelin yang penampakannya berbelang, batu konglomerat dengan campuran batuan dan mineraldan serpertine Riolit Slate (diadopsi Pough, 1976; Klein and Dutrow, 2008). (batuan beku) (metamorfik)

Konglomerat (metamorfik)

Slate (metamorfik)

Riolit (batuan beku)

Diabase (feldspar) Konglomerat (metamorfik)

Gneis dengan feldspar (metamorfik) Obsidian (batuan beku)

Gambar 15-5. Kiri ke kanan, Penampakan warna dan fisik slate dari batuan metamorfik dengan warna keputihan, Riolit dari kelompok batuan beku yang penampakannya berbelah, batu konglomerat metamorfik dengan campuran batuan dan mineral, dan obsidian dari kelompok Obsidian Pough, 1976; Klein and Dutrow, 2008). Konglomerat beku (diadopsi batuan (batuan beku) (metamorfik)

Diabase (feldspar)

Gneis dengan feldspar (metamorfik)

Sienit (K-feldpar campur kuarsa)

Porfiri (feldspar)

Gambar Kiri(feldspar) ke kanan, Penampakan warna dan fisik diapase Sienit (K-feldpar 15-6. Porfiri campur kuarsa) yang mengandung feldspaf berwarna hitan merata, batu gneis dengan campuran mineral feldspar dari kelompok batuan metamorfik, batu sienit dengan campuran K-feldspar dan kuarsa, dan porfiri yang juga mengandung feldspar yang berwarna belaqng (diadopsi Pough, 1976; Klein and Dutrow, 2008).

173

JAMALAM LUMBANRAJA

BAB LIMABELAS

IDENTIFIKASI BATUAN DAN MINERAL TANA skist (mika metamorfik) Muskovit dalam albit

Mika biotit

Fillit (mika metamorfik)

skist (mika metamorfik)

Muskovit dalam albit Gambar 15-7. Kiri ke kanan, Penampakan warna dan fisik mika biotit dengan lapisan yang mudah dibelah dan mengkilap, skist ynag mengandung mika dari kelompok batuan metamorfik, muskovit dengan campuran albit, dan fillit yang juga mika metamorfik (diadopsi Pough, (mika 1976; Klein and Dutrow, Fillit 2008). Marbel dolomitik metamorfik)

Pirofillit Klorit

Pirofillit

Marbel dolomitik (rekristalisasi)

Marbel dolomitik

Klorit Gambar 15-8. Kiri ke kanan, Penampakan warna dan fisik pirofillit dengan kristal yang teratur dan mengkilap, batu marbel dolomit batuan sedimen yang penampakannya homogen, klorit yang mengkilap, dan marbel deolomit yang terkristalisasi (diadopsi Pough, 1976; Klein and Dutrow, 2008). Marbel dolomitik (rekristalisasi)

174

BAB LIMABELAS

IDENTIFIKASI BATUAN DAN MINERAL TANA

JAMALAM LUMBANRAJA

Kekerasan mineral Kekerasan mineral merupakan ketahanan satu mineral terhadap goresan yang secara langsung berhubungan dengan kekuatan relatif ikatan atom midi dalam mineral tersebut. Skala kekerasan ditentukan oleh uji Mohs dan Knoop (Tabel 15-1). Kelemahan uji Mohs dan Knoop apabila mineral mengalami pelapukan yang berbeda seperti kapur tulis, batu kapur, dan kapur pertanian. Tabel 15-1. Skala kekerasan mineral berdasarkan Mohs vs. Knoop (Pough, 1976). No. 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10

Nama mineral Talk Gipsum Kalsit Fluorit Apatit Feldspar glass Kuarsa Topas Korundum Intan

Skala Sangat kecil 30 135 163 430 560 820 1340 2100 7000

Berat jenis mineral (dencity) Berat jenis mineral berhubungan langsung dengan komposisi mineral dan biasanya konsisten dengan komposisi batuan dan mineral (Tabel 15-2).

175

JAMALAM LUMBANRAJA

BAB LIMABELAS

IDENTIFIKASI BATUAN DAN MINERAL TANA

Tabel 15-2. Pebandingan berat jenis (density) beberapa benda di alam. No. 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 16 17 18 19 20 21

Nama Udara Kayu biasa Premium Oli Es Air Gula Hsalit Kuarsa Hampir semua mineral Aluminum Pirit, hematit, magnetit Galena Besi Tembaga Timbal (Pb) Air raksa (Hg) Uranium Emas Platina Iridium

g/cm3 0,001 0,1 0,7 0,9 0,92 1,00 1,59 2,18 2,65 2,6-3,0 2,7 5,0 7,5 7,9 9 11,4 13,6 19 19,3 21,4 22,4

Sifat mengkilap Batuan dan mineral dapat dibedakan dengan logam dan bukan logam. Pada umumnya sifat batuan dan mineral yang sngat penting juga dapat dibedakan dengan mengkilap dan tidak mengkilap, sifat memantulkan, menyerap, dan mempolarisasi cahaya, serta sifat seperti kaca. Sifat mudah dibelah Kecenderungan satu mineral untuk mudah dibelah dengan lapisan yang rata berhubungan dengan susunan atom dan bentuk kristal mineral dan secara langsung berhubungan dengan struktur dan bentuk muka kristal yang berbelah. Tidak semua bentuk dan struktur mineral mudah dibelah.

176

BAB LIMABELAS

IDENTIFIKASI BATUAN DAN MINERAL TANA

JAMALAM LUMBANRAJA

Letak geologis Pada indentifikasi batuan atau mineral harus memperhatikan dimana contoh batuan atau mineral ditemukan. Mineral kuarsa, feldspar dan pirit bisa ditemukan di segala tempat. Mineral kalsit dan dolomit ditemukan di sedimen. Mineral Olivin pada batuan beku dan mineral garnet dan kianit pada paqtuan metamorfik. Identifikasi secara molekuler Dengan perkembangan alat-alat analisis, dewasa ini banyak instrumen yang dapat digunakan untuk menidentifikasi mineral tanah antara lain: 1. metode difraksi sinar-x (X-Ray Diffraction) 2. metode analisa termografimeter (Thermographymetric Analysis) 3. metode spektrofotometer inframerah (Infrared Spectrophotometer) 4. metode mikroskop petrografik (Petrographic microscop techniques) 5. metode mikroskop elektron (Electron microscop techniques) 6. metode pengamatan visual Untuk menetapkan komposisi mineral tanah secara tepat dibutuhkan beberapa kombinasi metode. Dengan demikian, dalam mata ajaran ini akan dibahas 4 macam identifikasi mineral yaitu metode difraksi sinar-x (X-Ray Diffraction), analisa termografimeter (Thermographymetric Analysis), metode spektrofotometer inframerah (Infrared Spectrophotometer), dan pengamatan visual 1. Metode difraksi sinar -x Struktur kristal mineral dicirikan oleh susunan atom yang sistematik dan periodik dari atom-atom di dalam struktur dalam tiga dimensi. Struktur mineral merupakan susunan atom di dalam ruang sehingga ada batasan-batasan di dalam struktur mineral tersebut. Seperti yang telah diuraikan di atas bahwa untuk mengidentifikasi mineral secara kuantitaif biasanya diperlukan beberapa alat atau metode yang saling mendukun. Salah satu diantaranya yang paling berfungsi adalah metode difraksi sinar-x. Hadding (1923) dan Rinne (1924) adalah ilmuan pertama yang menggunakan metode sinar-x untuk mempelajari mineral; Hedrik dan Fry (1930) dan Kelly dkk. (1931) adalah yang pertama mengiterpretasi bahwa berdasarkan penelitian sinar-x, liat tanah merupakan minerala kristalin yang mempunyai pola difraksi tertentu. Setelah itu penggunaan sinar-x untuk mempelajari sifat struktur liat lebih pesat. Dengan memperbaiki metode sinar-x, belakangan ini lebih dimungkinkan untuk mempelajari genesa tanah lebih teliti.

177

JAMALAM LUMBANRAJA

BAB LIMABELAS

IDENTIFIKASI BATUAN DAN MINERAL TANA

a. Prinsip difraksi sinar-x Sinar-x (X-ray) adalah radiasi elektromagnetik bergelombang pendek (0,0001 -- 10 nm). Suatu atom bila disinari dengan sinar-x akan mengahmburkan sinar itu sesuai dengan sifat atom atau ion itu sendiri. Pengahmburan sinar tersebut dirumuskan oleh Bragg yang disebut dengan hukum Bragg.

nλ = 2 d sinΘ

dimana n = orde dari difraksi λ = panjang gelombang yang menembus kristal d = tebal lapisan yang disinari Θ = sudut sinar yang dihamburkan atau dipantulkan. Sinar masuk

Sinar terdifraksi

Θ A Θ B Θ

D Θ

Lembaran atomik

Gambar 15-9. Sketsa sinar yang menembus kristal. b. Jesnis contoh Contoh tanah untuk pengamatan sinar-x harus dipisahkan dari komponen yang menghambat tembunya sinar-x ke dalam molekul kristal mineral yaitu bahan organik dioksidasi dengan peroksida, dan zat-zat penyemen seperti oksida-hidroksida Fe, Al, dan Mn dierduksi dan diektraksi dengan natrium dithionit-natrium tartarat. setelah itu pemisahan fraksi pasir dari fraksi liat seperti pemisahan tekstur. Untuk mengidentifikasi mineral tanah berdasarkan fraksinya ada dua jenis contoh tanah yaitu fraksi kasar (pasir dan debu > 2 µ) dan fraksi liat (<2 µ). Contoh tanah untuk pengamatan fraksi kasar dapat dimasukkan langsung keatas glass contoh dan diamati langsung di dalam alat sinar-x. Tetapi contoh liat (<2 µ) harus diperlakukan dengan menjenuhi contoh dengan Mg dan contoh terpisah dijenuhi dengan K. Liat yang sudah

178

BAB LIMABELAS

IDENTIFIKASI BATUAN DAN MINERAL TANA

JAMALAM LUMBANRAJA

dijenuhi dengan Mg kemudian diperlakukan dengan gliserol untuk mengetahui mineral yang bersifat mengembang (seperti vermikulit dan smektit), dan liat yang dijenuhi dengan K diberi perlakuan suhu untuk mengetahui mineral yang terhempit (seperti vermiculit dan HIV/HISm) (Tabel 15.1) Tabel 15-3. Kriteria untuk mengidentifikasi mineral liat sinar X dan diagonosis ketebalan lapisan (d) No

Nama

ketebalan d (nm)

keterangan

Smektit

1,73-1,80

Dijenuhi Mg+Gly

vermikulit

1,40-1,50

dijenuhi Mg

Khlorit

1,40-1,50

Ilit

1,00-1,03 atau 0,50

Kaolinit

0,715-0,725 atau 0,238

Haloisit.2H2O

0,720-0,724

Haloisit.4H2O

1,100-1,080

Halisit tabung

0,720-0,760

Atapulgit

1,02--1,05

179

Dijenuhi Mg + Gly

JAMALAM LUMBANRAJA

BAB LIMABELAS

IDENTIFIKASI BATUAN DAN MINERAL TANA

B. Kriteria untuk membedakan Smektit (S), vermikulit (V) dan Khlorit (K)

1,4-1,5 nm Jenuh Mg (S,V,K) +Gly 1,731,80 nm (S)

1,0 nm (v-Al)

1,4-1,5 nm (V,K) +K 1,0-1,4 nm (S)

300oC

1,4 nm (K) 1,0 nm (V=Al)

<1,4 nm (S)

1,4 nm (K)

C. Membedakan kaolinit (k) atau haloisit 2H2O (h)dengan Khlorit (K) 100 g tanah liat (kering) + 150 mg KOAc biarkan di dalam dessikator 70% KU, sinar-x 1,4 nm (k dan h) Cuci dengan 10 N NH4NO3, Sinar-x 1,16 nm (k,h) cuci dengan air Sinar-x 0,7 (k) dan1,0 (h)

180

BAB LIMABELAS

IDENTIFIKASI BATUAN DAN MINERAL TANA

JAMALAM LUMBANRAJA

Tabel 15-4. Tebal lapisan mineral berdsarakan sinar-x Tebal d (nm) 1,77 1,70 1,42 1,10 1,02 1,00 0,92 0,91 0,885 0,840-0,848 0,725-0,735 0,72 0,70-0,72 0,63-0,645 0,50 0,47-0,49 0,483 0,46-0,47 0,46 0,445-0,460 0,442 0,434 0,429 0,421 0,415 0,405 0,366

Nama Mineral Smektit Smektit khlorit, vermikulit Haloisit Attapulgit ilit, mika Talk Pirofillit Smektit Amfibol haloisit - kehilangan molekul air kaolinit, metahaloisit khlorit, vermikulit Feldspar Muskovit Khlorit Gibsit Talk Vermikulit smektit, vermikulit, muscovit, ilit, kaolinit Metahaloisit Gibsit Gypsum Kuarsa Goetit Kristobalit Haloisit

181

keretangan glyserol glyserol glyserol

glyserol

JAMALAM LUMBANRAJA

BAB LIMABELAS

IDENTIFIKASI BATUAN DAN MINERAL TANA

Tabel 15-4. Tebal lapisan mineral berdsarakan sinar-x (lanjutan) Tebal d (nm) 0,353-0,358 0,354 0,352-0,358 0,350-0,355 0,335 0,333 0,321-0,328 0,312-3,323 0,31-0,325 0,315 0,303 0,288 0,287 0,277-0,283 0,273 0,269-0,273 0,269 0,252 0,251 0,246 0,243 0,228 0,219 0,192 0,187 0,181 0,180 0,169 0,144

Nama Mineral kaolinit, metahaloisit Smektit Khlorit Vermikulit Kuarsa muskovit, ilit K-feldspar Plagioklas Hornblend Gypsum Kalsit Dolomite Gypsum Apatit Hornblend Apatit Hematite Olivine Hematite Olivine Goetit Kalsit Dolimit gipsum, kalsit Kalsit Kuarsa Dolomite Hematite Hornblend

182

Keretangan glyserol

BAB LIMABELAS

IDENTIFIKASI BATUAN DAN MINERAL TANA

JAMALAM LUMBANRAJA

In te n s ity (c(cps) ps) Intensitas 1.7

1.4 1.0 0.7 2 M g -E G

M g -R T

15 20 eg re es Θ2 2 Θ Ddegree

Gambar 15-10. Contoh X-Ray difraktogram liat yang dijenuhi Mg pada temperatur ruang (Mg-RT) dan liat Mg yang diberi gliserol (MgEG) dan terlihat puncak 1.7 nm pada Mg-EG dan terlihat kaolinite (0,72 nm), mika (1,0) dan smektit (1,4-1,7 nm) 2. Analisis termografimetri Analisis mineral dengan menggunakan termografimetri (Differential thermal analysis -- DTA) yaitu dengan pemenasan contoh mineral yang berkesinambungan dan kecepatan konstan (biasanya sekitar 10 ºC/min) sampai dengan lebih dari 1000 ºC dengan terus-menerus mencatat perbedaan suhu dalam molekul contoh ∆T. Realsi endotermik (menyerap panas) atau eksotermik (melepaskan panas) dapat terjadi pada perubahan suhu. Sesuai dengan tipe mineral dapat dikarakterisasi berdasarkan tapak yang digambarkan pada Gambar 15-10.

183

BAB LIMABELAS

JAMALAM LUMBANRAJA

IDENTIFIKASI BATUAN DAN MINERAL TANA

+∆T Reaksi eksotermik

-∆T Reaksi endotermik

1000oC

0oC

Gaambar 15-11. Contoh grafik tapak termograf yang menunjukkan reaksi endotermik dan eksotermik.

Kuarsa

∆T

Skala 500

10 11

Temperature (100 ºC)

Gambar 15-12. Contoh perubahan kuarsa dari α ke β terbentuk pada 573 ºC dan puncak (peak) terlihat.

184

BAB LIMABELAS

IDENTIFIKASI BATUAN DAN MINERAL TANA

JAMALAM LUMBANRAJA

3. Inframerah spektra Sulfat (gipsum) Liat (nontronit) Silikat (olivin)

Reflektan

Panjang Gelombang, mikron)

Gambar 15-13. Contoh spectra untuk gipsum, liat dan olivin (Milliken, 2012 Google open source) 4. Mikroskop electron

Gambar 15-14. Contoh mikrografik elektron dari kaolinit (Van Olphen, 1963)

185

JAMALAM LUMBANRAJA

BAB LIMABELAS

IDENTIFIKASI BATUAN DAN MINERAL TANA

Bahan Bacaan Allen, B.L. and B.F. Hajek. 1989. Mineral Occurance in Soil Environments. In J.B. Dixon and S.B. Weed, Minerals in Soil Envir0nments. 2nd Ed. SSSA Madison, WI. USA., 199-278. Blatt, H., R.J. Tracy, and B.E. Owens. 2006. Peterology: Igneous, Sedimentary, and Metamorphic. 3rd Ed. W.H. Freeman and Co. NY. Deer, W.A, R.A. Howie, and J. Zussman. 1983. 14th Impression. An Introduction to the Rock Forming Minerals. Commonweath Printing Press. Ltd. Hongkong. Lindsay, W.L., P.L.G. Vlek, and S.H. Chien. 1989. Phosphate Minerals. In J.B. Dixon and S.B. Weed, Minerals in Soil Environments. 2nd Ed. SSSAJ of America Book Series Nimber 1. Madison, USA. P 1089-1130. Pough, F.H. 1976. A field guide to rocks and minerals. 4th Edition. Houghton Mifflin Co. Boston. USA Van Olphen, H. 1963. Clay colloid chemistry for clay technologist, geologist, and soil scientists. Interscience Publisher. John Willey & Sons, NY.

186

LAMPIRAN

187

SATUAN, SIMBOL, DAN FAKTOR KORREKSI Panjang

sentimeter (cm)

1 km = 10 hektometer (hm) = 102 dekameter (dam) = 103 meter (m) = 104 desimeter (dm) = 105 sentimeter (cm) = 106 milimeter (mm) = 0,62136 mil = 1093,6 yard = 3280,8 kaki 3,28083 kaki = 1,0936 yard = 39,37 inci = 100 cm = 1010 A 1 cm = 10-2 m atau o,o1 m

millimeter (mm)

1 mm = 10-3 m = 0,0394 inci

mikrometer (Îźm)

1 Îźm = 10-6 m = 10-3 mm = 104 A

nanometer (nm)

yard (non metrik)

1 nm = 10-9 m = 10-7 cm = 10 A 1 A = 10-8 cm = 10-4 Îźm = 10-1 nm atau 0,1 nm 1 inci = 2,54 cm = 25,4 mm 1 kaki = 0, 3048 m = 3,048 dm = 30,48 cm = 12 inci 1 yard = 3 kaki = 0,9144 m

Mil (non metrik)

1 mil = 1,6093 km = 1609,3 m

rod (non metrik)

1 rod = 5,5 yard

fathom (non metrik) mil nautikal (non metrik) leagu (non metrik)

1 fathom = 6 kaki

kilometer (km) (satuan metrik)

meter (m)

angtrom (A) inci (non metrik) kaki (non metrik)

1 mil nautikal = 1000 fathom 1 leagu = 3 mil nautikal

Luas kilometer kuadrat (satuan metrik)

1 km2 = 102 hm2 = 104 dam2 = 106 meter (m) = 108 dm2 = 1010 cm2 = 1012 mm2

kaki kuadrat yard kuadrat

1 kaki2 =144 inci2 1 yard2 = 32 kaki2

188

Isi meter kubik (satuan metrik)

1 m3 = 103 dm3 = 103 liter (l) = 106 cm3 = 109 mm3

Kaki kubik

1 kaki3 = 1728 inci3

yard kubik

1 yard3 = 33 kaki3

kiloliter

1 kl = 10 hl (hektoliter) = 102 dal (dekaliter) = 103 l (liter) = 104 dl (desiliter)= 105 cl (sentiliter)= 106 ml (milliliter)

hogshead

1 hogshead = 2 barel = 63 galon = 252 kuart = 504 pint = 2016 gil

Berat ton

1 ton = 10 kuintal = 103 kg (kilogram) = 104 hg (hektogram) = 105 dag (dekagram)= 106 g (gram)= 107 dg (desigram) = 108 cg (sentigram) = 109 mg (milligram)

pon

1 pon =12 ons = 96 dram = 288 skrupel = 5760 grain

189

BIODATA PENULIS Prof. Dr. Ir. Jamalam Lumbanraja, M.Sc diangkat menjadi Guru Besar Ilmu Tanah (Kimia Tanah), Fakultas Pertanian, Universitas Lampung sejak 1 Augustus 2004. Dia menjadi dosen di Jurusan Ilmu Tanah sejak tahun 1981. Mata kuliah yang diasuh antara lain: Geologi (S1), Mineralogi Tanah (S1), Kimia Tanah (S1), Hubungan Air, Tanah dan Tanaman (S1), Kesuburan Tanah dan Pemupukan (S1), Survei Tanah dan Evaluasi Lahan (S1), Analisis Tanah dan Tanaman (S1), Dasar-dasar Ilmu Tanah (S1), Produksi Pertanian Tropika (S2), Agrarian Diagnosis (S2), Manajemen Lahan Berkelanjutan (S2), Manajemen proyek (S2). Dia dilahirkan di Nainggolan (Kabupaten Samosir) pada tanggal 18 Maret 1953 dan menyelesaikan Sekolah Dasar (SD) sampai Sekolah Menengah Pertama (SMP) di Nainggolan serta Sekolah Menengah Atas (SMA) di Medan. Pada tahun 1974, dia diterima sebagai mahasiswa di Universitas Lampung dan lulus sebagai Sarjana Muda pada tahun 1976. Dia mendapat beasiswa dalam Program Afiliasi Universitas Lampung dengan Institut Pertanian Bogor tahun 1977 dan lulus Sarjana (Ir.) pada tahun 1980. Setelah diterima menjadi dosen di Universitas Lampung, dia mendapatkan beasiswa dari USAID untuk melanjutkan studi S2 di Department of Agronomy (Soil Science Division), University of Kentucky, Amerika Serikat, dan mendapatkan gelar Master of Science (M.Sc.) pada tahun 1988. Lulus S2, dia langsung melanjutkan program S3 di Jurusan yang sama dan menyelesaikan program Doctor of Phylosophy (Ph.D) pada tahun 1991. Sekembalinya dari tugas belajar, Jamalam Lumbanraja melanjutkan kegiatan Tri Darma Perguruan Tinggi yaitu pendidikan, penelitian, dan pengabdian masyarakat. Dalam penelitian, dia telah melaksanakan beberapa topik antara lain: (1) Agro-ecological Survey, Indonesia,

190

Kerjasama penelitian antara Direktorat Pendidikan Tinggi, Indonesia dan Japan Society for Promotion of Science (JSPS) Japan. 1980-1983, sebagai anggota peneliti, (2) Ecological impact of pest management in Indonesia, Kerjasama penelitian antara Direktorat Pendidikan Tinggi Indonesia dan Japan Society for Promotion of Science (JSPS) Japan. 1983-1985, sebagai anggota peneliti, (3) Perilaku pertukaran kation pada koloid dan larutan tanah, bekerjasama dengan â&#x20AC;&#x153;Advisorâ&#x20AC;? di University of Kentucky mulai 1985 sampai dengan 2002, (4) Pengaruh gas rumah kaca terhadap iklim global (emisi methan): Studi kasus di Propinsi Lampung, Kerjasama penelitian antara Nagoya University dan Universitas Lampung, 1991-1995, sebagai anggota peneliti, (5) Perilaku dan keberadaan fosfat dalam tanah, sebagai ketua peneliti, (6) Penemuan teknologi untuk produksi pertanian berkelanjutan di tanah merah dan masam: Studi kasus di Asia Tenggara, Kerjasama penelitian antara beberapa universitas di Japan dan Universitas Lampung, 1995-2000, sebagai Koordinator peneliti dari Tim Indonesia, (7) Penilaian kesuburan tanah untuk rehabilitasi tanah untuk produksi biolog yang berkelanjutan di Asia Tenggara, Kerjasama penelitian antara beberapa universitas di Japan dan Universitas Lampung, 2000-2003, sebagai Koordinator peneliti dari Tim Indonesia, (8) Penyusunan Pola Pengendalian Kebakaran Partisipatif Melalui Pengembangan Desa Braja Yekti di Kawasan Penyangga Taman Nasioal Way Kambas, dan Pencegahan Kebakaran Lahan dan Hutan di Desa Dayun Riau, Kerjasama antara Universitas Lampung dengan Japan International Corporation Agency, 2005-2009, sebagai koordinator pelaksana penelitian, (9) Pengembangan Metode Pengelolaan Hama Terpadu Dengan Memanfaatkan Musuh Alami Dan Teknik Budidaya Tanaman Untuk Mengendalikan Hama Kutu Daun (Aphis sp.) pada Tanaman Kedelai , Hibah Strategis Unila pada tahun 2009-2010, sebagai anggota peneliti, (10) Pengembangan Pupuk Organonitrofos, Hibah Bersaing Dirjen DIKTI 2011-2013, sebagai anggota penelti, (11) Potensi dan Pendayagunaan Entomopathogen Fungi dan Predator Lokal untuk Mengendalikan Hama Kutu Daun (Aphis sp.) pada Tanaman Kedelai, Hibah Unggulan Unila tahun 20122014, sebagai anggota peneliti. Dari hasil penelitian, dia telah menulis puluhan artikel ilmiah dan menginseminasikannya dalam forum ilmiah di tingkat nasional maupun internasional. Selain itu, dia juga telah mempublikasikan hasil penelitiannya di beberapa Jurnal Ilmiah nasional maupun internasional.

191