ISSN 1411 – 0067 Jurnal Ilmu-Ilmu Pertanian Indonesia. Volume 9, No. 2, 2007, Hlm. 139 - 147 139

PEWATAKAN KIMIAWI TANAH-TANAH YANG BERKEMBANGDI ATAS BATUAN KARBONAT JALUR BARON – WONOSARI

CHARACTERISTICS OF SOIL CHEMISTRY DEVELOPED ONCARBONATE ROCK OF BARON – WONOSARI TRANSECT

Djoko Mulyanto Jurusan Ilmu Tanah Fakultas Petanian UPN “Veteran” Yogyakarta

JL. SWK 104 (Lingkar Utara) Condongcatur Yogyakarta, 55283.djkmulyanto@yahoo.co.id

ABSTRACT

Soils developed on carbonate rock of Baron – Wonosari transect have both chemical character and soil colordifference. Red soils developed on karst topography and bioclastic limestone, whereas black soils on bioclasticlimestone and marl. Most of red soils have pH, exchangeable Ca, sum of cations, cation exchange capacity, basesaturation, totally Ca and Mn which much lower in comparison with black soils. Totally Al and crystalline Feconcentration of red soils are higher than on black soils, but totally Fe concentration of both soils are similar.Soils on karst topography have a unique character that is concentration of Mn on table top and slope muchhigher than on doline and also of cation exchange capacity and pH, but concentration of totally Fe and Al lowerthan on doline. Crystallinity of iron oxides on karst topography area restricted by organic carbon, but organiccarbon have a role on increasing cation exchange capacity.

Key words : carbonate rock, karst topography, red soils, black soils, crystallinity, oxides

ABSTRAK

Tanah-tanah yang berkembang di atas batuan karbonat Jalur Baron – Wonosari mempunyai keragaman sifatkimia dan warna. Tanah-tanah merah berkembang baik di kawasan batugamping dengan topografi karst maupunbioklastis, sedangkan tanah-tanah hitam berkembang di atas batugamping bioklastis maupun napal. Hampirsemua tanah-tanah merah memiliki pH, Ca tertukar, jumlah kation, kemampuan pertukaran kation, kejenuhanbasa, Ca dan Mn total yang lebih rendah dibandingkan dengan tanah-tanah hitam. Konsentrasi Al total dan Fekristalin tanah-tanah merah lebih tinggi dibanding tanah-tanah hitam, walaupun konsentrasi Fe total keduanyarelatif sama. Tanah-tanah di kawasan topografi karst mempunyai sifat yang unik yaitu konsentrasi Mn padabagian puncak dan lereng jauh lebih tinggi dibandingkan dolin demikian pula nilai kapasitas pertukaran kationdan pH yang lebih tinggi, tetapi konsentrasi Fe dan Al total lebih rendah dibandingkan dolin. Kristalinitasoksida-oksida besi di kawasan topografi karst dihambat oleh bahan organik namun demikian bahan organik jugaberperan dalam meningkatkan kemampuan pertukaran kation.

Kata kunci : batuan karbonat, topografi karst, tanah-tanah merah, tanah-tanah hitam, kristalinitas, oksida-oksida.

PENDAHULUAN

Tanah-tanah dari bahan karbonat mempunyaidua kenampakan yang dapat dibedakan dari tanah-tanah yang terbentuk dari bahan induk lain yakni: a). sebagian besar batuan dasar hilang dalam

larutan, tanah yang terbentuk lebih merupakanresidu, b). karena wilayah karst mempunyai sistemdrainase dalam (interior), tanah yang terbentukterdrainase dengan baik dan proses pencuciandapat terjadi lebih efisien daripada lingkungankebanyakan tanah (White, 1988). Wooding and

Mulyanto D JIPI 140

Robinson (1951) menduga bahwa pencucian danpenghilangan basa-basa merupakan proses yangpenting dalam perkembangan tanah-tanah merahdi atas batugamping. Pengembalian kalsium padaprofil tanah melalui evaporasi dan gangguanpencucian oleh lambatnya permeabilitas gampinglunak merupakan faktor-faktor utama yangmencegah perkembangan dan kematangan tanah(Tarzi and Paeth, 1974). Banyak studi menyatakansecara tidak langsung atau berpostulasi bahwa bilatanah berkembang dari bahan gampingan,karbonat harus dihilangkan lebih dulu untukmobilisasi lempung (Levin et al., 1989).

Wooding and Robinson (1951) mengatakanbahwa tanah yang berasal dari bahan gampingandapat mengarah ke berbagai tipe. Kondisilingkungan pelapukan yang dapatmempertahankan status kejenuhan basa tetaptinggi, memungkinkan pembentukan tanahberwarna keabuan dengan kompleks pelapukanrelatif kaya silika serta tipe warna hitam darihumus. Kondisi lingkungan yang sebaliknya, yaitubila mengalami desaturasi dan desilikasi lewatpencucian, akan terbentuk tanah-tanah denganwarna merah – coklat yang mengandungseskuioksida bebas. Tipe pertama terjadi padabatugamping lunak sedangkan yang kedua terjadipada batugamping keras, seperti yang disampaikanoleh Jenny, 1941; 1980; Tarzi and Paeth, 1974.

Pelapukan kimia pada batugamping biladicermati terjadi pelarutan yang menyeluruh(congruent dissolution) dibandingkan denganpelapukan pada aluminosilikat yang bersifat tidakmenyeluruh (incongruent dissolution)(Birkeland, 1984). Gamping akan larut danmenghasilkan ion kalsium dan bikarbonat yangkeduanya larut dalam air sehingga peka terhadappelindian, sedangkan aluminosilikat menghasilkankation-kation larut air dan mineral lempung yangtidak larut. Reaksi tersebut dapat dilukiskansebagai berikut :(i).CaCO3+CO2+H2O<=======>Ca2++ 2 HCO3

-

(ii). Aluminosilikat + H2O + H2CO3 ⇒ minerallempung + kation-kation

+ OH- + HCO3-+ H4SiO4

Dari reaksi tersebut terlihat bahwa tanahyang terbentuk dari bahan gampingan sangat

dipengaruhi oleh jumlah pengotornya. Joffe (1949)berpendapat bahwa tanah yang terbentuk daribatugamping sangat tergantung kepada komposisipengotornya. Bila tanah yang terbentuk berasaldari batugamping tentunya dibutuhkan bahandengan volume yang sangat besar. Hal tersebutsangat berbeda dengan bahan yang berasal darimineral silikat karena sumbangan unsur Si dan Alsebagai kerangka tanah sangat melimpah.

Topografi menentukan pergerakan air secaracacak melalui bahan pelapukan dan berperandalam mengontrol pergerakan air tanah. Jenny(1941) jauh sebelumnya mengatakan bahwapergerakan air ke bawah merupakan salah satufaktor utama dalam transformasi bahan indukmenjadi tanah. Sifat tanah bervariasi baik ke arahcacak maupun lateral, dan variasi tersebutmengikuti perubahan secara sistematis menurutposisi bentanglahan (landscape ) dan faktorpembentuk tanahnya (Wilding and Drees, 1983).Salah satu faktor lingkungan yang mempengaruhisifat-sifat tanah adalah posisi dalam bentang lahan.Posisi tersebut mempunyai peran penting dalammenentukan agihan tanah-tanah pada suatubentanglahan sehingga setiap perubahan dalamproses geomorfik akan mempengaruhi prosespedogenik (Gerard, 1981; Ovalles and Collins,1986).

Warna tanah dapat menggambarkan tahapanproses genesis yang sedang berlangsung. Warnamerah dapat menunjukkan lingkungan pelapukanyang lebih intensif dan oksidatif. Hal tersebut dapatdijelaskan melalui deret mobilitas ion yangdikemukakan oleh Hudson (1995) dengan urutanyang menurun yakni Cl- > SO4-2 > Na+ > Ca +2 >Mg+2 > K+ > SiO4 > Fe2O3 > Al2O3. Prosespelindian yang semakin intensif menyebabkanterlindinya basa-basa dan Si hasil pelapukan sertameningkatnya konsentrasi besi dan aluminiumsecara relatif. Peningkatan konsentrasi besi dalamsuasana bertata udara bagus menyebabkanterbentuknya persenyawaan besi dalam bentukferri yang menimbulkan warna kuning – merahpada tanah. Lingkungan pelapukan yangberpelindian lemah menyebabkan terhambatnyalaju penyingkiran basa-basa khususnya Mg dansilika. Kondisi ini menyebabkan pH lingkungan

Pewatakan kimiawi tanah-tanah yang berkembang JIPI 141

cukup tinggi, yang sangat kondusif terbentuknyalempung montmorillonit dan vertisol yangberwarna hitam/ kelam. Tanah-tanah seperti inibiasanya terbentuk pada daerah yang datar danberbentuk basin atau berkemiringan < 5%(Wilding et al., 1983). Berdasarkan mekanismepembentukan tanah dengan gejala kewarnaannyasecara logika telah terjadi proses alih tempat yangbersifat pengayaan ataupun pemiskinan konstituen-konstituen tertentu. Proses tersebut akanberdampak pada sifat-sifat tanah yang terbentukkhususnya sifat-sifat kimianya.

METODE PENELITIAN

BahanContoh tanah yang dianalisis berasal dari

lapisan-lapisan tanah terpilih dalam satu profil.Profil pewakil dari dua sekuen perbukitan dikawasan karst yang berketinggian ± 60 m dpl.(sekuen CDM 1) dan ± 200 m dpl. (sekuen CDM5). Sekuen CDM 1 terdiri atas CDM 1(dolin, α =0–3%); CDM 1B (tepi dolin, α = 5 – 8%); CDM

1T (lereng perbukitan, α = 30 – 45%) dan CDM1A (puncak perbukitan, α = 0 – 5%). SekuenCDM 5 terdiri tiga profil yakni CDM 5 (dolin, α= 5 – 8%); CDM 5T (lereng perbukitan, α = 30 –45%), dan CDM 5A (bagian atas, α = 5 – 8%).Tanah-tanah di kawasan karst dirajai oleh tanah-tanah merah dengan hue 5 YR atau lebih merah(Mulyanto et al., 2006). Contoh profil tanah ADM1dan BDM 1 secara berturut-turut mewakiligolongan tanah-tanah merah dan hitam dilingkungan batugamping bioklastis, sedangkanBDM 6 dan BDM 7 merupakan golongan tanah-tanah hitam di napal. Keempat profil tersebutdengan ketinggian ± 150 m dpl.

Metode1. Analisis sifat fisik tanah : tekstur dengan

Metode Pemipetan.2. Analisis kimia tanah : pH H2O dan pH KCl

(1:2.5) – Metode Potensiometrik, C-organik,KPK dan kation tertukarkan (Ca, Mg, K,dan Na) dengan ekstraksi NH4Oac. pH 7(Blakemore et al., 1987).

Gambar 1. Diagram blok hidrogeologi Gunungsewu (disederhanakan)(Kusumayudha, 2000), dan perkiraan posisi contoh profil tanah

Mulyanto D JIPI 142

3. Pelarutan selektif : Ada tiga metode ekstraksidalam pelarutan selektif yang dilaksanakan :1). 0.1 M natrium pirofosfat, 2). 0.2 Mammonium oksalat pH 3.0 Metode Tamm,1922 (Blakemore et al., 1987), 3). Na-ditionitsitrat pH 7.3 (Mehra and Jackson, 1960).Ekstraksi pirofosfat untuk mengekstrak Feyang berikatan dengan C-organik. Ekstraksioksalat dimaksudkan untuk mengekstrakoksida-oksida besi non kristalin (poorlycrystalline). Ekstraksi ditionit dimaksudkanuntuk mengekstrak oksida-oksida besi kristalinditambah fraksi yang terekstrak oleh ekstraksioksalat (McKeague and Day, 1966). Analisispelarutan selektif dalam penelitian ini dilakukanterhadap bagian contoh tanah (sub sampel)secara terpisah dari contoh yang sama,masing-masing contoh diekstrak denganlarutan pirofosfat, oksalat dan ditionit.Kombinasi dari berbagai cara yang dapat

memperkirakan perbedaan bentuk-bentuk Fe danMn.1). Fep digambarkan oleh McKeague (1967)

dalam Blakemore et al. (1987) sebagai Feyang berikatan dengan bahan organik.

2). Dalam mendapatkan asumsi-asumsi tersebut,poorly ordered Fe sama dengan (Feo – Fep).Penggunaan nisbah Feo/Fed telah digunakanbeberapa peneliti sebagai petunjuk proporsirelatif bentuk-bentuk Fe amorf terhadapkristalin (McKeague and Day, 1966) dan umurrelatif tanah (Ogunsola et al., 1989; Aniku etal., 1990).

3). Schwertmann et al. (1977) menggambarkanbahwa perbedaan Fed – Feo secara muradberkorelasi dengan jumlah gutit yangditetapkan dengan XRD atau DTA,sedangkan Sutanto (1988) mengatakansebagai besi kristalin.

HASIL DAN PEMBAHASAN

Variasi sifat tanah pada berbagai timbulan dilingkungan topograsi karst

Sekuen Baron CDM 1 memperlihatkanvariasi konsentrasi beberapa sifat kimia tanah diberbagai timbulan (Tabel 1). Kation Ca++ tertukar

paling tinggi terdapat di lereng bukit (CDM 1T)yang secara relatif hampir sama pada posisipuncak (CDM 1A) kemudian menurun di bagiankaki (CDM 1B) dan bagian dolin (CDM 1).Perbedaan agihan ion kalsium tersebut sejalandengan jeluk tanah. Jeluk tanah yang semakindangkal semakin dekat dengan sumber batuanyang secara menerus diduga menyuplai unsurtersebut ke dalam tanah. Kadar Ca tertukar yangrendah di bagian dolin dibandingkan bagian atasdisebabkan oleh pelindian kation tersebut yanglebih efektif dibandingkan pada bagian atas,sedangkan di lereng perbukitan mengalamihambatan pergerakan ion kalsium denganterbentuknya mull yakni persenyawaan Ca-humusyang cukup kuat dan berwarna kelam yangterakumulasi di bagian atas/ lereng perbukitan(Duchaufour, 1982). Hal tersebut sejalan dengannilai koefisien korelasi (r) antara Ca total dan Catertukar dengan C-organik yang secara berturut-turut : 0.59** dan 0.80**. Kondisi ini akanmemberikan dampak terhadap kenaikan pH tanahdan warna menjadi gelap di bagian atas dan lerengperbukitan.

Ion kalsium merajai kation-kation tertukarkanyang ditunjukkan oleh nilai r = 0.99** antara iontersebut dengan jumlah kation tertukarkan ± 20cmol kg-1. Konsentrasi Ca++ daerah penelitian jauhlebih tinggi dibandingkan hasil penelitianNizeyimana dan Bicki (1992) yang menunjukkankadar Ca++ pada beberapa contoh tanah diRwanda, ± 5 cmol kg-1. Kadar Mg tertukar tanahpada berbagai posisi timbulan adalah sebagaiberikut : CDM 1 > CDM T > CDM1B > CDMA.Kondisi ini dapat dijelaskan sebagai berikut :mobilitas ion Mg cukup tinggi sehingga terjadiakumulasi di bagian dolin khususnya pada lapisanbawah. Konsentrasi K+ relatif sama antara kakidan bawah serta lebih rendah dibandingkan bagianatas dan lereng perbukitan.

Hal ini dapat disebabkan oleh KPK yang jauhlebih tinggi di bagian atas dan lereng ataupun olehpenjerapan kisi-kisi lempung terutama di bagiankaki dan dolin. Konsentrasi Na tertukar tertinggidi bagian puncak kemudian di bagian lereng, bagiankaki dan bagian bawah (CDM1B > CDMA >CDMT > CDM1) .

Pewatakan kimiawi tanah-tanah yang berkembang JIPI 143

Tabel 1. Hasil analisis sifat kimia contoh tanah terpilih Jalur Baron – Wonosari

Mulyanto D JIPI 144

Tabel 2.Hasil analisis spesifik Fe dan Mn contoh tanah terpilih Jalur Baron – Wonosari

Sifat ion Na di alam sangat mobil, terjadiakumulasi ion tersebut di bagian kaki bukit. KadarNa tertukar yang rendah di bagian paling bawah

(CDM1) karena telah banyak yang hilang terlindibaik secara lateral maupun cacak, hal tersebutdapat dilihat dengan semakin tingginya konsentrasi

Pewatakan kimiawi tanah-tanah yang berkembang JIPI 145

ion tersebut di bagian bawah profil. Status Natertukar nampaknya sejalan dengan nilai KPK.Jumlah kation tertukar pada CDMT > CDMA >CDM 1B > CDM 1, sama dengan tingkatkonsentrasi Ca tertukar pada posisi timbulan yangsama.. Nilai KPK tertinggi pada CDMA ≈CDMT > CDM 1B > CDM 1, diduga dipengaruhioleh konsentrasi bahan organik/ humus yangditunjukkan oleh nilai koefisien korelasi, r denganC-organik = 0.72**. Kandungan unsur-unsur to-tal pada setiap timbulan bervariasi. Kadar Ca to-tal paling merajai di bagian lereng kemudian bagianpuncak, kaki dan profil dolin. Variasi tersebutsangat dipengaruhi oleh kedekatan batugampingyang membawahinya, hubungan kadar Ca totaldengan kadar CaCO3 tanah ditunjukkan oleh nilair yang cukup tinggi yakni 0.79**.

Kandungan Fe total mengikuti pola CDM 1> CDM 1B > CDMA > CDMT yangmenunjukkan bahwa bagian dolin mempunyai nilaitertinggi (Tabel 2). Pola tersebut nampaknyamengikuti tingkat perkembangan tanah. Tingkatperkembangan tanah yang semakin tinggi diikutioleh peningkatan konsentrasi oksida besi secararelatif. Kandungan Al total pada berbagai timbulanberpola sama dengan Fe total. Mobilitas keduaunsur tersebut di alam sangat rendah (Hudson,1995). Sifat mobilitas Al yang lebih rendahdaripada Fe, maka semakin tinggi tingkatperkembangan tanah akan diikuti pembentukanoksida-oksida aluminium. Kemiripan sifat mobilitaskedua unsur tersebut ditunjukkan oleh nilaikoefisien korelasi yang sangat tinggi yakni denganr = 0.90**. Konsentrasi Mn total tertinggi di bagianpuncak yang secara relatif sama dengan di bagianlereng kemudian menurun pada bagian kaki bukitserta dolin. Akumulasi unsur Mn di bagian puncakdan lereng perbukitan bolehjadi terkait denganbahan organik sebagaimana yang disampaikanoleh McDaniel and Buol (1991) bahwa Mn banyakterakumulasi pada horison Ap yang mempunyaikadar bahan organik relatif tinggi. Mn totalterhadap C-organik mempunyai nilai r = 0.725**.Nilai pH yang lebih tinggi di bagian puncak danlereng dapat menyebabkan pengendapan unsurtersebut sehingga menurunkan mobilitasnya yangditunjukkan oleh nilai r = 0.64**. Mobilitas Mn

terhadap Fe (nisbah Mn-d/Fe-d) pada berbagaitimbulan menunjukkan pola yang sama yakniCDM 1 > CDM 1B > CDMA > CDMT. Urutantersebut nampaknya berlawanan dengan hasilpenelitian McDaniel and Buol (1991) pada suatulandsekap tanah-tanah masam (Ultisols) berbahaninduk gneis (pH tanah 4.4 – 6) yang menunjukkanbahwa nisbah Mn-d/ Fe-d tertinggi di bagianbawah, hal tersebut diduga oleh sifat Mn yangmempunyai mobilitas lebih tinggi di lingkungantanah-tanah masam. Kandungan besi amorf palingmerajai di bagian puncak yang secara relatif samadengan di bagian lereng, kemudian bagian kaki dandolin. Variasi tersebut sangat boleh jadi berkaitandengan kadar C organik yang ditunjukkan oleh nilair = 0.71**. Hal tersebut nampaknya sesuai dengankonsentrasi Fe-k yang berpola berlawanan yaitutertinggi di bagian bawah/ dolin. Kedua hal tersebutmenunjukkan bahwa bahan organik dapatmenghambat kristalinitas oksida-oksida besi bebasdengan, r antara C-organik terhadap Fe-k = -0.79**. Bahan organik juga berperan dalammenghambat tingkat pemerahan tanah di kawasantopografi karst yang ditunjukkan oleh nilai r antaratingkat pemerahan tanah (RR – TD) dengan c-organik = - 0.73**, yang dapat dilihat dari nilaiRR T-D bagian perbukitan = 3.05 – 8.17 yangbagian dolin 21.79 – 46.21 (Mulyanto et al., 2006).Secara umum fenomena sifat-sifat kimia tanahpada sekuen CDM 5 mirip dengan sekuen CDM1.

Perbedaan sifat kimia tanah di lingkungantanah-tanah merah dan hitam

Perbedaan secara umum sifat-sifat kimiapada tanah-tanah merah dan tanah-tanah hitamadalah sebagai berikut : tanah-tanah merahmempunyai konsentrasi Ca tertukar, jumlah kationtertukar, Ca total dan CaCO3 lebih rendah. Halini terkait dengan intensitas pelindian dan prosesdekalsifikasi yang lebih intensif. Nilai kemampuanpenukaran kation (KPK) pada tanah-tanah hitamjauh lebih tinggi ± dua kali lipat di banding tanah-tanah merah. Perbedaan yang mencolok tersebutdisebabkan oleh tipe lempung yang sangat berbeda.Hal tersebut dapat dilihat dari nilai koefisienkorelasi, r antara C-organik dengan KPK tanah

Mulyanto D JIPI 146

secara keseluruhan yang menunjukkan nilai yangrendah, yakni = 0.33. Pada tanah-tanah hitamdirajai oleh smektit (monmorillonit) sedangkantanah-tanah merah oleh lempung kaolin. Haltersebut ditunjukkan oleh hasil analisis XRD fraksilempung (Mulyanto, 2006). Perbedaan konsentrasiFe dan Mn total juga terjadi pada kedua macamtanah. Unsur besi relatif lebih banyak terdapatpada tanah-tanah merah sedangkan Mn merajaitanah-tanah hitam. Hal ini sangat terkait denganmobilitas kedua unsur tersebut. Pada tanah-tanahmerah telah terjadi peningkatan oksida-oksida besisecara relatif dibandingkan tanah-tanah hitam.Mobilitas unsur Mn secara umum lebih tinggidaripada besi terutama dalam bentuk Mn++, namundi lingkungan bahan karbonatan yang mempunyaipermeabilitas kecil menurunkan laju penyingkiranbasa-basa yang mengakibatkan nilai pH tetapterjaga tinggi. Nilai pH yang tinggi menyebabkanmobilitas Mn sangat rendah. Perbedaankonsentrasi besi total pada kedua macam tanahrelatif sama, namun perannya dalam menimbulkanwarna merah sangat terbatasi oleh kehadiran Mndengan konsentrasi yang tinggi di lingkungan tanah-tanah hitam. Konsentrasi Al total pada tanah-tanahmerah jauh lebih tinggi disebabkan olehterakumulasinya unsur tersebut secara relatif yangsejalan dengan tingkat perkembangan tanah-tanahmerah yang lebih tinggi. Konsentrasi Fe dan Mnkristalin nampaknya mengikuti pola Fe dan Mntotal, demikian pula Mn amorf yaitu Fe lebihdominan pada tanah-tanah merah sedangkan Mnpada tanah-tanah hitam. Kadar bahan organiktanah-tanah hitam dan merah secara umum relatifsama.

KESIMPULAN

Kation tertukar tanah yang paling merajai dilingkungan batuan karbonat, adalah Ca sehinggakompleks pertukaran tanah dijenuhi oleh kationtersebut. Tanah-tanah merah mempunyai nilaiKPK, pH, Ca dan jumlah kation tertukar, Ca total,CaCO3 , dan kejenuhan basa lebih rendahdibandingkan dengan golongan tanah-tanah hitam.Kadar Al total tanah-tanah merah lebih tinggi, Ferelatif sama walaupun tingkat kristalinitasnya Fe

jauh lebih tinggi dibandingkan golongan tanah-tanah hitam. Tingginya nilai KPK tanah-tanahhitam tidak disebabkan oleh bahan organik, namundiduga oleh jenis lempung smektit.

Fenomena sifat-sifat tanah di lingkungantopografi karst adalah sebagai berikut : KPK, Catotal dan tertukar, jumlah kation tertukar, kejenuhanbasa, pH, Mn total, dan C-organik di bagianperbukitan (puncak dan lereng) lebih tinggidibanding dolin, namun kadar Fe total dan Al totallebih rendah. C-organik dapat berperan dalammeningkatkan KPK dan menghambat kristalisasioksida-oksida besi. Ada hubungan yang sangatmurad secara positif antara pH dengan kejenuhanbasa.

DAFTAR PUSTAKA

Aniku, J.R.F., and Michael J. Singer. 1990.Pedogenic Iron Oxide Trends in a MarineChronosequence. Soil Sci.Soc.Am.J. 54:147-152

Birkeland, and W. Peter. 1984. Soil andGeomorphology. Oxford University Press,New York, Oxford.

Blakemore, L.C., P.L. Searle, and B.K. Daly. 1987.Methods for Chemical Analysis of Soils. NZSoils Bureu Lower Hutt, New Zealand

Duchaufour, P. 1982. Pedology. Pedogenesis andClassification. George Allen & Unwin.Boston, Sydney

Gerard, L. 1981. Soil and Landforms. GeorgeAllen & Unwin Ltd., London

Hudson, B.D. 1995. Reassesment of Polinov’s IonMobility Series. Soil Sci.Soc.Am.J. 59:1101-1103.

Jenny, H. 1941. Factors of Soil Formation. ASystem of Quantitative Pedology. Mc GrawHill Book Company, Inc., New York andLondon

Jenny, H. 1980. The Soil Resource. Origin andBehavior. Springer – Verlag, New York,Heidelberg, Berlin

Joffe, J.S. 1949. The A B C of Soils. PedologyPublication. Somerset Press, Inc., Somerville,N.J

Kalpage, F.S.C.P. 1974. Tropical Soils.Classification, Fertility and Management. TheMacmillan Company of India Limited.

Kusumayudha, S.B. 2000. Kuantifikasi SistemHidrogeologi dan Potensi Airtanah DaerahGunungsewu, Pegunungan Selatan, DIY(Didekati dengan Analisis Geometri Fraktal).Disertasi Doktor ITB.

Levine, S.J., D.M. Hendricks, and J.F. Schreiber,Jr.1989. Effect of Bedrock Porosity on SoilsFormed from Dolomitic Limestone Residiuumand Eolian Deposition. Soil Sci.Soc.Am.J.53:856-862.

McDaniel, P.A., and S.W. Buol. 1991. ManganeseDistribution in Acid Soils of the NorthCarolina Piedmont. Soil Sci.Soc.Am.J.55:152-158.

McKeague, J., and J.H. Day. 1966. Dithionite andOxalate Extractable Fe and Al as Aids inDifferentiating Various Classes ofSoils.Can.J.Soil Sci.46:13- 22.

Mehra, O.D., and Jackson, M.L. 1960. Iron OxideRemoval from Soils and Clays by a DithioniteCitrate System Buffered with SodiumBicarbonate. Clays and Clay Miner. 7:317-327.

Mulyanto, D., T. Notohadikusumo, dan B.H.Sunarminto. 2006. Hubungan TingkatPemerahan Tanah dengan Komponen-Komponen Pembentuknya. J. Habitat. 17(3) : 235-245

Mulyanto, D. 2006. Genesis dan KeragamanWarna Tanah di Atas Batuan Karbonat JalurBaron – Wonosari. Disertasi Doktor SekolahPascasarjana UGM.

Nizeyimana, E., and Thomas J. Bicki. 1992. Soiland Soil Landscape Relationships in the NorthCentral Region of Rwanda, East-CentralAfrica. Soil Sci.153(3) : 225-236.

Ogunsola, O.A., J.A. Omueti, O. Olade, and E.J.Udo. 1989. Free Oxide Status andDistribution in Soils Overlying LimestoneAreas in Nigeria. Soil Sci. 147(4) :245-251.

Ovalles, F.A. and M.E. Collins. 1986. Soil-Landscape Relationships and Soil Variabilityin North Central Florida. Soil Sci.Soc.Am.J.50:401-408.

Paton, T.R. 1978. The Formation of Soil Material.George Allen & Unwin, London, Boston,Sydney,

Schwertmann, U., Reginald and M. Taylor. 1977.Iron Oxides. In : Dixon, D.B., and S.B.Weed (Eds.) Minerals in Soil Environments.Soil Science Society of America, Madison,Wisconsin USA

Sutanto, R. 1988. Mineralogy, Charge Propertiesand Classification of Soils on VolcanicMaterials and Limestone in Central Java(Indonesia). Dissertation of State Universityof Ghent, Belgium.

Tarzi, J.G. and R.C. Paeth. 1974. Genesis ofMediteranean Red and a White Rendzina Soilfrom Lebanon. Soil Sci. 120(4) : 273-277

White, W.B. 1988. Geomorphology and Hidrologyof Karst Terrains. Oxford University Press.New York

Wilding, L.P., and L.R. Drees. 1983. SpatialVariability and Pedology. P: 83 – 116. In LPWilding (ed.). Pedogenesis and SoilTaxonomy: Concepts and Interactions. Vol.1 Elsevier Sci. Publ., New York.

Wilding, L.P. N.E. Smeck, and G.F. Hall. 1983.Pedogenesis and Soil Taxonomy. I. Conceptsand Interactions. Elsevier, Amsterdam,Oxford, New York

Wooding, G., Robinson. 1951. Soils. Their Origin,Constituation and Classification. AnIntroduction to Pedology. The WoodbridgePress, L.T.D. Oslow Street, Guildford

Pewatakan kimiawi tanah-tanah yang berkembang JIPI 147