Tanah Bermuatan Variabel: Sifat Kimia, Mineralogi Dan Manajemennya.

PAPER zyxwvutsrqponmlkjihgfedcbaZYXWVUTSRQPO

TANAH BERMUATAN VARIABEL:
SIFAT KIMIA, MINERALOGI DAN
MANAJEMENNYA zyxwvutsrqponmlkjihgfedcbaZYXWVUTSRQP

Ol e h:

Dr. Rina Devnita, Ir., M .S., M .Sc

zyxwvutsrqponmlkjihgfedcbaZYXWV

NIP 19631222 198903 2 001
NIDN 0022126309

FAKULTAS PERTANIAN
UNIVERSITAS PADJADJARAN
2010

LEMBAR PENGESAHAN

PAPER

TANAH BERMUATAN VARIABEL:
SIFAT KIMIA, MINERALOGI DAN
MANAJEMENNYA zyxwvutsrqponmlkjihgfedcbaZYXWVUTSRQPON

Oleh;
Dr. Rina Devnita, Ir., M.S., M.Sc.
NIP. 19631222 198903 2 001
NIDN. 0022196309

FAKULTAS PERTANIAN
UNIVERSITAS PADJADJARAN

Bandung, Maret 2010
Mengetahui:
Ketua Jurusan Ilmu Tanah dan
Sumberdaya Lahan
Fakultas Pertanian
Universitas Padjadjaran

NIP. 19570311 198601 1001

Penulis

Dr. Rina Devnita, Ir., M.S., M.Sc.
NIR 19631222 198903 2 001

KATA PENGANTAR zyxwvutsrqponmlkjihgfedcbaZYXWVUTSRQPONMLK

Fuji syukur Penulis panjatkan ke hadirat Allah swt atas rahmat, karunia
dan izin NYA, Penulis dapat menyelesaikan paper berjudul "Tanah Bermuatan
VariabekSifat Kimia, Mineralogi dan Manajemennya". Tulisan pada paper ini
bermaksud untuk mengatasi kekurangan tulisan dan informasi terkait dengan
tanah bermuatan variabel, yang sesungguhnya merupakan tanah pada sebagian
besar lokasi di hidonesia.
Penulis berharap tulisan pada makalah ini dapat bermanfaat untuk
menambah dan memperkaya informasi mengenai tanah bermuatan variabel terkait
dengan sifat kimia, mineralogi dan manajemeimya.

Bandung, Maret 2010
Penulis,
Rina Devnita

DAFTARISI

Hal
L

PENDAHULUANzyxwvutsrqponmlkjihgfedcbaZYXWVUTSRQPONMLKJIHGFEDCBA

1

n.

MINERALOGI TANAH BERMUATAN VARIABEL

2

m

A.

Mineralogi secara Umum

2

B.

Tanah Terlapuk Sangat Lanj ut

3

C.

Tanah Abu Gunungapi

5

KARAKTERISTIK KIMIA TANAH BERMUATAN VARIABEL

A.

B.

C.

D.

Karakteristik Kimia secara Umum
9
a. Sifat Kimia Fase Basah
10
b. Sifat Kimia Fase Padat
10
Partikel Tanah dan Muatan PermukaannyazyxwvutsrqponmlkjihgfedcbaZYXWVUTSRQPONMLKJIHGF
'.
11
a. Sorben Bermuatan Gand^
11

b. . Sorben Bermuatan Variabel
14
Jerapan
17
a. Ion Potensial yang Menentukan : Padatan atau Cair Persaingan dan
Sifat Jerapannya
17
b. Ko-adsorpsi
19
c.
Ko-adsorpsi dan Kompetisi Ion Elektrolit pada Tapak Permukaaan
21
Reaksi Kimia pada Padatan : Permukaan pada Tanah Bermuatan Variabel...
23
a.

Penyelidikan Struktur Lapis Ganda ListrikzyxwvutsrqponmlkjihgfedcbaZYXWVUTSRQPONMLKJIH
(Electrical Double Layer) ..
23

b.

Model Hubungan pada Tanah Bermuatan Variabel

25

i.

Sorben tunggal

26

ii.

Sistem yang didominasi oleh oksida logam

28

iii.
iv.

Sistem Sorben Ganda
Pengaruh Tnteraksi Partikel terhadap Muatan Permukaan dan
Adsorpsi
Muatan Efektif Permukaan dalam Sistem Sorben Campuran

29

v.
rv

9

32
38

MANAJEMEN TANAH BERMUATAN VARIABEL

43

A.

44

B

DEGRADASI KIMIA TANAH BERMUATAN VARIABEL

MANAJE>4EN TANAH BERMUATAN VARIABEL
a. Manajemen pH Tanah
b. Manajemen Bahan Organik Tanah
c. Penambahan Fosfat, Silikat dan Liat Bennuatan Permanen ke Tanah
Bermuatan Vanabel
DAFTAR PUSTAKA

45
45
47
48
52

I zyxwvutsrqponmlkjihgfedcbaZYX

I. PENDAHULUAN

Tanah yang banyak mengandung permukaan amfoter dan bersifat reaktif pada
Oxisol, Ultisol, Alfisol, Spodosol dan Andisol merupakan tanah bermuatan variabel
(Theng, 1980). Tanah tersebut cukup banyak terdapat muka bumi, dan merupakan
tanah yang melapuk sangat lanjut atau tanah berkembang dari abu gimungapi.
Tanah bermuatan variabel mempunyai karakter morfologi, mineralogi, kimia,
fisika, biologi dan genetik yang beragam dengan rentang yang lebar. Akan tetapi,
terdapat kesamaan sifat umum yakni besar dan tanda muatan permukaannya
tergantung pada pH, komposisi ionik dan konsentrasi ionik (Sumner, 1995).
Muatan variabel dapat berasal dari bahan organik dengan gugus reaktif
karboksil, fenolik atau amino, serta bahan inorganik dengan gugus reaktif hidroksil.
Muatan variabel dihasilkan dari adsorpsi atau desorpsi ion yang terdapat pada fase
padat seperti

dan ion-ion yang bukan fase padat.

Tanah bermuatan variabel mempunyai sistem muatan yang heterogen.
Interaksi koloid tanah dengan muatan permukaan yang berlawanan tandanya sangat
menarik, terutama sifat fisika dan kimia tanahnya. Tanah ini mempunyai tantangan
tersendiri jika dibandingkan dengan tanah bermuatan permanen di daerah subtropis.
Berbagai penelitian dilakukan untuk menjelaskan perbedaan sifat tanah
bermuatan variabel dengan bemiuatan permanen.

Ahli ilmu tanah terkemuka seperti

Uehara, Mattson, Schofield, van Olphen, Sumner, Thomas, Gillman, Wada, dan
Barrow telah memberikan kontribusi untuk memperoleh pengertian yang lebih baik
mengenai tanah bermuatan variabel yang sangat menarik ini.

1

n. Mineralogi Tanah Bermuatan Variabel
A. Mineralogi secara Umum zyxwvutsrqponmlkjihgfedcbaZYXWVUTSRQPONMLKJIHGFEDCBA

Mineral tanah bermuatan variabel terdiri dari kaolinit, oksida Fe dan Al,
gibsit, hidroksi interlayer vermikulit, muskovit, smektit, aiofan, imogolit, ferihidrit
dan opalin silika. Mineral pada fraksi pasir antara lain kuarsa, feldspar, ortoklas,
plagioklas, mika, piroksin, amfibol, dan gelas volkan. Mineral tersebut merupakan
mineral utama pada Oksisol, Ultisol, Alfisol, Spodosol dan Andisol. Fraksi liat tanah
lapisan bawah juga didominasi oleh mineral kaolinit, gibsit, goethit, hematit, aiofan,
imogolit dan ferihidrit (Uehara dan Gillman, 1981). Meskipun demikian, kandungan
dan proporsi mineral, tekstur dan pennukaan spesifik tanah-tanah tersebut berbedabeda, sehingga terdapat variasi perbedaan sifat yang cukup signifikan.
Tanah bermuatan variabel mempunyai salah satu karakteristik mineral
berikut:
1.

Sejumlah besar kaolinit dan oksida Fe dan Al yang kurang reaktif
terutama hematit dan gibsit (contoh khas Oksisol di Australia)

2.

Sejumlah besar kaolinit dan oksida Fe dan Al yang sangat reaktif
terutama hematit dan gibsit (contoh khas Ultisol di Amerika Serikat
bagian selatan dan Afrika Selatan)

3.

Sejumlah besar mineral amorf yang sangat aktif seperti aiofan,
imogolit dan ferihidrit (contoh khas Andisol)

2

4.zyxwvutsrqponmlkjihgfedcbaZYXWVUTSRQPONMLKJIHGFEDCBA
Hampir seluruhnya didominasi oleh kaolinit dan sedikit oksida Fe

(contoh khas Ultisol Amerika Serikat bagian selatan, Brazil dan
Oksisol di Hawaii).
5.

Hampir seluruhnya didominasi oleh oksida Fe dan AJ yang tidak
terlalu reaktif, dan adakalanya oksida Ni (contoh khas Oksisol di
Kaledonia Barn dan Jamaika)

Karakteristik mineral tanah yang terlapuk sangat lanjut di daerah tropis

lembab (terutama Oksisol dan Ultisol) dan tanah abu volkan (terutama Andisol) akan zyxwvutsrqp
*

dijelaskan pada pembahasan selanjutnya.

B. Tanah Terlapuk Sangat Lanjut

Mineralogi fraksi pasir, debu dan liat tanah terlapuk sangat lanjut dicirikan
oleh keberadaan mineral primer dan sekunder yang secara termodinamis sangat stabil.
Kebanyakan horison oksik dan argilik mempunyai mineral dominan yang dapat
mencapai 90 % dari total tanah. Di antaranya adalah mineral silikat tipe 1 : 1 grup
kaolinit; oksida Fe, Al, dan Ti; dan beberapa mineral yang sangat tahan pelapukan
seperti kuarsa, muskovit dan adakalanya hidroksi inter-layer vermikulit. Keberadaan
muskovit pada tanah yang berasal dari batuan induk yang mengandung mika memberi
kesan bahwa muskovit tahan terhadap pelapukan (Herbillon, 1980).
Meskipun daftar mineral utama kelihatannya tidak banyak, akan tetapi
keragamannya cukup lebar.

Hal ini dapat disebabkan baik oleh variasi proporsi

mineral ataupun karakteristik yang berbeda pada mineral yang sama. Mineral yang

3

dominan kebanyakan adalah kaohnit.

Sementara pada mineral oksida, oksida Fe

berupa goethit dan hematit adalah mineral yang paling utama.
Kristal kaolinit pada tanah terlapuk sangat lanjut berbeda jika dibandingkan
dengan kaolinit yang berasal deposit geologi yaitu berukuran jauh lebih kecil namun

mempunyai area permukaan reaktif yang lebih besar (TabelzyxwvutsrqponmlkjihgfedcbaZYXWVUTSR
2). Kristal kaolinit pada
tanah terlapuk sangat lanjut juga mempunyai kandungan struktur Fe yang lebih
tinggi, seperti ditemukan pada Oxisol dari Brazil Selatan yang mempunyai hampir
2% kaolinit kaya Fe. Masuknya Fe dalam kristal kaolinit pada daerah tropis lembab

mempengaruhl perkembangan kristal dan reaktivitas permukaannya (Mestdaghzyxwvutsrqponmlkjihgfe
et al.,
1980).
Meskipun sudah cukup lama diketahui, namun baru disadari bahwa substitusi
Al dalam oksida Fe merupakan hal yang sangat lazim dan tingkat substitusinya sangat
tinggi.

Substitusi Al terhadap Fe biasanya menghasilkan derajat kristalisasi yang

lebih rendah, ukuran partikel yang lebih kecil, dan peningkatan areal permukaan
reaktif yang cukup signifikan (Anand dan Gilkes, 1987).
Aktivitas Al yang larut

dalam kristal goethit yang sedang berkembang

merupakan faktor yang penting dalam menentukan tingkat substitusi Al pada goethit,
yang dipengaruhi oleh pH serta konsentrasi Si. Tingkat kematangan tanah, posisi
pada lansekap dan horison sangat penting untuk menentukan pengaruh substitusi Al
pada oksida Fe (Fitzpatrick and Schwertmann, 1982). Pada profil laterit yang dalam
di Kamerun ditemukan bahwa substitusi Al terhadap Fe pada goethit meningkat
menurut urutan : Fe nodul (10 - 15 mol %) < matriks liat berwama merah (15 - 20
mol %) < matriks liat berwarna kuning (20 - 25 mol %). (Catalan : substitusi Al

4

terhadap Fe dalam goethit digambarkan dalam satuan substitusi mol %). Substitusi zyxwvutsrqp
yang rendah ( 0 - 1 0 mol %) ditemukan pada lingkungan yang hidromorf, sementara

substitusi yang tinggi (>33 mol %) terjadi jika berasosiasi dengan gibsit. Substitusi
Al terhadap Fe pada goethit yang mencapai 28 % ditemukan pada Xanthic Ferralsol

di Kongo (BaertzyxwvutsrqponmlkjihgfedcbaZYXWVUTSRQPONMLKJIHGFEDCBA
et al, 1999).
Di antara mineral silikat tipe 2:1 seperti mika, vermikulit dan smektit pada
tanah terlapuk sangat lanjut yang memiliki horison argilik, mika dioktahedral.
(muskovit) merupakan mineral yang paling banyak ditemukan.

Mineral liat

campuran dan smektitjuga lazim pada tanah ini. Akan tetapi vermikulit relatif jarang
ditemukan dan biasanya hanya terdapat pada tanah yang belum telalu melapuk di
daerah tropis basah (Juo, 1980).

C. Tanah Abu Gunungapi

Tanah abu gunungapi mengalami perubahan yang bertahap, hasil pelapukan
mineral primer yang terdapat pada deposit abu gunungapi. Ada dua kecenderungan
perkembangan abu gunungapi tersebut, yang dibedakan sebagai berikut:
1.

Abu gunungapi
1:1+ Fe bebas

2.

filosilikat

tipe 2:1 + Fe bebas-*- filisilikat tipe

Al bebas + Fe

Abu gunungapi
material yang kaya Al + Fe bebas —> filiosilikat
tipe 1:1 + Fe bebas
Al bebas + Fe

Kecenderungan pertama membutTjhkan bahan induk yang kaya kation basa
dan pelepasan produk pelapukan yang lambat. Kecenderungan kedua membutuhkan
pelepasan produk pelapukan yang sangat cepat (Van Ranst el ai, 1993).

5

Kecepatan pelapukan tergantung pada beberapa faktor seperti jumlah, ukuran,
porositas serta komposisi kimia dan mineralogi mineral primer khususnya gelas
volkan (Van RanstzyxwvutsrqponmlkjihgfedcbaZYXWVUTSRQPONMLKJIHGFEDCBA
et al, 1993). Faktor lain adalah lamanya waktu sejak deposisi
terjadi, iklim, komposisi lapisan yang lebih dalam, serta ada atau tidak adanya lapisan
muka air tanah (Dahlgren et al, 1993).
Menurut Dahlgren et al

(1993), mineral yang terbentuk dari produk

pelapukan adalah oksida Fe bebas, hidroksida atau (oksi)hidroksida, filosilikat 2:1
sekunder yang mengandimg kation basa baik pada kisi-kisi ataupun ruang
antarlapisan, mineral yang mengandung Al tinggi, mineral ordo kisaran pendek
(aiofan dan imogolit), mineral yang struktur dan komposisinya kurang jelas (mirip
aiofan), Al-organo kompleks (gibsit), filosilikat tipe 1:1 (kaolinit dan haloisit), serta
Al bebas yang memiliki struktur kristal (gibsit - boehmit).
Analisis

mineralogi

fraksi

pasir

dan

debu

tanah

abu

gimungapi

memperlihatkan bahwa tanah im sebahagian besar terdiri dari material yang ringan,
dan yang terbanyak adalah gelas volkan serta feldspar. Mineral lain mungkin silika
(kuarsa dan kristobalit) dan mika. Komponen minoritasnya adalah butiran pumis
yang terlapuk. Mineral berat yang ditemukan pada fraksi pasir halus sebagian besar
berupa hiperstin, opak, augit dan hornblende (Shoji, 1986).
ditemukan, karena mineral ini sangat mudah lapuk.

Olivin sangat jarang

Meskipun demikian, olivin

dengan gelas volkan yang berwama maupun tidak, juga ditemukan sangat banyak
pada abu gunungapi basaltik (Shoji et al, 1975).
Mineral utama pada fraksi liat adalah aiofan dan imogolit. Mineral liat lain
yang penting adalah oksida Fe non kristalin yang mungkin ferihidrit ataupun bukan

6

ferihidrit (ChildszyxwvutsrqponmlkjihgfedcbaZYXWVUTSRQPONMLKJIHGFEDCBA
et al., 1991). Selain mineral tersebut, tanah abu gunungapi juga
mengandung mineral tipe 2:1 dan bentuk antaranya seperti haloisit, gibsit dan silika
opalin sebagai komponen minor meskipun adakalanya juga cukup menentukan dan
dominan.

Filosilikat inlerslralified

1:1 - 2:1

kadang-kadang juga ditemukan pada

tanah im (Fiantis e( ai, 1998).
Penelitian yang dilakukan selama 30 tahun terakliir membuktikan bahwa
tanah abu gunungapi dicirikan oleh |iemberitukan mineral ordo kisaran pendek seperti
aiofan dan imogolit dan materia! lain yang berasal dari abugunungapi.

Imogolit

biasanya dijumpai bersama aiofan, namun dalam jumlah yang lebih sedikit (Wada,
1989). Meskipun demikian, pada lingkungan yang kaya bahan organik, p e m b e n t u k a n

mineral tersebut akan terbatas dan terhambat akibat terbantuknya Al-humus kompleks

yang stabi! yang biasanya terakumulasi pada horsion permukaan.

Kecepatan ko-

presipitasj dengan Si untuk m e m b e n t u k aiofan dan imogolit juga berkurang. Keadaan

ini mendorong terbentuknya silika opalin ( W a d a 1980).
Silika opaiin ditemukan

lebih banyak

pada tanah abu gunungapi

muda

dibandingkan tanah abu gunungapi tua, serta pada tanah kaya humus pada horison A

serta horison A yang tertimbun, dibandingkan pada horison B atau C (Wada, 1980).
Keberadaan tersebut menunjukkan bahwa silika opalin terbentuk pada tahap awal
perkembangan

Komponen

tanah

inilah

ketika pelapukan

iiielepaskan Si dari abu sangat

yang mencegah terbentuknya Al-humus

kompleks.

banyak.

Hal

ini

menuiijukkan bahwa pembentukan .silika Djialin dan Al-humu.s komplc;k,s terbentuk
secara parale!, Nainun .silika (ipalwi ndak (erbeiUuk jika alotan dan imogolit terbentuk
(Wada, 1985).

7

Haloisit biasanya ditemukan pada lapisan abu dan pumis yang tua dan
tertimbun, jika Si disuplai dalam jumlah yang cukup melalui air perkolasi (Wada,
1989). Pada tanah abu gunungapi yang kering dengan pergerakan air yang terbatas,
haloisit terbentuk lebih banyak dibandingkan dengan aiofan dan imogolit pada
horison permukaan. Pembentukan haloisit terutama dipengaruhi dari ketersediaan Si
pada larutan tanah (ParfitzyxwvutsrqponmlkjihgfedcbaZYXWVUTSRQPONMLKJIHGFEDCBA
et al, 1983).
Fe pada tanah abu gunungapi kebanyakan berada dalam bentuk hidroksida
nonkristalm dan sebahagian sebagai kompleks Fe-humus. Hidroksida non kristalin
mungkin berupa feriiiidrit, yaitu mineral Fe hidroksida ordo .kisaran pendek (Parfit et
al, 1983).

Mineral silikat seperti vennikulit, smektit dan bentuk antaranya dengan klorit
dan mika sering ditemukan pada tanah abu gunungapi. Kandungannya secara umum
rendah, akan tetapi pada beberapa tanah abu gunungapi ditemukan dalam jumlah
yang cukup banyak bahkan dominan (Wada, 1980).
Penelitian mengenai tanah abu gunungapi di daerah arid dan semi arid j a r a n g

dilaporkan. Mineralogi liat tanah tersebut kelihatanitya cukup berbeda dengan tanah
yang berasal di daerah humid.

Aiofan dan imogolit jarang atau bahkan tidak

ditemukan. Sebagai gantinya ditemukan oksida Fe silisious yang berasosiasi dengan
embrionik haloisit (haloisit berordo lemah), atau aiofan yang kaya Si dan Fe, serta
smektit (Wada dan Kakuto, 1985).

8

nL

KARAKTERISTIK KIMIA TANAH BERM UATAN VARIABEL

A.Karakteristik Kimia secara Uraura zyxwvutsrqponmlkjihgfedcbaZYXWVUTSRQPONMLKJIHGFEDCB
Penelitian mengenai karakteristik elektrokimia tanah bermuatan variabel telah
dilakukan di selunih dunia selama lebih dari 70 tahun. Banyak usaha dan waktu telah
dihabiskan untuk meneliti tanah ini. Hasil penelitian memperlihatkan bahwa tanah
terlapuk sangat lanjut dan tanah abu gunungapi ini mempunyai sifat kimia yang unik,
yang membuatnya berbeda dengan tanah lam.
Karakter kimianya yang khas antara lain :
1. Titik muatan nol yang mendekati nilai pPI
2. Kapasitas tukar anion (KTA) yang tinggi
3. Membutuhkan kapur dan gipsum yang besar untuk menetralkan pH
4. Afinitas jerapan kation seperti Ca dan Mg yang besar yang dapat
membentuk kompleks dengan pennukaan lingkaran luar ataupun dalam,
meskipun kompleks permukaan dalam sebenarnya lebih penting.
Tanah bermuatan variabel yang paling ekstrini adalah Oksisol yang hanya memiliki
sedikit muatan permanen.

{poin/ of zero net.
Oleh sebab itu titik muatan netto nolzyxwvutsrqponmlkjihgfedcbaZYXWVUTS

charge / PZNC) sama dengan titik muatan proton netto nol [point of zero net proton
charge / PZNPC).

Hasil berbagai penelitian di seluruh dunia menunjukkan bahwa

titik muatan netto nol tanah berkisar antara 3 - 5.4. (Qafoku et ai. 2000b).

9

a. Sifat Kimia Fase Cair
Sifat kimia fase cair khususnya pH larutan tanah dan kekuatan

ionik

merupakan faktor penting yang menentukan sifat kimia tanah bermuatan variabel.
Meskipun terdapat sedikit perubahan dalam besarnya sifat fase cair ini, pengarulmya
cukup besar terhadap muatan permukaan dan koloid.

Larutan tanah bermuatan

variabel ini sangat eneer karena telah terjadi pencucian intensif Tanah di Queensland
Utara di Australia misalnya, mempunyai batas atas kekuatan ionik sekitar 0.005.
Secara umum larutan tanah lebih eneer pada lapisan bawah Oksisol dan Ultisol
dibandingkan dengan lapisan atasnya.
sebaliknya pada Aifisol.

Akan tetapi kecenderungan ini akan menjadi

Tanah b e n n u a t a n

vanabel ini biasanya lebih masam

dibandingkan tanah pada umumnya, dan nilai pHnya biasanya berdekatan dengan

nilai P Z N C ataupun P Z S E (titik nol di bawali pengaruh garam) (Qafokuzyxwvutsrqponmlkjihg
et al.,

2000b).

b.Sifat Kimia Fase P a d a t
Tanah bermuatan variabel biasanya mengalami pelapukan isoelektrik dan
akhirnya mencapai muatan netto nol dalam proses perkembangaimya.

Konsep

pelapukan isoelektrik telah diperkenalkan 70 tahun yang lalu. Koloid amfoter tanah
ini memiliki kecenderungan untuk merubah komposisi mereka sedemikian, sehingga
titik iso-elektnk tanah berimpit dengan pH. Tanah ini dicirikan oleh adanya mineral
yang mempunyai P Z N P C pada pi 1 netral atau agak basa.
antaranya

oksida

Fe dan Al sert;i

aiofan,

m e m p u n y a i muatan permukaan neiio positii"

F^ad;i kondisi

Mineral terpenting di
mas am,

mineral

ini

Sebaliknya, illosilikat akan b e n n u a t a n

10

negatif pada kondisi basa. Oleh sebab itu, tanah bemiuatan variabel ini dicirikan oleh
sistem bemiuatan campuran.

BzyxwvutsrqponmlkjihgfedcbaZYXWVUTSRQPONMLKJIHGFEDCBA
.Partikel Tanah dan Muatan Permukaannya
Berdasarkan

karakteristik

muatan

permukaannya,

partikel

tanah

dikelompokkkan dalam dua tipe yaitu : partikel bermuatan ganda (filosilikat dan
aiofan) serta partikel bermuatan variabe! (oksida logam).

Mineral-mineral tersebut

ditemukan dalam jumlah ci'kup banyak pada tanah bermuatan variabel sehingga
mereka menentukan sifat kimia tanah ini. Akan tetapi jika mereka ditemukan dalam
jumlah kecil, sifat kimia permukaan tanalinya didominasi oleh mineral sekunder atau
butiran yang melapisinya (DaviszyxwvutsrqponmlkjihgfedcbaZYXWVUTSRQPONMLKJIHGFEDCBA
et al, 1988).

a.

Sorben Bennuatan Ganda
Mineral tanah bennuatan ganda seperti filosilikat biasanya menghasilkan

muatan permanen dan muatan vanabel pada ]3ermukaan yang berbeda dalam partikel
yang sama.

Mineral ini juga disebut mineral bermuatan permanen atau konstan.

Rongga ditrigonal siloksan dari permukaan siloksan filosilikat akan menghasilkan
muatan negatif pennanen, hasil substitusi isomorfik pada struktur kristal intemalnya
(Sposito, 1984). Besar muatan permukaan negatif ini tidak tergantung pada pH dan
kekuatan ionik larutan tanah,

Sebaliknya, pinggiran mineral ini menghasilkan

muatan vanabel, 3'ang tergantung pada pi 1 dan kekuatan ionik larutan tanah.

Oleh

sebab itu tanah ini disebul bermuatan ganda. Mineral bennuatan ganda yang [xiling

11

sering ditemukan adalah kaolinit. Aiofan juga mempunyai muatan permanen dan
muatan variabel, seliingga juga tergolong bermuatan ganda.
Mineral-mineral berikut adalah mineral bermuatan ganda :
(a)

Kaolinit :

Kaolmit adalah mineral filosilikat tipe 1:1 yang area

pennukaan spesifiknya relatif rendah (5 -

39

g"') dan berbentuk piringan

pseudohexagonal. Kaolinit memiliki lembaran Al oktahedral dan Si tetrahedral. Ion
oksigen (O"^) berhubungan dengan bagian tengah Al pada lembaran gibsit oktahedral
serta bagian tengah Si pada lembaran siloksan tetrahedral.

Energi kohesi antara

lembar kaolinit yang berdekatan mencapai 18,64 kcal per unit sel. Setiap lembaran
kaolinit mempimyai dua permukaan yang disebut pennukaan oksigen pada lembar Si
tetrahedral dan permukaan hidroksil pada lembar Al oktahedral. Kedua permukaan
ini menyebabkannya bermuatan netral dan mempunyai reaktixatas permukaan 3'ang
rendah.

Akan tetapi pinggiran

partikel kaolmit mempunyai

muatan

variabel

koordinat tunggal aluminol dan siianol yang belum temetralkan sehingga menjadi
cukup reaktii~.
Substitusi isomorfik Si oleh Al yaitu grup (Si-O-Si) yang digantikan oleh
muatan negatif grup (Si-O-Al) pada struktur kisi-kisi pemiukaan lapisan siloksan
menyebabkannnya
filosilikat

tipe

2:1

mempunyai
yang

muatan struktur

mempunyai

lapisan

pennanen
siloksan

(konstan).

Mineral

meningkatkan

muatan

permukaan negatifnya dengan cara ini. Kaolinit memiliki muatan pemiukaan yang
yang paling rendah (1 -

.5 cmol(o) k g ' ) , karena hanya sedikit terjadi

substitusi

isomorfik di dalam s t r u k t u n n a . Titik muatan netto nol kaolinit pada tanah di Georgia

12

adalah sekitar 3.6 dan titik muatan proton netto nolnya adalah sekitar 5 dan 5.4
(Schroth and Sposito, 1997).
Meskipun sifat asam/basa mineral bermuatan ganda dan oksida Si belum
cukup dimengerti dan penelitian yang berkaitan dengan hal ini masih relatif jarang,

bukti yang meyakinkan telah ada untuk memperlihatkanzyxwvutsrqponmlkjihgfedcbaZYXWVUTSR
bahwa selain bermuatan
permanen, pinggiran partikel kaolinit menghasilkan muatan variabel (Wieland and
Stumm, 1992).
Partikel kaolinit terdiri dari tiga permukaan morfologi

yang berbeda

komposisi kimianya yaitu permukaan gibsit dan siloksan (keduanya merupakan
permukaan basal) dan oksida kompleks senyawa A1(0H)3 dan Si02 pada pinggiran
permukaan.

Kaolinit

mempunyai

grup terminal

oxo dan

hydroxo

pada

permukaannya yang memungkin mereka bereaksi dengan kompleks ion logam dan
ligan : Al-OH-Al dan grup =A10H pada lapisan gibsit; Si-O-Si dan grup =SiOH pada
lapisan siloksan, serta grup =A10H dan =SiOH pada pinggiran permukaan (Wieland
dan Stumm, 1992).
Tiga model dapat digunakan untuk untuk menggambarkan karakteristik asam
dan basa kaolinit yaitu :
•

reaksi pertukaran gugus aluminol pada pinggiran mineral dengan pKai ^
6.5 dan pKa2

•

=8.5,

reaksi pertukaran gugus aluminol pada permukaan gibsit dengan pK^i ^
3.4 dan pKa,

=

=

= 8.4

13

•

tapak muatan negatif = X 0 pada permukaan siloksan dimana pertukaran ion
terjadi.
(b) Aiofan.

Pada nama aiofan terikut kelompok mineral aluminosilikat

dengan struktur utama ordo kisaran pendek berupa nano partikel berbentuk bola

berdiameter 3.6 nm, dengan komposisi kimia yang terdiri dari silika dan Al (Qafoku zyxwvutsrqpo
et ai, 2003). Luas pennukaan spesifik yang diukur dengan etilen glikol monoetil eter

bervariasi antara 700 - 900 m^ g"',

Aiofan dapat mempunyai muatan permanen

maupun muatan variabel dan dominasi salah satu muatan tersebut ditentukan oleh
struktur mineral.

Misalnya jika tanah kaya kandungan Si,

Al akan mempunyai

koordinat 4 melalui substitusi isomorfik pada Si tetrahedral.

Pada kondisi ini, Al

lebih menyukai mensubtitusi Si daripada membentuk unit ok-tahedral yang terpisah
(Harsh el ai,

2002).

Muatan variabel merupakan hasil protonasi dan disosiasi

permukaan fungsional aluminol dan siianol dengan grup aluminol yang bennuatan
negatif, netral atau positif

Karena aiofan adalah mineral tanah bermuatan ganda,

PZNPC nya tidak sama dengan PZNC.

b. Sorben Muatan Variabel
Tanah bermuatan variabel mempunyai koloid bennuatan variabel dan oksida
logam terutama Fe dan Al. Oksida-oksida ini mempunyai gugus permukaan reaktif
yang bersifat amfoter dan mengalami protonasi sehingga bermuatan positif pada
kondisi masam, atau mengalami deprotonasi sehingga bermuatan negatif pada kondisi
basa. Secara umum permukaan oksida mempunyai muatan permukaan netto positif
jika berkontak dengan larutan yang mempunyai pH di bawah PZNPC (bervariasi

14

antara 7 - 9). Muatan permukaan oksida bermuatan variabel tergantung pada pH dan
kekuatan ionik. Perubahan kekuatan ionik larutan tanah sama penting pengaruhnya
dengan perubahan pH terhadap kapasitas tukar kation (Gillman,

1981).

penelitian menyebutkan bahwa densitas muatan permukaan dan sifat

Hasil
adsorpsi

permukaan amfoter ditentukan oleh larutan yang berkontak dengannya (Wann and
Uehara, 1978).
(a) Oksida F e dan Al : Oksida ini merupakan sumber muatan variabel palmg
penting pada tanah tropis.

Pennukaan amfoternya mampu untuk menyerap atau

melepas proton, tergantung pada pH dan kekuatan ionik, sehingga dapat bermuatan
positif, negatif atau tidak bennuatan. Oksida ini biasanya mempunyai

muatan

permukaan netto postif pada kondisi masam. Meskipun oksida Fe dan Al ditemukan
pada hampir semua jenis tanah, pada tanah bermuatan variabel jumlahnya lebih besar,
karena merupakan produk akhir proses pelapukan tanah.

Oksida ini membentuk

partikel berukuran beberapa nm (misalnya ferihidrit) dan mempunyai pennukaan
spesifik yang mencapai ratusan in" g"'.

Bahkan oksida Fe yang kristalin (misalnya

goethit) dapat mempunyai permukaan spesifik yang mencapai nbuan m'^ g'' (Qafoku
and A m o n e t t e , 2003).

Gugus fungsional pennukaan membentuk kompleks dengan kation dan anion
dari fase cair.

Oksianion (seperti fosfat) secara khusus terikat kuat jika membentuk

kompleks dengan pennukaan oksida.

Salah satu sifat p e n n u k a a n oksida ini yang

c u k u p penting adalah sangat sedikitnya permukaan yang ditemukan pada titik P Z N P C
dan kebanyakan permukaannya ditutupi oleh grup hidroksil yang tidak b e n n u a t a n
(Munter, 1993).

15

Goethit dan hematit adalah oksida Fe yang pahng penting pada tanah terlapuk
sangat lanjut. Substitusi Al oleh Fe pada goethit sering terjadi pada tanah ini. Hal ini
mempengaruhl muatan permukaan yang biasanya menghasilkan tingkat kristalisasi
yang lebih rendah, ukuran partikel yang lebih kecil dan peningkatan area permukaan
serta kapasitas jerapan. Nilai PZNPC goethit sekitar 7.5 - 9.4, dan hematit sekitar 7 9.2 (Komulski, 2002).
Muatan positif yang dihasilkan pennukaan oksida Fe dan Al ini secara
elektrostatis menarik muatan permukaan negatif pada lapisan aluminosilikat mineral
liat.

Pembentukan

ikatan

elektrostatik

antara mineral

oksida

dan

filosilikat

menghasilkan pembentukan agregat tanah yang menstabilkan mereka, khususnya
pada tanah bermuatan variabel yang terlapuk sangat lanjut.

Hal ini menyebabkan

agregat tanah ini sangat stabil dan sukar didispersikan secara alamiah (Millerzyxwvutsrqponmlkjihg
et al.,
1990).
Oksida Fe juga membufer aktivitas oksidasi-reduksi.

Potensial reduksi

pasangan Fe^"'/'Fe'^" (+ 0.77 V) merupakan nilai tengah potensial reduksi pada tanah
cair (-1.1 hingga +1.8 V). Oksida Fe"^^ merupakan penerima elektron temiinal untuk
mikroorganisme, jika oksigen dan nitrat telah dikonsumsi.

Oksida Fe kristalin

ini

agak kurang peka terhadap pengenceran larutan dan dapat menahan beberapa kation
Fe"*"^ yang mobil pada permukaannya, dan menjadi reduktan efektif untuk lingkungan
yang terkontaminasi.

16

C. JERAPAN
a. Ion Potensial yang Menentukan : Padatan atau Cair, Persaingan dan
Jerapannya zyxwvutsrqponmlkjihgfedcbaZYXWVUTSRQPONMLKJIHGFEDCBA

Sifat

Muatan netto pada permukaan muatan variabel akan bersifat relatif terhadap
larutan di sekelilingnya, dan sangat tergantung pada konsentrasi H"^ dan OH" dalam
larutan (Hunter, 1993).
menentukan

dan

Oleh karena itu H"^ dan O H ' disebut ion potensial yang

terdapat pada

semua

permukaan

tanah

bennuatan

variabel.

Pennukaan potensial tanah tersebut merupakan fungsi langsung hasil jerapan ion-ion
ini.
Agar dapat dijerap sesuai dengan perubahan lingkungan cair, H^ dan OIT juga
dijerap pada permukaan muatan variabel, sesuai dengan perubahan larutan elektrolit
dan kekuatan ionik larutan yang berkontak dengannya. Ion-ion tersebut digiring ke
permukaan agar permukaan tetap potensial konstan meskipun konsentrasi elektrolit

P Z I N I P C , maka proton akan akan dijerap
berubah. Jika pH larutan lebih kecil daripadazyxwvutsrqponmlkjihgfedcbaZYXWVUTSRQPONMLKJIH

bila konsentrasi elektiolit memngkat. Jika pH larutan lebih besar daripada PZNPC,
maka 3'ang dijerap adalah hidroksil jika konsentrasi elektrolit meningkat.
Ada yang berpikir bahwa H^ sama dengan OH', sementara kation dan anion
lain dapat bertindak sebagai ion potensial yang menentukan bukan padatan dan
membentuk kompleks dengan gugus permukaan reaktif
potensial

yang

menentukan

yang

berupa

padatan

dan

Peibedaan antara ion
bukan

padatan,

agak

incmbingungkan karena [wda ikatan kimia kedua kelompok itu dengan pemiukaan
reaktif sama-sama terbentuk,

Oleh sebab itu jika keduanya ada pada larutan tanah

dalam kon.senlrasi yang cukup tinggi, kation dan anion tersebut akan bersaing dengan

17

dan OH" pada pennukaan reaktif jika konsentrasi elektrolit meningkat pada pH
konstan.

Kation bagaimanapun kurang menyukai bertindak sebagai padatan, tidak

seperti ion potensial yang menentukan karena mereka agak berbeda dengan proton.
Referensi bibliografi membuktikan bahwa anion-anion yang berbeda yang
bertindak sebagai ion potensial yang menentukan yang bukan berupa padatan.
Jerapan fosfat oleh goethite merupakan fungsi konsentrasi elektrolit (dalam hal ini
NaCl) lebih nyata pada pH yang lebih besar dari 9. Pada pH basa tersebut fosfat
haruslah tidak berlaku secara elektrostatis menarik pennukaan.
Contoh laiimya mencakup :
1. Jerapan

P

tidak

hanya

menurunkan

PZC

Oksisol,

tetapi

juga

meningkatkan muatan pennukaan pada setiap nilai p H di atas PZC tanah

2. Jika konsentrasi larutan elektrolit (dalam hal inizyxwvutsrqponmlkjihgfedcbaZYXWVUTSRQ
K N O 3 ) ditingkatkan dari

0.01 menjadi 0.5 M, jerapanzyxwvutsrqponmlkjihgfedcbaZYXWVUTSRQPONMLKJIHGFED
PO4" terhadap goethit juga meningkat hingga
nilai pH mencapai 10; yang lebih besar daripada titik isoelektrik goethit.
3. Jerapan boron pada pyrofilit pada pH basa dipengaruhi oleh konsentrasi
elektrolit NaNOa.

Boron lebih banyak dijerap pada p H 9 dibandingkan

pada pH 7. Jika permukaan goethit berubah dari positif menjadi netral,
kemudian negatif, jerapan P dan B tidak diharapkan akan meningkat.
Pada pH basa, boron berada dalam bentuk borat (B(0H)4" dan membentuk
kompleks pennukaan lingkaran bagian dalam dengan goethit, gibsit dan
kaolmit.
C u k u p menarik untuk diketahui bahwa CI mungkin bersifat sebagai
potensial

yang

menentukan

terhadap

oksianiou.

K.o-adsorpsi

ion

Ba"

dan

ion
CI'

18

terhadap muatan negatif hematit terjadi pada pH 10.4 jika konsentrasi Cf lebih besar

dibandingkan konsentrasi OH" (PochardzyxwvutsrqponmlkjihgfedcbaZYXWVUTSRQPONMLKJIHGFEDCBA
et al., 2002). Jerapan CI' meningkat seiring
dengan meningkatnya konsentrasi BaCl2 yang berkontak dengan larutan.

Jerapan

spesifik CI mungkin terjadi pada pemiukaan hematit sehingga menggeser titik
isoelektriknya pada pH yang lebih rendah (Penners et al, 1986).
Meningkatnya jerapanzyxwvutsrqponmlkjihgfedcbaZYXWVUTSRQPONMLKJIHGFEDCBA
PO4'' pada konsentrasi elektrolit yang tinggi dan nilai
pH diatas titik isoelektrik, dapat diteraiigkan dengan potensial yang lebih negatif pada
bidang jerapan.

Hal ini menunjukkan bahwa anion mungkin bersikap sebagai ion

potensial yang menentukan, jika permukaan muatan vanabel tersebut bemiuatan
negatif

Hal ini menunjukkan bahwa penilaian apakah suatu ion mempunyai

kemampuan untuk membentuk kompleks pennukaan lingkaran bagian dalam melalui
studi jerapan bahwa ion sebagai fungsi konsentrasi elektrolit pada lamtan dengan pH
yang lebih tinggi dibandingkan PZNPC untuk anion, dan pH yang lebih rendah
dibandingkan PZNPC untuk kation.
Harus

disadari

bahwa

perubahan

jems

sorbat mempakan

fungsi

pPI.

Peningkatan jerapan terjadi jika konsentrasi elektrolit meningkat pada nilai pH yang
berbeda.

Konsentrasi elektrolit berpengandi terhadap jerapan boron, yang lebih

rendah pada pH 7 dibandingkan pH 9, seiring dengan penumnan aktivitas B(0H)4"
pada pH 7 dan afinitas liat yang rendah untuk B(0H)3.

b. Ko-adsorpsi
Ko-adsorpsi terjadi jika jerapan ion yang satu m e n y e b a b k a n jerapan
lainnva.

Ko-adsorpsi

meru|:iakan

fenomena

yang lazim pada

permukaan

ion

tanah

19

bermuatan variabel. Misalnya jerapan fosfat dapat nieningkatkan jerapan kation Iain
yang dapat menggeser nilai PZC lebih rendah dari nilai pH sehingga menetralkan
muatan permukaan positif atau absorpsi elektrolit
Jerapan ion metal pada pennukaan reaktif tanah yang berkontak dengan
larutan elektrolit yang kuat diperkirakan terjadi tanpa keterUbatan ion elektrolit
Akan tetapi ketika ion logam membentuk kompleks yang sangat kuat dengan anion
elektrolit seperti CdCf*^ atau PbCf, logam dau anion elektrolit akan menjerap secara
bersamaan.
Jerapan

makroskopis dengan

oksida Al digunakan

untuk

mengevaluasi

pengaruh serapan Se(IV) yang kuat dan serapan oksianion Se(VI) yang lemah pada
jerapan Co(II) terhadap y-Al203. Hal tersebut memperlihatkan bahwa Se (IV) secara
signifikan merubah jerapan Co(II), sementara jerapan Se(VI) tidak berpengaruh
terhadap jerapan Co(II). Pengaruh Se(IV) terhadap jerapan Co(ll) merupakan fungsi
terhadap p e n n u k a a n Se (IV) (Boyle-Wright et al, 2002 b).
Penelitian

EXAFS

menunjukkan b a h w a jerapanzyxwvutsrqponmlkjihgfedcbaZYXWVUTSRQP
Cd(U)
pada goethite

meningkat kuat dengan keberadaan ion PO^ atauzyxwvutsrqponmlkjihgfedcbaZYXWVUTSRQPON
SO4 dalam larutan elektrolit.
Mekanisme jerapan Cd(n) terjadi secara elektrostatis. Jerapan anion negatif pada
permukaan akan mengurangi muatan positif, sehingga meningkatkan atraksi kation
(Cd"") pada p e n n u k a a n muatan positif

Tidak ada bukti bahwa

pembentukan

kompleks rangkap tiga seperti pada penelitian ini juga ditemukan di tempat lain
(Moms cV (v/,, 1993).

Ion sulfur dan fosliit tidak ditemukan pada lingkungan

koordinasi C d ' " pada permukaan positif }'ang menunjukkan bahwa presipitasi Cd-

20

sulfat atau Cd-fosfat tidak mungkin terjadi dan ligan diserap pada tapak permukaan
selain yang ditempati Cd(II).
Jerapan garam merupakan kasus yang kliusus pada ko-adsorpsi. Jerapan Ca"*"
danzyxwvutsrqponmlkjihgfedcbaZYXWVUTSRQPONMLKJIHGFEDCBA
S O 4 " 3 'ang ekuivalen dengan melepaskan sedikit kation dan anion pada larutan,
merupakan bukti adanya jerapan garam.

Jerapan garam oleh mineral kaolinit dan

mineral-mineral pada Andisol menimjukkan b a h w a anion dan kation tersebut mengisi
permukaan muatan variabel dan melepaskan sejumlah ion OH dan H yang ekuivalen,
y a n g kemudian bereaksi m e m b e n t u k air. Jerapan Ca'^^ dan

8 0 4 "'^

secara bersamaan

juga dilaporkan terjadi pada Oksisol (Mercano-Maninez and Mc.Bride, 1989). Akan
tetapi, pembentukan pasangan ion di p e n n u k a a n tidak menerangkan secara penuh
jerapan garam, misalnya jerapan anion dan kation dari elektrolit dalam jumlah yang

ekuivalen tanpa melepaskan ion lainnya pada larutan tanah. zyxwvutsrqponmlkjihgfedcbaZYXWVUTS

c. Ko-adsorpsi dan Kompetisi Ion Elektrolit pada Tapak Permukaan
Transisi dan j e r a p a n logam berat paua goethit dan gibsit (konstanta dielektrik

10-22) digambarkan dengan sangat baik melalui kompleks perm^okaan logam dan
anion elektrolit.

Penggunaan NaNOa sebagai elektrolit dicobakan dengan P b , yang

menggambarkan jerapan logam pada bidang-0 dan ion nitrat pada bidang-(3 (Hayes
danLeckie, 1986):
= SOH + M""^ +zyxwvutsrqponmlkjihgfedcbaZYXWVUTSRQPONMLKJIHGFEDCBA
N0{ ^ =SOHM^^ ~ NO.-,"
Jika NaCl dan NaCi04 digunakan sebagai elektrolit, kedua logam d a n anion
elektrolit akan dijerap pada b i d a n g - 0 .
= SOH

+ M'"

+zyxwvutsrqponmlkjihgfedcbaZYXWVUTSRQPONMLKJIHGFEDCBA
CIO4 '
-SOHMCIO4'"

21

= SOH + M ^ ' + c r ^

SOHMCf

Jerapan ion logam bervalensi dua pada kuarsa dan silika dengan konstanta
dielektrik 4 dan 5 digambarkan sangat baik melalui logam dan anion elektrolit yang
CIO4.
Jika larutan elektrolit NaN03 dan NaCl yang digunakan, jerapan
menjerapzyxwvutsrqponmlkjihgfedcbaZYXWVUTSRQPONMLKJIHGFEDCBA

logam menjadi =SOH dan ==SOMOH.

Pada kondisi tersebut, konstanta dielektrik

padatan yang rendah menghasilkan energi bebas yang besar berlawanan dengan
jerapan anion elektrolit (Criscenti dan Sverjensky, 1999).
Anion

elektrolit

mungkin juga

bersaing

pada

tapak

permukaan

yang

dihasilkan oleh ion potensial yang menentukan, jika konsentrasi elektrolit meningkat.
Peningkatan

yang

sama

pada

konsentrasi

elektrolit

dapat

meningkatkan konsentrasi satu elektroht atau beberapa elektrolit.

dicapai

dengan

Anion elektrolit

mungkin berkompetisi untuk tapak jerapan yang baru sebagai respons jerapan ion
potensial yang menentukan untuk meningkatkan konsentrasi elektrolit.

Jerapan

khromat, sulfat dan selenat adalah contoh jerapan yang dipengaruhi oleh konsentrasi
larutan elektrolit seperti NaN03. Khusus jerapan kliromat pada pH rendah, akan
dipengaruhi oleh konsentrasi NaN03. Hal tersebut menunjukkan bahwa lon-ion ini

diserap pada bidang yang sama denganzyxwvutsrqponmlkjihgfedcbaZYXWVUTSRQPONMLKJIHGFED
NO3 dan akan berkompetisi jika konsentrasi
elektrolit meningkat Sebaliknya jerapan molibdat dan selenit tidak dipengaaihi oleh
konsentrasi NaN03 (WuzyxwvutsrqponmlkjihgfedcbaZYXWVUTSRQPONMLKJIHGFEDCBA
et ai, 2000).
Jerapan Cd^", P b ' ^ C o ' ^ UO,^", Zn\^ Sr'-, dan

\a

permukaan tanah mineral yang berkontak dengan larutan NaN03 K N O 3 , NaCl dan

NaC10=i pada rentang konsentrasi yang lebar (0,0001 - 1,0 M), mengungkapkan
bahwa perubahan jerapan mineral berat sebagai i'ungsi dari konsentrasi elektrolit,

22

tergantung pada jenis elektrolitnya. Jika menggunakan NaNO.-), ketergantungan pada
konsentrasi elektrolit hanya sedikit. Akan tetapi jika menggunajan NaCl, jerapan
logam menurun secara signifikan
Namun

jika

menggunakan

dengan meningkatnya konsentrasi

NaC104, jerapan

logam

agak

meningkat

elektrolit.
dengan

meningkatnya kekuatan lonik (Criscenti dan Sverjenski, 1999).

D. REAKSI KIMIA PADATAN : LARUTAN YANG MENGHUBUNGKAN
TANAH BERMUATAN VARIABEL

a. Penyelidikan Struktur Lapis GandazyxwvutsrqponmlkjihgfedcbaZYXWVUTSRQPONMLKJIHGFEDCBA
Listrik (ElectricalDouble
Layer)
Berbagai percobaan telah dilakukan untuk melihat struktur dan struktur lapis
ganda listrik, namun belum ada yang benar-benar memuaskan.
fvlikroprob berskala molekular untuk memberikan informasi

Dibutuhkan

mengenai kompleks

permukaan dan struktur lapis ganda listrik ini.
Beberapa model telah diajukan untuk menggambarkan distribusi ion dalam
hubungan padatan dan larutan.

Akan tetapi baru sedikit yang diketahm' m e n g e n a i

struktur berskala molekular lapis ganda listrik dalam hubungannya dengan mineral
dan larutan, karena interpretasi parameter model mikroskopik masih dipertanyakan.
Pengertian mengenai lapis ganda listrik terhalang] karena kurangnya percobaan
berskala raolekural dan bersifat kuantitatif yang dapat digunakan untuk menguji
secara independen model-model yang ada.
Mengukur muatan permukaan dan muatan potensial serta distribusi ion pada
lapis ganda listrik merupakan

pekerjaan

;Nang meiiantaiig, khususnya dalam hal

menguraikan masalah batasan antara lapisan padat dan baur serta posisi dan distribusi

ion dalam kedua lapisan lersebut.

Tantangan besar lainnya adalah mengliubungkan

hasil pengamatan makroskopis di lapangan dengan pengukuran berskala molekular di
laboratorium.

Kemajuan yang telah dicapai adalah berupa teknik percobaan baru

dengan Mikroskop Bertenaga A t o m i k dan metodazyxwvutsrqponmlkjihgfedcbaZYXWVUTSRQPONMLKJIH
X-Ray Synchroion yang m a m p u
mengamati hingga tingkat

kristalisasi serta hubungan padatan-larutan pada level

molekular.
Mikroskop
hubungan

fase

bertenaga

atom

padatan-larutan

telah
sehingga

sukses

digunakan

diperoleh

untuk

infonnasi

menganalisis
langsung

dari

permukaan muatan, potensial p e n n u k a a n , interaksi antara p e m i u k a a n muatan, jerapan
serta distribusi ion dalam hubungan padatan/larutan.
Selain mikroskop bertenaga atom d a n X-ray Synchroion, terdapat juga X-ray
dengan gelombang tegak dan X-ray reflektif, yang dapat m e n e r a n g k a n struktur dan
komposisi lapis ganda listrik berkaitan dengan hal b e r i k u t :
•

Sifat interaksi yang lemah dari sinar X yang kuat memungkiiikan untuk
memeriksa hubungan padatan-larutan

•

Pengukuran yang sangat kuantitatif karena interaksi sinar X dengan material
yang sudah dimengerti hingga level y a n g sangat mendasar

•

Dapat meneliti hingga skala ] - 10'' A" yang pada lapis ganda listrik.
Teknik sinar X dengan g e l o m b a n g tegak telah digunakan untuk mengukur

struktur lapis ganda listrik mineral rutit (100).

Hal tersebut menunjukkan

bahwa

teknik ini dapat digunakan unluk mengetahui lokasi yang tcpat dan ion pada lapisan

24

bawah lapis ganda listrik, dan penyekatan ion-ion antara padatan pada lapisan bawah
yang baurnya (FenterzyxwvutsrqponmlkjihgfedcbaZYXWVUTSRQPONMLKJIHGFEDCBA
et al., 2000a).

b. Model Hubungan pada Tanah Bermuatan Variabel
Meskipun teknik elektrokinetik mungkin dapat digunakan untuk menentukan
potensial permukaan pada bidang yang sama, namun potensial pennukaan pada
bidang jerapan yang berbeda tetap sulit diukur.
tersebut

telah diajukan

permukaan.

untuk

menghitung

Model yang menggambarkan hal

potensial

permukaan

pada

muatan

Nilai potensial pennukaan ini kemudian digunakan untuk mengoreksi

konstanta stabilitas dari reaksi kompleks permukaan.
Mineralogi fraksi liat tanah bennuatan variabel biasanya didominasi oleh 5
mineral utama yaitu ; kaolinit, aiofan, gibsit, goethit, dan hematit (Qafoku et al.,
2003).

Tanah ini dapat saja memiliki fasa mineralogi tunggal jika hanya salah satu

saja mineral yang dominan.

Akan tetapi sebagian besar tanah bennuatan variabel

mempunyai kandungan dan proporsi mineral liat yang berbeda dan yang tersebut di
atas, sehingga mempunyai gabungan interaksi partikel, muatan permukaan, distribusi
ukuran partikel, dan area pennukaan spesifik, yang membuat prediksi sifat tanah
tersebut raenjadi sulit. Meskipun demikian, model-model yang diajukan cukup dapat
digunakan untuk memprediksi respons muatan pennukaan pada beberapa strategi
manajemen.

25

i. Sorben Tunggal
Sorben tunggal didominasi

oleh mineral b e n n u a t a n ganda (kaolinit atau

aiofan) : model jerapan tapak ganda dapat digunakan untuk m e n g g a m b a r k a n reaksi
kompleks semua permukaiin reaktif kaolinit.
permukaan amfoterik grup OH;

raisainya

Istilah gugus = M O H digunakan untuk

g m p O H pada pinggiran dan p e r m u k a a n

basal kaolinit dengan muatan variabel yang merujuk pada muatan p e n n u k a a n netto
proton, yang dapat bertindak sebagai ligan termina! dan kompleks metal.

Istilah

gugus = X 0

reaksi

merujuk

pada tapak

muatan

negatif lapisan siloksan

pada

pertukaran dengan kation dalam larutan, seperti H'", Na"^, Ca"*"* , Mg"^ , dan Al"*"^, dan
bertmdak sebagai grup terminal dari kation-kation mi.
Pada tanah bermuatan variabel dengan kondisi inasam, keberadaan Al dengan
reaksi protonasi/deprotonasi serta pcrtukaian ion yang melibatkan ion tf, Na"*, Ca"'''",
Mg^^, dan A l ^ ' , dapat ditulis sebagai b e r i k u t :
= M0lV

^

=M0H-H^
= M O - - H""

- MOH

^

= XOH

+

Ca^''^

^

=XOCat^^"'^

^/=XOH

+

^Af"^

^

(-XO)fl Ali (OH)c^-""^''''"^'"zyxwvutsrqponmlkjihgfedcbaZYXW
+(b + v)}:t

+

H'

Kation*^^-* mewakili semua k e m u n g k i n a n kation pertukaran. Simbol a, b dan c
adalah koefisien stoikiometn dalam p e r s a m a a n reaksi.
Konstanta

kesetimbangan

permukaan tanah mmeral.

biasanya

dikoreksi

untuk

energi

Coloumbic

Hasilnva, konstanta kesetimbangan hipotesis [permukaan

y a n g tidak bermuatan dihitung dan hubungan vang disaiikaii pada persamaan 8, 9 dan

26

11. Dalam hal imzyxwvutsrqponmlkjihgfedcbaZYXWVUTSRQPONMLKJIHGFEDCBA
W mempakan pemiukaan potensial, sedangkan F, R dan T bertumtturut mempakan konstanta Faraday, konstanta gas molar, dan temperatur absolut.
Asumsi-asumsi yang digunakan adalah ;
1.

Permukaan

amfoter

gugus

hidroksil

=MOH

terdapat pada

permukaan

variabel atau netto proton padapemmkaan kaolinit
2.

Reaksi pertukaran ion terjadi pada tapak permukaan bermuatan permanen
negatif = X 0 pemiukaan siloksan

3.

Konsentrasi

kompleks

permukaan

lemah

=^MONa

dan =MOAf"^

yang

terbentuk pada pernuikaan gibsit d a n pinggirannya dapat diabaikan pada
kondisi masam
Untuk mengoreksi konstanta stabilitas yang terkondisi, digunakan model
permukaan untuk menghitung potensial muatan permukaan. Model mengenai difusi
ion yang mengerubungi

permukaan

datar dimodifikasi

melalui

teori

GOUY-

Chapmann (Sposito, 1992). Prinsip dasar model lapis ganda Ustrik tersebut ditinjau
ulang oleh beberapa penebu lam lam (Van Olphen, J 977).

Beberapa

peiieliti

tersebut menghasilkan simulasi Monte Carlo yang didasarkan atas statistik mekanik.
Model lain yang sering digunakan adalah model kapasitas konstan (Schindler

et ai, 1976), model lapis baur (Stumm el al.. 1970) dan model lapis trio (Davis et al.,

1978). Model lapis trio serta model lapLs tunggal berbeda persepsi dalam hal A GADS
zyxwvutsrqpon
yang dapat dipisahkan menjadi /S GIM T dan .A (/rorx(Schindler dan Sposito, 1991).
Hubungan antara muatan pernuikaan dan polensial permukaan pada salah satu
model adalah sebagai berikut ;
o - C X 4^

27

atau
Q = (s/F)zyxwvutsrqponmlkjihgfedcbaZYXWVUTSRQPONMLKJIHGFEDCBA
X a = (s X C/F) X T
s = area permukaan spesifik (m^ kg'')
C = kapasitas integral lapis ganda datar yang biasanya merupakan parameter yang
dapat disesuaikan

Meskipun belum ada model yang digunakan untuk data percobaan (Porchard zyxwvutsrqpon
et al, 2002), sangat menarik untuk menguji model tersebut dengan melibatkan sifat

muatan

permukaan

dengan

kekuatan

ionik

yang berbeda (Kosmulski,

2002).

Beberapa penelitian yang dilakukan nienyimpulkan bahwa tidak diperoleh data yang
cukup dalam model lapis ganda baur melalui teon Gouy-Cliapman-Steni/GCS (Wang
dan Bard, 2001). Kegagalan teori GCS menggambarkan lapis ganda listrik mungkin
karena tidak memasukkan pengaruh korelasi dan kondensasi ion pada permukaannya.
Kondensasi ion tanah bermuatan variabel terjadi jika ada kelebihan ion yang
berlawanan pada partikel muatan permukaan yang berdekatan, bahkan jika larutan
tersebut sangat eneer.

ii. Sistem yang didominasi oleh oksida logam
Reaksi ioiiisasi permukaan yang bertanggung jawab terhadap sifat amfoter
permukaan oksida logam.

Nilai yang tepat untuk konstanta kesetimbangan pada

reaksi protonasi dan deprotonasi sangat penting untuk membuat model
kompleks permukaan cair dengan gugus permukaan reaktif
dibuaf

reaksi

Berbagai model telah

dalam CD-MuSiC untuk menghilung afinitas proton gugus

permukaan

28

individual berdasarkan valensi permukaan oksigen pada kondisi jenuh (Heimstrazyxwvutsrqponmlk
et
al, 1996).

Konstanta kesetimbangan untuk reaksi protonasi pennukaan dapat juga
dinyatakan dalam istilah kebalikan dari dielektrik konstan padatan. Kekuatan ikatan
Pauling per Angstrong untuk padatan dan karakteristik pennukaan akan tergantung
pada struktur kristal padatan (Sverjenski dan Sahai, 1996).

iii. Sistem Sorben Ganda
Pengetahuan

mengenai

reaktivitas

dan sifat

koloid serta

dihasilkan dan percobaan dengan sistem model tunggal.

partikel

nano

Meskipun investigasi ini

telah signifikan menambah pengertian mengenai sifat fisika dan kimia koloid secara
individu, namun sayangiiya tidak siap untuk diekstrapolasi terhadap sifat koloid yang
kompleks seperti keloid tanah.

Mekanisme operasi muatan pennukaan dalam

kompleks mineral tidak dapat diprediksikan berdasarkan padatan mineral atau dengan
mempertrmbangkan reaktivitas permukaan mmeral,

Reaktivitas gugus

fungsional

dan mekanisme operasi muatan tersebut dalam kompleks koloid dan partikel nano
tidak cukup diperediksi hanya dengan mempertimbangkan fase sistem mi secara
individual.
Interaksi antara muatan koloiu berskala mikro dan nano dalam larutan
elektrolit sangat penting, khususnya untuk ilmu tanah. Penekakanan telah dilakukan
koloid

dalam

elektrostatis
pembentukan

memfasilitasi

antara
agregat

pierinukaari

pengangkutan
yang

yang

bermuatan

mikro dan koagulasmva

terkontammasi.
berlawanan

dalam

sistem

Interaksi

akan

inengontroi

koloid

bermuatan

29

campuran. Pennukaan bennuatan tinggi seperti koloid liat, interaksi elektrostatisnya
berpengaruh terhadap fase ekuilibrmm. Mereka juga mengontrol fenomena penting
seperti jerapan ionik dan inobilitas koloid serta pengangkutannya dalam media
berpori.
Beberapa publikasi mengenai sifat kimia permukaan koloid tanah bermuatan
vanabel dan penganih interaksi partikel jerapan belmn tedalu dipahami. Sifat partikel
tersebut dalam larutan sebenarnya telah digambarkan dengan baik oleh

teon

Derjaguin-Landau - Verwey - Overbeek, meskipun beberapa f)enelitian menyatakan
bahwa hipotesis teori ini mengenai interaksi partikel terlalu sempit.

Akan tetapi

tenaga tarikan partikel dengan rentang panjang Coulobic tidak dapat diterangkan
secara kuantitatif ataupun kualitatif melalui teori ini (McBride dan Baveye, 2002).
Interaksi antara partikelzyxwvutsrqponmlkjihgfedcbaZYXWVUTSRQPONMLKJIHGFEDCBA
3 'ang berbeda jenis serta penga