## PERAN SIFAT TANAH AWAL DALAM PERUBAHAN SIFAT KIMIA TANAH SULFAT MASAM AKIBAT APLIKASI JERAMI PADI
( The role of native soil properties towards the changes in chemical properties of acid sulphate soils that occured due to organic matter application )
Nurzakiah, S. 1) dan Fahmi, A. 1)
1) Balai Penelitian Pertanian Lahan Rawa Jl. Kebun Karet, Loktabat Utara, Banjarbaru, Kalimantan Selatan
sitinurzakiah1@gmail.com ; fahmi.nbl@gmail.com Diterima : 08/06/2020 Disetujui : 20/7/2020

## ABSTRACT
Tidal land is a swamp land which directly or indirectly affected by sea water tides . The overflow and intensity  of tides  or  fluctuation  of  ground  water levels  strongly  influence  to the  soil  properties. This review  is constructed  to  examine    the role  of  native  soil  properties  towards the changes  in chemical properties of acid sulphate soils that occured due to organic matter application. This paper is a review of  the  data  in  the  paper  "Changes  of  soil  chemical  properties  during  rice  straw  decomposition  in different  types of acid  sulphate  soil",  published  by  Hairani  and  Susilawati  in Tropical  Soil Journal ( 2013),  those  data  reviewed  with  different  perspectives  and  theories.  Changes  in  soil  pH,  Fe  and  P concentrations  due  to  the  application  of  organic  matter  are  not  only  influenced  by  differences  in buffering  capacity  and  reduction  capacity  of  the  two  types  of  soil  but  are  also  influenced  by  the original  soil  pH,  high  cellulose  content  in  straw,  soil  development  and  soil  hydrological  conditions, and Fe 2+ content
Keyword : Soil pH, Tidal Land, The Concentration of N, P, and Fe

## ABSTRAK
Lahan  pasang  surut  adalah  lahan  rawa  yang  secara  langsung  atau  tidak  langsung  permukaan  airnya dipengaruhi  oleh  pasang  surut  air  laut.  Semakin  menjorok  ke  arah  hulu  atau  menjauh  dari  muara sungai  maka  pengaruhnya  semakin  kecil.  Luapan  dan  intensitas  pasang  atau  surut  permukaan  air  di lahan  mempengaruhi  sifat  tanah.  Review  ini  disusun  untuk  mengkaji  peranan  sifat  asli  tanah  secara lebih mendalam terhadap perubahan sifat kimia tanah sulfat masam yang terjadi akibat aplikasi bahan organik. Makalah ini adalah sebuah review atas data-data dalam  makalah “ Changes of soil chemical properties  during  rice  straw  decomposition  in  different  type  of  acid  sulphate  soil” ,  yang  diterbitkan pada Jurnal  Tanah  Tropika tahun  2013.  Data-data  yang  telah  dipublikasikan  oleh  Hairani  dan Susilawati (2013), ditelaah ulang dengan perspektif dan teori-teori yang berbeda. Perubahan pH tanah, konsentrasi  Fe  dan  P  akibat  aplikasi  bahan  organik  tidak  hanya  dipengaruhi  oleh  perbedaan  daya sangga  dan  kapasitas  reduksi  dari  dua  jenis  tanah  tetapi  juga  dipengaruhi  oleh  pH  tanah  asli, kandungan  selulosa  yang  tinggi  dalam  jerami,  tingkat  perkembangan  tanah  serta  kondisi  hidrologis tanah awal, dan kandungan Fe 2+
Kata kunci : pH Tanah, Lahan Pasang Surut, Konsentrasi N, P dan Fe

## PENDAHULUAN
Lahan  rawa  adalah  wilayah  daratan di  mana  tanahnya  jenuh  dengan  air,  baik bersifat permanen atau musiman. Ekosistemnya  mencakup  lebak,  danau, sungai,  hutan  mangrove,  hutan  gambut,
hutan  banjir,  limpasan  banjir,  pesisir, sawah, hingga terumbu karang. Berdasarkan  rejim  hidrologinya  lahan  rawa dikelompokkan  menjadi  dua  yaitu  lahan rawa  lebak  dan  lahan  rawa  pasang  surut. Lahan pasang surut adalah lahan rawa yang
secara  langsung  atau  tidak  langsung permukaan airnya diperngaruhi oleh pasang surutnya  air  laut.  Lahan  pasang  surut berdasarkan  luapan  pasang  dan  intensitas drainasenya  dapat  dibagi  menjadi  empat tipologi  yaitu  tipologi  A,  B,  C  dan  D (Noorsyamsi  dan  Hidayat,  1976;  Widjaja Adhi et  al., 1992).  Faktor  hidrologis menjadi  sangat  penting  dalam  membahas sifat-sifat  tanah  pada  kedua  jenis  lahan karena  berhubungan  dengan  perkembangan tanah.  Luapan  pasang  yang  dimaksud dalam  pengelompokan  lahan  ini  adalah pasang  tunggal  atau  pasang  besar  atau pasang purnama ( spring tide ) adalah pasang tertinggi  yang  terjadi  dua  kali  setiap  bulan, yaitu  pada  bulan  mati  (hari  pertama berdasarkan  kalender  qomariah)  dan  bulan purnama  (hari  ke-14).  Sedangkan  pasang ganda ( neap tide ) adalah pasang kecil yang terjadi  dua  kali  dalam  satu  hari,  ketinggian air  pada  pasang  kecil  ini  sangat  bervariasi yang dipengaruhi oleh  gaya  gravitasi  bulan terhadap  bumi  (Noor,  2004).  Definisi  dari setiap  tipologi  lahan  pasang  surut  tersebut adalah sebagai berikut :
Tipologi A : Daerah  pasang  surut yang  selalu  mendapat luapan  pasang  pasang tunggal  maupun  pasang ganda  dan  mengalami drainase  secara  harian. Wilayah tipologi luapan ini meliputi pesisir pantai  dan  sepanjang tepian sungai. Tipologi B : Daerah  pasang  surut yang terluapi hanya saat pasang  tunggal,  tetapi mengalami drainase secara harian. Umumnya daerah tipologi luapan ini meliputi  daerah  dari tepian  sungai  sampai pedalaman sejauh < 50- 100 km. Tipologi C :
Daerah  pasang  surut
yang  tidak  mendapat luapan pasang dan mengalami  pengatusan secara permanen. Pengaruh ayunan pasang  hanya  melalui resapan  ( seepage )  dan mempunyai  muka  air tanah pada kedalaman <
50  cm  dari  permukaan tanah. Tipologi D : Daerah  pasang  surut yang  tidak  mendapat pengaruh ayunan pasang  sama  sekali  dan mengalami drainase secara  terbatas.  Muka air tanah mencapai kedalaman > 50 cm dari permukaan tanah.
Sifat  atau  karakteristik  tanah  di lahan  pasang  surut  dipengaruhi  oleh tipologi  luapan  lahan.  Secara  umum tipologi  A  lebih  subur  daripada  tipologi  B, demikian  pula  tipologi  B  lebih  subur dibandingkan  tipologi  C  dan  demikian seterusnya  (Fahmi et  al .,  2018).  Salah  satu faktor  utama  yang  mempengaruhi  hal tersebut adalah kualitas air dan kuantitasnya yang  mampu  berperan  sebagai  agen perubahan  sifat  tanah,  air  dapat  berperan sebagai sumber hara sekaligus agen  pelarut dan  pelindi  unsur  di  lahan.    Lahan  pasang surut  tipologi  A  lebih  sering  tergenang daripada  B,  tipologi  B  lebih  sering tergenang  daripada  C  demikian  pula seterusnya. Demikian pula sebaliknya dapat diartikan  bahwa  lahan  tipologi  D  lebih kering  dari  tipologi  C,  lahan  tipologi  C lebih  kering  dari  tipologi  B  demikian  pula seterusnya.
Tanah  sulfat  masam  adalah  tanah yang mengandung mineral besi sulfida atau senyawa-senyawa hasil ataupun
dipengaruhi  oleh  transformasi  mineral sulfida seperti bahan sulfurik and monosulfidik.  Tanah  sulfat  masam  sering disebut  juga cat  clay berasal  dari  kata
kattekleigronden (bahasa  Belanda)  atau cat clay soil (bahasa Inggris), diartikan sebagai klei yang  berwarna  kelabu  dengan  bercak kuning  pucat  (Fanning,  2006).  Bercak kuning  ini  adalah  mineral jarosit yang merupakan  senyawa  hasil  oksidasi  pirit. Terminologi tanah sulfat masam digunakan kerana berkaitan dengan adanya kandungan bahan  sulfidik  (pirit),  jika  teroksidasi menyebabkan tanah menjadi masam sampai sangat  masam  (pH  2.0–3.0).  Secara pedogenesis , tanah sulfat masam merupakan  endapan  bahan  marin  yang mengalami  perubahan  secara  bertahap (pematangan).  Fluktuasi  kelembaban  tanah melalui  turun  naiknya  permukaan  air pasang yang kuat disertai dengan pencucian telah  mempengaruh  pirit  dari  tanah  sulfat masam yang terbentuk (Pons et al, 1982). Berdasarkan keberadaan lapisan bahan  sulfidik  atau  horison  sulfurik  dalam profilnya,  menurut  soil  survey  staff  (2014) tanah  sulfat  masam  dapat  diklasifikasikan sebagai  ordo  entisol,  inseptisol  ataupun histosol.  Van  Breemen  dan  Pons  (1978) mengelompokkan  tanah  sulfat  masam berdasarkan  kedalaman  horison  sulfurik sebagai berikut:
1. Tanah  sulfat  masam  potensial  (SMP), cirinya  antara  lain  batas  atas  horison sulfurik pada kedalaman >  50 cm dari permukaan tanah. Menurut Soil Survey Staff  (2014),  tanah  ini  digolongkan kedalam  ordo  entisol  dan  kelompok besar (great  group)sulfaquent yaitu dicirikan    oleh    warna  kelabu,  masih mentah (n >0,7).
2. Tanah  sulfat  masam  aktual  (SMA), cirinya  antara  lain  memiliki  batas  atas horison  sulfurik  pada  kedalaman  <  50 cm  dari  permukaan  tanah.  Berwarna kecoklatan,    cukup  matang    (n  <0,7) dan  sangat  masam    atau  pH    <3,5. Menurut  Soil  Survey  Staff  (2014), tanah  ini  digolongkan  kedalam  ordo inseptisol  dan  kelompok  besar (great group)sulfaquenpt.
Tanah  sulfat  sering  dikenali  sebagai tanah  yang  marginal,  hal  ini  dikarenakan rendahnya  daya  dukung  tanah  tersebut terhadap upaya budidaya tanaman komersial.  Kadar  hara  yang  rendah,  pH tanah  yang  sangat  masam  serta  tingginya kadar  unsur  potensial  meracun  adalah beberapa  penciri  tanah  sulfat  masam. Secara  tradisional  maupun  berdasarkan hasil  penelitian,  aplikasi  bahan  organik merupakan salah satu komponen pendukung  untuk  meningkatkan  ataupun memperbaiki kesuburan tanah sulfat masam.  Jumlah  yang  diberikan  bervariasi baik  dari  ratusan  kilogram  sampai  dengan puluhan  ton.  Jenisnya  mulai  dari  gulma, jerami  sisa  panen  sampai  dengan  pupuk kandang.  Walaupun  demikian,  salah  satu jenis  bahan  organik  yang  sering  diberikan oleh  petani  adalah  jerami  padi,  diberikan hanya  berdasarkan  hasil  sisa  panen  musim tanam  sebelumnya.  Jerami  padi  tersebut dikomposkan  secara  alami  pada  kodisi lahan  yang  secara  fluktuatif  tergenang  di lahan pasang surut.
Saat  ini  banyak  penelitian  yang dilakukan  terhadap  peranan  bahan  organik sebagai  komponen  pendukung  pertanian yang  ekonomis  dan  ramah  lingkungan, hasilnya  menunjukan  bahwa  bahan  organik memiliki  pengaruh  yang  kompleks  dan spesifik  terhadap  tanah,  air  dan  tanaman. Menurut Reddy dan DeLaune (2008) bahan organik merupakan salah satu agen penggerak  reaksi  redoks  dalam  tanah sawah,  dimana  kelarutan  Fe 2+ tertinggi terjadi  pada  tanah  yang  lebih  banyak mengandung  bahan  organik  yang  mudah dimetabolisme,
Ponamperuma (1984) menyatakan  bahwa  perbedaan  pola  reaksi redoks  di  tanah  sawah  antara  lain ditentukan  oleh  kualitas  dan  kuantitas bahan  organik.  Banyak  pendapat  yang menyatakan  bahwa  aplikasi  bahan  organik dapat meningkatkan ketersediaan hara N, P dan  K  serta  menurunkan  kelarutan  unsur meracun  melalui  reaksi  pengkhelatan  dan fiksasi. Di lain sisi,  hasil penelitian lainnya
menunjukkan  bahwa  aplikasi    jerami  dapat pula  menyebabkan  peningkatan  kelarutan logam  meracun  dan  penurunan  pH  tanah. Aplikasi  jerami  segar  lebih  memasamkan tanah  (Kongchum,  2005;  Fahmi et  al ., 2010).  Dalam  konteks  ini,  aplikasi  bahan organik dapat diartikan berdampak meningkatkan kelarutan unsur yang berpotensi meracuni tanaman. Beberapa hasil penelitian
menunjukkan  adanya  pengaruh  negatif  dari aplikasi jerami, walaupun kenyataan dilapangan  membuktikan  bahwa  aplikasi bahan  organik  jerami  adalah  salah  satu komponen kunci dalam peningkatan produktivitas  lahan.    Perbedaan  hasil-hasil penelitian  tersebut  sebenarnya  dipengaruhi oleh  sifat  tanah  dan  tingkat  dekomposisi bahan organik yang diberikan. Setiap bahan dan  tahapan  dari  proses  dekomposisi  akan menunjukan kondisi/pengaruh yang berbeda-beda  sesuai  kondisi  lingkungan, seperti  kelembaban  tanah  dan  kandungan mineral  tanah.    Berdasarkan  hal  tersebut kiranya  perlu  dipahami  peranan  bahan organik  dan  sifat  tanah  asal  dalam perubahan  sifat  yang  terjadi  pada  tanah. Menurut Cayuela et al. (2009) dekomposisi bahan  organik  menentukan  kualitas  dan produktivitas  lahan  karena  bahan  organik sangat  menentukan  sifat  fisika  dan  kimia tanah.

## BAHAN DAN METODE
Tulisan  ini  adalah  sebuah  review atas makalah Hairani dan Susilawati dengan judul “ Changes  of  soil  chemical  properties during rice straw decomposition in different type  of  acid  sulphate  soil, yang  diterbitkan pada Jurnal Tanah Tropika tahun 2013,volume  18  no.  2  halaman  99  –  103. Data-data  yang  telah  dipublikasikan  oleh Hairani  dan  Susilawati  (2013),  ditelaah ulang  dengan  perspektif  dan  teori-teori yang berbeda, tujuannya untuk
memperkaya  atau  menambah  khasanah pengatahuan.
Hairani  dan  Susilawati  (2013)  membahas data pH tanah, konsentrasi Fe, dan kadar N dan  P  pada  tanah  SMP  dan  SMA berdasarkan beberapa pendekatan,  yaitu:  1) Dinamika pelepasan ion H + dari perombakan  bahan  organik  dilihat  dari perbedaan  daya  sangga  dan  kapasitas reduksi,  2)    Hubungan  antara  mineralisasi Fe-organik dengan umur pedologi digunakan  untuk  mengetahui  dinamika konsentrasi  Fe  berdasarkan  perbedaan  pH tanah  yang  mempengaruhi  pembentukan kompleks  antara  asam  organik  dan  Fe,  3) Peningkatan  kadar  N  hanya  terjadi  pada  4 dan 6 MST berhubungan dengan rendahnya kualitas  bahan  organik  dan  terjadinya volatisasi  dan,  4)  Dinamika  kelarutan  P disebabkan  immobilisasi  akibat  aplikasi bahan  organik  kualitas  rendah.    Reaksi reduksi  digunakan  untuk  menjelaskan perbedaan  konsentrasi  P  antara  SMA  dan SMP.    Reaksi  reduksi  memiliki  korelasi positif  dengan  nilai  pH  dan  kadar  Fe  tanah seperti  yang  diungkapkan  oleh  Morris (2011).    Sedangkan  kami  membahas  hal tersebut  berdasarkan  pendekatan,  yaitu:  1) Dekomposisi  bahan  organik  berhubungan dengan  pH  tanah  asli  sebelum  aplikasi perlakuan berdasarkan teori disosiasi gugus fungsional  asam-asam  oganik  hasil  proses dekomposisi,  2)  Perbedaan  konsentrasi  Fe yang terjadi selama percobaan dihubungkan dengan  kapasitas  reduksi  berdasarkan  nilai pH tanah dan adanya pengaruh dari tingkat kondisi  bahan  sulfidik  serta  perkembangan tanah.  Penggenangan  dan  aplikasi  bahan organik  tidak  menyebabkan  peningkatan konsentrasi Fe 2+ . Adanya afinitas Fe 3+ yang lebih  besar  dibandingkan  Fe 2+ terhadap bahan  humus  dari  hasil  dekomposisi  bahan organik,  3)  Pengaruh  positif  aplikasi  bahan organik  terhadap  dinamika  N,  dan  4)  Pada pH  yang  sangat  masam,  ketersediaan  P lebih  ditentukan  oleh  Fe,  direfleksikan dengan  adanya  hubungan  positif  yang  kuat antara  Fe  dan  P  tanah  sulfat  masam.
Hubungan tersebut dibahas dalam perpektif perkembangan  tanah  dan  rezim  hidrologi tempat asal kedua jenis tanah.

## HASIL DAN PEMBAHASAN

## Kemasaman Tanah
Aplikasi bahan organik dapat menyebabkan
penurunan
atau
meningkatkan pH tanah sulfat masam, arah perubahan tersebut tergantung pada beberapa  hal,  yaitu  pH  tanah  awal (Rukhsana et  al. 2011)  dan  kualitas  bahan organik  (Kongchum  2006;  Fahmi et  al. 2009).  Berdasarkan  Gambar  1  diketahui bahwa  pada  pengamatan  2  MST  terjadi penurunan pH tanah SMP tetapi meningkatkan  pH  tanah  SMA.  Penurunan pH  tanah  SMP  pada  pengamatan  2  MST dibandingkan  sebelum  perlakuan  (0  MST) menunjukkan bahwa telah terjadi sumbangan  ion  H  yang  berasal  dari dekomposisi  awal  bahan  organik  yang diberikan  terhadap  tanah  dan  hal  ini dibuktikan  dengan  adanya  interaksi  dua faktor  perlakuan  jenis  tanah  dan  bahan organik  (Gambar  1).  Sedangkan  Hairani dan  Susilawati  (2013)  menyatakan  bahwa terjadinya  perbedaan  respon  perubahan  pH pada  tanah  SMP  dan  SMA  berhubungan dengan  perbedaan  kapasitas  reduksi  dari dua jenis tanah dan perbedaan daya sangga tanah,  seperti  yang  telah  dilaporkan sebelumnya  oleh  Rukhsana et  al (2010); Konsten et  al. (1994)  dan  Reddy  and DeLaune  (2008) . Penulis  berpendapat bahwa  hal  tersebut  dapat  pula  dijelaskan sebagai pengaruh perbedaan pH tanah awal terhadap  perubahan  pH  kedua  jenis  tanah dalam hubungannya dengan proses dekomposisi  bahan  organik.    Menurut Grybos et  al (2009)  perubahan  pH  adalah faktor kunci dalam pelarutan bahan organik. Perbedaan perubahan pH kedua jenis tanah dapat  dijelaskan  berdasarkan  teori  disosiasi gugus  fungsional  asam-asam  oganik  hasil proses  dekomposisi.  Menurut  Tan  (2008)
gugus  COOH  dari  bahan  humus  hasil dekomposisi bahan organik mulai terdisosiasi  pada pH 3,0 dan peningkatan 1 unit  pH  di  atas  nilai  pKa  tersebut menyebabkan 90 % gugus COOH terdissosiasi, selanjutnya peningkatan 2 unit pH  menyebabkan  99  %  gugus  COOH mengalami dissosiasi.
Gambar 1
menunjukkan  pH  awal  tanah  SMP  adalah 4,44 kemudian pada pengamatan berikutnya pH tanah mengalami penurunan, sedangkan pH tanah SMA adalah 3,60 kemudian pada pengamatan berikutnya pH tanah mengalami  peningkatan,  artinya  dari  dua fakta yang berbeda tersebut dapat dinyatakan  bahwa  lebih  banyak  gugus COOH  pada  tanah  SMP  yang  terdisosiasi dibandingkan  pada  tanah  SMA.  Perubahan pH  tanah  akibat  aplikasi  bahan  organic dipengaruhi  oleh  pH  tanah  awal  (Wang et al., 2013).  Menurut  Magdoff et  al. (1987) suatu  tanah  memiliki  daya  sangga  yang lebih  baik  pada  pH  >  7,0  atau  <  4,0 dibandingkan  pada  kisaran  pH  4,0  –  7,0, dan  Butterly et  al. (2010)  menyatakan bahwa  peningkatan  pH  yang  lebih  besar akibat  aplikasi  bahan  organic  terjadi  pada tanah dengan pH tanah awal lebih rendah.
Gambar 1. Dinamika pH tanah (Hairani dan Susilawati, 2013).

## Konsentrasi Besi
Konsentrasi  Fe 2+ dalam  tanah  SMP dan SMA (Gambar 2) cenderung meningkat
pada  pengamatan  2  hingga  8  MST  karena adanya pengaruh reduksi Fe 3+ yang didorong oleh aplikasi jerami padi (Hairani dan  Susilawati,  2013).  Berbeda  dengan  hal tersebut, penulis berpendapat bahwa konsentrasi Fe 2+ pada tanah SMP cenderung tidak mengalami peningkatan dalam gradien  yang  besar,  khususnya  pada  2 sampai 6 MST. Hal ini menunjukkan bahwa aplikasi  bahan  organik  dan  penggenangan tanah  tidak  menyebabkan  terjadinya  proses reduksi  yang  intensif.  Jerami  padi  sebagai bahan  organik  yang  diaplikasikan  dalam penelitian  tersebut  mengandung  selulosa yang  tinggi.  Vu et  al. (2017)  menyatakan bahwa  kandungan  selulosa  dalam  jaringan padi  cukup  tinggi  yaitu  berkisar  40%. Sedangkan  Liu et  al. (2010)  melaporkan bahwa  bahwa  bahan  organik  yang  kaya selulosa  cenderung  tidak  aktif  dalam mendorong  terjadinya  proses  reduksi  di tanah. Walaupun demikian, dapat diketahui bahwa  perbedaan  konsentrasi  Fe 2+ sampai dengan  6  MST  (Gambar  2)  diduga berhubungan  dengan  kapasitas  reduksi hubungannya dengan pH tanah (Gambar 1). Menurut  Van-Schaik  (2008)  reduksi  Fe 3+ lebih banyak terjadi pada pH 2 dibandingkan  pH  4.  Berdasarkan  diagram kelarutan  Fe  yang  ditunjukkan  oleh  Kirk (2004) diketahui bahwa pada pH yang lebih rendah (sangat masam) kelarutan Fe 3+ lebih tinggi  dibandingkan  Fe 2+ .  Berkebalikan dengan fakta tersebut, dapat juga dinyatakan bahwa pengaruh pH tanah SMP yang  lebih  tinggi  dari  pada  tanah  SMA menyebabkan  tingkat  reduksi  yang  tinggi pada  tanah  SMP,  sebagaimana  yang diungkapkan  oleh  Liu et  al. (2010)  bahwa laju  reduksi  Fe  lebih  tinggi  pada  pH  yang lebih tinggi.
Tanah  SMA  adalah  tanah  dengan bahan  sulfidik  yang  telah  teroksidasi  dan lebih  berkembang,  sedangkan  tanah  SMP memiliki  bahan  sulfidik  yang  relatif  belum teroksidasi  dan  lebih  mentah  (Soil  survei staff,  2014).    Ditambahkan  pula  bahwa tanah  SMP  berasal  dari  kawasan  pasang
surut  tipe  luapan  B  yang  secara  periodik mengalami  genangan.  Reddy  dan  DeLaune (2008)  menyatakan  bahwa  tanah  yang sering  mengalami  periodik  basah  dan kering mengandung lebih banyak Fe-amorf. Kondisi  tersebut  menyebabkan  tanah  SMA mengandung lebih banyak Fe dalam bentuk mineral  kristalin  sedangkan  mineral  amorf lebih  banyak  terdapat  pada  SMP.  Fakta tersebut  menyebabkan  lebih  banyak  Fe yang  tereduksi  dalam  tanah  SMP  daripada SMA. Mineral kristalin lebih sulit tereduksi daripada  mineral  amorf  (Reiche et  al., 2008),  dan  Fe  yang  berbentuk  kristalin lebih  sukar  direduksi  dibandingkan  Fe- hidrooksida  yang berbentuk  amorf  (Morris, 2011).
Gambar 2. Dinamika konsentrasi Fe 2+ (Hairani dan Susilawati, 2013).
Gambar 3. Dinamika konsentrasi Fe organik (Hairani dan Susilawati, 2013).
Gambar  3  memperlihatkan  perbe- daan pola perubahan kandungan Fe organik dalam  tanah  SMA  dan  SMP.    Hal  ini berhubungan  dengan:  1)  afinitas  bahan humus  dari  hasil  dekomposisi  bahan organik  yang  lebih  besar  terhadap  Fe 3+ dibandingkan Fe 2+ . Gambar 1 telah menunjukkan  bahwa  pH  tanah  SMA  lebih rendah  dibandingkan  tanah  SMP,  menurut Kirk  (2004)  hal  ini  dapat  berakibat  pada kelarutan Fe 3+ yang lebih tinggi dibandingkan  Fe 2+ .  Tingginya  afinitas bahan  humus  terhadap  Fe 3+ menyebabkan pembentukan  kompleks  Fe-organik  lebih banyak  terjadi  pada  tanah  SMA.  2) Berhubungan dengan  pH tanah SMA yang lebih rendah, kelarutan Fe 3+ akan meningkat  pada  pH  yang  semakin  rendah sehingga  kondisi  ini  sangat  mendukung pembentukan  kompleks  Fe  dengan  asam- asam  organik  hasil  proses  dekomposisi. Wagai  dan  Mayer  (2007)  menyatakan bahwa  pembentukan  kompleks  antara  Fe dengan asam organik lebih banyak pada pH yang  lebih  masam.  Sedangkan  penurunan konsentrasi  Fe  organik  baik  pada  SMP maupun SMA  yang terjadi  khususnya pada minggu  keenam  (Gambar  3)  disebabkan sebagian  Fe-organik  tersebut  mengalami mineralisasi, sehingga konsentrasi
Fe 2+ kembali mengalami peningkatan (Gambar 2).

## Kadar Nitrogen Total
Nitrogen  adalah  unsur  yang mobile , sangat  mudah  terlindi  dan  menguap, sehingga  tanaman  seringkali  mengalami defisiensi.  Nitrogen diserap tanaman dalam bentuk
NH 4 +
atau NO 3 - , yang penyerapannya dipengaruhi oleh sifat tanah, jenis tanaman, dan tahapan dalam pertumbuhan tanaman. Pada tanah tergenang,  N  diserap  tanaman  utamanya dalam  bentuk  NH 4 + ,  sebaliknya  pada  tanah dengan  aerase  baik  tanaman  cenderung menyerap  NO 3 - (Havlin et  al., 2005). Nitrogena dalah unsur  yang secara  alamiah
utamanya  berasal  dari  proses  perombakan bahan organik.
Peningkatan  kandungan  N  total akibat  aplikasi  pupuk  N  hanya  terjadi  pada 4  dan  6  MST  (Hairani  dan  Susilawati, 2013).      Penulis  berpendapat  bahwa  secara umum  kandungan  N  total  tanah  SMP  dan SMA  mengalami  peningkatan  pada  semua waktu pengamatan dibandingkan saat tanam (0 MST) (Gambar 4). Peningkatan N dalam tanah  yang  disebabkan  aplikasi  pupuk  N (urea)  dapat  terjadi  mulai  pada  awal pertanaman.  Selain  itu,    peningkatan tersebut  diduga  lebih  disebabkan  oleh aplikasi bahan organik, karena jika peningkatan N hanya bersumber dari pupuk N maka peningkatan N tertinggi seharusnya terjadi pada pengamatan 2 MST, mengingat sifat N dari pupuk urea yang sangat mudah larut . Cajuste et  al (1996)  menyatakan bahwa puncak hidrolisis pupuk urea terjadi pada  1-2  hari  setelah  aplikasi.  Fakta  ini menunjukkan adanya suatu proses lain yang cukup  berpengaruh  sehingga  menimbulkan dinamika  konsentrasi  N  yang  khas  seperti ditunjukkan  dalam  gambar  4  tersebut. Bahan  organik  yang  diberikan  diduga mampu  meningkatkan  kandungan  ataupun menyumbangkan  N  ke  tanah,  menurut Koyama (1981) 40 – 80 % dari total N yang diserap  tanaman  berasal  dari  perombakan bahan  organik  di  tanah.  Selain  itu  Dong et al. (2012)  juga  menyatakan  bahwa  hanya 20  %  dari  N  yang  diserap  tanaman  berasal dari pupuk yang diberikan.
Kandungan  N  total  mengalami penurunan  mulai  dari  6  sampai  8  MST (Gambar 4)
hal tersebut diduga berhubungan  dengan  nilai  pH  tanah  dan kandungan Fe 2+ dalam tanah yang mengalami  peningkatan,  diketahui  bahwa prosses  dekomposisi  sangat  dipengaruhi oleh  pH  tanah  dan  kandungan  Fe  tanah. Menurut  Van-Bodegom et  al. (2005) tingginya  konsentrasi  Fe 2+ dalam  tanah akan meningkatkan laju dekomposisi bahan organik.  Berbeda  dengan  hal  tersebut, sebelumnya  Hairani  dan  Susilawati  (2013)
menyatakan bahwa penurunan mulai  dari  6 sampai  8  MST  terkait  dengan  proses volatisasi  karena sebagai akibat dari proses transformasi N di tanah tergenang.
Gambar 4. Dinamika konsentrasi N total (Hairani dan Susilawati, 2013).

## Kelarutan Posfor
Secara teoritis kelarutan P berhubungan dengan  nilai  pH  tanah,  ketesediaan  P berkorelasi  positif  dengan  pH  tanah.    Data hasil  penelitian  Hairani  dan  Susilawati (2013)  menunjukkan  hal  berbeda  yaitu konsentrasi  P  tersedia  pada  tanah  SMA secara konsisten lebih tinggi daripada SMP sedangkan  pH  tanah  SMP  lebih  tinggi  dari pH tanah SMA  (Gambar 5 dan Gambar 1). Fakta  ini  berhubungan  dengan  perbedaan kandungan  Fe  dalam  kedua  jenis  tanah dimana  kandungan  Fe  pada  tanah  SMP yang  lebih  tinggi  daripada  SMA  (Gambar 2).  Peningkatan  ketersediaan  P  lebih ditentukan  oleh  keberadaan  Fe  karena tingginya  kandungan  Fe  pada  pH  yang sangat masam tersebut.  Fahmi et al. (2018) menyatakan terdapat hubungan positif yang kuat  antara  Fe  dan  P  tanah  sulfat  masam. Hairani  dan  Susilawati  (2013)  dalam pembahasannya  tidak  menjelaskan  secara detil  bagaimana  mekanisme  dan  bentuk reaksi  keseimbangan  yang  terjadi.  Penulis berpendapat hubungan tersebut dapat dijelaskan  secara  lebih  detil  melalui
perspektif  perkembangan  tanah.  Diketahui bahwa  tanah  SMA  lebih  berkembang daripada  SMP.  Tanah  SMP  yang  lebih mentah  karena  secara  alamiah  sering mengalami  genangan  air  akibat  fluktuasi pasang  surut,  hal  tersebut  berakibat  pada masih terjadinya pengendapan pada  lapisan permukaanya.  Di  lain  sisi  kondisi  tanah SMA  yang  lebih  kering  atau  aerob mengakibatkannya mengandung lebih banyak  Fe  dalam  bentuk  mineral  kristalin daripada  tanah  SMP.  Sebaliknya  kadar mineral  Fe-amorf  akan  lebih  banyak terdapat  pada  SMP  daripada  tanah  SMA.
Johnston et  al. (2009)  melaporkan  bahwa kadar Fe-amorf meningkat pada permukaan tanah  setelah  digenangi  dan  Chi et  al.
(2010) juga melaporkan bahwa
pembentukan  mineral  Fe-kristalin  yang lebih dominan dibandingkan Fe-amorf pada tanah  dengan  aerase  yang  lebih  baik. Beberapa peneliti (Loeb et al. 2008; Zak et al. 2010;  Wang et  al. 2013)  melaporkan bahwa  Fe  amorf  seperti  ferihidrit  memiliki peran  yang penting terhadap pelarutan P di lahan  rawa,  sedangkan  Bonneville et  al. (2009) menyatakan bahwa mineral kristalin lebih  sulit  tereduksi  daripada  mineral amorf,  dan  saat  proses  reduksi  terjadi pelepasan  P  yang  difiksasi  oleh  Fe sebagaimana  reaksi  berikut  (Reddy  dan DeLaune, 2008);
FePO 4 + H + + e –  Fe 2+ + H + HPO 4 2 –
Selain  itu,  banyaknya  mineral  Fe  kristalin pada SMA diduga menyebabkan rendahnya kapasitas fiksasi tanah terhadap P sehingga ketersediaan  P  menjadi  lebih  tinggi. Beberapa  peneliti  melaporkan  adanya korelasi  yang  nyata  antara  keberadaan mineral Fe amorf dan retansi P (Berkheiser et  al .,  1980;  Richardson,  1985;  Walbridge and  Struthers,  1993;  Gale et  al .,  1994; Reddy et  al .,1998;  Wang et  al., 2013). Tanah  sulfat  masam  yang  cenderung memiliki  kandungan  mineral  Fe  kristalin yang  lebih  banyak  dapat  dihubungkan
dengan  kelarutan  P  yang  lebih  tinggi  jika dibandingkan  dengan  tanah  sulfat  masam yang  didominasi  Fe  dalam  bentuk  amorf. Menurut  Freese et  al. (1992)  dan  Guzman et al. (1994) perbedaan jenis Fe- (hidr)oksida  adalah  faktor  utama  yang menentukan  ketersediaan  dan  mobilitas  P. Besarnya  peranan  mineral  Fe  amorf dibandingkan Fe kristalin dalam hal jerapan terhadap  P  disebabkan  oleh  rata-rata  luas permukaan  mineral  Fe  amorf  lebih  besar daripada  Fe  kristalin.    Mineral  ferihidrit bersifat  lebih  amorf  dibandingkan  hematit, luas  permukaan  hematit  berkisar  10  -  120 m 2 g -1 (Violente et  al., 2005)  sedangkan ferihidrit  memiliki  luas  permukaan  150  – 700 m 2 g -1 (Bonneville 2005)
Gambar 5. Dinamika konsentrasi P tersedia (Hairani dan Susilawati, 2013) .

## KESIMPULAN
1. Aplikasi    bahan  organik  menyebabkan penurunan atau meningkatkan pH tanah sulfat  masam,  arah  perubahan  tersebut tergantung  pada  yaitu  pH  tanah  awal dan  kualitas  bahan  organik.  Perbedaan pH  tanah  menyebabkan  perbedaan disosiasi  gugus  fungsional  dari  asam organik hasil dekomposisi bahan organik.
2. Aplikasi bahan organik dan penggenangan tidak selalu
menyebabkan terjadinya proses reduksi
yang intensif, adanya kandungan selulosa  yang tinggi  dalam  jerami padi akan membatasi reaksi tersebut. Perbedaan konsentrasi Fe berhubungan dengan kapasitas reduksi dan pH tanah pada  dua  jenis  tanah,  dimana  reduksi Fe  yang  lebih  tinggi  pada  pH  yang lebih  rendah.  Selain  itu,  perbedaan konsentrasi Fe  berhubungan  pula dengan  tingkat  perkembangan  tanah serta  kondisi  hidrologisnya,    hal tersebut  menyebabkan  perbedaan  sifat mineralogi  Fe  yang  dominan  terdapat dalam  tanah  tersebut.  Tanah  yang sering  mengalami  periodik  basah- kering  mengandung  lebih  banyak  Fe- amorf,  sebaliknya  tanah  yang  lebih berkembang  dan  relatif  kering  akan mengandung  lebih  banyak  mineral  Fe kristalin. 3. Aplikasi    bahan  organik  menyebabkan kandungan  nitrogen  (N)  total  tanah SMP dan SMA mengalami peningkatan.  Penurunan  kandungan  N total  berhubungan  dengan  nilai  pH tanah dan kandungan Fe 2+ dalam tanah yang mengalami peningkatan. Konsentrasi  P  tersedia  pada  tanah  SMA lebih  tinggi  daripada  SMP  berhubungan dengan  perbedaan  kandungan  Fe  dalam kedua jenis tanah. Tanah SMP mengandung lebih  banyak  Fe  amorf  daripada  tanah SMA, sehingga proses reduksi lebih banyak terjadi  pada  tanah  SMP.    Saat  proses reduksi  terjadi  pelepasan  P.    Selain  itu, perbedaan  kandungan  mineral  Fe  kristalin menyebabkan  perbedaan  kapasitas  fiksasi tanah terhadap P.

## DAFTAR PUSTAKA
Berkheiser, V. E., J. J. Street, P. S. C. Rao, and  T.  L.  Yuan.  1980.  Partitioning of inorganic orthophosphate in soil– water  systems. Crit.  Rev.  Environ. Sci. Technol. 10:179–224.
Bonneville, S.  2005.  Kinetics of Microbial Fe  (III)  Oxyhydroxide  Reduction  : The  Role  of  Mineral  Properties. A Desertation. Department  of  Earth Sciences-Geochemistry,  Faculty  of Geosciences,  Utrecht  University. The Netherlands. 117 p.
Bonneville  S,  T  Behrends,  and  P  Van Cappellen.  2009.  Solubility  and dissimilatory  reduction  kinetics  of iron(III)  oxyhydroxides:  A  linear free energy relationship.
Geochimica Cosmochimica Acta 73:
5273–5282.
Butterly,  C.R.  Baldock,  J  and  C.  Tang.
2010.  Chemical  mechanisms  of  soil pH  change  by  agricultural  residues Clayton. Dalam :  R.J. Gilkes and N. Prakongkep.  (Eds.), Soil  Solutions for a Changing World. Soil minerals and contaminants , 19 th World
Congress  of  Soil  Science .  Brisbane,
Australia. pp.43–46
Cajuste L.J., Sánchez-A E., and Laird R.J. 1996.  Behaviour  of  urea  and ammonium  sulfate  fertilizers  and their  N  uptake  relationships  in calcareous  soils.  In:  Ahmad  N. (Eds) Nitrogen Economy in Tropical  Soils.  Developments  in Plant  and  Soil  Sciences,  vol  69.
Springer, Dordrecht. pp 347-353. Cayuela, M. L., T. Sinicco, and C. Mondini. 2009.  Mineralization dynamics and biochemical properties during initial decomposition  of  plant  and  animal residues  in  soil. Applied  Soil Ecology. 41 ; 118 – 127.
Chi  G, X Chen, Y Shi  and T Zheng. 2010.
Forms  and  profile  distribution  of soil  Fe  in  the  Sanjiang  Plain  of Northeast  China  as  affected by land uses. Journal  Soils  Sediment 10: 787–795.
Dong  NM,  KK  Brandt,  J  Sørensen,  NN Hung,  CV  Hach,  PS  Tan,  and  T Dalsgaard. 2012. Effects of
alternating  wetting  and  drying
versus  continuous  flooding  on fertilizer  nitrogen  fate  in  rice  fields in  the  Mekong  Delta,  Vietnam. Soil Biology  and  Biochemistry 47:  166– 174.
Fahmi,  A.,  B.  Radjagukguk,  dan  B.  H. Purwanto.    2009.    Kelarutan  posfat dan  ferro  pada  tanah  sulfat  masam yang  diberi  bahan  organik  jerami padi. Jurnal Tanah Tropika . 14 (II);
119 - 125 .
Fahmi,  A.  2010.    Pengaruh  pemberian jerami  padi  terhadap  pertumbuhan tanaman  padi  ( Oryza  sativa )  di tanah  sulfat  masam .    Jurnal  Berita Biologi . 10 (1); 7 - 14 .
Fahmi,  A.,  M.  Alwi  and  D.  Nursyamsi. 2018.  The  role  of    land  inundation type  of  tidal  swamp  land  on  The chemical properties of potential acid sulphate  soils  under  fertilizer  and lime  application. J  Tanah  Trop.
23(2); 55 – 64.
Fanning,  D.S.,  2006.  Acid  sulfate  soils. Dalam :  R.  Lal  (Ed.),  Encyclopedia of  Soil  Science,  vol.  1,  Second edition.  Taylor  &  Francis,  Boca Raton, Florida, pp. 11–13.
Freese,  D.,  S.E.A.T.M.  Van  der  Zee,  and W.  H.  Van  Riemsdijk.  1992. Comparison  of  different  models  for phosphate  sorption  as  a  function  of the  iron  and  aluminium  oxides  of soils. Journal  Soil  Science .  43:729– 738.
Gale, P. M., K. R. Reddy, and D. A. Graetz. 1994.  Phosphorus  retention  by wetland  soils  used  for  treated wastewater  disposal. J.  Environ. Qual . 23:370–377.
Grybos,  M.,  M.  Davranche,  G.  Gruau,  P. Petitjean  and  M.  Pédrot.  2009. Increasing  pH drives organic matter solubilization  from  wetland  soils underreducing conditions.
Geoderma 154; 13–19.
Guzman,  G.,  E.  Alcantara,  and  V.  Barro´n. 1994. Phytoavailability of phosphate
adsorbed  on  ferrihydrite,  hematite, and  goethite. Plant  and  Soil .
159:219–225.
Hairani.  A.,  and  A.  Susilawati.  2013.
Changes  of  soil  chemical  properties during  rice  straw  decomposition  in different  type  of  acid  sulphate  soil. Jurnal  Tanah  Tropika .  18  (2);  99  – 103 .
Havlin,  J.  L.,  J.  D.  Beaton,  S.  L.  Tisdale,
and  W.  L.  Nelson.    2005.    Soil Fertility  and  Fertilizers.    An introduction to nutrient management.    Seventh  Edition. Pearson Education Inc. Upper
Saddle River, New Jersey.  499 p Johnston,  S.G.,  A.F.  Keene,  R.T.  Bush, E.D.  Burton,  L.A.  Sullivan,  D. Smith, A.E. McElnea, M.A.
Martens,  and  S.  Wilbraham.  2009. Contemporary pedogenesis of
severely  degraded  tropical  acid sulfate  soils  after  introduction  of regular  tidal  inundation. Geoderma. 149; 335–346.
Kirk,  G.    2004. The  Biogeochemistry  of Submerged  Soils .  John  Willey  and
Sons. Chicester, England.  291 p. Kongchum,  M.    2005.    Effect  of    Plant Residue  and  Water  Management
Practices  on  Soil  Redox  Chemistry, Methane Emission and Rice Productivity. A Desertation . Graduate  Faculty  of  the  Louisiana State University.  USA.  201 p.
Konsten,  C.  J.  M.,  N.  V.  Breemen,  S. Suping,  I.  B.  Aribawa,  and  J.  E. Groenenberg.  1994.    Effect  of flooding  on  pH  of  rice-producing, acid  sulphate  soils  in  Indonesia. Soil  Science  Society  of  America Journal .  58; 871 – 883.
Koyama  T.  1981.  The  transformation  and balances  of  nitrogen  in  Japanese paddy  fields. Fertilizer  Research 2:
261–278.
Liu,  C.,  M.  Chen  and  F.  Li.  2010.  Fe(III) reduction in soils from South China.
Dalam : R.J. Gilkes and N.
Prakongkep.  (Eds.), Soil  Solutions for a Changing World. Soil minerals and contaminants , 19 th World Congress  of  Soil  Science .  Brisbane,
Australia. pp.70–73
Loeb  R,  LPM  Lamers,  and  JGM  Roelofs. 2008.  Prediction  of  phosphorus mobilization in inundated floodplain soils. Environmental Pollutants 156: 325–331. Magdoff, F. R., R. J. Bartlett and D. S. Ross. 1987. Acidification and pH
Buffering of Forest Soils. Soil Science Society of America
Journal . 51(5): 1384-1386.
Morris, A.J. 2011. Phosphate Binding to Fe and  Al  in  Organic  Matter  as Affected  by  Redox  Potential  and pH. A  Dissertation .  Soil  Science, North  Carolina    State  University , Raleigh,  North  Carolina,  USA.  229 p.
Noorsyamsi, H. dan M. Hidayat. 1976. The tidal  swamp  rice  culture  in  South Kalimantan.  Contr.  Centr.  Res.  Ins.
Agric. Bogor. 10; 1–18.
Noor,  M.    2004.    Lahan  Rawa.;  Sifat  dan pengelolaan tanah bermasalah sulfat masam.    PT.    Raja  Grafindo Persada.  Jakarta,  241 hlm.
Ponnamperuma,  F.  N.  1984.    Effects  of flooding  on  soils. Dalam T. Kozlawski  (Ed.) Flooding and Plant Growth ; Physical ecology.  A series monographs,  text  and  treatises.    P  ;
10  –  45.    Acaademic  Press  Inc. Harcourt Brace Javanovich Publisher, USA. Pons,  L.J.,  N.  Van  Breemen,  and  P.M.
Driessen.  1982.  Physiography  of coastal  sediments  and  development of  potential  soil  acidity. Dalam ; J.A.  Kittrick,  D.S.  Fanning,  L.R.
Hossner (Eds) 'Acid Sulfate Weathering'. SSSA Special
Publication  No.  10,  pp.  1–18.  Soil
Science Society of America: Madison, WI.
Reiche,  M.,  G.  Torburg,  and  K.  Kusel.
2008. Competition of Fe(III)
reduction  and  methanogenesis  in  an acidic  fen .    Microbiology  Ecology . 65 (1); 88–101.
Reddy,  K.  R.,  G.  A.  O’Connor,  and  P.  M. Gale.  1998.  Phosphorus  sorption capacities  of  wetland  soils  and stream  sediments  impacted by dairy effl  uent. J. Environ.  Qual . 27:438– 447.
Reddy, K.R. and R.D. DeLaune. 2008. The Biogeochemistry of Wetlands;
Science  and  applications, CRC Press.  New York, USA. 779 p .
Richardson,  C.  J.  1985.  Mechanisms controlling  phosphorus  retention capacity  in  freshwater  wetlands.
Science 228:1424–1426.
Rukhsana,  F.,  C.  Butterly,  J.  Baldock  and C.  Tang.    2010.  Model  carbon compounds differ in their effects on pH  change  of  soils  with  different initial  pH. In :  R.J.  Gilkes  and  N. Prakongkep.  (Eds.), 19 th World Congress  of  Soil  Science,  Soil Solutions for a Changing World , 1 – 6  August  2010,  Brisbane,  Australia. pp ; 160 – 163.
Rukshana,  F.,  C.R.  Butterly,  J.A.  Baldock and  C.  Tang.  2011.  Model  organic compounds differ in their effects on pH changes of two soils differing in initial  pH. Biol  Fertil  Soils. 47:51– 62.
Soil  Survey  Staff.  2014. Key  to  Soil
Taxonomy .  Twelfth  Edition.  United
States  Department  of  Agriculture (USDA)  and  Natural  Resources Conservation Service (NRCS). Washington DC. 360 p.
Tan,  K.H.  2008. Humic  Matter  in  the  Soil and  the  Environment  ;  Principles and controversies. Second Edition. CRC Press.  439 p.
Van-Schaik,  J.W.J.    2008.    Binding  of metals  to  macromolecular  organic acids in natural waters. A
Disertation. Faculty of Natural Resources and Agricultural SciencesDepartment  of  Soil  and
Environment.Swedish  University  of Agricultural Sciences.  72 p.
Van Breemen, N. and L.J. Pons. 1978. Acid sulphate and rice. Dalam .  Soils and Rice.    IRRI.    Los  Banos,  The Philippines. pp.739–761.
Van-Bodegom,  P.  M.,  P.  R.  Broekman,  J. Van-Dijk,  C.  Bakker  and  R.  Aerts. 2005.    Ferrous  iron  stimulates phenol  oxidase  activity  and  organic matter
decomposition in
waterlogged. Biogeochemistry. 76;
69 – 83.
Violente, A., M. Ricciardella, M. Pigna and R.  Capasso.    2005.    Effects  of organic ligands on the adsorption of trace  elements  onto  metal  oxides and  organo-mineral  complexes.  p. 157 – 182. Dalam P. M. Huang and G. R. Gobran. (Eds)
Biogeochemistry  of  Trace  Elements in the Rhizosphere. Elsevier.
Vu,  N.D.,  H.T.  Tran,  N.D.  Bui,  C.D.  Vu,
and H.V. Nguyen. 2017. Lignin and Cellulose Extraction from Vietnam’s  Rice  Straw  Using Ultrasound-Assisted Alkaline Treatment  Method. International Journal  of  Polymer  Science vol. 2017, 8 p. https://doi.org/10.1155/2017/1063
695 .
Wagai,  R.  and  L.  M.  Mayer.    2007. Sorptive  stabilization  of  organik matter  in  soils  by  hydrous  iron oxides. Geochim  cosmochim  act .
71: 25 – 35.
Wang X, F Liu, W Tan, W Li, X Feng and DL  Sparks.  2013.  Characteristics  of phosphate adsorption-desorption onto  ferrihydrite:  comparison  with
well-crystalline Fe(hydr)oxides. Soil Science 178: 1–11.
Widjaja  Adhi,  I.P.G.,  K.  Nugroho,  D.S.
Ardi dan S. Karama. 1992. Sumberdaya  lahan  rawa:  potensi, keterbatasan dan pemanfaatan. Dalam ;  S.  Partoharjono  dan  M. Syam. (Eds.) Pengembangan terpadu lahan rawa pasang surut dan lebak.  SWAMPS  II.  Puslitbangtan. Bogor.
Zak D, C Wagner, B Payer, J Augustin and J  Gelbrecht.  2010.  Phosphorus mobilization  in  rewetted  fens  :  The effect  of  altered  peat  properties  and implications  for  their  restoration. Ecological  Applications 20:  1336– 1349. Walbridge, M. R. and J. P. Struthers. 1993. Phosphorus  retention  in  non-tidal palustrine  forested  wetlands  of  the mid-Atlantic region. Wetlands 13:84–94.