Gunung berapi

Dari Wikipedia Indonesia, ensiklopedia bebas berbahasa Indonesia.

 

 

Gunung berapi Mahameru di Jawa, Indonesia.

Meskipun memang agak susah untuk mendefinisikan apa itu gunung berapi atau gunung api, namun secara umum istilah tersebut dapat didefinisikan sebagai suatu sistem saluran fluida panas (batuan dalam wujud cair atau lava) yang memanjang dari kedalaman sekitar 10 km di bawah permukaan bumi sampai ke permukaan bumi, termasuk endapan hasil akumulasi material yang dikeluarkan pada saat dia meletus.

Lebih lanjut, istilah gunung api ini juga dipakai untuk menamai fenomena pembentukan ice volcanoes atau gunung api es dan mud volcanoes atau gunung api lumpur. Gunung api es biasa terjadi di daerah yang mempunyai musim dingin bersalju, sedangkan gunung api lumpur dapat kita lihat di daerah Kuwu, Purwodadi, Jawa Tengah. Masyarakat sekitar menyebut fenomena di Kuwu tersebut dengan istilah Bledug Kuwu

Gunung berapi terdapat di seluruh dunia, tetapi lokasi gunung berapi yang paling dikenali adalah gunung berapi yang berada di sepanjang busur Cincin Api Pasifik. “Pacific Ring of Fire”. Busur Cincin Api Pasifik merupakan garis bergeseknya antara dua lempengan tektonik (teori tektonik lempeng).

Gunung berapi terdapat dalam beberapa bentuk sepanjang masa hidupnya. Gunung berapi yang aktif mungkin bertukar menjadi separuh aktif, menjadi padam, sebelum akhirnya menjadi tidak aktif atau mati. Bagaimanapun gunung berapi mampu menjadi padam dalam waktu 610 tahun sebelum bertukar menjadi aktif semula. Oleh itu, sukar untuk menentukan keadaan sebenarnya sesuatu gunung berapi itu, apakah sesebuah gunung berapi itu berada dalam keadaan padam atau telah mati.

 

 

Letusan gunung berapi dapat berakibat buruk terhadap margasatwa lokal, dan juga manusia.

Apabila gunung berapi meletus, magma yang terkandung di dalam kamar magmar di bawah gunung berapi meletus keluar sebagai lahar atau lava. Selain daripada aliran lava, kemusnahan oleh gunung berapi disebabkan melalui pelbagai cara seperti berikut:

1. Aliran lava.
2. Letusan gunung berapi.
3. Aliran lumpur.
4. Abu.
5. Kebakaran hutan.
6. Gas beracun.
7. Gelombang tsunami.
8. Gempa bumi.

Jenis gunung berapi

Stratovolcano

Gunung berapi jenis ini umumnya tinggi dan terdiri atas lapisan lava mengeras serta abu vulkanik. Gunung terdiri atas lapisan-lapisan. Gunung Merapi merupakan jenis ini.

Perisai

Gunung berapi jenis ini bentuknya landai dan sedikit menggelembung. Terbentuk dari lava yang mengalir lancar.

Cinder Cone

Merupakan gunung berapi yang abu dan pecahan kecil batuan vulkanik menyebar di sekeliling gunung. Sebagian besar gunung jenis ini membentuk mangkuk di puncaknya. Jarang yang tingginya di atas 500 meter dari tanah di sekitarnya.

Kaldera

Gunung berapi jenis ini terbentuk dari ledakan yang sangat kuat yang melempar ujung atas gunung sehingga membentuk cekungan. Gunung Bromo merupakan jenis ini.

 

sumber : http://id.wikipedia.org/wiki/Gunung_berapi 

MEKANISME LETUSAN GUNUNGAPI

MEKANISME LETUSAN GUNUNGAPI

Oleh :
Eko Teguh Paripurno

SEBARAN GUNUNGAPI

Indonesia terletak pada jalur gunungapi tersebut dan merupakan negara dengan jumlah gunungapi terbanyak. Pola penyebaran gunungapi menunjukkan jalur yang hampir mirip dengan pola penyebaran fokus gempa dan tipe aktivitas kegunungapiannya tergantung pada batas lempengnya. Hubungan ini menunjukkan bahwa volkanismamerupakan salah satu produk penting sistem tektonik.

Suatu jalur aktivitas volkanik terdapat di sepanjang batas lempeng divergen yang sebagian besar terdapat di bawah. Secara setempat-setempat lava diekstrusikan melalui zona ini membentuk pulau vulkanik di atas muka laut. Eslandia merupakan contoh terbaik yang dibangun secara keseluruh oleh sistem ini dan terus aktif sampai sekarang. Contoh lain terdapat di Afrika dan berhubungan erat dengan lembah regangan Afrika Timur (East African rift valeys). Asal magma di sepanjang batas lempeng divergen dihasilkan oleh kesetimbangan temperatur dan tekanan yang tinggi sehingga peleburan itu terjadi. Titik lebur ini berada pada litosfera dengan kedalaman 100 – 200 km. Pengamatan langsung lantai samudera di Mid-Atlantic Ridges membuktikan bahwa kerak samudera sedang dalam proses pull apart (pemekaran), karena merupakan suatu pusat pemekaran yang aktif. Hal ini ditunjukkan oleh adanya struktur rekahan-rekahan terbuka di sepanjang pematang tengah samudra. Plato basalt dianggap mewakili proses awal pemisahan benua dan memberikan bukti langsung. Sifat aktifitas volkanik yang terjadi di sepanjang batas lempeng divergen. Plato basalt di Brasil selatan merupakan salah satu contoh terbaik. Di sini lebih dari 1 juta m2 diekstrusikan dalam waktu singkat.

Jalur aktivitas volkanik paling menonjol terdapat di batas lempeng konvergen, terutama di sepanjang zona subduksi. Jalur gunungapi spektakuler dikenal sebagai jalur ”Cincin Api”, atau Circum Pacific, yang mengelilingi cekungan Samudra Pasifik. Distribusi gunungapi ini dikontrol oleh zona-zona subduksi tiga lempeng utama yang menyusun cekungan Samudera Pasifik dan lempeng-lempeng lain yang lebih kecil seperti Lempeng Filipina dan Lempeng Karibia. Jalur aktivitas volkanik lainnya adalah Circum Mediterania yang mengikuti batas konvergen Lempeng Afrika. Magma pada zona subduksi umunya bersifat andesitik hasil partial melting batuan basaltis dan sedimen pada kerak samudera ketika menyusup kebersama lempeng ke bagian astenosfer. Sesuai dengan invers deret Bowen, material pertama yang melebur adalah lapisan sedimen kaya silika, diikuti oleh Na-plagioklas,ampibol dan akhirnya piroksen.

Aktivitas volkanisma lain terdapat di tengah-tengah lempeng tektonik, dan kebanyakan terdapat di tengah-tengah Samudra Pasifik. Erupsi di tengah-tengah lempeng ini merupakan ekspresi permukaan dari variasi termal lokal, atau hot spot di dalam mantel. Kepulauan Hawai merupakan contoh terbaik. Aktivitas magmatik di paparan kontinen relatif jarang. Umunya berupa ekstrusi-ektrusi terpencar yang diperkirakan merupakan hasil mantle plume, yakni naiknya masa material mantel yang panas, yang boleh jadi berupakan bagian dari arus konveksi mantel besar.

Secara lebih rinci aktivitas volkanik moderen dapat diklasifikasikan menurut tatanan tektoniknya sebagai Mid ocean spreading volcanism, Marginal sea spreading volcanism, Intra-plate oceanic volcanism, Intra-plate continental volcanism,Continental rift volcanism, Young island volcanism, Micro-continental arc volcanism, dan Continental margin arc volcanism

KIMIA MAGMA

Senyawa-senyawa non volatil terutama terdiri dari fraksi gas seperti CH4, CO2, HCl, H2S, SO2, NH3, H2O. komponen ini akan mempengaruhi magma salam banyak hal. Kandungan volatil, khususnya H2O akan menyebabkan pecahnya ikatan Si-O-Si. Apabila nilai viskositas rendah, maka difusi akan bertambah dan pertumbuhan kristal terjadi dengan baik. Kandungan H2O juga mempengaruhi suhu kristalisasi dalam magma. Volatil dalammagma menentukan besarnya tekanan selama proseskenaikan magma tersebut ke permukaan. Unsur tersbut juga mempengaruhi pembentukan piroklastika, awan panas dan sebagainya, selain pengaruh lazim pada betuk kristal dan lubang gas.

Senyawa-senyawa non volatil merupakan unsur-unsur oksida dalam magma, yang terdiri dari SiO2, Al2O3, Fe2O3, FeO, MnO, MgO, CaO, Na2O, K2O, TiO2, P2O5. Jumlahnya yang mencapai 99% ini disebut sebagai major element. Komposisi kimia, terutama SiO2 sangat berpengaruh terhadap viskositas magma. Bila SiO2 bertambah, maka viskositas bertambah. Magma asal yang mempunyai Al akan relatif lebih kental dan mempunyai suhu rendah. Sedangkan magma kaya Mg, Fe dan Ca akan bersifat mudah mengalir dan [anas. Jika magma toleitik dan fonolitik maka magma andesit dan riolitik lebih kental lagi.

Menurut Green (1980), berdasarkan unsur utama, unsur jarang dan unsur tanah langka produk magmatisme daerah subduksi mempunyai ciri-ciri: Kadar TiO2 rendah, yaitu < 1,2% pada batuan mafik dan < 3% pada batuan silicic. Kadar Al2O3 yang tinggi sekitar 16%-19% pada batuan mafik-intermedier. Pada palung menuju busur vulkanik terdapat peningkatan yang teratur kadae K2O, pada SiO2 yang sama, dan berhubungan dengan kedalaman zona Benioff. Rasio (K2O)+Na2O)/CaO mempunyai harga tinggi pada batuan yang terbentuk paling jauh dari palung dan paling muda umurnya. Pada seri toleit busur kepulauan dijumpai kecenderungan pengayaan Fe dengan dominasi terjadi pada Andesit. Pada seri alkali busur kepulauan terdapat sedikit sampai tidak ada pengayaaan Fe, dan didominasi andesit. Pada seri silisik terdapat sedikit sampai tidak dijumpai pengayaan Fe. Kelimpahan unsur-unsur inkompatibel mendekati seri kalak-alkali.

Unsur jarang (trace element) di daerah penunjaman mempunyai hubungan positif dan negatif dengan SiO2 . Secara umum unsur LIL (large-ion lithopile) yang bersifat incompatible seperti Rb, Ba, Sr dan Pb memperlihatkan variasi yang besar dari arah palung menuju busur vulkanik, serta dari batuanumur tua ke muda. Variasi ini sesuai dengan kadar K2O dari batuan toleit hingga shosonitik. Unsur HFS (high fields strengt elements) seperti Ti, Hf, Zr, Nb dan Ta sebagaimana unsur-unsur LIL umumnya memperlihatkan adanyavariasi kelimpahan dalam batuan yang teratur dari arah palung menuju busur vulkanik.

Unsur HFS (high field strenght elements) seperti Ti, Hf, Zr, Nb dan Ta sebagaimana unsur LIL umumnya memperlihatkan adanya variasi kelimpahan dalam batuan yang teratur dari palung benuju busur vulkanik. Berbeda dengan unsur LIL, dibandingkan dengan batuan basalt pada MOR maka kelimpahan unsur HFS di jalur tunjaman tidak menunjukkan adanya pengayaan, namun menunjukkan adanya penurunan. Ini terutama terjadi pada unsur Nb (Wilson, 1989)

Pada unsur-unsur compatible seperti Ni, V dan Cr dari batuan volkanik daerah penunjaman menunjukkan adanya penurunan dari toleit ke sosonit. Dalam satu seri batuan unsur-unsur tersebut memperlihatkan penurunan akibat proses deferensiasi, atau dengan kata lain ada hubungan korelasi negatif antara unsur-unsur tersebut terhadap SiO2. Kelimpahan unsur tersebut lebih rendah dibanding basal MOR, sehingga mengindikasikan bahwa pembentuk batuan vulkanik tersebut bukan merupakan magma primitif.

Kandungan total unsur tanah langka (rare earth element, REE) pada batuan produk penunjaman umumnya rendah, di bawah 100 ppm. Batuan toleit mempunyai pola REE yang lebih primitif, yang berbeda dengan pola REE basal MOR. Pola REE pda batuan alkali kapur dan sosonitik memperlihatkan adanya pengayaan unsur tanah langka ringan (LREE), terutama pada seri sosonit.

Basalt daerah pemekaran secara umum mirip dengan basal MOR dengan tekstur khas dari basalt di lingkungan sub marine. Komposisi plagioklas bervariasi dari An67 sampai An 90 dengan fase masa dasar lebih asam dari fenokrisnya.

Unsur utama pembentuk magma dalam deskripsi geokimia MOR dan magma seri Boninit yang mewakili hasil vulkanisma pemekaran terdiri dari SiO2, TiO2, Al2O3, FeO, MnO, MgO, CaO, Na2O, K2O dan P2O5.. Boninit merupakan lava dengan SiO2 > 55% dan MgO > 9%, serta dicirikan dengan kehadiran tinggi unsur jarang harmonis, Ni sampai 450 ppm, Cr sampai 1800 ppm, serta kandungan Ti yang rendah, < 0,3%. Magma seri Boninit ini bukan merupakan magma hasil fraksinasi tetapi cenderung sebagai sebuah magma primer hasil partial melting.

Unsur jejak di daerah pemekaran cenderung menunjukkkan pengayaan kation bervalensi rendah K, Rb, Ba dan Sr. Di luar MOR pengayaan penting terjadi pada K dan Sr. Unsur jejak pada MOR menunjukkan rasio k/Rb, K/Ba, Rb/Sr dan Zr/Nb lebih tinggi dibanding dengan lava di daerah pemekaran lainnya, misalnya pada marginal sea spreading volcanism.

KESEIMBANGAN MAGMA

Letusan gunungapi merupakan proses pergeseran energi dari energi potensial dominan dan panas menjadi energi kinetik dominan dan panas. Letusan gunungapi terjadi karena adanya gaya yang berasal dari dalam bumi akibat terganggunya sistem keseimbangan magma dan dan sistem keseimbangan geologi. Keseimbangan magma akan terganggu apabila (1) magma yang membeku mulai kehilangan panas. Ketidakseimbangan dipicu oleh hilangnya gas dalam magma karena penurunan temperatur, (2) adanya perbedaan suhu akibat pendinginan magma yang tidak homogen sehingga menimbulkan arus konveksi yang mengganggu keseimbangan hidrostatis, (3) Epimagma turun ke kedalaman tertentu pada kondisi tidak seimbang. Sebagai pencarian keseimbangan baru terjadi difusi gas sehingga di permukaan terjadi perubahan epimagma menjadi hipomagma atau piromagma, dan (4) terjadi pergerakan gas dalam piromagma ke arah permukaan permukaan bumi karena tekanan dalam piromagma lebih besar dari tekanan beban luar.

Keseimbangan magma di dalam waduk akan terjaga apabila tekanan hidrostatik magma sama dengan tekanan beban yang berada di atas waduk. Karena setiap proses apapun akan menyebabkan hilang atau lepasnya gas dari magma, maka faktor terpenting dalam letusan gunungapi adalah tercapai atau tidaknya keseimbangan antara tekanan hidrostatik di dalam waduk dan tekanan di luar waduk.

Berdasarkan mekanismenya dikenal beberapa macam letusan gunungapi, antara lain letusan pusat, letusan rekahan, letusan pundan tersebumbat, letusan freatik, letusan celah, letusan hidrotermal dan sebagainya.

Letusan gunungapi tidak akan terjadi selama tekanan dalam waduk magma lebih kecil dibanding kekuatan tahanan atap waduk. Tetapi ketika pendinginan magma terjadi, maka akan terjadi difusi pengumpulan gas di bagian permukaan waduk. Apabila tahanan atap berkurang, sementara tekanan gas terus bertambah, maka letusan akan terjadi. Letusan ini disebut letusan pusat. Diagram mekanisma letusan pada pipa terbuka dan hubungan antara kandungan gas dan viskositas magma dengan jenis kegiatan letusan pusat (Rittman, 1962) digambarkan seperti pada gambar 1.

Magma basa yang pada umumnya akan menghasilkan lava cair yang bersusunan basal olivin yang merupakan piromagma. Mekanisma letusan celah terjadi apabila magma tersebut ke atas sepanjang rekahan abisal. Hipomagma yang ada selama proses kristalisasi akan menghasilkan piromagma. Unsur-unsur yang mudah menguap akan mudah menyebabkan terjadinya semburan. Akumulasi lava basal yang luas akibat letusan celah yang besar disebut dengan plateu basalt atau flood basalt. Apabila kandungan gas berkurang, permukaan lava akan turun dan terjadi pembekuan yang dimulai dari atas ke bawah, hingga akhirnya membentuk korok.

Mekanisme letusan kepundan tersumbat terjadi apabila terdapat magma yang membeku pada lubang kepundan gunnungapi yang menyebabkan terjadinya pengumpulan tenaga di bawah sumbat. Apabila tenaga telah cukup untuk menghancurkan sumbat maka akan terjadi letusan sangat kuat. Letusan ini disertai dengan gempa gunungapi, guruh dan gumpalan awan debu sampai akhirnya suatu ledakan keras dan hamburan batu apung menutupi kawasan tersebut. Contoh letusan ini adalah erupsi gunungapi Krakatau (1883) dan Tambora (1815).

Mekanisme letusan freatik terjasi apabila air hujan jatuh ke permukaan tanah dan bersentuhan dengan magma atau tubuh batuan panas lainnya. Air yang terpanaskan akan terbentuk akumulasi uap bertekanan tinggi. Tekanan yang terus bertambah akan menghancurkan lapisan penutupnya. Letusan freatik juga dapat terjadi pada lava yang mesuk ke dalam tubuh air, rawa maupun laut.

Mekanisme letusan hidrotermal hampir sama dengan mekanismepada letusan freatik. Perbedaannya terletak pada pembentukan sistem. Apabila uap bertekanan tinggi tersebut sempat membentuk sistem panas bumi, sementara batuan penutup mulai kehilangan daya tahannya, maka ketika tekanan uap semakin besar akan terjadi letrusan hidrotermal. Penuruan daya tahan batuan penutup dapat disebabkan oleh proses pelapukan, berkurangnya nilai kohesi batuan atau karena gempabumi.

KUBAH LAVA

Istilah lava diperuntukkan bagi bagma yang telah bencapai permukaan bumi. Hirokawa (1980) mendifinisikan lava sebagai suatu massa cair yang dikeluarkan dari dalam bumi, maupun batuan yang berasal dari pembekuannya. Lava basalan mempunyai suhu antaran 1.100 – 1.200 oC, lebih tinggi dari lava andesitan yang bersuhu antara 900 – 1000 oC. Viskositas lava yang menyertai letusan gunungapi, khususnya lava basalan sekitar 102 – 103 poise.

Proses pembentukan lava yang bersifat cair akan berjalan lambat. Lava akan mengalir di alur gunungapi sebagai lava flow atau coulee. Jarak jangkauan aliran lava bervariasi, namun umumnya berkisar antara 3 – 25 km. Jarak jangkauan aliran tergantung pada kekentalan dan jumlah lava yang dikeluarkan. Pada gunungapi dengan magma yang cukup kental lava akan membentuk lava block. Dalam posisi tertentu, ketika proses keluarnya lava berjalan lambat maka akan terbentuk kubah lava atau lava dome. Dengan demikian bisa dipahami bahwa kubah lava merupakan salah satu proses aliran lava. Lava yang sangat kental, keluar dengan perlahan dan membeku di permukaan akan dapat membentuk sumbat lava.

Pada tubuh aliran lava sering dijumpai lubang yang beragam bentuk dan ukuran. Lubang-lubang tersebut merupakan jejak gas yang terlarut dalam lava yang menguap saat pembekuan. Lubang ini akan berkembang di permukan dan semakin berkurang ke arah dalam. Struktur vesikular ini akan membantu dalam menentukan batas aliran lava.

Sesuai dengan komposisinya, aliran lava akan membentuk struktur permukaan yang khas. Lava basalan yang mempunyai kenampakan permukaan terkeratkan disbut lava aa. Lava berbentuk seperti tali disebut ropy lava. Sedang lava pahoehoe adalah lava basal yang mempunyai permukaan bergelombang halus dan gelasan. Lava andesitan yang mempunyai kenampakan permukaan berbongkah menyudut disebut lava bongkah. Dalam aliran bongkah di bagian tengah akan terbentuk kekar berlembar (platty joint, platty strusture, linear flow structure, planar flow atructure) yang sejajar dengan permukaan aliran. Jenis kekar lain yang sering dijumpai dalam aliran lava adalah kekar mengolom (columnar joint, columnar structure, prismatic joint, prismatic structure) yang akan memecah batuan menjadi kolom-kolomprismatik segi enam.

AWANPANAS
Istilah awanpanas dipakai untuk menyebut aliran suspensi dari batu, kerikil, abu, pasir dalam suatu masa gas vulkanik panas yang keluar dari gunungapi dan mengikuti lerengnya. Kecepatan aliran dapat mencapai 100 km/jam dengan jarak jangkau yang dapat menjapai puluhan kilometer. Dari kejauhan aliran itu seperti awan bergulung menuruni gunungapi.

Secara internasional awanpanas diperkenalkan pertama kali dengan istilah nuee ardente oleh La Croix pada tahun 1904 untuk melukiskan kejadian awanpanas yang terjadi di Mt Pelee. Istilah nuee (awan) dan ardente (bara) melukiskan ada awan yang membara saat gunung itu meletus. Istilah awanpanas dalam bahasa inggris disebut glowing cloud. Sebagaimana nuee ardente, istilah glowing cloud memberi diskripsi kenampakan proses awanpanas. Seacara geologis saat ini dikenal sebagai pyroclastic flow.

Dari sudut pandang kejadian pembentukannya dapat dibedakan menjadi dua jenis, yaitu awanpanas letusan dan awanpanas guguran. Awanpanas letusan terjadi karena hancuran magma oleh letusan. Partikel-partikel akan terlempar secara vertikal maupun horizontal. Kekuatan penghancuran magma saat letusan ditentukan oleh kandungan gas volkanik dalam magma.

Kejadian awan panas guguran banyak dikendalikan oleh tekanan magma dan gravitasi pada kubah lava. Kubah lava aktif, yang masih mengalami pertumbuhan, mempunyai temperatur sekitar 500-600 oC. Terganggunya kubah lava dapat menjadikan kubah lava longsor. Proses pemicu longoran kubah lava antara lain oleh penambahan beban dan penambahan tekanan air pori oleh hujan sehingga kohesivitas antar butir mengecil, letusan lokal akibat lekanan gas dari sebagian tubuh kubah serta dorongan tekanan bagma dari bawah.

sumber : http://publik.geopangea.or.id/ekoteguh/articles/16.shtml

VULKANISME DI INDONESIA

VULKANISMA DI INDONESIA

Oleh:
Eko Teguh Paripurno

1. PENDAHULUAN

Aktivitas batuan beku di Kepulauan Indonesia di beberapa tempat yang secara stratigrafi terletak pada batuan berumur tua hanya dijumpai dalam bentuk intrusi abisal dan hipabisal. Namun demikian aktivitas vulkanisma secara umum merupakan salah satu proses utama dalam perkembangan geologi kepulauan ini.
Kepulauan Indonesia adalah salah satu daerah gunungapi di dunia yang memiliki lebih dari 500 gunungapi muda dan 177 diantaranya aktif. Pengelompokan gunungapi ini terdiri dari gunungapi aktif dalam waktu sejarah, tahap solfatar dan fumarol dan lapangan solfatara-fumarol. Untuk Indonesia tahun 1600 diambil sebagai batas praktis untuk membatasi waktu sejarah menyebutkan gunungapi tersebut aktif atau tidak. Penyebutan ini sebenarnya relatif, karena boleh jadi suatu hari gunungapi yang pasif akan akan aktif lagi.

2. PRODUK LETUSAN GUNUNGAPI

Gunungapi-gunungapi di Kepulauan Indonesia menunjukkan tingkat letusan yang tinggi, dicirikan dengan material lepas yang dominan dibandingkan dengan seluruh material vulkanik yang keluar. Ritmann menghitung angka indeks erupsi gunungapi (IEG) dari Asia sekitar 95%, Filipina-Minahasa lebih dari 80%, Halmahera lebih dari 90%, Papua New Guinea lebih dari 90%, Busur Sunda sekitar 99%. Harga tertinggi IEG dalam sejarah tercatat pada letusan Tambora tahun 1815. Hal ini menunjukkan bahwa letusan yang kuat merupakan karakter dari gunungapi tipe orogen.

2.1. Breksi Gunungapi
Penamaan lahar pertama kali digunakan di Indonesia untuk menyebutkan breksi gunungapi yang ditransport oleh air. Istilah tersebut sekarang telah digunakan dalam acuan-acuan geologi dan vulkanologi. Lahar merupakan aliran lumpur yang mengandung material rombakan dan bongkah-bongkah menyudut berasal dari gunungapi. Endapan lahar mampu mencapai ketebalan beberapa meter sampai puluhan meter. Fragmen-frahmen penyusun terletak diantara matriks yang membulat sampai menyudut. Bongkah lava yang tertransport dapat mencapai beberapa meter kubik. Lahar dapat dibedakan menjadi beberapa jenis, yaitu lahar dingin dan lahar panas. Lahar dingin tidaklah secara khusus berhubungan dengan aktivitas gunungapi. Ia dapat dipicu oleh hadirnya hujan di atas normal pada lereng yang tertutup oleh material lepas. Contoh lahar yang dipicu oleh hujan antara lain terdapat pada pelaharan G. Merapi yang mempunyai kisaran sebaran 25-30 km, serta lahar G. Raung mencapai jarak 40 km. Lahar dingin ini juga dapat dipicu oleh gempa, misalnya yang terjadi di Bengkulu pada tahun 1933. Lahar panas dapat disebabkan oleh pengosongan danau kawah, baik karena pembentukan kawah oleh amblesan maupun letusan. Letusan danau kawah akan menyebabkan arus lumpur panas, sehingga air akan bercampur dengan material gunungapi yang panas. Contoh pembentukan lahar ini terjadi di G. Kelud.
Guguran abu vulkanik di lereng gunungapi disebut ladu. Ladu merupakan campuran fragmen lava, dengan pasir dan abu yang dibentuk dari kubah aktif atau aliran lava. Ladu akan disebut sebagai awan-panas guguran ketika volume yang digugurkan menjadi besar dan terdiri dari bongkah lava membara merah pijar dan bergerak cepat. Apabila jumlah material yang gugur sangat besar, maka diasumsikan awan-panas guguran ini sudah merupakan karakter dari awan-panas letusan (Lacroix, 1930). Distribusi guguran gunungapi sangat dipengaruhi oleh topografi lokal. Guguran ladu cenderung mengikuti lembah; sementara guguran awan-panas akan menerjang melintasi lembah dan punggungan.
Suhu awan-panas di bagian dalam sangat tinggi, sementara di bagian tepi lebih cepat mendingin, sampai di bawah 450° C. Aliran awan-panas mampu menghanguskan tumbuh-tumbuhan, berbahaya bagi manusia dan hewan, serta merusak paru-paru. Suhu ladu relatif tinggi, diasumsikan suhu awal setingkat aliran lava antara 800°-1000° C. Setelah di kaki kerucut gunungapi suhu menurun menjadi 400o-450o C. Hartmann (1933) mengemukakan bahwa ladu G. Merapi mengandung COS, campuran berasal dari material organik dan belerang pada suhu di atas 400° C.
Hujan menyebabkan munculnya letusan sekunder yang kuat di endapan ladu baru. Ini merupakan hasil dari pembentukan uap air suhu tinggi, dan juga akibat oleh reaksi: COS+H20-CO2 t+H2S t+q (koefisien pemanas).
Neuman van Padang (1933) mengemukakan bahwa kecepatan jatuhan batu sekitar 30-35 m/detik pada kemiringan 35°, sedang kecepatan awan-panas guguran berawal dari 15-20 m/detik. Apabila terjadi peningkatan suhu lava dari 850°C menjadi 950°C, serta peningkatan kandungan gas, maka lava didorong ke luar oleh letusan kecil, sehingga masuk dalam kategori awan-panas letusan (Lacroix, 1930). Kecepatan awan-panas jenis ini sekitar 30-40 meter/detik, melebihi kecepatan guguran kubah lava. Penghancuran bongkah lava panas sepanjang peluncuran mendorong keluarnya gas yang tertekan. Efek dari pelepasan gas dan udara panas ini menjadikan tidak terjadi gesekan antar fragmen padat batuan. Ini menyebabkan selama terjadi awan-panas tidak terjadi bunyi bergemuruh.
Lacroix, Escher, dan Neuman van Padang telah menggolongkan awan-panas dari beragam aliran bongkah, pasir dan abu di lereng kerucut gunungapi. Semua awan-panas menunjukkan tipe guguran selama fase awal dan fase akhir dalam siklus erupsi, atau tipe letusan selama fase utama atau fase gas. Awan-panas ini naik tegak lurus ke atas, dan pada waktu yang sama suatu awan-panas menurun sepanjang lereng kerucut. Letusan memberikan jejak berbentuk kembang kol yang membubung ke atas.
Kerucut gunungapi muda mempunyai struktur labil sehingga mudah longsor dan membentuk rombakan di kaki lereng. Contoh kasus ini terdapat di G. Raung dan G. Galunggung. Di G. Raung, longsoran gunungapi membentuk bukit-bukit kecil di kaki gunungapi. Semula bukit-bukit ini dianggap pusat erupsi parasiter, tetapi Neuman van Padang (1939) membuktikan bahwa bukit tersebut merupakan sisa-sisa retas lava sepajang 60 km. Di sekitar G. Galunggung terdapat 3.600 bukit-bukit kecil yang dikenal dengan Perbukitan Seribu. Total volume bukit 142.4 juta m3, atau hanya 1/20 dari total volume sektor yang longsor. Pembentukan perbukitan ini diasumsikan terjadi karena kaldera dengan dinding tipis yang tersisa didorong ke luar, maka serakan dinding kaldera membentuk bukit-bukit di kaki gunungapi. Peristiwa di G. Raung dan G. Galunggung ini mungkin merupakan longsoran sangat besar yang kejadiannya dipicu oleh gempabumi, pembentukan retakan, guguran vulcano-tectonic, atau oleh erupsi ultra-volcanic seperti yang terjadi di Bandai-San di Jepang.

2.2. Pasir dan Debu Gunungapi
Breksi gunungapi nampak seperti hasil dekomposisi sekunder, penghancuran ekstrusi lava primer, pasir dan debu gunungapi. Transisi antara keduanya dibentuk oleh awan-panas dari ladu. Endapan seperti itu sering ditemukan di sekitar depresi volcano-tectonic seperti Toba dan Ranau di Sumatra. Endapan ini tidak disebarkan melalui udara, tetapi oleh aliran tufa mengikuti relief topografi. Aliran tufa ini dapat mencapai ketebalan beratus-ratus meter, dan endapan bagian bawah kadang terlaskan oleh proses auto-pneumatolitic, sebagai pembentukan ignimbrit. Endapan tersebut biasanya dihubungkan dengan erupsi celah jenis Katmaian.
Pasir dan debu akan tersebar di sekitar pusat erupsi gunungapi. Variasi endapan tersebut dengan breksi dan aliran lava akan membentuk struktur perlapisan (strato-volcanoes). Setelah letusan, abu vulkanik yang menutup permukaan. Pengendapan kembali abu vulkanik ini membentuk aliran lumpur dingin atau lahar di kaki gunungapi. Komposisi debu vulkanik yang dijatuhkan berubah sesuai dengan jarak dari pusat letusan. Unsur yang berat, seperti piroksen, ampibol dan bijih jatuh di dekat gunungapi, sedangkan partikel-partikel ringan dan gelas menyebar lebih luas.

2.3. Aliran Lava
Oleh karena explosivitas yang tinggi, breksi dan debu menjadi produk utama gunungapi di Indonesia, namun aliran lava juga merupakan gejala yang umum dijumpai. Contoh terbaru, lava mengalir dari celah pada G. Batur pada tahun 1926 (Stehn, 1928) dan aliran lava parasitik terjadi di G. Semeru pada tahun 1941 (Bemmelen, 1948). Tingkat kemampuan pengaliran sangat bervariasi. Aliran lava G. Merapi selama November-Desember 1930 rata-rata 300.000 m3 per hari, sedang pada tahun 1942-1943 rata-rata 12.000-15.000 m3 per hari.
Aliran lava panas relatif dinamis, mengikuti lembah sungai sebagai aliran, atau berlembar seperti tirai lava hasil erupsi fase B dari Tangkuban Prahu. Aliran lava dalam viskositas rendah dapat berbentuk lorong lava, sebab inti cairan lava terus mengalir setelah pembekuan mantel sebelah luar. Van Den Bosch (1941) mendeskripsikan contoh aliran lava andesitik ke dasitik yang jauh lebih kental, sehingga membentuk lidah lava.

2.4. Kubah Lava
Sifat kekentalan magma meningkat sebanding dengan penambahan kandungan silika. Sebagian andesit dan dasit yang sangat asam, akan mudah membentuk kubah, yang kadang-kadang disertai dengan lidah lava tebal menonjol pada bagian bawahnya. Banyak contoh dapat ditemukan di Indonesia, misalnya di erupsi Galunggung 1918, Kelud 1920, dan Merapi. Sekitar 40 kubah lava di Indonesia telah dideskripsi menjadi beberapa tipe. Hartmann menaksir bahwa separuh jumlah gunungapi aktif memproduksi kubah lava dengan kandungan 55% Si02, miskin gas, dan dengan suhu sekitar 95o C.
Bentuk kubah dipengaruhi oleh konfigurasi dari tempat lava diekstrusikan. Kubah tumbuh seiring dengan penambahan energi dari dalam sehingga luar lapisan sangat diregangkan. Akan terjadi semacam stratifikasi mantel berurutan yang paralel dari luar ke dalam dengan ketebalan sampai beberapa meter. Kubah yang terbentuk mempunyai kemiringan kubah antara 35°- 40°. Akhir pembentukan kubah lava akan membentuk depresi di bagian puncaknya. Depresi ini merupakan hasil berbagai faktor, seperti penyusutan oleh pendinginan, atau berhentinya tekanan keatas.

3. JENIS AKTIVITAS GUNUNGAPI

Kepulauan Indonesia menunjukkan adanya aktivitas gunungapi yang mempunyai cakupan luas. Mulai dengan ketenangan solfatara dan fumarole, dan meningkat secara ritmik, sehingga pelepasan energi di kawasan ini dapat dipelajari, termasuk letusan yang tidak terduga dari Tambora pada tahun 1815 dan Krakatau pada tahun 1883.

3.1. Aktifitas Solfatara dan Fumarol
Aktivitas solfatara dan fumarole mencerminkan kenaikan kandungan gas ke permukaan. Separuh pusat gunungapi aktif di Indonesia (89 dari 177) menunjukkan gejala ini.

3.2. Letusan Freatik
Letusan yang freatik terjadi karena adanya penambahan material gas yang mudah menguap (air, gas sulfur, karbondioksida dan semacamnya) yang berada di atas tubuh batuan beku yang panas, tetapi tidak diekstrusi oleh batuan tersebut. Contoh erupsi ini terjadi pada erupsi lumpur Kawah Baru di G. Papandayan pada kawah 1923 (Taverne, 1925), dan di Suoh pada tahun 1933 (Stehn, 1934). Erupsi freeatik Suoh memberikan pemahaman yang luar biasa. Pertama, letusan freatik yang dipicu oleh gempa bumi tektonik sangat jarang terjadi. Kedua, merupakan letusan freatik terbesar yang pernah diamati. Total jumlah lumpur yang dierupsikan sekitar 210 juta m3, menutupi daerah 35 km2 dengan ketebalan lapisan lumpur di pusat erupsi sekitar 20 m. Stehn mengkalkulasi kedalaman letusan mencapai 270 m.

3.3. Gunungapi Orogen
Gunungapi orogen normal memproduksi material magmatik alkali kapur, yang bervariasi dari erupsi eksplosif paroksismal tipe Plinian, sampai effusif lemah berupa sumbat lava. Jenis aktivitas gunungapi terutama tergantung pada dua faktor: a) sifat alamiah magma dan dinamika gas di dalamnya, dan b) komposisi kimia batuan, dan hubunganya dengan kandungan gas.
Escher (1933) menunjukkan bahwa karakter letusan terutama ditentukan oleh tekanan gas dan sifat kekentalan. Letusan Merapi merupakan prototipe aktivitas dari gunungapi tipe orogen di Indonesia. Gunungapi ini menunjukkan variasi karakter letusan yang beranekaragam. Kadang bersifat paroksismal dan meletus dengan waktu singkat dan kesempatan lain lava kental menerobos keluar pelan-pelan dari lubang konduitnya. Komposisi kimia dari lava, bagaimanapun, hanya sangat sedikit variasi dalam periode historis ini (54-55% Si02), sedemikian sehingga yang sifat kekentalan boleh berbeda dengan suhu tetapi sebenarnya relatif konstan.
Hartmann (1935) menggolongkan letusan Merapi ke dalam empat kelompok, berdasarkan isi gas dari letusan magma. Empat kelas ini menjadi proto-types dari gunungapi tipe orogen normal dengan produk batuan beku alkali kapur menengah. Secara umum, kelas A tidak menyebabkan letusan utama. Pada kelas B krisis mengikuti suatu fase awal, biasanya cukup waktu untuk pengungsian dan ukuran pencegahan lain. Yang paling berbahaya adalah letusan dari jenis C dan D, dengan pelepasan energi utama gunungapi tidak lama setelah permulaan siklus letusan.

Tabel 1: Penggolongan Erupsi Gunungapi (Hartmann)
Kelas A Wujud letusan sedikit / miskin gas. Fase awal dimulai dengan satu letusan kecil yang mengawali ekstrusi lava. Fase utama berupa pembentukan kubah lava dengan kecepatan 12.000 – 30.000 m3 per hari, sampai kubah mencapai volume besar, dan kemudian pertumbuhan kubah berhenti. Siklus diakhiri dengan proses guguran lava pijar yang berasal dari kubah. Kejadian guguran lava pijar dan awan-panas kecil dapat berlangsung.
Kelas B Wujud letusan lebih cukup banyak gas. Siklus diawali dengan adanya kubah lava sebagai batuan penutup kawah. Fase awal dimulai dengan letusan kecil yang menghancurkan batuan penutup. Fase utama berupa letusan tipe Vulkano yang bersumber di kubah lava dan menghancurkan kubah lava yang ada. Letusan menghasilkan asap letusan Vulkanian. Sebagian material kubah yang hancur manjadi awan-panas yang menyertai letusan tersebut. Fase akhir diisi dengan aliran lava kental atau pertumbuhan kubah lava baru pada bagian kubah atau di samping kubah yang hancur.
Kelas C Wujud letusan lebih banyak gas. Fase awal dimulai dengan adanya sumbat lava (bukan kubah lava) yang menutup kawah. Fase utama berupa letusan tipe St Vincent yang menghasilkan lubang baru. Fase akhir diisi dengan aliran lava, lidah lava, atau pertumbuhan kubah lava baru pada bagian kubah yang hancur. Jangka waktu letusan bervariasi, tetapi biasanya singkat. Ketika tekanan gas telah diturunkan oleh letusan ini, magma kental naik ke lubang konduit, sehingga menyebabkan suatu fase akhir dengan aliran lidah lava atau pembentukan suatu kubah lava.
Kelas D Wujud letusan lebih sangat kaya gas. Fase awal berupa letusan kecil yang melemparkan isi kawah. Fase utama berupa letusan tipe Perret yang langsung menyembur dan menghancurkan bagian atas tubuh gunungapi. Fase akhir diisi dengan aliran lava mengisi bagian tubuh gunungapi yang hancur. Pentingnya awan-panas yang menyertai erupsi ini sangat kuat, sebab puncak dari gunungapi adalah sering sebagian dirusak sepanjang fasa-utama dan material tua, begitu menambahkan kepada material baru, maka akan meningkatkan volume ladu dan menyertai awan-panas sepanjang fase erupsi.

3.4. Letusan Plinian
Letusan paroksismal paling kuat aktivitas gunungapi dimiliki oleh tipe Plinian. Salah satu contoh dikenal terbaik adalah letusan Krakatau pada tahun 1883 yang diuraikan Verbeek (1885), juga Escher (1919) dan Stehn (1929). Gentilli ( 1948) mempelajari kemungkinan efek dari letusan Krakatau 1883 pada iklim dunia.
Salah satu dari bencana gunungapi yang terbesar di zaman sejarah menjadi letusan dari Tambora pada 1815. Selama letusan ini tentang 150 juta m3 produk gunungapi dikeluarkan dan menyebabkan 92.000 korban yang merupakan seperempat total korban dari letusan gunungapi di dunia.

3.5. Letusan Katmaian
Di Indonesia tidak ada letusan jenis Katmaian. Letusan pernah terjadi pada zaman Holosen di Pasumah dan Toba. Studi mendalam aliran tufa liparit dan lava liparit akan mungkin mengungkapkan bahwa letusan celah itu jenis Katmaian, yang memproduksi ignimbrit.
Menurut Westerveld (1942) ignimbrit Pasumah di Sumatra Selatan juga merupakan aliran tufa riolitik yang terlaskan. Kristalisasi epigenetik gelas dari endapan tufa, dengan pembentukan albite sekunder dan tridimite dimasukkan sebagai pneumatolitik pada suhu 600° dan 400o C atau lebih rendah. Tufa Tuba di Sumatra Utara dikenali sebagai ignimbrit. Ignimbrit ini juga dikenali sebagai quartz-trachytes, quartz-trachyte-andesites, liparit, tufa liparit, atau riolit, yang pada dasarnya semua adalah batuan piroklastic. Tufa Toba tersebut menutupi kawasan seluas 20.000-30.000 km2 dan jumlah material yang secara umum disebut piroklastik ini terdiri dari kira-kira 1.500-2.000 km2.

3.6. Gunungapi Baru
Di Kepulauan ini gunungapi baru jarang terbentuk di dalam zaman historis. Di tahun 1898 pembentukan maar terjadi di Perkebunan Kali Jeruk, kaki G. Lamongan.
Di tahun 1943, di G. Pegunungan di Timur Laut Papua, letusan gunungapi terjadi pada suatu tempat sebelumnya tidak ada gunungapi aktif direkam, meskipun demikian ada laporan bahwa ada aktivitas solfatar di daerah ini.

3.7. Aktivitas Gunungapi Bawah Laut
Neuman van Padang (1938) menyebutkan pusat aktivitas gunungapi bawah laut berikut di Kepulauan Indonesia dan tetangganya.
Karakter dari suatu letusan sebagian besar ditentukan oleh sifat kekentalan dari magma dan tekanan gas. faktor yang membentuk tergantung pada komposisi kimia dan suhu. Magma subsilicatic basa sangat encer dibanding asam dan intermediet. Kita dapat menyusun berbagai jenis aktivitas gunungapi menurut tekanan gas dan yang sifat merekat di dalam tabel 2.

Tabel 2: Hubungan tekanan gas dan kekentalan lava
Kekentalan rendah Lembar lava, dengan contoh pada basal Sukadana dan rupsi fase B dari G. Tangkuban Prahu Stromboli, dengan contoh pada erupsi G. Batutara Erupsi tipe Plini, dengan contoh pada pembentukan kaldera G. Tambora 1815
Kekentalan menengah Aliran lava, dengan contoh pada erupsi G. Batur 1926dan G.Semeru 1941 Erupsi intermittent yang disebabkan oleh hujan dan awan-panas, dengan contoh erupsi G. Semeru 1885 – 1913 Erupsi tipe Plini , dengan contoh pada pembentukan kaldera G. Krakatau 1883
Kekentalan tinggi Kubah lava, misalnya pada erupsi G. Galunggung 1918 dan G. Merapi 1940 Letusan yang disebabkan oleh hujan dan awan-panas dengan contoh di G. Merapi 1930-1935, 1942-1943 Erupsi tipe Katmai, dengan contoh erupsi pra sejarah di Posumah
Tekanan gas rendah Tekanan gas menengah Tekanan gas tinggi
Klasifikasi A B-C D

4. PERIODISITAS AKTIVITAS GUNUNGAPI

Contoh baik periodiditas yang teratur tidak dijumpai karena tidak ada pengamatan detil, tetapi juga karena variabilitas dari faktor eksternal. Meskipun demikian, pengamatan dari dekat kadang-kadang menunjukkan suatu kecenderungan siklus, yang mungkin ditafsirkan sebagai ungkapan suatu kecenderungan waktu periodisitas aktivitas gunungapi.

4.1. Krakatau
Suatu irama dengan perioda erupsi yang berabad-abad ditunjukkan oleh kelompok Krakatau. Disini terdapat tiga siklus deferensiasi magmatik yang sesuai dengan peningkatan kandungan silika dari produk erupsi, yaitu fase Krakatau purba, fase Rakata, fase Perbuatan dan fase Anak Krakatau. Deduksi teoritis ini mempunyai hubungan yang tegas dengan tindakan pencegahan terhadap ancaman Krakatau. Ini penting untuk mendukung rasa hormat pada ahli gunungapi. Kejadian meletusnya Krakatau menunjukkan bahwa letusan akan cenderung diikuti oleh pengrusakan, dan bahkan akan menyebabkan ribuan orang meninggal. Penganan jauh hari penting dilakukan untuk menghindari.

4.2. Semeru
Semeru menunjukkan kecenderungan yang berbeda dalam waktu tertentu dalam langkah-langkah aktivitasnya: antara periode aktivitas yang kita temukan, periode tidur musim istirahat, serta durasi untuk tiap-tiap orde. Tetapi periodisasi aktivitasnya berumur beberapa hari sampai beberapa bulan dipisahkan oleh interval istirahat.

4.3. Kelud
Periode istirahat G. Kelud 1-12 tahun. Secara periodik meletus, membuang isi danau kawah di puncaknya. Ini menyebabkan bencana akibat suhu solfatar pada banjir lahar yang melanda lahan subur dan pemukiman di kaki gunungapi.

5. BENTUKAN GUNUNGAPI

Klasifikasi genetis bentukan vulkanik dapat diberikan, dan mempunyai keuntungan bahwa itu memungkinkan kita menguraikan hubungan antara proses tektonis dan gunungapi. Hasil bentukan gunungapi dapat dikelompokkan ke dalam dua kelas utama, yaitu a) bentukan positif (protuberance), dan b) bentukan negatif (hollow). Kedua-duanya dapat dibagi menjadi dua sub kelompok, yaitu sub-kelompok gunungapi, dan sub-kelompok volcano-tectonic.
Bentukan Positif Gunungapi, terjadi karena volume magma yang dikeluarkan sama dengan volume magma yang menekan ke atas. Termasuk golongan ini adalah: lava shield di Sukadana, comulo volcanoes di Lampung, cinder cone di G. Lamongan, dan strato volcanoes G. Merapi. Bentukan Positif Volcano-tectonic terjadi karena volume magma yang ditekan ke atas melebihi volume material yang dikeluarkan di permukaan. Termasuk dalam kelompok ini adalah punggungan akibat injeksi lakolit dan pengangkatan geantiklin karena gaya magma endogen. Termasuk golongan ini adalah pengangkatan karena pembubungan lakolit di kompleks Mapas, pengangkatan karena pembubungan batolit di Batak tumor, serta pengangkatan geantiklin karena pembubungan astenolit, misalnya di perbukitan Barisan.
Bentukan gunungapi negatif terjadi ketika jumlah material yang disebarkan oleh letusan lebih besar dari material yang dikirimkan dan disimpan di dalam kawah. Bentukan negatif gunungapi terdiri dari bentukan letusan atau bentukan amblesan.
Bentukan negatif dapat terjadi karena kegiatan letusan dan amblesan. Bentukan karena letusan terjadi ketika material yang dipindahkan lebih banyak dibanding magma yang dikirimkan ke permukaan. Bentukan eksplosif ini dapat berupa maar, misalnya di Grati, dan kawah di banyak tempat. Bentukan amblesan (kaldera) misalnya di Tengger. Bentukan negatif Volcano Tectonic dapat terjadi karena rifft-structure dan subsidence-structure. Rifft-structures (barranco, sector-graben dan lainnya, yang disebabkan oleh runtuhan kerucut vulkanik, misalnya G. Surapati; disebabkan oleh pengangkatan kerucut, misalnya G. Merbabu, disebabkan oleh tectonic arching, G. Ringgit-Beser. Subsidence structure, misal G. Ungaran.
Tanakadate (1929) memerikan beberapa tipe kaldera, yaitu: a) Kaldera Kawah, terdapat di bagian puncak dan dengan bentuk relatif bulat, sehingga seperti kerucut terpotong. Contoh kaldera jenis ini terdapat di Tengger dan Batur. b) Kaldera Depreso berhubungan dengan gunungapi maupun kompleks gunungapi, tetapi tidak selalu berubungan dengan pusat erupsi. Contoh kaldera ini di Bantam. c) Tipe kerucut, berbentuk konkoidal yang merupakan hasil erupsi 2 kawah bersamaan, yang berbeda dengan 2 sebelumnya. Cekungan Pilomasin di Lampung merupakan contoh kaldera ini

sumber : http://publik.geopangea.or.id/ekoteguh/articles/16.shtml