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