Tipe Letusan Vulcanian

KODE : L1.SU.B13


Terminologi letusan tipe Vulcanian pertama kali dikemukakan Giuseppe Mercalli, yang menyaksikan suatu letsan di Pulau Vulcano pada tahun 1888-1890. Letusan tipe Vulcanian biasanya dimulai dengan letusan freatomagmatik yang menghasilkan suara dentuman sangat keras sebagai akibat terjadinya iteraksi magma dan air di bawah permukaan. Tipe ini biasanya diikuti dengan letusan besar melalui lubang kepundan dan kolam letusan berwarna gelap yang melemparkan material letusan campuran antara material tua yang terbongkar dengan materialmagmatik. Kolom letusan selanjutnya berubah warna menjadi abu-abu muda seperti kolom letusan tipe Plinian. Fase letusan ini disertai dengan pembentukan lava kental yang mengandung gas dan menghasilkan abu gunungapi, dan aliran piroklastika. Contoh tipe letusan ini pernah terjadi pada letusan gungapi Fuege di Guatemala 1944, Agustine di Alaska 1976, dan Sankurajima di Jepang 1985.
Material letusan tersebut tersebar dalam kawasan yang lebih luas dibandingkan dengan tipe letusan Hawaiian dan Strombolian. Batuan piroklastik dan surge membentuk kerucut gunungapi, sedangkan abu letusan menutupi kawasan yang cukup luas. Fase akhir letusan ditandai dengan keluarnya lelehan lava. Tipe letusan ini mampu melemparkan blok batuan ukuran beberapa meter sejauh ratusan meter hingga beberapa kilometer. letusan tipe Vulcanian dapat mengancam keselamatan manusia dalam jarak ratusan meter dari pusat letusan. Salahh satu ciri utama tipe letusan ini adalah terbentuknya bom kerak roti dengan ukuran 2-3 m.

Ciri-ciri Letusan Tipe Vulcanian :

  1.  Mengeluarkan material padat seperti bom, abu, lapili, dan material cair
  2. Awan dan debu membentuk bunga kol
  3. Tekanan gas gas sedang
  4. Lavanya agak cair

Contoh Letusan Tipe Vulcanian :

  1. Tipe vulkano kuat : G. Vesuvius dan G. Etna
  2. Tipe vulkano sedang : Gunung kelud dan G. Anak Bromo
  3. Tipe vulkano lemah : Gunung Bromo dan Gunung Raung

 

The term Vulcanian was first used by Giuseppe Mercalli, witnessng the 1988-1890 eruptions on the island of Volcano. Vulcanian eruptions ussually commence with phreatomagmatic eruptions which can be extremely noisy due to the rising magma heating water in the ground. This is ussually followed by the explosive throat clearing of the vent and the eruption coloumn is dirty grey to black as old weathered rocks are blasted out of the vent. As the vent is clear, further ash clouds become grey-white and creamy in colour, with convulations of the ash similar to those of Plinian eruptions. This phase is followed with production of viscous lava containing high amounts of gas, glassy volcanic ash and pyroclastic flows. Examples of the eruptions are Fuego in Guatemala 1944, Augustine in Alaska 1976 and Sakurajima volcano in Japan 1985.
The tephra is dispersed over wider areas that from effusive Hawaiian or Strombolian-eruptions. The pyroclastic rock and the base surge deposits form an ash volcanic cone, while the ash covers a large surrounding area. The eruption ends with a flow of vicous lava. Vulcanian eruptions may throw large meter-size blocks several hundred meters, occasionally up to several kilometers. Vuulcanian eruptions are dangerous to people within several hundred meters from the vent. One of typical characteristics of this eruption type is the breadcrust bomb. These can blocks often 2 to 3 meters in dimension.

Tipe Letusan Hawaian

KODE : L1.SU.B9


Tipe Hawaiian

Letusan tipe Hawaiian merupakan salah satu tipe letusan gunungapi yang mengeluarkan aliran lava dari kepundan dengan tekanan letusan yang rendah. Pada umumnya letusan tipe Hawaiian bersifat efusif dengan magma basalt berviskasitas rendah, sedikit kandungan gas, bertemperatur tinggi di sekitas kepundan, dan sedikit menghasilkan hotspot, seperti gunungapi Kilauea, meskipun terbentuk berada di sekitar zona penunjaman, seperti Medicine Lake di California, USA.

Letusan tipe Hawaiian dapat pula terjadi di sepanjang rekahan seperti letusan gunungapi Mauna Loa tahun 1950, atau pada kawah pusat seperti letusan di Kawah Kilauea Iki tahun 1959 yang menghasilkan lava air mancur setinggi 580 meter ( 1900 kaki ) dan membentuk kerucut gunungapi Pu’u Oo. Letusan lainnya terjadi di kawah Gunungapi Mihara, Izu Oshima, Jepang yang menyemburkan lava air mancur setinggi 300 meter atau lebih. Letusan yang berasal dari rekahan dapat menyemburkan lava dan menghasilkan aliran lava.

Letusan tipe Hawaiian biasanya dimulai dari pembentukan rekahan di bawah permukaan yang mengeluarkan magma pijar atau magma ar mancur. Lava dapat mengalir melalui rekahan dan membentuk lava ‘o’ dan atau Phoehoe. Letusan dari kawah pusat dapat membentuk gunungapi perisai dengan lereng landai, seperti Gunungapi Mauna Loa.

Ciri-ciri Letusan Tipe Hawaiian :

  1. Lava yang keluar sangat cair dan tipis
  2. Lava mengalir ke segala arah
  3. Membentuk tipe gunung api perisai
  4. Tekanan gas sangat ringan akan terlembar ke atas

 

A Hawaiian eruption is a type of volcanic eruption where lava flows from the vent in o relative gentle, low level eruption, so colled because it is characteristic of Hawaiian volcanoes. Typiically they are effusive eruption, with basaltic magma of low viscocity, low content of gases and high temperature of the vent. Very little amount of volcanic ash is produced. This type of eruption accurs most often an hotspot volcanoes such as Kilauea through it can occur near subduction zones ( e.g. Medicine Lake, California ).

Hawaiian eruptions may occur along fusture vent, such as during the eruption of Mauna Loa Volcano in 1950, or at the central vent, such as during the 1959 eruption in Kilauea Iki crater, which created a lava fountain 580 meters (1.900f) high and formed e 38 meters cone named Pu’u Oo and the 1986 eruption of Mount Mihara on Izu Oshima, Japan can sprut a fountain of lava to height of 300 meters or more. In fractures-type eruptions, lava spruts from a fracture on the volcano’s rilt zone and feeds lava streams that flow downlope.

Hawaiian eruptions usually start by formation of a crack in the ground from which a curtain of incandescent magma or several closely spaced magma mountain appear. The lava can over flow the fractures and form o and or Phoehoe style of flows. Eruptions from a central cone can form small lightly sloped shield volcanoes, for example the Mauna Loa.

Letusan Tipe Merapi

KODE : L1.SU.B10


Letupan tipe ini diambil dari letusan gunung Merapi. Tipe letusan ini biasanya terjadi pada gunung api tipe andesit yang berbentuk kerucut. Fragmen-fragmen guguran lava terbentuk ketika kubah lava tidak stabil pada gunung api.

Letusan tipe Merapi merupakan salah satu tipe letusan yang diadopsi dari Gunungapi Merapi di Indonesia. Dalam beberapa abad terakhir, rata-rata waktu jeda letusan Merapi yang tidak lebih dari 3,5 tahun menghasilkan perumbuhan kuubah lava yang tidak stabil yang pada akhirnya menghasilkan aliran proklastika guguran kubah lava dan. Tipe letusan ini umumnya terjadi pada gunungapi tipe andesit berbentuk kerucut.

Namun. Namun, sering pula terjadi pada letusan kubah lava berkomposisi asam. Fragmen-fragmen guguran lava berbetuk ketika kubah lava tidak stabil pada gunungap. Guguran yang terjadi dipengaruhi oleh gaya gravitasi atau dipicu oleh terusan terserah yang diawali oleh guguran gravitasional sehingga menghasilkan aliran piroklastika guguran. Karakteristik endapan aliran piroklastika dari tipe Merapi terdiri dari blek dan abu.

  1. Lava cair yang kental menyumbat mulut kawah
  2. Tekanan gas agak rendah
  3. Dapur magma relatif dangkal
  4. Tekanan gas memecahkan sumbatan lava
  5. Hasil pecahan tersebut menjadi ladu (gloedlwein)
  6. Terjadi awan panas (gloedlwolk) atau wedhus gembel

 

Gunung Merapi

Contoh letusan G. Merapi (2010)

Lingkungan Magmatik Gunungapi

KODE : L1.SU.B2,B3,B4,B5


 

A.Liquid Magmatic Phase (Fase Magmatik Cair)

Liquid magmatic phase atau fase magmatic cair adalah suatu fase pembentukan mineral, dimana mineral terbentuk langsung pada magma (differensiasi magma), misalnya dengan cara gravitational settling. Mineral yang banyak terbentuk dengan cara ini adalah kromit, titamagnetit, dan petlandit. Fase magmatik cair ini dapat dibagi menjadi disseminasi, segregasi, dan injeksi.

1. Disseminasi

Kristalisasi sederhana tanpa konsentrasi (disseminasi), terjadi  pada magma dalam yang kemudian akan menghasilkan batuan beku granular, dimana kristal yang terbentuk di awal akan  tersebar seluruhnya,. Bentuk endapan yang dihasilkan seperti dike, pipa atau stock.

Contoh dari endapan ini adalah cebakan intan di Africa Selatan didapat pada batuan ultrabasa yang disebut kimberlite. Intan ini dianggap sebagai Phenocryst (kristal-kristal besar yang mengkrital dalam magma yang dalam sekali yang kemudian terangkat bersama magma). Contoh lainnya adalah cebakan korundum dalam batuan nepheline syenit di Ontaria, Canada.

2. Segregasi

Konsentrasi awal magma dari hasil diferensiasi mengalami pemisahan karena tenggelamnya kristal berat yang terbentuk ke bagian bawah magma chamber, seperti yang terjadi pada chromite. Mineral yang terbentuk tidak tersebar merata, tetapi hanya kurang terkonsentrasi di dalam batuan. Contoh dari endapan ini antara lain besi, aluminium, chromium, titanium, & Copper.

Ciri-cirinya endapan ini antara lain memiliki hubungan yang jelas dengan magma, endapan terdapat dalam lingkungan intrusi, dan teksturnya menunjukkan pseudootrasigra.

3. Injeksi

Mineral bijih terkonsentrasi oleh diferensiasi kristalisasi lebih awal atau berbarengan dengan batuan yang berasosiasi dengan mineral silika. Mineral bijih tersebut diinjeksikan ke dalam batuan sekitarnya, sebagai mush kristal oksida yang fluidanya dari residual magma.Contoh dari endapan ini antara lain Titaniferous magnetite dike, Magnetite, ilmenite, dan platinum pipes

Ciri-ciri endapan ini antara lain adanya fragmen-fragmen batuan di dalamnya, terdapat dike atau badan intrusi yang lain di dalam batuan aslinya, serta terjadi metamorphose pada dinding batuan.

Gambar Skematik Proses Diferensiasi Magma
pada Fase Magmatik Cair

 

Keterangan untuk Gambar :

  1. Vesiculation

Magma yang mengandung unsur-unsur volatile seperti air (H2O), karbon dioksida (CO2), sulfur dioksida (SO2), sulfur (S) dan klorin (Cl). Pada saat magma naik kepermukaan bumi, unsur-unsur ini membentuk gelombang gas, seperti buih pada air soda. Gelombang (buih) cenderung naik dan membawa serta unsur-unsur yang lebih volatile seperti sodium dan potasium.

  1. Diffusion

Pada proses ini terjadi pertukaran material dari magma dengan material dari batuan yang mengelilingi reservoir magma, dengan proses yang sangat lambat. Proses diffusi tidak seselektif proses-proses mekanisme differensiasi magma yang lain. Walaupun demikian, proses diffusi dapat menjadi sama efektifnya, jika magma diaduk oleh suatu pencaran (convection) dan disirkulasi dekat dinding dimana magma dapat kehilangan beberapa unsurnya dan mendapatkan unsur yang lain dari dinding reservoar.

  1. Flotation

Kristal-kristal ringan yang mengandung sodium dan potasium cenderung untuk memperkaya magma yang terletak pada bagian atas reservoar dengan unsur-unsur sodium dan potasium.

  1. Gravitational Settling

Mineral-mineral berat yang mengandung kalsium, magnesium dan besi, cenderung memperkaya resevoir magma yang terletak disebelah bawah reservoir dengan unsur-unsur tersebut. Proses ini mungkin menghasilkan kristal badan bijih dalam bentuk perlapisan. Lapisan paling bawah diperkaya dengan mineral-mineral yang lebih berat seperti mineral-mineral silikat dan lapisan diatasnya diperkaya dengan mineral-mineral silikat yang lebih ringan.

  1. Assimilation of Wall Rock

Selama emplacement magma, batu yang jatuh dari dinding reservoir akan bergabung dengan magma. Batuan ini bereaksi dengan magma atau secara sempurna terlarut dalam magma, sehingga merubah komposisi magma. Jika batuan dinding kaya akan sodium, potasium dan silikon, magma akan berubah menjadu komposisi granitik. Jika batuan dinding kaya akan kalsium, magnesium dan besi, magma akan berubah menjadi berkomposisi gabroik.

  1. Thick Horizontal Sill

Secara umum bentuk ini memperlihatkan proses differensiasi magmatik asli yang membeku karena kontak dengan dinding reservoirl Jika bagian sebelah dalam memebeku, terjadi Crystal Settling dan menghasilkan lapisan, dimana mineral silikat yang lebih berat terletak pada lapisan dasar dan mineral silikat yang lebih ringan.

 

B. Pegmatic Phase (Fase Pegmatik)

Pegmatit adalah batuan beku yang terbentuk dari hasil injeksi magma. Sebagai akibat kristalisasi pada magmatik awal dan tekanan disekeliling magma, maka cairan residual yang mobile akan terinjeksi dan menerobos batuan disekelilingnya sebagai dyke, sill, dan stockwork.

  1.  Dike

Dalam ilmu geologi, dike adalah suatu jenis intrusi batuan beku berbentuk lembar yang mengenai lapisan tanah dan memotong secara bersebrangan. Bentuknya tabular, sebagai lembaran yang kedua sisinya sejajar, memotong struktur (perlapisan) batuan yang diterobosnya. Kadang-kadang kontak hampir sejajar tapi perbandingan antara panjang dan lebar tidak sebanding.

  1. Sill

Sill, adalah intrusi batuan beku yang konkordan atau sejajar terhadap perlapisan batuan yang diterobosnya dengan ketebalan dari beberapa mm sampai beberapa kilometer. Penyebaran ke arah lateral sangat luas sedangkan penyebaran ke arah vertikal sangat kecil. Berbentuk tabular dan sisi-sisinya sejajar.

  1. Stockwork

Stockwork adalah struktur pada endapan mineral yang berupa vein (urat) yang bentuknya saling potong satu sama lain.

Kristal dari pegmatit akan berukuran besar, karena tidak adanya kontras tekanan dan temperatur antara magma dengan batuan disekelilingnya, sehingga pembekuan berjalan dengan lambat. Mineral-mineral pegmatit antara lain : logam-logam ringan (Li-silikat, Be-silikat (BeAl-silikat), Al-rich silikat), logam-logam berat (Sn, Au, W, dan Mo), unsur-unsur jarang (Niobium, Iodium (Y), Ce, Zr, La, Tantalum, Th, U, Ti), batuan mulia (ruby, sapphire, beryl, topaz, turmalin rose, rose quartz, smoky quartz, rock crystal).

C.     Pneumatolitik Phase (Fase Pneumatolitik)

Pneumatolitik adalah proses reaksi kimia dari gas dan cairan dari magma dalam lingkungan yang dekat dengan magma. Dari sudut geologi, ini disebut kontak-metamorfisme, karena adanya gejala kontak antara batuan yang lebih tua dengan magma yang lebih muda. Mineral kontak ini dapat terjadi bila uap panas dengan temperatur tinggi dari magma kontak dengan batuan dinding yang reaktif. Mineral-mineral kontak yang terbentuk antara lain wolastonit (CaSiO3), amphibol, kuarsa, epidot, garnet, vesuvianit, tremolit, topaz, aktinolit, turmalin, diopsit, dan skarn.

Gejala kontak metamorfisme tampak dengan adanya perubahan pada tepi batuan beku intrusi dan terutama pada batuan yang diintrusi, yaitu: baking (pemanggangan) dan hardening (pengerasan).

Igneous metamorfisme ialah segala jenis pengubahan (alterasi) yang berhubungan dengan penerobosan batuan beku. Batuan yang diterobos oleh masa batuan pada umumnya akan ter-rekristalisasi, terubah (altered), dan tergantikan (replaced). Perubahan ini disebabkan oleh panas dan fluida-fluida yang memencar atau diaktifkan oleh terobosan tadi. Oleh karena itu endapan ini tergolong pada metamorfisme kontak

Berdasarkan tempat terbentuknya, endapan ini dapat dibagi menjadi dua, yaitu endapan greissen dan endapan skarn.

  1. Endapan Greissen

Endapan greissen adalah larutan sisa magma yang terbentuk di dalam rekahan pada batuan induknya. Pada endapan ini, muncul mineral aksesoris yang banyak dijumpai, diantaranya topaz, tourmaline dan flourite. Sedangkan unsur utama pada endapan greissen berupa timah dan tungsten.

  1. Endapan Skarn

Endapan skarn merupakan larutan sisa magma yang terbentuk  di dalam rekahan pada batuan samping atau di sekitar batuan intrusi.

D.    Hydrothermal Phase (Fase Hidrothermal)

Hidrothermal adalah larutan sisa magma yang bersifat “aqueous” sebagai hasil differensiasi magma. Hidrothermal ini kaya akan logam-logam yang relatif ringan, dan merupakan sumber terbesar (90%) dari proses pembentukan endapan. Berdasarkan aktifitas hydrothermal, proses pembentukan mineral dapat dibagi menjadi 2, yaitu cavity filling & metasomatisme.

  1. Cavity Filling

Cavity filling adalah proses pengisian lubang-lubang (opening-opening) yang sudah ada di dalam batuan oleh larutan hidrothermal. Endapan yang dihasilkan oleh Cavity Filling adalah sebagai berikut.

  1. Fissure vein

Fissure vein adalah endapan berbentuk tabular yang terdiri dari satu celah atau lebih. Jenis endapan ini ada beberapa macam, diantaranya adalah sederhana, gabungan, linked vein, sheeted vein (ripper creek), dilatation vein, chambered vein, en echelon vein. Fissure umumnya sangat halus tetapi oleh pergeseran bisa menjadi lebih besar atau lebar. Perbedaan lapisan batuan mempengaruhi bentuk daripada fissure yang terjadi. Ini disebabkan oleh sifat-sifat fisik daripada batuan yang berbeda. Contohnya adalah cebakan tembaga di Montana, dikenal sebagai The Range Hill of Earth.

  1. Shear zone deposite

Bukaan yang tipis, berupa lembaran-lembaran pada zona pergeseran memungkinkan terjadinya pengendapan mineral. Endapan yang terbentuk biasanya tipis-tipis dan halus. Bukaan ini tidak baik untuk logam-logam non-ferro, tetapi yang banyak adalah endapan-endapan emas dan perak serta pyrite (Otego, New Zealand). Shear zone, karena mempunyai bidang bidang kontak yang luas maka sangat penting untuk proses replacement yang dapat membuat daerah tersebut kaya dengan endapan.

  1. Stock works

Stock works adalah gabungan dari veinlet yang halus dalam jumlah cukup besar. Jarak antara veinlet ini tidak terlalu jauh (hanya beberapa inci). Stock work terjadi karena pembentukan cracks pada waktu pendinginan bagian atas suatu badan intrusi atau fissure yang tidak teratur karena gaya – gaya tarik dan putar. Mineralnya berupa logam-logam seperti bijih timah, tembaga, merkuri, seng dan kobalt.

  1. Saddle rufs

Saddle rufs terbentuk pada perlipatan batuan yang akan terjadi ruang-ruang antar lapisan pada bagian yang terlihat (antiklin). Contohnya cebakan emas di Bendigo, Australia.

  1. Ladden vein

Rekahan yang terdapat pada dike, yang biasanya sejajar atau hampir sejajar satu sama lain pada dike, bentuknya seperti tangga atau leader. Biasanya dengan joint-joint yang terjadi karena tarikan (contraction). Contohnya endapan emas di Alaska.

  1. Tension crack felling

Merupakan retakan pada lipatan biasanya terdapat pada sepanjang bidang lekungan lipatan.

  1. Braccia filling deposite

Tersusun dari mineral yang runcing sehingga memungkinkan terbentuknya rongga dan akan terisi oleh oleh larutan. Contohnya tambang emas di Bull Domingo dekat Lake City Colorado.

  1. Cavity filling

Umumnya terjadi pada daerah kapur. Karena kerja dari air permukaan kapur yang mengandung CO2 sehingga melarutkan lapisan kapur yang terletak sebelah ata dari permukaan air tanah. Dalam rongga dapat terbentuk mineralisasi sehingga pengisian di samping dan seterusnya terjadi pelebaran pada rongga-rongga tersebut. Contohnya endapan seng dan timbal di gua-gua yang terletak di Wisconsin dan Illionis.

  1. Pore space filling

Pengikisan oleh larutan hidrotermal ke dalam pori-pori menjadi endapan mineral. Contohnya terdapat pada pori-pori pasir yang terisi bijih tembaga di Texas.

  1. Vasicular filling

Pengikisan lubang-lubang sisa gas pada batuan effusive, lava atau pumice, yang menghasilkan endapan vulkanis. Contohnya pada lubang bekas gas lava basalt di Alaska.

  1. Metasomatisme (Repleacement)

Metasomatisme merupakan proses penggantian unsur-unsur yang telah ada dalam batuan dengan unsur-unsur baru dari larutan hidrothermal yang diakibatkan oleh pelarutan.

Sesuai dengan temperatur pembentukannya dan jarak terhadap intrusi magma, menurut Lingren, proses hidrothermal dapat dibedakan atas lima macam.

  1. Endapan Hypotermal

Dicirkan dengan pembentukan urat Vein yang banyak, terletak pada kedalaman besar, hanya akan muncul jika terjadi erosi yang hebat atau orogenesa, tejadi pada  tempratur 300-400oC, dan tekanan diatas 1600 atm. Contohnys emas, tembaga timbal,

  1. Endapan Messothermal

Tidak memiliki tourmaline dan silikat-silikat, kecuali sedikit quartz, kedalaman >10000 feet, suhu 200-300oC dengan tekanan 400-1600 atm, endapan berasosiasi dengan batuan beku asam, basa dan dekat dengan  permukaan bumi. Contohnya emas, perak, dan seng.

  1. Endapan Ephitermal

Terletak pada kedalaman 3000-10000 feet, temprature 100ocelcius dengan tekanan 240-800 atm/ Contohnya tembaga, arsen, calcosite barite ( BaSO4) dan flourite (CaF2)

  1. Endapan Telehetral

Terbentuk oleh larutan yang bermigrasi jauh dari intrusi magma dan diengaryhu oleh temprature batuan induk. Endapan telethermal terjadi leh reaksi yang sangat lemah, temprature < 100ocelcius, tekanan 40-240 atm dengan kedalaman 500-300 feet

  1. Endapan Xenothermal

Larutan dekat dengan permukaan, dipengaruhi oleh tekanan dan suhu tinggi mengakibatkan rekasi cepat dan endapan terbentuk secara cepat, memiliki persamaan mineralogy dengan endapan hypotermal, mesothermal, dan epithermal namun struktur berbeda.

 

E.     Vulcanic Phase (Fase vulkanik)

Endapan fase vulkanik merupakan produk akhir dari proses pembentukkan bijih secara primer.Hasil kegiatan dari fase vulkanik ini antara lain sebagai berikut.

  1. Aliran lava (Lava Flow)

Lava flow adalah magma yang sudah keluar ke permukaan bumi dan mengalir di atas permukaan.

  1. Ekshalasi

Ekshalasi adalah hasil letusan gunung api berupa material gas yang terdiri dari gas uap air, karbondioksida, dan gas belerang. Hasil penguapan yang diakibatkan oleh kegiatan vulkanisme ini dibagi menjadi :

  1. Fumarol (terutama terdiri dari uap air H2O),
  2. Solfatar (berbentuk gas SO2),
  3. Mofette (berbentuk gas CO2),
  4. Saffroni (berbentuk baron).
  5. Sumber-sumber air panas

Uap air dan sumber air panas biasanya tidak mempunyai nilai ekonomis tapi sangat penting untuk penelitian ilmiah. Bentuk (komposisi kimia) dari mata air panas adalah air klorida, air sulfat, air karbonat, air silikat, air nitrat, dan air fosfat.

Jika dilihat dari segi ekonomisnya, maka endapan ekonomis dari fase vulkanik antara lain kristal-kristal belerang sebagai akibat sublimasi uap belerang, dan lumpur belerang yaitu campuran sisa belerang berukuran lempung – pasir, oksida besi (misalnya hematit, Fe2O3), endapan-endapan limonit (untuk bahan cat), jarosite (K2SO4 – bahan pupuk), dan terosite (KFeSO4 – bahan pupuk).

Index Letusan Gunungapi

KODE : L1.SU.B15


Index Letusan Gunungapi ( Volcano Explosivity Index )

Volcano Explosivity Index (VEI)  atau Index Letusan Gunungapi diperknalkan oleh Chris Newhall dari U.S. Geological Survey dan Steve Self dari Universitas Hawaii pada tahun 1982 sebagai gambaran atau ukuran besaran letusan gunungapi.

Volume produk letusan, tinggi kolam letusan, dan observasi kualitatif ( berkisar dari lemah-mega kolosal ) digunakan untuk magnitude 8 merupakan letusan gunungapi terbesar yang tercatat sejarah.

Skala VEI berkisar dari 0 hingga 8. Skala 1 merupakan 10 kal lebih kuat dari letusan skala 0. Nilai 0 merupakan letusan non explosive ( kurang dari 10.000 meter kubik tephra yang dilontarkan), sedangkan nilai 8 menggambarkan letusan mega-kolosal yang memuntahkan material letusan 1.000.000.000.000 meter kubik dengan tinggi kolam letusan lebih dari 25km. Setiap interval skala menggambarkan peningkatan kriteria letusan.

Abu, bom gunungapi, dan ignimbrit ( memiliki vesikulasi seperti gelembung gas ) dan kesebandingan batuan padat diperhitungkan untuk mengetahui volume total magma yang dikeluarkan pada saat letusan. Salah satu kelemahan VEI adalah tidak mempertimbangkan besar kekuatan semburan letusan. Sehingga sangat sulit untuk mendapatkan data letusan pra sejarah dan letusan yang tidak teramati.

Para peneliti mengkur kekuatan letusan gunungapi dengan menggunakan VEI, dengan mencatat volume material letusan, tinggi kolam letusan, dan lama letusan.

Dalam VEI, ada ketidaksinambungan antara VEI 1 dan 2. Batas bawah volume letusan yang terlemparkan berubah sesuai dengan kelipatan 100 dari 10.000 sehingga 1.000.000 meter kubik, sedangkan kelipatan 10 antar index lebih besar.

Empat puluh tujuh letusan yang memiliki VEI 8 atau lebih pada kisaran umur Ordovisiun-Pleistosen. Empat puluh dua letusan di antaranya terjadi 36 juta tahun yang lalu. Letusan terakhir adalah Taupo Oruanui sekitar 26.500 tahun yang lalu. Selama Holosen ( dalam 10.000 tahun terakhir ) tidak pernah terjadi letusan besar dengan skala VEI 8.

Suatu letusan tunggal dengan volume > 10.000 km3 diketahui terjadi di Fish Canyon ( 27 juta tahun yang lalu ) dengan VEI 9.2.

VEI and ejecta volume correlation

The Volcanic Explosivity Index (VEI) is a relative measure of the explosiveness of volcanic eruptions. It was devised by Chris Newhall of the United States Geological Survey and Stephen Self at the University of Hawaii in 1982.

Volume of products, eruption cloud height, and qualitative observations (using terms ranging from “gentle” to “mega-colossal”) are used to determine the explosivity value. The scale is open-ended with the largest volcanoes in history given magnitude 8. A value of 0 is given for non-explosive eruptions, defined as less than 10,000 m3 (350,000 cu ft) of tephra ejected; and 8 representing a mega-colossal explosive eruption that can eject 1.0×1012 m3 (240 cubic miles) of tephra and have a cloud column height of over 20 km (12 mi). The scale is logarithmic, with each interval on the scale representing a tenfold increase in observed ejecta criteria, with the exception of between VEI 0, VEI 1 and VEI 2.

With indices running from 0 to 8, the VEI associated with an eruption is dependent on how much volcanic material is thrown out, to what height, and how long the eruption lasts. The scale is logarithmic from VEI 2 and up; an increase of 1 index indicates an eruption that is 10 times as powerful. As such there is a discontinuity in the definition of the VEI between indices 1 and 2. The lower border of the volume of ejecta jumps by a factor of 100 from 10,000 to 1,000,000 m3 (350,000 to 35,310,000 cu ft) while the factor is 10 between all higher indices. In the following table, the frequency of each VEI indicates the approximate frequency of new eruptions of that VEI or higher.

CLASSIFICATION

With indices running from 0 to 8, the VEI associated with an eruption is dependent on how much volcanic material is thrown out, to what height, and how long the eruption lasts. The scale is logarithmic from VEI 2 and up; an increase of 1 index indicates an eruption that is 10 times as powerful. As such there is a discontinuity in the definition of the VEI between indices 1 and 2. The lower border of the volume of ejecta jumps by a factor of 100 from 10,000 to 1,000,000 m3 (350,000 to 35,310,000 cu ft) while the factor is 10 between all higher indices. In the following table, the frequency of each VEI indicates the approximate frequency of new eruptions of that VEI or higher.

VEI Ejecta volume (bulk) Classification Description Plume Frequency Tropospheric
injection
Stratospheric
injection[2]
Examples
0 < 104 m3 Hawaiian Effusive < 100 m continuous negligible none
KīlaueaPiton de la FournaiseErebus
1 > 104 m3 Hawaiian / Strombolian Gentle 100 m – 1 km daily minor none
Stromboli (since Roman times), Nyiragongo (2002), Raoul Island (2006)
2 > 106 m3 Strombolian / Vulcanian Explosive 1–5 km every two weeks moderate none
Unzen (1792), Cumbre Vieja (1949), Galeras (1993), Sinabung (2010)
3 > 107 m3 Vulcanian / Peléan/Sub-Plinian Catastrophic 3–15 km 3 months substantial possible
Lassen Peak (1915), Nevado del Ruiz (1985), Soufrière Hills (1995), Nabro (2011), Ontake (2014)
4 > 0.1 km3 Peléan / Plinian/Sub-Plinian Cataclysmic > 10 km (Plinian or sub-Plinian) 18 months substantial definite
Laki (1783), Mayon (1814), Pelée (1902), Sakurajima (1914), Galunggung (1982), Eyjafjallajökull (2010), Calbuco (2015)
5 > 1 km3 Peléan/Plinian Paroxysmic > 10 km (Plinian) 12 years substantial significant
Vesuvius (79), Fuji (1707), Tarawera (1886), Agung (1963), St. Helens (1980), Hudson (1991), Puyehue (2011)
6 > 10 km3 Plinian / Ultra-Plinian Colossal > 20 km 50–100 yrs substantial substantial
Laach Lake Volcano (c. 12,900 BC), Veniaminof (c. 1750 BC), Lake Ilopango (535), Huaynaputina (1600), Krakatoa (1883), Santa Maria(1902), Novarupta (1912), Pinatubo (1991)
7 > 100 km3 Ultra-Plinian Super-colossal > 20 km 500–1,000 yrs substantial substantial
Aira Caldera (22,000 BC), Kikai Caldera (4,300 BC), Cerro Blanco (c. 2300 BC), Thera (c. 1620 BC), Taupo (180), Baekdu (946), Samalas(1257), Tambora (1815)
8 > 1000 km3 Ultra-Plinian Mega-colossal > 20 km > 50,000 yrs[3][4] vast vast
La Garita (26,300,000 BC), Cerro Galán (2,200,000 BC), Huckleberry Ridge Tuff (2,100,000 BC), Yellowstone (630,000 BC), Whakamaru(in TVZ) (254,000 BC),[5] Toba (74,000 BC), Taupo (25,360 BC)

 

About 40 eruptions of VEI 8 magnitude within the last 132 million years (Mya) have been identified, of which 30 occurred in the past 36 million years. Considering the estimated frequency is > 50,000 years,[3] there are likely many such eruptions in the last 132 Mya that are not yet known. Based on incomplete statistics, other authors assume that at least 60 VEI 8 eruptions have been identified.[6][7] The most recent is Lake Taupo‘s Oruanui eruption, 25,360 years ago, which means that there have not been any Holocene eruptions with a VEI of 8.[8]

There have been at least 10 eruptions of VEI 7 in the last 10,000 years. There are also 58 plinian eruptions, and 13 caldera-forming eruptions, of large, but unknown magnitudes. By 2010, the Global Volcanism Program of the Smithsonian Institution had catalogued the assignment of a VEI for 7,742 volcanic eruptions that occurred during the Holocene (the last 11,700 years) which account for about 75% of the total known eruptions during the Holocene. Of these 7,742 eruptions, about 49% have a VEI of ≤ 2, and 90% have a VEI ≤ 3.[9]

LIMITATION :

Under the VEI, ashlavalava bombs, and ignimbrite are all treated alike. Density and vesicularity (gas bubbling) of the volcanic products in question is not taken into account. In contrast, the DRE (dense-rock equivalent) is sometimes calculated to give the actual amount of magma erupted. Another weakness of the VEI is that it does not take into account the power output of an eruption, which makes the VEI extremely difficult to determine with prehistoric or unobserved eruptions.

Although VEI is quite suitable for classifying the explosive magnitude of eruptions, the index is not as significant as sulphur dioxide emissions in quantifying their atmospheric and climatic impact, as a 2004 paper by Georgina MilesRoy Grainger and Eleanor Highwood points out.

“Tephra, or fallout sediment analysis, can provide an estimate of the explosiveness of a known eruption event. It is, however, not obviously related to the amount of SO2emitted by the eruption. The Volcanic Explosivity Index (VEI) was derived to catalogue the explosive magnitude of historical eruptions, based on the order of magnitude of erupted mass, and gives a general indication as to the height the eruptive column reached. The VEI itself is inadequate for describing the atmospheric effects of volcanic eruptions. This is clearly demonstrated by two eruptions, Agung (1963) and El Chichón (1982). Their VEI classification separates them by an order of magnitude in explosivity, although the volume of SO2 released into the stratosphere by each was measured to be broadly similar, as shown by the optical depth data for the two eruptions.”[10]

Source : LINK

Filosofi Pembangunan Gunungapi Merapi

KODE : L1.SD.A1


Museum Gunungapi Merapi dibangun dengan konsep desain budaya lokal. Konsep arsitektur bangunan Museum berasal dari bentuk gunung api, secara visual berbentuk kerucut yang memusat di bagian atasnya.

  • Konsep budaya lokal diterapkan pada menara di atas bangunan yang merupakan representasi bentuk Tugu Yogyakarta.
  • Tangga di depan pintu utama  terinspirasi oleh Gerbang Candi Ratu Boko.
  • Arah bangunan yang menghadap utara-selatan merupakan representasi filosofi budaya Jawa.
  • Sementara teras luas di depan pintu masuk museum mengacu pada pelataran Candi Sambisari.

Implementasi desain menerapkan konsep arsitektur dan konsep budaya lokal dalam bangunan Museum Gunungapi Merapi. Hal tersebut terlihat pada bentuk bangunan museum yang mengerucut, mengecil di bagian atas dan besar di bagian bawah.

Fenomena Gunung Api

KODE : L1.SU.B.16b


Gunung berapi terbentuk akibat pertemuan dua lempeng Bumi. Bagian lempeng yang tenggelam memasuki lapisan astemosfir akan mencair karena suhu bawah lempeng Bumi yang sangat tinggi. Bagian cair tersebut akan menambah magma dalam perut Bumi.

Ole karena magma yang terbentuk tersebut memiliki berat jenis yang lebih kecil daripada berat jenis batuan di sekitarnya maka magma akan terdesak hingga naik ke permukaan bumi. Magma yang mencapai permukaan bumi disebut sebagai lava. Lava dan abu yang meledak dari waktu ke waktu akan menumpuk dan membentuk gunung berapi. Inilah yang memunculkan istilah bahwa gunung berapi dapat tumbuh dari waktu ke waktu. Agar lebih jelas, perhatikan berikut :

Selain di darat, gunung berapi juga dapat terbentuk di lautan. Erupsi yang terjadi di bawah lautan dapat memunculkan gunung berapi. Erupsi adalah letusan yang mengakibatkan keluarnya material gunung api yang berupa gas, debu, aliran lava, dan fragmen batuan. Jika erupsi terjadi dalam waktu yang lama dan dengan jumlah lava yang sangat besar, maka sangat dimungkinkan gunung berapi akan muncul hingga ke permukaan air laut. Perhatikan ilustrasi terbentuknya gunung berapi bawah laut di bawah ini.

 

Gambar diatas ini mengilustrasikan terbentuknya gunung berapi di Hawai. Puncak gunung tersebut muncul hingga ke atas permukaan samudera Pasifik. Gunung berapi tersebut berbeda dengan gunung berapi lainnya karena terbentuk langsung dari magma yang berasal dari inti dan selimut bumi.

Batuan panas yang terdorong ke atas melalui selimut bumi mencair membentuk area panas dalam kerak bumi. Dorongan dari dalam bumi tersebut akhirnya memunculkan serangkaian gunung berapi dan membentuk kepulauan Hawai.

Magma yang berasal dari gunung subduksi tersebut jauh lebih dekat dengan permukaan bumi. Gunung berapi ini jauh lebih besar ukurannya dan memiliki banyak sisi yang landai.