VULKANISMA DI INDONESIA

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 400^o-450^oC. 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-volcanicseperti yang terjadi di Bandai-Sandi 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-tectonicseperti 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 m³per hari, sedang pada tahun 1942-1943 rata-rata 12.000-15.000 m³per 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 95^oC.

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 km²dengan 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 m³produk 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 400^oC 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 km²dan 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 Tectonicdapat 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.

6. KOMPOSISI PRODUK GUNUNGAPI

6.1. Produk Batuan

Hampir seluruh gunungapi aktif di kepulaian Indonesia menghasilkan batuan yang berasal dari magma kapur alkali. Perkecualian hanya terdapat pada letusan G. Tambora di Sumbawa Utara pada tahun 1815 dan G. Batu Tara di Laut Flores yang leusitik (Hartmann. 1935; brouwer, 1940). Volkanisma orogen memproduksi batuan yang bervariasi mulai gabro, diorit dan tonalit. Komposisi diagram diferensiasi magma pada busur kepulauan Sunda menunjukkan hubunagn nilai Al (alumina), Fm (feromagnesian), dan Alk (alkali) dengan Si (silika).

Perubahan komposisi dalam perkembangan gunungapi terjadi secara bertahap dari basa (basaltik) ke asam (dasit liparit). G. Tanggamus di Sumatra Selatan pada erupsi awal menghasilkan lava basalt olivin yang mengandung SiO₂antara 52 – 53%, yang diikuti tufa liparit yang mengandung SiO₂ 73%, dan diakhiri dengan sumbat lava latit yang mengandung SiO₂70%. (Van Bemmelen & Esenwein, 1932).

G. Krakatau di selat Sunda memiliki 3 siklus yang masing-masing dibatasi oleh amblesan besar. Batuan tertua terdiri dari andesit hipersten yang mengandung silika 70%. Pasca amblesan pembentukan kaldera, gunungapi ini menghasilkan batuan sangat asam yang mengandung 71% SiO₂. Siklus magmatisma berikutnya dimulai dari basalt Rakata yang mengandung 50 % SiO₂, dan mengalami peningkatan menjadi 53 %. Peningkatan silika ini diikuti erupsi G. Danan and G. Perbuwatan yang mengerupsikan lava yang mengandung Si0₂ lebih dari 60%.

Selama 2 abad kandungan SiO₂G. Krakatau berkisar pada 69 %. Pada tahun 1883 siklus ini diakiri dengan adanya erupsi tipe Plinian yang memprodusi material lepas yang mengandung SiO₂berkisar antara 64 – 67 %. Setelah erupsi besar tersebut, kandungan SiO2 kembali rendah dan secara bertahap meningkat kembali, sehingga menjadi sekitar 51 % pada pada tahun 1928, 52 % pada tahun 1930, dan 76 % pada tahun 1935.

Kelompok gunungapi Dieng di Jawa Tengah menunjukkan peningkatan keasaman yang jelas dalam tahapan perkembangan erupsinya (Neumann Van Padang 1936; Van Bemmelen 1937). Aktifitas magmatisma dimulai dengan basalt yang mengandung 51 – 52 % SiO₂; diikuti dengan andesit hipersten yang mengandung 53 – 56 % SiO₂, andesit hornblenda yang mengandung 57 % SiO₂dan akhirnya andesit biotit yang mengandung 60,5 – 63 % SiO₂.

G. Ungaran di dekat Semarang menunjukkan tiga tahap pertumbuhan yang dipisahkan oleh dua amblesan (Bemmelen 1941 dan 1943). Tahap pertama aktivitas gunungapi ini terjadi pada Pleistosen bawah sampai Pleistosen Tengah sebagai penyusun Formasi Damar. Pertumbuhan gunungapi tahap pertama ini memproduksi andesit basaltis sampai andesit biotit. Tahap kedua terjadi pada Pleistosen atas dan Holosen yang memroduksi andesites biotit yang mengandung 54 – 57% S0₂. Selanjutnya tahap terakhir gunungapi ini menghasilkan andesit horblenda yang lebih asam.

Kompleks Tengger di Jawa Timur juga menunjukkan peningkatan kandungsn Si0₂ selama evolusinya. Fase kontruksi pertama, G. Tengger purba memproduksi gabro, diorit gabro dan diorit yang mengandung 50 – 54 % Si0₂. Fase kontruksi kedua berupa aliran lava yang terjadi setelah amblesan sektor utara yang memanjang sampai selat Madura (yang kemudian dikenal dengan lembah Sapikerep). Lava ini memiliki viskositas rendah yang mengandung 51 – 56 % SiO₂. Fase kontruksi ketiga terjadi setelah amblesan pembentukan kaldera Laut Pasir. Gunungapi yang ada di dalam kaldera Lautpasir tersebut memproduksi batuan yang mengandung 55 – 59 % Si0₂.

Di kawasan Toba, aktivitas gunungapi andesitik hadir sebelum dan sesudah erupsi liparit Toba. Sebelum erupsi besar liparit, andesit yang dierupsikan mengandung 55 – 62 % Si0₂. Erupsi besar mengandung liparit biotite – hornblende yang mengandung 67 – 69 % Si0_2. Pada akhirnya, pasca erupsi liparit, erupsi Toba memproduksi andesit yang mengandung 56- 58 % SiO₂.

6.2. Ekshalasi dan Mata-air Panas

Memahami komposisi ekshalasi gunungapi dan pasca gunungapi, secara teoritis berhubungan dengan formasi magma, pneumatolitik dan metamorfisma hidrotermal, dan cebakan mineral.

Menurut A. Brun solfatar terpanas dari G. Papandayan yang bersuhu lebih dari 3.000^oC tidak mengandung air, padahal sebagian besar yang ada di Indonesia berasal dari penguapan air. Geilmann & Biltz (1931) menyatakan bahwa endapan sulfur di solfatar G. Papandajan terdiri dari dua jenis sulfur. Sulfur sublimat berwarna kuning mengandung 99% sulfur murni, sedang sulfur abu-abu mengandung 94% sulfur murni. Ekshalasi pada ujung aliran lava di G. Batur setelah erupsi pada tahun 1926, menunjukkan suhu tinggi, antara 215^o– 575^o(Stehn, 1928). Hartmann (1933) menyatakan bahwa fumarola sekunder pada endapan awan panas mempunyai suhu mencapai 100° C. Gas keluar dengan telanan rendah dan menunjukkan adanya sublimasi sulfur, dan terdiri dari 90% air dengan beberapa persen CO₂dan COS. COS dapat dibentuk oleh kontak C dan S pada suhu di atas 400°C. Kandungan COS yang tinggi di fumarola sekunder endapan awan panas Merapi menunjukkan bahwa gas ini telah dibentuk di dalam endapan itu. Produk sublimasi terutama belerang dan bercampur dengan oksida dan klor. Komposisi produk sublimasi tergantung pada suhu gas. Sebagai contoh, di solfatara sekunder dekat Maron membentuk klor pada suatu suhu 230^oC.

Kajian mata air panas telah banyak dilakukan. Beberapa mata air panas di Indonesia berhubungan dengan aktivitas gunungapi, misalnya mata air panas di Cipanas yang bersuhu 44^oC berhubungan dengan aliran lava G. Guntur. Begitu pula Danau kawah Idjen berisi berisi sekitar 40 juta m³air asam, sehingga danau kawah ini merupakan akumulasi air asam terbesar di dunia. Suatu analisa telah dibuat oleh Van Tongeren bahwa air asam danau kawah ini ini merupakan hasil reaksi air asam yang sangat kuat sebagai asam radikal yang melebihi oksida logam. Endapan jarosit terdapat di mata air Ciater dan di lereng Utara Tangkuban Prahu. Lokasi ini menghasilkan beratus-ratus ton jarosit dan potasium jarosites. Endapan sulfida dari gas gunungapi terdapat di G. Sawal. Di bagian dalam barranco, 500 – 650 m dibawah kerucut terdapat propilitisasi andesit piroksen.

7. DISTRIBUSI GUNUNGAPI AKTIF

7.1. Distribusi Gunungapi Orogen

Kerabat Pacific selalu menghasilkan gunungapi tipe strato. Jalur dan kelompok gunungapi tersebut terdiri dari: (1) busur Andaman dan Nicobar; (2) busur Pegunungan Sunda (Sumatra, Jawa, Sunda kecil dan Banda); (3) Batu Tara - Emperor of China - Api; (4) Una – Una; (5) Minahasa – Sangihe; (6) Zona Manila; (7) Halmahera – Ternate; (8) busur Ruk di New Guinea; (9) New Guinea timur.

Sistem gunungapi muda di Indonesia secara umum konsisten pada dua geantiklin yang sejajar, di bagian dalam merupakan jalur gunungapi dan di bagian luar merupakan jalur bukan gunungapi (non vulkanik). Contoh jalur itu adalah busur luar Andaman – Nicobar – Sumatra Barat – Pegunungan bawah laut selatan Jawa – Sawu – Roti – Tanimbar – Kei – Seram – Maju

7.2. Distribusi Magma Mediterania

Distribusi magma Mediterania, selalu berada di bagian dalam geantiklin gunungapi. Distribusi terbesar yang dikenal sebagai “Maros – province” (VAN BEMMELEN, 193). Bagian selatan dari propinsi Mediterania ini terdapat di sepanjang Pantai Utara Jawa, termasuk Bawean di Laut Jawa, Sumbawa Utara dan Batu Tara, beberapa pulau di laut Flores dan Sulawesi Tenggara. Magma Mediterania berasosiasi dengan kondisi tepi paparan kontinen maupun samudra.

7.3. Gunungapi Rekahan Utama

Hubungan antara aktifitas dan kekar dan patahan lokal sangat erat. Kita dapat mencermati patahan dan kekar yang mendasari terbentuknya kerucut gunungapi, khususnya pada kerucut tunggal. Di Sumatra letusan magma asam Kuarter dengan tegas dihubungkan dengan keberadaan patahan Semangko di sepanjang puncak geantiklin Barisan. Westerveld (1994) menduga kehadiran gunungapi strato andisesit basaltis di Sumatra berhubungan dengan patahan memotong sumbu geantiklin, seperti halnya diusulkan Taverne (1926) untuk pulau Jawa. Namun hubungan ini tidak jelas. Gunungapi strato berkomposisi basaltis sampaiintermediatebiasanya berada di puncak geantiklin dengan distribusi tidak beraturan. Boleh jadi tempat tersebut adalah lokasi paling sesuai untuk pembentukan gunungapi strato.

Terdapat beberapa contoh pola kelurusan gunungapi strato andesitik yang dipengaruhi struktur geologi lokal sehingg berposisi melintang terhadap arah geantiklin, misalnya kelurusan gunungapi (dari utara ke selatan) Ungaran – Soropati – Telomojo – Merbabu – Merapi di Jawa Tengah. Perkembangan gunungapi dari tua ke muda yang lebih jelas terdapat pada kelurusan gunungapi (dari utara ke selatan) Semangkrong – Grati – Kompleks Teng­ger – Kompleks Djembangan – Kompleks Semeru di Jawa Timur. Namun demikian terdapat kelurusan gunungapi yang nampaknya tidak berhubungan dengan struktur geologi lokal, misalnya kelurusan gunungapi di Halmahera.

8. ASPEK SOSIAL DAN EKONOMI

8.1. Aspek Sosial

Indonesia merupakan salah satu daerah gunungapi terbanyak di dunia, dengan 149 pusat erupsi. Sejak 1800 sekitar 135.000 orang meninggal, dan puluhan desa rusak karenanya. Di pulau Jawa letusan gunungapi menjadi ancaman yang sangat berbahaya karena penambahan dan jumlah penduduk yang besar.

Usaha-usaha pengurangan bencana dilakukan dengan berbagai cara, antara lain : (1) Membuat pos-pos pengamatan permanen yang dilengkapi dengan berbagai peralatan pengamatan dan geofisika di gunungapi-gunungapi paling berbahaya di pulau Jawa, misalnya di Papandayan, Merapi, Ijen dan Kelut. (2). Membuat peta-peta daerah bahaya untuk gunungapi paling berbahaya, berkenaan dengan bahaya awan panas dan lahar, misalnya di Merapi; serta perajahan jalur evakuasi bagi masyarakat sehinnga evakuasi mudah dilakukan. (3) Pembuatan bendung-bendung penampung dan pengarah lahar ke wilayah tidak berpenduduk. Ini dilakukan di Kelut. (4) Pembuatan terowongan untuk mengurangi ketinggian muka air kawah, sehingga mampu jumlah lahar panas.

Peramalan awan panas berdasarkan seismik dan tilting untuk mengetahui karakter dan waktu kejadian merupakan faktor penting dalam pengurangan dampak bahaya letusan gunungapi. Ketepatan peramalan ini penting bagi pelaksanaan evakuasi, karena biasanya hanya mempunyai waktu pendek sehingga tidak dapat diorganisasikan dengan baik. Untuk pelaksanaan evakuasi yang baik ini pula sangat perlu pemahaman topografi secara rinci dan sistem pengairan di lingkungan gunungapi.

Lahar merupakan hasil tidak langsung aktivitas gunungapi. Material lepas hasil erupsi di lereng gunungapi yang terkena hujan deras akan menghasilkan lahar atau aliran lumpur. Lahar dan banjir bandang akan menerjang kaki gunungapi.

Beberapa indikasi yang menunjukkan tanda-tanda bahaya gunungapi:

• Meningkatnya frekuensi gempabumi lokal, yang secara umum hanya dapat didatakan oleh seismograf yang dipasang di dekat tubuh gunungapi.
• Bertambahnya pembubungan kubah gunungapi yang dapat didatakan oleh tilt-meter
• Memasuki masa waktu sesuai siklus yang biasanya terjadi pada gunungapi tersebut.
• Terjadi peningkatan lava dalam konduit selama siklus erupsi, sehingga erupsi dalam fase gas akan menyebabkan terjadinya awan panas letusan (Nuées ardentes d’explosions vulcaniennes).
• Ketidakstabilan kubah lava yang berada di puncak atau bagian tubuh kerucut, sehinggaberpotenssi longsor membentuk ladu dan awan panas guguran (Nuées ardentes of the avalanche type )
• Akumulasi abu gunungapi dan material lepas dilereng gunungapi yang terjal dapat berkembang menjadi lahar setelah terjadi hujan lebat
• Perubahan perilaku mata air panas dan lapangan solfatar
• Perubahan sifat magnetisma lokal
• Munculnya suara-suara bergemuruh
• Gempa bumi tektonik kuat yang dapat mendorong terjadinya erupsi gunungapi.

8.2. Aspek Ekonomi

Walaupan gunungapi suatu saatdapat menghadirkan bahaya, tetapi dalam jangka panjang menolong masyarakat di sekitarnya. Hujan yang cenderung turun deras akan menjadikan tanah lebih cepat lapuk dan menjadi lahan pertanian yang subur. Erupsi-erupsi berikutnya juga akan selalu memperbaiki kesuburannya. Kondisi ini yang menjadikan kawasan di lingkungan gunungaapi seperti Jawa dan Sumatra, cenderung lebih padat penduduk di banding non gunungapi seperti Borneo dan Papua.

Energi gunungapi yang sering dianggap ancaman, dalam beberapa hal justru bermanfaat. Hal ini misalnya terdapat pada pemboran di fumarola Kamojang, sekitar 30 kilometer timur laut Bandung. Salah satu pemboran pada kedalaman 66 m menghasilkan 8.300 kg uap air dengan tekanan 2 atmosfer dengan suhu 123° C. Tekanan tersebut dapat menghasilkan tenaga listrik 200 KW. Sumur yang lain dengan kedalaman 128 m mencapai tekanan 6 atmosfer. Ada banyak fumarol lain yang sebanding dengan Kamojang yang dapat digunakan sebagai sumber energi gunungapi.

Batuan gunungapi dan mineral digunakan untuk tujuan industri. Hasil yang didapatkan dalam bentuk belerang. tras, batu apung, pasir batu, roadmetal,potassic, jarosit, tawas dan lainnya

By ET Paripurno