Jenis Gas Vulkanik dan Kelimpahannya pada Gunung Api Zona Subduksi

1.1       Definisi dan Arti Penting Volatil Magma

Senyawa volatil adalah gas-gas yang terlarut dalam magma. Senyawa volatil merupakan unsur pokok dari magma, serta menyusun volume terbesar dari material yang dierupsikan oleh gunung api (Lockwood & Hazlett, 2010). Jumlah senyawa volatil yang bisa terlarut pada magma tergantung pada 3 hal yaitu komponen non volatil pada magma, temperatur magma dan confining (lithostatic) pressure (Lockwood & Hazlett, 2010). Kelarutan gas meningkat dengan meningkatnya tekanan dan  berkurang dengan meningkatnya suhu (Lockwood & Hazlett, 2010).

Volatil magma yang keluar ke permukaan bumi disebut gas vulkanik. Gas vulkanik merupakan bagian fundamental dari aktivitas vulkanik (Delmelle & Stix, 2000). Gas vulkanik bisa bervariasi jenisnya mulai dari emisi uap air asam yang dikeluarkan oleh gunung api sampai pancaran karbondioksida (CO₂) yang tidak terlihat melalui tanah (Delmelle & Stix, 2000). Gas vulkanik memainkan peran penting dalam mengontrol kelakuan suatu gunung api (Delmelle & Stix, 2000) terutama terkait dengan volumenya di dalam magma (Lockwood & Hazlett, 2010). Pada magma basaltik, gas-gas yang terlarut diperkirakan mencapai 1 % sementara pada lelehan kaya silika mencapai 7 % berat (Lockwood & Hazlett, 2010). Pada umumnya, peningkatan jumlah gas dalam suatu gunung api akan meningkatkan aktivitas keeksplosifan gunung tersebut (Delmelle & Stix, 2000).

Selain mengontrol kelakuan suatu gunung api (terkait tipe erupsinya), gas vulkanik juga bisa berpengaruh terhadap iklim dunia dan atmosfer (Lockwood & Hazlett, 2010).

Gambar 1.1. Pelepasan gas pada Mt. Saint Helens. Gunung api ini terbentuk oleh proses subduksi Lempeng Juan de Fuca ke Lempeng Amerika Utara (USGS)

Volatil magma yang paling penting berdasarkan keterdapatan massanya adalah H₂O (35-90 mol %), CO₂ (5-50 mol %), SO₂ (2-30 mol %), HCl dan HF (Schmincke, 2003). Beberapa gas lain seperti sulfur (S) bisa terbentuk pada beberapa tingkatan oksidasi yang berbeda tergantung pada temperatur.

Komposisi kimia magma mempunyai variasi dari basaltik sampai riolitik. H₂O, CO₂ dan SO₂ terbentuk pada magma tersebut tidak hanya berbeda-beda jumlah absolutnya tetapi juga konsentrasinya. Perbedaan tersebut disebabkan karena adanya perbedaan batuan sumber magma serta derajat pelelehan sebagian dan diferensiasi (Schmincke, 2003).

I.2 Proses Pembentukan Gelembung Gas dari Pelepasan Volatil

               Saat magma sudah dalam keadaan jenuh oleh senyawa volatil, maka akan terjadi pembentukan gelembung gas (Parfitt & Wilson, 2008). Pembentukan gelembung gas memerlukan molekul-molekul volatil dengan muatan besar dalam jumlah yang cukup untuk membuatnya stabil karena jika gelembung yang terbentuk ukurannya terlalu kecil, maka gaya tegangan permukaan akan mendorongnya/menenggelamkannya kembali ke magma (Parfitt & Wilson, 2008). Penyatuan dari molekul-molekul volatil untuk membuat gelembung gas yang stabil dinamakan nukleasi (pengintian). Nukleasi akan sangat terbantu dengan kehadiran kristal sebagai tempat pengintian gelembung-gelembung gas. Ketika gelembung gas sudah terbentuk, maka selanjutnya akan terjadi proses pertumbuhan gelembung dengan 3 macam cara yaitu (Perfitt & Wilson, 2008):

·         Pertumbuhan oleh difusi

Cara difusi melibatkan penyatuan dari molekul-molekul volatil yang sudah dalam keadaan supersaturated  ke dalam gelembung gas yang baru terbentuk. Proses difusi dipengaruhi oleh beberapa faktor seperti komposisi magma, temperatur magma dan percampuran dari volatil yang lain. Pertumbuhan dengan difusi akan menjadi efektif saat gelembung gas masih berukuran kecil karena penambahan volatil dalam jumlah sangat kecilpun akan meningkatkan ukuran gelembung gas dengan  sangat cepat. Sebaliknya ketika gelembung gas sudah berukuran besar, difusi menjadi kurang efektif.

·         Pertumbuhan oleh penurunan tekanan (dekompresi)

Ketika magma  naik dan tekanan yang diberikan padanya oleh batuan disekitarnya berkurang, gelembung-gelembung gas didalam magma juga akan mengalami penurunan tekanan sehingga volumenya berkembang. Hal ini berarti volume dan diameter gas akan berkembang jika tekanan berkurang. Gelembung gas yang terbentuk pada kedalaman yang relatif dangkal (i.e. 220 meter) maka pertumbuhannya akan lebih banyak dikontrol oleh difusi, sedangkan yang terbentuk pada kedalaman  relatif dalam (i.e. 5 km) pertumbuhannya lebih banyak dikontrol oleh dekompresi (dimana perubahan tekanan berlangsung dengan cepat seiring perjalanan gelembung gas ke atas)

·         Pertumbuhan oleh penggabungan gas (coalescence)

Penggabungan gas merupakan proses terakhir yang membantu pertumbuhan suatu gelembung gas. Proses ini terjadi karena sifat gelembung gas yang buoyan dibandingkan dengan magma karena densitas yang lebih kecil. Saat perjalanan ke atas ini, akan banyak terjadi penggabungan gelembung, terutama gelembung kecil yang bergabung ke gelembung yang lebih besar sehingga meningkatkan volume gas.

I.3 Pengaruh Volatil Terhadap Sifat Fisik Magma

            Berdasarkan data eksperimental, kandungan volatil terutama H₂O, CO₂ dan F  terbukti dapat mempengaruhi densitas, viskositas serta proses kristalisasi magma. Hal ini selanjutnya akan mempengaruhi proses naiknya magma, tipe erupsi dan diferensiasi (Wallace & Anderson, 2000).

·         Densitas

Berdasarkan estimasi volume molar H₂O pada magma riolitik dan basaltik, terbukti bahwa penambahan jumlah H₂O pada magma akan mengurangi densitasnya. Sebagai contoh, penambahan H₂O terlarut sebanyak 6% berat pada magma riolit akan mengurangi densitasnya sampai 5 % sementara penambahan H₂O terlarut pada magma basalt akan mengurangi densitasnya 2-3% berat (Wallace & Anderson, 2000)

Untuk CO₂, karena solubilitasnya yang rendah, menyebabkan konsentrasinya pada magma menjadi rendah pada kedalaman kerak (relatif dangkal) sehingga tidak mempunyai efek yang signifikan dalam mempengaruhi densitas. Pada kedalaman mantel (relatif dalam), terutama pada magma yang miskin silika dimana solubilitas CO₂ relatif tinggi (larut sebagai karbonat), CO₂ bisa mempunyai efek yang signifikan dalam mengontrol densitas lelehan. Sebagai contoh, penambahan 3% berat CO₂ pada magma alkali basalt akan mengurangi densitasnya sebanyak 3%. Untuk perbandingan, penambahan 3 % berat dari H₂O pada magma yang sama akan mengurangi densitas lelehan sampai 5 % (Wallace & Anderson, 2000)

Sementara untuk volatil lainnya seperti F, penambahan konsentrasinya dalam suatu lelehan akan mengurangi densitas lelehan (Wallace & Anderson, 2000).

·         Viskositas

Besarnya viskositas pada suatu  magma,  selain tergantung kepada temperatur juga pada komposisi lelehan dimana komponen yang paling penting adalah SiO₂. Dengan bertambahnya kandungan SiO₂ dalam magma, maka viskositasnya akan bertambah (Wallace & Anderson, 2000).

Kandungan H₂O pada magma juga bisa mempengaruhi viskositasnya, dimana penambahan H₂O terlarut pada magma akan mengurangi viskositasnya, hal ini disebabkan H₂O akan melemahkan atau menghancurkan  kerangka aluminosilikat pada magma. Berdasarkan studi eksperimental, terlihat bahwa pengaruh penambahan H₂O  terhadap viskositas mempunyai hubungan yang tidak linear, dimana hal ini juga tergantung kepada temperatur magma.Pada kisaran 0-3% berat, H₂O mempunyai efek yang sangat besar dalam mengurangi viskositas. Tetpi jika H₂O yang terlarut melebihi 3%, maka efeknya terhadap viskositas mengecil. Hal ini disebabkan karena pada penambahan 0-3% berat, H₂O terlarut dalam magma secara dominan dalam  bentuk OH^- yang mengikat kerangka aluminosilikat sehinnga mempunyai efek yang lebih besar terhadap viskositas. Penambahan diatas 3% berat, jumlah H₂O yang muncul sebagai OH^- sudah mencapai batas maksimum sehingga akhirnya muncul sebagai molekul H₂O yang tidak melemahkan atau menghancurkan  ikatan aluminosilikat.

Gambar 1.2. Grafik yang menunjukkan efek dari penambahan H₂O terlarut pada viskositas isotermal magma riolit (Wallace & Anderson, 2000)

I.4 Jenis-Jenis Volatil Magma dan Solubilitasnya

I.4.1 H₂O

Keterdapatan air dalam magma terjadi dalam dua bentuk yaitu bentuk molekular (H₂O) dan ion hidroksil (OH^-) (Schminke, 2003) dimana proporsi relatif dari keduanya sangat bergantung pada total konsentrasi air (Wallace & Anderson, 2000). Pada konsentrasi air terlarut yang rendah, biasanya semua air akan terbentuk sebagai ion hidroksil OH^-, sebaliknya ketika konsentrasi air terlarut dalam magma meningkat maka proporsi relatif dari molekul H₂O juga akan mengalami peningkatan (Wallace & Anderson, 2000). Kehadiran air dalam magma dicerminkan oleh kristalisasi mineral-mineral yang mengandung ion OH^- seperti amfibol dan  mika (Schminke, 2003).

Solubilitas dari H₂O pada magma sangat ditentukan oleh tekanan, temperatur dan komposisi magma dimana solubilitas ini akan meningkat dengan naiknya tekanan, menurunnya temperatur dan kenaikan kandungan SiO₂ (Wallace & Anderson, 2000). Dengan demikian, H₂O akan mempunyai solubilitas yang lebih tinggi pada magma riolit daripada magma basalt. Dengan menggunakan analisis komposisi kimia dari gelas vulkanik yang masih segar, magma yang dihasilkan disepanjang zona subduksi sangatlah kaya dengan H₂O dan miskin CO₂ (Schminke, 2003). Peran H₂O sangat penting karena akan menentukan kecepatan dan tingkat erupsi suatu gunung api (Schminke, 2003).

Gambar 1.3. Grafik yang menunjukkanperbandingan solubilitas H₂O pada magma basaltik dan riolitik pada temperatur yang sama, terlihat bahwa solubilitas air lebih besar pada magma riolit daripada basaltik pada tekanan lebih dari 0,5 kb (Wallace & Anderson, 2000)

I.4.2 CO₂

Keterdapatan CO₂  pada magma ada dalam bentuk dua spesies yakni sebagai ion karbonat (CO₃^2-) dan molekul CO₂ yang kelimpahannya bergantung kepada komposisi lelehan (Wallace & Anderson, 2000) dan tekanan (Schimnke, 2003). Pada magma miskin silika (i.e. basalt, basanit dan nefelinit) CO₂ akan hadir sebagai ion karbonat (CO₃^2-) sementara pada magma kaya silika akan hadir sebagai molekul CO_2. Pada magma dengan komposisi intermediet (i.e. andesit), kedua spesies CO₂ itu hadir  (Wallace & Anderson, 2000). Sedangkan hubungannya dengan tekanan, CO₂ akan terbentuk sebagai molekul  CO₂ pada tekanan tinggi dan ion karbonat (CO₃^2-) pada tekanan rendah (Schminke, 2003).

Solubilitas CO₂ pada magma terutama sangat dipengaruhi oleh tekanan dan komposisi magma (Wallace & Anderson, 2000) dimana solubilitas ini akan berkurang seiring menurunnya tekanan (Lockwood & Hazlett, 2010) dan berkurangnya kandungan SiO₂ (pada ion karbonat (CO₃^2-) ) (Wallace & Anderson, 2000)

Berdasarkan data eksperimental, didapatkan bahwa solubilitas CO₂ lebih kecil daripada H₂O (Wallace & Anderson, 2000). Karena hal ini, maka CO₂ bisa membentuk fase gas bebas pada tekanan yang tinggi (i.e. di mantel) untuk selanjutnya lepas ke atmosfer/laut (Schminke, 2003). Karena pelepasan gas dimulai dari tempat yang sangat dalam, CO₂ merupakan senyawa yang paling banyak ditemukan sebagai inklusi fluida pada mineral yang terbentuk pada tekanan tinggi (Schminke, 2003).

Monitoring aktivitas pengeluaran CO₂ dari suatu gunung api sangat penting karena penambahan emisinya akan mengawali aktivitas erupsi (Lockwood & Hazlett, 2010).

Gas hasil ikatan unsur karbon dan oksigen lainnya yang dilepaskan oleh gunung api adalah karbon monoksida (CO) dan methan dalam jumlah yang lebih kecil. CO terbentuk ketika terjadi pemanasan (i.e. perubahan temperatur erupsi dari 800 ke 1200⁰C) (Lockwood & Hazlett, 2010). Karena pemanasan ini, ikatan oksigen pada CO₂ akan lepas dan membentuk CO (Lockwood & Hazlett, 2010).

I.4.3 SO₂  dan H₂S

Karena mempunyai beberapa valensi (sulfur bisa mempunyai muatan 0, -2 atau +6), maka reaksi sulfur bisa membentuk berbagai macam gas vulkanik. Gas-gas vulkanik tersebut antara lain S₂, SO, SO₂, SO₃, H₂S, COS dan CS₂, dimana kesemuanya hadir pada uap vulkanik tetapi spesies yang paling umum dijumpai adalah SO₂ dan H₂s. Kedua senyawa tersebut sangat mudah dikenali berdasar baunya yang khas yaitu bau asam yang seperti bau busuk (SO₂) atau berbau seperti telur busuk (H₂S) (Schminke, 2003). Pada gunung api tatanan tektonik zona subduksi, umumnya SO₂ akan lebih melimpah daripada H₂S. Tetapi kelimpahan tersebut sangat ditentukan oleh konsentrasi oksigen dan temperatur magma (Schminke, 2003). Pada konsentrasi oksigen yang sama, sulfur membentuk SO₂ pada temperatur tinggi dan H₂S pada temperatur rendah. Pada temperatur yang sama dengan kandungan oksigen yang berkurang, SO₂ berkurang terhadap H₂S (Schminke, 2003).

Senyawa S yang berkembang pada suatu magma sangat ditentukan oelh fugasitas relatif oksigen, dimana pada fugasitas oksigen yang rendah, S hadir sebagai bentuk sulfida (S^2-) sementara pada kondisi yang lebih teroksidasi hadir sebagai sulfat (S⁶⁺) (Wallace & Anderson, 2000). Dengan menerusnya proses diferensiasi dan oksidasi dari magma, rasio dari sulfat S₆⁺ terhadap sulfida S₂^- akan bertambah (Schminke, 2003).

Solubilitas dari S pada magma cukup sulit ditentukan karena adanya pembentukan senyawa non volatil diantara senyawa volatil seperti sulfida, sulfat dan metal klorida. Tetapi solubilitas ini secara umum sangat bergantung kepada komposisi, derajat oksidasi dari magma (Schminke, 2003) serta fugasitas oksigen (Wallace & Anderson, 2000). S mempunyai solubilitas tinggi pada fugasitas oksigen yang lebih tinggi (dimana S akan hadir sebagai sulfat) sementara solubilitas dari sulfida (S^2-) akan bertambah seiring dengan kenaikan konsentrasi Fe pada magma. Solubilitas sulfur baik dalam bentuk sulfida maupun sulfat akan meningkat dengan kenaikan temperatur (Wallace & Anderson, 2000).

Gambar 1.4. Grafik yang menunjukkan hubungan berbanding lurus antara total S dengan FeO pada magma basalt MOR (kotak hitam) dan hotspot (kotak putih) bersuhu 1200⁰C (Wallace & Anderson, 2000)

Monitoring aktivitas pengeluaran SO₂ dari suatu gunung api sangat penting untuk memonitor kesiapan suatu gunung api erupsi (Edmonds et.al 2003 dalam Lockwood & Hazlett 2010). Volume SO₂ akan meningkat seiring dengan naiknya magma ke permukaan yang dangkal (Lockwood & Hazlett, 2010).

Karena konsentrasi ketiga gas utama (H₂O, CO₂ dan SO₂&H₂S) pada magma adalah paling tinggi, maka dalam perhitungannya biasa digunakan % berat.

I.4.3 Halogen

Hidrogen halogenida seperti HCl, HF dan Hbr merupakan pembawa halogen yang paling penting selama pelepasan gas vulkanik (Schminke, 2003). Hidrogen halogenida tersebut dihasilkan dari reaksi antara H₂O dengan klorin (HCl) serta H₂O dengan fluorin (HF). Kandungan halogen dalam magma salah satunya dipengaruhi oleh komposisi lelehan dimana magma basalt alkalin akan mempunyai lebih banyak kandungan halogen daripada magma toleitik, sementara magma alkalin yang sudah terdiferensiasi akhir mempunyai kandungan halogen yang paling tinggi (Schminke, 2003).

Halogen mempunyai sifat solubilitas yang tinggi sehingga selama erupsi, hanya 20-50 % gas yang dilepaskan dimana Cl mempunyai solubilitas yang lebih rendah dari F (Schminke, 2003). Sementara itu, Cl mempunyai solubilitas yang lebih rendah dari CO₂ dan CO₂ lebih rendah dari sulfur. Hal ini berarti pelepasan gas pertama kali dari magma yang naik akan menjadi kaya unsur klorin relatif terhadap sulfur dan CO₂ (Lockwood & Hazlett, 2010). Solubilitas klorin pada megma sangat bergantung kepada komposisi magma dan kenaikan rasio (Na+K)/Al. Ketika suatu magma jenuh dengan lelehan garam, maka magma tersebut mempunyai Cl larut maksimum. Konsentrasi kejenuhan dari Cl bervariasi dengan tekanan, temperatur, konsentrasi air terlarut dan komposisi lelehan (Wallace & Anderson, 2000).

Fluorin, karena solubilitasnya yang tinggi pada magma, maka tidak akan memasuki fase gas selama erupsi, melainkan tetap berada di magma. Senyawa lainnya seperti HF mempunyai sifat mudah larut dalam air (Schminke, 2003). Solubilitas dari F sangat bergantung pada komposisi lelehan, dimana pada magma dengan kandungan SiO₂ tinggi lebih besar (Wallace & Anderson, 2000).

Rasio antara sulfur (terutama SO₂) terhadap klorin pada suatu pelepasan uap vulkanik bisa digunakan sebagain indeks kesiapan suatu gunung api untuk erupsi, tetapi pada beberapa kasus sulit dilakukan karena konsentrasi klorin yang terlalu kecil (Lockwood & Hazlett, 2010) sehingga hanya digunakan rasio SO₂ untuk menentukan kesiapan erupsi.

I.4.3 Hidrogen, Nitrogen, Helium & Gas Mulia

Hidrogen, nitrogen, helium dan gas-gas mulia adalah gas vulkanik dengan konsentrasi terkecil yang dijumpai pada gunung api tatanan tektonik zona subduksi (Lockwood & Hazlett, 2010). Meskipun konsentrasinya kecil, gas-gas tersebut mempunyai peranan yang penting seperti helium bisa melacak kontribusi mantel dalam erupsi gunung api (Lockwood & Hazlett, 2010), sementara gas mulia untuk mengetahui sejarah pelepasan gas di bumi (Wallace & Anderson, 2000).

Terdapat 2 isotop utama dalam helium yaitu ³He dan ⁴He. ⁴He merupakan senyawa radioaktif yang dihasilkan oleh peluruhan thorium dan uranium dari kerak bumi, sementara itu ³He hanya terkonsentrasi pada mantel sebagai eleman sisa yang ditinggalkan oleh pembentukan planet bumi (Lockwood & Hazlett, 2010) . Hanya sejumlah kecil ³He yang bisa keluar dari interior bumi yang dalam dimana kemudian terkait dengan proses vulkanisme. Sekarang ini rasio ³He terhadap ⁴He di atmosfer adalah 1:100.000.000. Adanya rasio yang lebih tinggi menandakan kontribusi mantel dalam magma (Lockwood & Hazlett, 2010). Pada fumarol dan mata air panas, kandungan ³He: ⁴He adalah 5 sampai 10 kali lebih besar daripada di atmosfer, sementara pada hot spot 15 kali lebih besar, pada punggungan tengah samudera mencapai 10 kali lebih besar. Adanya kerak benua yang tebal bukan merupakan penghalang pengelouaran ³He dari mantel (Sorey et.al 1998; Christiansen et.al 2002 dalam Lockwood dan Hazlett, 2010).

Berdasarkan penelitian terbaru oleh Spain’s Technological Institute yang diketuai oleh Eleazar Padrón pada 8000 sampel air dan tanah yang mengandung helium selama erupsi pulau gunung api El Hierro di Spanyol, diketahui bahwa konsentrasi gas helium bisa digunakan sebagai deteksi pergerakan magma ke permukaan (Padrón, 2012). Menurut Padrón (2012), helium merupakan kandidat yang baik untuk memprediksi erupsi karena gas ini tidak bereaksi dengan batuan atau air tanah saat perjalanan magma keatas.Dengan melihat proporsi antara ³He dan ⁴He pada sampel gas, peneliti dapat menentukan seberapa banyak helium yang berasal dari mantel maupun kerak yang lebih dangkal (Padrón, 2012).

I.5 Kelimpahan Volatil Magma pada Gunung Api Zona Subduksi

Pada gunung api tatanan tektonik zona subduksi, H₂O merupakan volatil yang paling melimpah konsentrasinya (Schminke, 2003). Asal muasal H₂O ini dalam magma berasal dari percampuran sejumlah kecil gas magmatik dengan sejumlah besar air permukaan, heated ground dan air atmosfer (Schminke, 2003). Menurut Lockwood dan Hazlett (2010) kebanyakan H₂O yang diemisikan dari gunung api berasal dari air meteorik.

Setelah H₂O, CO₂ merupakan gas vulkanik paling melimpah selanjutnya. Pengkayaan CO₂ pada suatu magma diperkirakan berasal dari berbagai sumber seperti subduksi sedimen laut dalam yang banyak mengandung material organik, pelelehan sebagian dari batuan karbonat silikaan yang termetamorfkan serta volatilisasi dari air laut yang terjebak oleh batuan (sering disebut air fosil) (Lockwood & Hazlett, 2010) dimana hampir 80 % CO₂ yang dilepaskan pada zona subduksi utamanya berasal dari subduksi kerak samudera yang membawa sedimen kaya material organik (Schminke, 2003).

Setelah H₂O dan CO₂, sulfur merupakan gas vulkanik paling melimpah selanjutnya yang dijumpai pada gunung api tatanan tektonik zona subduksi (Lockwood & Hazlett, 2010). Karena mempunyai beberapa valensi, sulfur bisa membentuk berbagai macam gas seperti S₂, SO, SO₂, SO₃, H₂S, COS dan CS₂ dimana yang paling utama adalah  SO₂ dan H₂S. Pada umumnya SO₂ lebih melimpah daripada H₂S.

Setelah ketiga gas utama diatas, maka gas vulkanik lainnya yang dijumpai pada gunung api tatanan tektonik zona subduksi dalam jumlah minor (ppm) adalah halogen (Lockwood & Hazlett, 2010) seperti HCl dan HF. Pada umumnya, HCl lebih melimpah dari HF. Selanjutnya dalam jumlah yang lebih sedikit berupa H₂, N₂, CO, CH_4, NH₃, Ar dan He.