Magmatisme pada Zona Subduksi

MAGMATISME PADA ZONA SUBDUKSI

I.1 Magmatisme Pada Zona Subduksi

Konsep tektonik lempeng menjelaskan bahwa kulit bumi terdiri dari beberapa bagian lempeng yang kaku (rigid), yang bergerak satu sama lain diatas massa astenosfer yang plastis dengan kecepatan rata-rata 10cm/tahun atau 100 km/10 juta tahun (Morgan, 1968; Hamilton, 1970 dalam Alzwar dkk., 1988). Berdasarkan konsep tersebut, maka pergerakan lempeng bumi dapat dibagi menjadi tiga yaitu konvergen (saling bertumbukan), divergen (saling menjauh) dan transform (saling berpapasan) (Lockwood & Hazlett, 2010), dimana kegiatan magmatisme akan terjadi pada batas-batas lempeng ini.

Gambar 1.1. Lokasi-lokasi terbentuknya magma dalam konteks tektonik lempeng. Pada ilustrasi diatas terlihat jelas bahwa punggungan tengah samudera (MOR) menempati urutan pertama sebagai penghasil magma terbesar, diikuti oleh zona subduksi, oceanic intraplate dan continental intraplate (Schmincke, 2003)

Batas lempeng konvergen salah satunya berupa zona subduksi. Zona subduksi adalah bagian dari permukaan bumi yang dibentuk oleh penenggelaman (subduksi) dari lempeng litosfer yang dingin dan tebal sampai ke mantel bumi (Tatsumi & Eggins, 1995). Zona subduksi dicirikan oleh pembentukan palung-palung laut dalam, rantai gunung api (Perfit & Davidson, 2000) serta konsentrasi hiposenter gempa bumi yang tinggi (kebanyakan pada kedalaman 100 km sampai > 600 km) pada zona Wadati-Benioff (Schmincke, 2003). Subduksi ini akan membawa batuan dengan komposisi kimia beragam  ke dalam  mantel seperti kerak samudera basaltik, peridotit dan sedimen laut dalam (Tatsumi & Eggins, 1995). Proses subduksi biasanya akan termanifestasi dalam bentuk magmatisme dan vulkanisme seperti pada Ring of Fire di Samudera Pasifik (Tatsumi & Eggins, 1995). Proses magmatisme ini terutama dipengaruhi oleh  volatil (H₂O) yang terbawa oleh kerak samudera yang menunjam dimana akan mendorong terjadinya pelelehan sebagian (partial melting). Pelelehan sebagian ini disebabkan oleh dehidrasi mineral-mineral pembawa air pada kerak samudera yang menunjam seperti amfibol (d=110 km) dan plogophit (d=200 km) (Tatsumi & Eggins, 1995).

Gambar 1.2. Vulkanisme diatas zone subduksi. Penunjaman dari kerak samudera yang dingin menyebabkan upwelling dari mantel panas dibawah busur vulkanik. Senyawa volatil seperti H₂O dilepaskan dari kerak samudera ke mantel diatasnya sehingga menyebabkan pelelehan (Sigurdsson, 2000)

I.1.1 Pembentukan Magma pada Zona Subduksi

Proses pembentukan magma diperoleh modelnya menggunakan titik leleh batuan peridotit. Peridotit dipilih karena merupakan penyusun mantel sebagai sumber asal magma. Pada batuan ini, pelelehan dapat terjadi karena perubahan 3 parameter dasar :tekanan (P), temperatur (T) dan komposisi kimia (X), yaitu (Schmincke,  2003):

Gambar 1.3. Tiga model pembentukan magma basa oleh pelelehan sebagian (partial melting) peridotit dimana a= penambahan temperatur, b=pengurangan tekanan c=penambahan H₂O dan CO₂ (Schmincke, 2003)

-          Kenaikan temperatur (T) pada kondisi P dan X yang konstan

-          Penurunan tekanan P pada T dan X yang konstan

-          Perubahan X pada P dan T yang konstan (terutama penambahan fluida khususnya H₂O dan CO₂)

-          Kombinasi antara satu faktor dengan faktor yang lain (Lockwood & Hazlett, 2010)

Atom yang menyusun kristal/mineral mempunyai nomor proton dan elektron tertentu, dan atom yang bermuatan sering disebut ion. Jika energi panas mengenai ion tersebut, maka akan menyebabkan ikatannya melemah sehingga akhirnya terjadi pelelehan (Lockwood & Hazlett, 2010). Jika terjadi fluxing atau percampuran antara mineral dengan mineral/senyawa lainnya, titik pelelehannya bisa menjadi lebih rendah (Lockwood & Hazlett, 2010)

·         Kenaikan temperatur pada P&X yang konstan

Berdasarkan percobaan pada peridotit, kenaikan temperatur pada tekanan dan komposisi kimia konstan dapat menyebabkan suatu batuan mengalami pelelehan sebagian. (Schimnke, 2003).

Ada beberapa teori yang menyebutkan tentang sumber panas penyebab kenaikan temperatur, salah satunya adalah peluruhan dari unsur-unsur radioaktif seperti U, Th dan K yang jumlahnya melimpah sejak pembentukan bumi pada 4,6 milyar tahun yang lalu (Schimnke, 2003) menjadi mineral-mineral yang lebih stabil dan ringan (Lockwood & Hazlett, 2010). Panas ini terlepas secara konstan dengan cara bermigrasi ke permukaan bumi yang lebih dingin dan akhirnya teradiasi ke atmosfer. Selain itu, sumber panas juga bisa berasal dari proses friksi mekanik yang menghasilkan pelelehan sebagian contohnya pada bagian dasar lempeng litosfer yang bergerak di sepanjang zona Wadati Benioff.

Tabel 1.1. Kontribusi relatif dari panas yang dihasilkan oleh peluruhan radioaktif berdasarkan studi geonutrino (Araki et al (2005) dalam Lockwood & Hazlett (2010))

§        Penurunan Tekanan pada Suhu dan Komposisi Kimia yang tetap

Ketika temperatur dari suatu batuan mantel konstan, maka penurunan tekanan bisa menyebabkan pelelehan sebagian (Schminke, 2003) karena tekanan akan menjaga ikatan antar ion  tetap kuat  sehingga strukturnya tetap kristalin (Lockwood & Hazlett, 2010). Dengan kata lain, panas internal dari batuan yang naik selama penurunan tekanan cukup untuk memicu terjadinya pelelehan. Proses ini sangat tepat untuk sistem padatan kering, contohnya ketidakhadiran fluida (Schminke, 2003)

            Proses penurunan tekanan dari material mantel yang naik merupakan mekanisme pembentukan magma yang paling penting (Schminke, 2003) karena kebanyakan aktivitas gunung api di dunia dihasilkan dari pelelehan karena penurunan tekanan ini (Lockwood & Hazlett, 2010)

§         Penambahan unsur kimia pada suhu dan tekanan yang tetap

Pada proses pembentukan magma yang ketiga, tekanan (P) dan temperatur (T) adalah dalam kondisi konstan, akan tetapi dengan adanya penambahan fase fluida seperti H₂O dan CO₂ maka akan menyebabkan titik pelelehan batuan menjadi lebih rendah.

Gambar 2.4. Grafik yang menunjukkan penurunan titik leleh akibat penambahan H₂O dan CO₂ pada magma. Suhu pada saat magma belum terkena penambahan unsur kimia disebut dry solidus (Sigurdsoon, 2000)

I.1.2 Komposisi Magma

Magma merupakan istilah yang diberikan untuk campuran material padat dan cair  yang bersifat mudah bergerak. Pada bumi, material cair (liquid)  ini merupakan campuran dari silikat kompleks dan gas-gas terlarut seperti air, karbondioksida dan senyawa-senyawa lainnya (Rogers & Hawkesworth, 2000). Karena batuan beku merupakan manifestasi magma yang paling mudah diidentifikasi, maka komposisi magma biasa ditentukan menggunakan komposisi batuan beku. Komposisi batuan beku diuraikan dalam bentuk unsur mayor, unsur minor dan unsur jarang (Rogers & Hawkesworth, 2000). Unsur-unsur tersebut menurut Rogers & Hawkesworth (2000) antara lain:

a.      Unsur mayor adalah unsur yang mempunyai kelimpahan oksida > 1wt.%, mengontrol sifat magma serta merupakan penyusun utama mineral esensial.

Contoh: SiO₂,  Al₂O₃, FeO, Fe₂O₃, CaO, MgO dan Na₂O

b.    Unsur minor mempunyai kelimpahan oksida 0,1-1 % , sebagai pengganti dari unsur mayor pada mineral esensial atau bisa membentuk sejumlah kecil mineral aksesoris.

Contoh: K₂O, TiO₂, MnO  dan P₂O₅

c.      Unsur jarang mempunyai kelimpahan oksida < 0,1 % berat serta sebagai pengganti dari unsur mayor maupun unsur minor pada mineral esensial maupun aksesoris.

Contoh: LILE (Cs, Rb, K, Ba, Sr, Pb), HFSE (Sc, Y, Th, U, Pb, Zr)

d.      Unsur volatil dan oksida, pada bagian bumi yang dalam semua unsur volatil akan larut dalam magma, tetapi ketika tekanan berkurang karena pergerakan magma keatas maka gas akan membentuk fase uap yang terpisah dari magma (Nelson, 2012)

Contoh: H₂O, CO₂, SO_2, F, Cl, etc.

I.1.3 Diferensiasi Magma

I.1.3.1 Proses Fraksinasi Kristalisasi Magma

Diferensiasi adalah proses dimana terbentuk magma turunan yang secara kimia dan mineralogi berbeda dari magma asal (parental magma) (Schmincke, 2003). 

                   

                     Gambar 2.5. Ilustrasi proses fraksinasi kristalisasi pada dapur magma (Tarbuck & Lutgens, 2004)

Diferensiasi diperkirakan terjadi pada dapur magma dengan kedalaman lebih dari 10 kilometer di kerak bumi, ketika magma dalam kondisi stagnan, mendingin secara perlahan dan mulai mengkristal (Schmincke, 2003). Proses diferensiasi meliputi dua hal yaitu fraksinasi kristalisasi (mekanisme utama) dan asimilasi (Schmincke, 2003).

Selama proses fraksinasi kristalisasi, kristal-kristal mineral yang lebih berat (berat jenis tinggi) akan tenggelam dalam magma yang berkomposisi lebih asam membentuk timbunan kristal (cumulates) (Schmincke, 2003).

I.1.3.2 Proses Asimilasi dan Magma Mixing

Proses diferensiasi yang lain yakni asimilasi dan percampuran magma (magma mixing). Asimilasi ini merupakan perubahan komposisi magma, sebagai akibat adanya reaksi antara magma dengan batuan dinding yang berkomposisi berbeda (Schmincke, 2003). Proses asimilasi ini bisa mengubah komposisi kimia magma secara lebih jauh (Schmincke, 2003). Sedangkan percampuran magma (magma mixing) ini terjadi ketika magma dari dua dapur magma yang berbeda menyatu sehingga membentuk magma baru dengan komposisi campuran antara keduanya.

                        

                   Gambar 2.6. Ilustrasi proses asimilasi dan proses percampuran magma yang terjadi pada dapur magma (Tarbuck & Lutgens, 2004)

Selanjutnya, proses diferensiasi ini akan menyebabkan perubahan komposisi kimia pada magma menjadi lebih asam (felsic) pada perjalanannya keatas sebelum mencapai permukaan bumi. Magma yang sudah mengalami perubahan komposisi kimia akibat proses diferensiasi ini disebut magma turunan (Schminke, 2003).