Magma dan Pembentukan Batuan Beku

Devinisi Magma

Magma adalah material silikat alami yang berada di dalam bumi khususnya di mantel bagian atas atau litosfer bagian bawah yang bersifat cair pijar dengan suhu berkisar 900o – 1100oC (terjemahan bebas dari devinisi magma oleh Vide F.F. Grosts, 1974, Turner & Verhoogen, 1960, H. Williams, 1962).

Seperti telah dibahas pada posting berjudul Struktur Dalam Bumi bahwa sebagian besar komponen penyusun bumi di bawah kerak bumi adalah material pijar yang bersifat cair dan panas dengan komposisi utama adalah silikat. Semakin dalam, suhu dan tekanan semakin tinggi.

Arus Konveksi

Seperti halnya air yang sedang di rebus, magma di dalam bumi selalu bergejolak, bagian yang paling panas mengalir ke bagian yang lebih rendah suhunya. Fenomena inilah yang disebut sebagai arus konveksi (Lihat Gambar di bawah ini).

   

Arus konveksi pada mantel bumi inilah yang menyebabkan pergerakan lempeng dan kerak bumi. Logika ini menjadi salah satu pijakan teori tektonik lempeng.

Magma, Lava, Lahar

Kerak bumi menumpang di atas mantel. Pada kerak terdapat retakan-retakan dan zona-zona lemah yang memungkinkan sebagian kecil dari mantel atas menerobos keluar ke permukaan bumi. Lubang tempat keluarnya magma ke permukaan bumi disebut gunung api (volcano). Gunung api tidak harus berupa gunuk batu yang menjulang tinggi. Lubang kecil ditengah lapangan bola-pun jika menjadi tempat keluarnya lava maka lubang itu disebut gunung api. Bentukan gunung api yang umumnya mengerucut dan menjulang tinggi disebabkan oleh akumulasi atau tertumpuknya material hasil erupsi dalam waktu yang lama di sekeliling pusat erupsi.

Sebagain orang masih sering rancu dengan istilah magma, lava, dan lahar. Material silikat cair pijar (“batu cair-panas”) yang masih di dalam bumi disebut magma. Adapun magma yang sudah keluar di permukaan bumi disebut lava. Sedangkan lahar adalah material gunung api, baik debu, pasir, maupun bongkah batu yang terbawa “tertransport” oleh air. Magma dan lava bersifat sangat panas karena merupakan “bubur batu” yang membara. Sedangkan lahar tidak selalu panas bahkan bisa jadi dingin. Magma menerobos kerak bumi, membeku sebagian di dalam perut bumi menjadi batuan beku intrusi, dan di sebagian tempat lain keluar sebagai lava, meleleh di puncak gunung api, atau muncrat dan membeku di udara menjadi batuan vulkanik yang beraneka ragam ukuranya; bongkah, kerikil, pasir hingga debu. Di lereng-lereng hingga kaki gunung api bongkah, kerikil dan debu gunung api diendapkan. Ketika datang hujan deras, air menyapu dan menghanyutkan debu, pasir, kerikil dan menyeret bongkah-bongkah tersebut. Material debu, pasir, kerikil dan bongkah hasil erupsi gunug api yang terseret air inilah yang disebut dengan lahar. Lahar bisa jadi panas jika hujan datang sesaat ketika gungung api meletus dan hasil erupsinya belum sempat mendingin. Lahar bisa pula bersifat dingin jika hujan datang setelah material-material vulkanik mendingin, beberapa hari atau beberapa bulan setelah erupsi.

Pembekuan Magma

Dalam posting kali ini penulis akan memaparkan tentang pembekuan magma yang natinya berkaitan dengan klasifikasi batuan beku. Magma membeku pada suhu tertentu seiring dengan perjalannya menerobos ke permukaan bumi. Pada saat masih di tempat yang sangat dalam magma akan membeku dengan lambat karena proses pendinginanya juga lambat. Semakin dekat ke permukaan bumi pebekuan magma akan berlangsug semakin cepat, ketika di permukaan bumi maka tentunya pembekuan berlangsung sangat cepat. Cepat lambatnya pembekuan magma berpengaruh pada tekstur batuan beku yang terbentuk. Magma yang membeku dengan sangat lambat akan membentuk batuan dengan ukuran kristal penyusunya yang besar-besar. Sebaliknya jika magma membeku degan cepat maka kristal yang terbentuk akan berukuran kecil dan sangat kecil sampai tidak berbentuk jika pembekuanya sangat cepat.

Dalam pembekuan magma, berlangsung reaksi-reaksi kimia di antara unsur-unsur yang terkandung dalam magma. Komposisi kimia magma sangat kompleks. Magma tersusun oleh 10 unsur kimia dominan, yaitu Silika (Si), Titanium (Ti), Aluminium (Al), Besi (Fe), Magmesium (Mg), Kalsium (Ca), Natrium (Na), Kalium (K), Hidrogen (H), dan Oksigen (O). Unsur-unsur kimia tersebut tidak berdiri sendiri-sendiri  melainkan berupa oksida yaitu SiO2, TiO2, Al2O3, FeO, MgO, CaO, Na2O, K2O dan H2O.

Secara umum, SiO2 adalah yang paling dominan, menyusun lebih dari 50 % berat magma. Kemudian,  Al2O3, FeO, MgO, CaO menyusun 44 % berat magma, dan sisanya Na2O, K2O, TiO2 dan H2O menyusun 6 % berat magma. Namun demikian perlu disadari bahwa kelimpahan unsur-unsur tersebut sangat bervariasi. Beda tempat, beda benua, beda gunung, rasio unsur-unsur penyusun magmapun berbeda-bedatergantung pada karakter komposisi magma.

Magma tersusun oleh unsur yang beraneka ragam sehingga magma membeku membentuk kristal yang beraneka macam warna dan bentuk. Pembekuan magma membentuk kristal-kristal mellui reaksi kimia yang memiliki pola tertentu terkait dengan sifat kimiawi masing-masing unsur penyusunnya. Tiap-tiap unsur memiliki kecenderungan membeku pada suhu dan tekanan tertentu dan bereaksi mengikat unsur tertentu. Kecenderungan-kecenderungan tersebut telah dipelajari dan dirangkum menjadi sebuah pola sederhana yang dikenal dengan Deret Reaksi Bown “Bown Reaction Series”. Lihat gambar di bawah ini.

Pada skema di atas terdapat dua seri pembentukan mineral. Olivin, Piroksen, Hornblenda dan Biotit terdapat pada seri discontinue. Ini adalah seri mineral kaya Fe dan Mg (Feromagnesian). Pada seri ini unsur Fe dan Mg bersama unsur-unsur yang lain dalam magma pada suhu tinggi akan cenderung membentuk Olivin, selanjutnya seiring dengan penurunan suhu akan terbentuk mineral-mineral Feromagnesian yang lain. Adapun pada sisi kanan Deret Reaksi Bowen terdapat rangkaian pembentukan mineral plagioklas yang disebut dengan seri continue. Seri Continue artinya magma dari suhu tertinggi hingga suhu terendah akan terus menerus membentuk mineral plagioklas, dan sepanjang pembentukkanya akan terus terjadi substitusi antara unsur Ca dan Na. Pada suhu yang tinggi cenderung dominan terbentuk Ca Plagioklas, sebaliknya pada suhu yang semakin lebih redah  akan semakin dominan Na Plagioklas. Adapun SiO2 pada suhu tinggi masih belum banyak berpartisipasi membentuk mineral, sehingga semakin rendah suhunya larutan magma akan semakin di dominasi oleh SiO2. Magma setelah membentuk mineral-mineral olivin, piroksen akan semakin didominasi SiO2 dan semakin bersifat asam.

Magma asli bersifat basa (Dally, 1933, Winkler vide W.T. Huang, 1962). Maka semakin dekat dengan sumbernya (mantel atas) magma semakin bersifat basa. Semakin menjauh ke permukaan magma menjadi intermediet atau bahkan asam. Batuan beku yang terbentuk pun mengikuti posisi di mana terjadinya pembekuan magmanya. Batuan yang kaya akan mineral olivin dan piroksen adalah batuan beku basa, sebaliknya semakin kaya SiO2 batuan masuk kategori intermediet dan asam. Klasifikasi didasarkan pada kandungan SiO2 pada batuan (C.J. Hughes, 1962) ;

– Batuan beku asam                kandungan SiO2    > 66%
– Batuan beku intermedier    kandungan SiO2        52% – 66%
– Batuan beku basa                  kandungan SiO2       45% – 52%
– Batuan beku ultrabasa        kandungan SiO2    < 45%

Sifat magma dapat berubah menjadi magma yang bersifat lain, oleh proses-proses yang disebut :

  • Hibridasi : ialah terbentuknya magma baru yang bersifat lain karena percampuran dua magma yang berlainan jenisnya.
  • Sinteksis : ialah proses pembentukan magma karena proses asimilasi dengan batuan samping (batuan yang diterobos) atau terlarutnya batuan asing kedalam magma.

Proses pembentukan kristal-kristal atau mineral seiring pembekuan magma membentuk batuan beku menyebabkan komposisi magma berubah seiring penurunan suhu dan pembentukan mineral-mineral tersebut. Perubahan komposisi magma inilah yang disebut dengan diferensiasi magma. Perubahan komposisi magma tentunya menyebabkan variasi batuan beku yang terbentuk. Dengan kata lain diferensiasi magma ialah semua proses yang mengubah magma homogen berskala besar menjadi batuan beku dengan komposisi yang bervariasi (W.THuang, 1962).

Dalam Diferensiasi Magma itu sendiri terjadi beberapa proses :

  • Fraksinasi : ialah pemisahan kristal dari larutan magma pada waktu terjadi pendinginan magma. Kristal-kristal saat pendinginan magma tidak dapat mengikuti perkembangan komposisi larutan magma yang baru, dia telah utuh sebagai kristal dan berhenti bereaksi mengikat unsure lain untuk membentuk mineral lain. Proses fraksinasi ini merupakan proses diferensiasi yang paling utama.
  • Gravitational settling : pemilahan kristal-kristal oleh gaya gravitasinya, sehingga mineral yang berat akan memperkaya bagian dasar (waduk magma) dan posisinya berada di bawah mineral yang lebih ringan.
  • Liquid immisibility : ialah larutan magma yang mempunyai suhu dan tekanan yang tinggi, pada suhu rendah akan pecah mengalami fraksinasi larutan yang masing-masing membeku membentuk batuan yang heterogen.
  • Vesiculation : ialah suatu proses di mana magma yang mengandung CO2, SO2, H2O, sewaktu naik kepermukaan membentuk gelembung-gelembung gas yang membawa serta komponen volatile seperti sodium dan potassium.
  • Assimilasi Evolusi magma dapat juga dipengaruhi oleh reaksi-reaksi dengan batuan sekitarnya wall rock. Karena magma yang menerobos kepermukaan temperaturnya lebih tinggi dari pada temperatur batuan yang diterobos maka batuan samping akan mempengaruhi komposisi magma tersebut. Hal ini sering terjadi terutama pada magma plutonik karena letaknya yang jauh dari permukaan bumi dan suhunya masih sangat tinggi mampu melelehkan batuan samping.

Pada posting selanjutnya akan dibahas mengenai variasi posisi dan dimensi batuan intrusi. Ada berbagai istilah misalnya Batolit, Dike, Sill dan lain-lain. Pada dasarnya mereka itu satu yaitu batuan beku intrusi.

Sebagian gambar diambil dari :

http://www.hawaiilife.com/articles/2012/05/land-sales-hot/
http://www.universetoday.com/60070/what-is-a-volcano/

 

Categories: Batuan Beku, Geologi Dasar | Leave a comment

Post navigation

Leave a Reply

Fill in your details below or click an icon to log in:

WordPress.com Logo

You are commenting using your WordPress.com account. Log Out / Change )

Twitter picture

You are commenting using your Twitter account. Log Out / Change )

Facebook photo

You are commenting using your Facebook account. Log Out / Change )

Google+ photo

You are commenting using your Google+ account. Log Out / Change )

Connecting to %s

Create a free website or blog at WordPress.com.

%d bloggers like this: