BAB II TINJAUAN PUSTAKA 2.1 Geologi Regional Objek penelitian

BAB II
TINJAUAN PUSTAKA
2.1 Geologi Regional
Objek penelitian berada pada bagian barat daya Pegunungan Meratus, yaitu
merupakan Kompleks Melange Pegunungan Bobaris – Meratus, sehubungan dengan
itu maka pembahasan mengenai geologi regional daerah penelitian akan disajikan
dalam empat tahapan, yaitu :
1. Fisiografi Regional,
2. Stratigrafi Regional,
3. Struktur Geologi Regional,
4. Sejarah Geologi Regional.
2.1.1 Fisiografi Regional
Menurut Bemmelen (1949) pulau Kalimantan dibagi menjadi beberapa zona
fisiografi, yaitu :
1. Blok Schwaner yang dianggap sebagai bagian dari dataran Sunda.
2. Blok Paternoster, meliputi pelataran Paternoster sekarang yang terletak di lepas
Pantai Kalimantan Tenggara dan sebagian di dataran Kalimantan yang dikenal
sebagai sub cekungan Pasir.
3. Meratus Graben, terletak diantara blok Schwaner dan Paternoster, daerah ini
sebagai bagian dari cekungan Kutai.
8
9
4. Tinggian Kuching, merupakan sumber untuk pengendapan ke arah Barat laut dan
Tenggara cekungan Kalimantan selama Neogen.
Gambar 2.1 Peta fisiografi Pulau Kalimantan
(Sumber : Kusnama, 2008)
Secara fisiografis, daerah penelitian termasuk ke dalam Pegunungan Meratus
bagian selatan, yang dibatasi oleh Cekungan Barito di sebelah barat, Blok Paternoster
di sebelah timur, dan Cekungan Kutai di bagian utara. (Gambar 2.1 )
2.1.2 Stratigrafi Regional
Daerah penyelidikan secara regional termasuk bagian akhir barat daya dari
Pegunungan Meratus, terdiri dari satuan batuan ultramafik, sekis talk klorit, peridotit
10
terserpentinisasi, dan batuan volkanik. Secara regional daerah penelitian tersusun oleh
beberapa batuan yang berumur Pratersier sampai Kuarter antara lain meliputi : Batuan
Ultramafik, Batuan Malihan, Gabro, Diabas, Basal, Andesit Porfir, Formasi Pudak
Anggota Batukora.
1. Basal (Mba)
Formasi pada batuan ini terdiri dari basal berwarna kelabu – hitam, berhablur
penuh hipidiomorf, berbutir tak seragam, berbutir halus – sedang, porfiritik dengan
fenokris plagioklas (labradorit) dan piroksen (augit), massa dasar mikrolit plagioklas
dan piroksen yang memperlihatkan tekstur antar butir. Setempat amigdaloidal dengan
rongga terisi mineral karbonat. Batuan ini terdapat bersama batuan ultramafik dan
gabro.
2. Batuan Malihan (Mm)
Formasi ini terdiri dari sekis hornblende, sekis muskovit, filit, sekis klorit dan
kuarsit muskovit. Batuan malihan ini sebagian besar menempati bagian baratdaya
Lembar, di G. Ladang Kapus, G Damargusang dan S. Aranio dekat bendungan Riam
Kanan. Pentarikan K-Ar pada contoh batuan sekis hornblende dari S. Aranio
menghasilkan umur 113 ± 1 juta tahun atau Kapur Awal. Hubungan dengan batuan
sekitarnya adalah sentuhan tektonik
3. Batuan Ultramafik (Mub)
11
Formasi batuan ini terdiri dari hazburgit, websterlit, piroksenit dan serpentinit.
Tersebar di sepanjang Pegunungan Bobaris, Peg Manjam dan Peg. Kusan yang
hubungan dengan batuan sekitarnya adalah sentuhan tektonik.
4. Formasi Pudak
Formasi batuan ini terdiri Lava dengan perselingan konglomerat/breksi
vulkaniklastik (hialoklastik) dan batupasir kotor dengan olistolit batugamping, basal
porfir, ignimbrite, batuan malihan dan ultramafik. Ukuran olistolit berkisar antara
beberapa cm sampai ratusan m. Olistolit batugamping paling luas, mencapai 2 km.
Bagian atas formasi menjemari dengan formasi Keramaian.
2.1.3 Struktur Geologi Regional
Struktur geologi yang terdapat di Lembar Banjarmasin adalah antiklin, sinklin,
sesar naik, sesar mendatar dan sesar turun. Sumbu lipatan umumnya berarah timurlaut
– baratdaya dan umumnya sejajar dengan arah sesar normal.
Kegiatan tektonik daerah ini diduga telah berlangsung sejak Jaman Jura, yang
menyebabkan bercampurnya batuan ultramafik dan batuan malihan. Pada zaman
Kapur Awal atau sebelumnya terjadi penerobosan granit dan diorit terhadap batuan
ultramafikdan batuan malihan. Pada akhir Kapur Awal terbentuk kelompok Alino
yang sebagian merupakan olistrostrom, diselingi dengan kegiatan gunungapi
Kelompok Pitanak. Pada awal Kapur Akhir kegiatan tektonik menyebabkan
tersesarkannya batuan ultramafik dan malihan ke atas Kelompok Alino. Pada Kala
12
Paleosen kegiatan tektonik menyebabkan terangkatnya batuan Mesozoikum, disertai
penerobosan batuan andesit porfir. Pada Awal Eosen terendapkan Formasi Tanjung
dalam lingkungan paralas. Pada Kala Oligosen terjadi genang laut yang membentuk
Formasi Berai. Kemudian pada Kala Miosen terjadi susutlaut yang membentuk
Formasi Warukin.
Gerakan tektonik yang terakhir terjadi pada Kala Akhir Miosen, menyebabkan
batuan yang tua terangkat, membentuk Tinggian Meratus, dan melipat kuat batuan
Tersier dan pra-Tersier. Sejalan dengan itu terjadilah penyesaran naik dan penyesaran
geser yang diikuti sesar turun dan pembentukan Formasi Dahor pada Kala Plistosen.
2.1.4 Sejarah Geologi
Menurut Sikumbang dan Heryanto (1994), Komplek akresi Bobaris – Meratus,
Kalimantan Selatan (Gambar2.2), membentuk punggungan en-echelon berarah timur
laut – barat daya. Komplek akresi tersebut disusun oleh batuan dasar berupa batuan
malihan, batuan mafik – ultramafik yang secara tektonik ditutupi oleh produk
volkanik dan magmatik Kapur (Formasi Pitap) dan endapan volkaniklastik Kapur
(Formasi Haruyan/Manunggul). Secara tidak selaras di atasnya ditutupi oleh endapan
sedimen Tersier dan Kuarter. Hubungan satuan batuan umumnya berupa kontak
tektonik sebagai hasil proses tektonik yang terjadi sejak Kapur sampai Tersier Akhir.
Komplek akresi Bobaris – Meratus dikontrol oleh kelurusan struktur berarah barat
laut – tenggara yang umumnya berupa sesar naik atau sesar anjak yang terbentuk
13
selama proses akresi. Sesar lainnya yang berarah utara-selatan atau timur lautbaratdaya diperkirakan sebagai sesar normal maupun sesar geser.
Priyomarsono (1986), dalam penelitiannya menyebutkan bahwa komplek
tersebut beserta batuan malihannya dianggap sebagai bagian dari litosfer samudera
tua. Hasil temuan Hamilton dan Wakita et al (1998). menyebutkan terjadinya
pembentukan komplek mélange di Pulau Laut berumur Akhir Kapur – Tersier akibat
subduksi kerak samudera tua. Tetapi Wakita et al., membedakan komplek akresi
pegunungan Bobaris-Meratus berasosiasi dengan suatu busur ofiolit dalam komplek
mélange Pulau Laut yang diperkirakan sebagai bagian dari lempeng kerak samudera
tua. Sedangkan Parkinson (1998), menganggap komplek tersebut, terbentuk dalam
lingkup ofiolit busur muka.
Monnier et al (1999). melakukan studi geokimia batuan peridotit di kawasan
telitian membuktikan bahwa ofiolit komplek Bobaris-Meratus berasosiasi dengan
suatu ofiolit sub-kontinental tepian tenggara Lempeng Eurasia atau Sundaland dan
tidak berasosiasi dengan suatu ofiolit dari MOR (Mid Oceanic Ridge) atau ofiolit
busur. Pada kondisi actual, Komplek akresi pegunungan Bobaris-Meratus merupakan
hasil alih tempat yang melibatkan proses geologi yang rumit sejak mulai Jura, Akhir
Kapur sampai Tersier Akhir.
14
Gambar 2.2 Peta geologi Komplek akresi Bobaris-Meratus disederhanakan dari
Sikumbang dan Heryanto (1994),
Priyamarsono (1986), Hamilton (1979), Monnier et al (1999), Sikumbang dkk
(1986), dan Zulkarnain dkk (1995), telah mencoba menerangkan mekanisme alih
tempat komplek akresi Bobaris-Meratus seperti model obduksi, subduksi atau
terbentuk langsung dari mantel atas. Hampir semua model umumnya berdasarkan
data geologi permukaan dan studi petrologi – geokimia batuan. Situmorang (1987)
memberikan gambaran umum konfigurasi pegunungan Bobaris – Meratus melalui
data gravitasi. Tetapi dalam ulasannya tidak memberikan solusi terhadap
permasalahan alih tempat batuan basa – ultrabasa tersebut.
15
2.2 Konsep Ofiolit
2.2.1. Ofiolit
Definisi ofiolit menurut Penrose Field Conference, (1972) adalah sekelompok
batuan yang berkomposisi mafik sampai ultramafik yang sekuennya dari bawah ke
atas, yaitu :
1. Kompleks ultramafik (peridotit termetamorfik), terdiri dari lherzolit, hazburgit,
dan dunit. Umumnya batuan memperlihatkan struktur tektonik metamorfik
(banyak atau sedikit terserpentinisasi).
2. Kompleks gabro berlapis dan gabro massif. Gabro memiliki tekstur cumulus
(mencakup peridotit cumulus serta piroksenit). Komplek gabro biasanya
sedikit terdeformasi dibandingkan dengan kompleks ultramafik.
3. Kompleks retas berkomposisi mafik (diabas).
4. Kompleks batuan vulkanik berkomposisi mafic bertekstur bantal (basalt).
Suatu ofiolit
termetamorfis,
dalam
mungkin
kasus
tidak
ini
lengkap
ofiolit
(dismembered
tersebut
disebut
ophiolite)
sebagai
dan
ofiolit
termetamorfisme. Susunan ofiolit yang tidak lengkap tersebut kemungkinan
merupakan ofiolit yang dialihtempatkan secara obduksi (Coleman, 1971).
Pada umumnya para peneliti terdahulu percaya bahwa ofiolit terbentuk pada
Mid Oceanic Ridge. Walaupun demikian, sebagian yang lain (diantaranya Miyashiro,
1973) mengemukakan bahwa ofiolit dapat pula terbentuk pada lingkungan supra
subduction zone di cekungan tepi benua. Di samping itu, Raymond (2002)
16
mengemukakan kemungkinan lain dimana sikuen batuan beku intrusi basa – ultrabasa
dapat menghasilkan kenampakan yang mirip ofiolit.
Gambar 2.3 Litologi dan ketebalan dari sikuen ofiolit
(Sumber : Boudier and Nicholas (1985))
Hasil Penrose Field Conference (1972) (Gambar 2.4), menyatakan bahwa
kumpulan mineral dan sebagaian komposisi peridotit dari komplek ofiolit
menunjukkan sejarah keseimbangan yang lebih cocok dengan sejarah metamorfik,
17
yaitu partial melting atau un-mixing pada kondisi tekanan dan temperatur yang
bervariasi dalam mantel daripada fraksinasi kristal dari peleburan magma basaltik.
Gambar 2.4 Sifat fisik ofiolit menurut Penrose Field Conference (1972).
2.2.2 Ofiolit dan tektonik lempeng
Berdasarkan konsep tektonik lempeng, ofiolit adalah massa batuan alokton
yang merupakan bagian integral dari mekanisme lempeng yang terdapat di tepi benua
(Coleman, 1986). Adanya pemekaran dasar samudera dapat membawa gabungan
batuan yang terdapat di pematang tengah samudera ke tepi benua (Dietz, 1963).
Hutcinson (1973) mengemukakan bahwa mekanisme pengalihtempatan ofiolit
ke tepi benua meliputi tiga cara, yaitu :
18
1. Pengalihtempatan gawir – gawir ofiolit yang tergeser ke dalam kawasan zona
penunjaman yang terdeformasi.
2. Pengalihtempatan secara obduksi, yaitu pemotongan kerak samuderayang
tersusun dari ofiolit lengkap oleh kerak benua.
3. Pengalihtempatan ofiolit lengkap akibat benturan dua massa kerak benua atau
dua massa kerak samudera.
2.2.3 Hubungan ofiolit dengan mélange
Coleman (1971) menyatakan bahwa ofiolit merupakan bongkah – bongkah
asing dalam mélange, di sini ditunjukkan bahwa mélange terdiri dari ofiolit. Proses
deformasi metamorfisme dapat mengubah fragmen berlapis pada ofiolit menjadi
campuran tektonik atau mélange dengan matriks berupa serpentinit. Mélange juga
merupakan hasil percampuran dalam palung yang disebabkan oleh lengseran
gayaberat yang kemudian diikuti oleh percampuran tektonik dalam zona penunjaman,
Dari kedua pernyataan ini, dapat disimpulkan ofiolit dalam mélange dapat berperan
sebagai salah satu penyusun mélange ataupun sebagai induk mélange.
2.2.4 Genesis Ofiolit
Telah diketahui bahwa ofiolit dapat terbentuk bukan hanya pada lingkungan
pematang tengah samudera (MOR), tetapi juga pada beberapa jenis lingkungan di
depan maupun di belakang busur (Supra Subduction Zone), baik itu busur gunungapi
maupun busur kepulauan. Hanya pada dua lingkungan tersebut ofiolit yang
19
sesungguhnya dapat terbentuk. Selain itu, ada beberapa kenampakan sikuen batuan
beku yang ciri – cirinya menyerupai ofiolit. Kenampakan mirip ofiolit ini
(diantaranya berupa intrusi batuan ultrabasa – basa) dapat terbentuk pada lingkungan
yang lebih bervariasi, seperti misalnya di dalam kerak benua. Selain Dewey and Bird
(1971), Metcalf (2001) juga mengungkapkan hasil penelitiannya mengenai perbedaan
ciri khas Ofiolit MOR dengan Ofiolit SSZ juga dapat ditampilkan dalam bentuk
(Tabel 3.3) dibawah ini.
Tabel 3.3 Perbandingan Ofiolit MOR dan Ofiolit SSZ
Ofiolit MOR
Ofiolit SSZ
Umumnya tidak utuh / tidak lengkap
Umumnya utuh dan lengkap
Lavanya berkarakteristik kerak samudera
Lavanya berkarakteristik island arc /
volcanic arc
Memperlihatkan tekstur mineral dan Memperlihatkan tekstur mineral dan
reaksi dalam keadaan sedikit air
reaksi dalam keadaan banyak air
Umumnya tertindih batuan sedimen laut Umumnya tertindih beberapa lapisan lava
dalam
dan volcaniclastic
Umumnya lapisan mantel berkomposisi Umumnya lapisan mantel berkomposisi
lherzolite
hazburgit.
Moores (2002) mengemukakan bahwa sikuen sebuah ofiolit – jika ditemukan
dalam keadaan utuh – dapat menceritakan proses khas pembentukannya, dan dengan
demikian juga menceritakan lingkungan tektonik pembentuknya. Oleh karena itu,
maka ofiolit yang berasosiasi dengan continental rift mengandung lapisan granit,
ofiolit yang berasosiasi dengan busur mengandung batuan volkaniklastik, dan ofiolit
20
yang berasosiasi dengan hot spot mengandung lapisan tebal lava basalt (gambar 2.5).
Dengan membandingkan parameter – parameter tertentu pada sebuah ofiolit, akan
dapat diperoleh kesimpulan mengenai lingkungan tektonik pembentuk ofiolit tersebut.
Gambar 2.5 Perbandingan ketebalan dari kerak samudera dan kompleks ofiolit
(Sumber : R.G. Coleman, 1971b.)
2.3 Petrologi
2.3.1. Magma
Magma merupakan larutan silikat yang terbentuk secara alami dan bersifat
mudah bergerak, mengandung oksida, sulfide, dan volati. Volatil ini terutama terdiri
atas CO2, S, Cl, F, dan Br yang banyak dikeluarkan ketika pembentukan magma.
21
Temperatur magma berkisar antara 6000C (magma asam) sampai 1.2500C (magma
basa). Kedua jenis magma ini merupakan induk batuan beku (Larsen, 1938).
Lingkungan pembentukan magma dapat dibedakan menjadi tiga macam
kondisi, yaitu :
1. Plutonik
Magma membeku jauh di dalam perut bumi pada kondisi tekanan tinggi.
2. Hipabisal
Magma membeku pada kedalaman dangkal dari permukaan bumi.
3. Volkanik
Magma membeku di permukaan bumi pada kondisi tekanan rendah.
Kondisi lingkungan pembekuan magma ini akan tercermin pada tekstur
batuan yang dihasilkannya. Pada pembekuan magma, mineral – mineral anhydrous
yang tidak mengandung gugus OH akan pertama kali terbantuk. Karena mineral
tersebut terbentuk pada temperatur yang sangat tinggi, maka disebut mineral
pirogenetik. Cairan selebihnya akan lebih banyak mengandung gugus hidroksil
seperti amfibol, dan dinamakan mineral hidrogenetik.
Berdasarkan temperaturnya, proses pembekuan magma dibagi menjadi
beberapa tahap, yaitu :
1. Tahap ortomagmatik
Pembekuan magma pertama kali dengan temperatur lebih dari 8000C.
22
2. Tahap pegmatik
Pembekuan magma pada temperatur 6000C - 8000C.
3. Tahap pneumatolitik
Pembekuan magma pada temperatur 4000C – 6000C, dimana larutan sisa kaya
akan gas dan cairan.
4. Tahap Hidrotermal
Pembekuan magma pada temperatur 1000C – 6000C, berupa larutan sisa yang
kaya akan gas dan larutan. Pada tahap ini terjadi ubahan mineral, yaitu mineral
yang pertama terbantuk digantikan oleh mineral baru.
Secara kimiawi, komposisi magma sangat bervariasi dalam jumlah dan
jenisnya. Berdasarkan hasil analisis batuan vulkanik, senyawa kimiawi yang terdapat
dalam magma dapat dikelompokkan menjadi tiga bagian besar, yaitu :
1. Senyawa yang bersifat volatile (CH4, CO2, HCl, H2S, SO2, dan NH3),
2. Senyawa yang berifat non volatile, merupakan ikatan kimia unsure yang
berjumlah sekitar 90% (SiO2, TiO2, Al2O3, Fe2O3, FeO, MnO, MgO, CaO, Na2O,
K2O, dan P2O5),
3. Trace element yang berjumlah sekitar 1% (Rb, Ba, Sr, Ni, Co, V, Co, Cr, Li, S,
dan Pb).
Turner dan Verhoogen (1960) mengelompokkan jenis magma menjadi tiga
golongan magma primer, yaitu magma basaltic olivine, magma tholeiitik dan magma
granodiorit – granit. Magma baslatik olivine berasal dari kulit bumi bagian bawah.
23
Magma granodiorit – granit berasal dari tingkat yang lebih tinggi dengan komposisi
yang bervariasi mulai dari diorite kuarsa, granodiorit, dan granit yang sering
berhubungan erat dengan proses orogenesa.
Carmichael (1974), membedakan ada dua massa magma primer, yaitu magma
granitic dan magma basaltic. Magma basaltic ini dibedakan lagi menjadi dua jenis,
yaitu magma thoeliitik dan magma basalt olivine. Magma thoeliitik dicirikan oleh
mineral pigionit (enstatit dan augit), residual silica bersifat gelas Dan jarang
ditemukan olivine, sedangkan batuan yang sering ditemukan adalah riolit dan granofir.
Magma thoeliitik dihasilkan oleh peleburan sebagian peridotit pada kedalaman
kurang dari 100 km. Magma basalt olivine banyak mengandung olivine, piroksen
(titanit dan augite) dan residu alkali feldspar, nefelin dan zeolit. Jenis magma ini
berkomposisi trakhitik dan phoenolit yang terbentuk pada kedalaman lebih dari 100
km.
Beberapa faktor yang mempengaruhi evolusi magma adalah tempat dan cara
magma terbentuk serta kondisi tempat yang dilalui magma saat bergerak. Mekanisme
evolusi magma dapat dikelompokkan dalam pengertian asimilasi, diferensiasi dan
pencampuran magma. Ketiga proses tersebut dalam evolusi magma dapat bekerja
secara berurutan atau bersama – sama.
Proses diferensiasi meliputi semua kegiatan yang mengakibatkan suatu jenis
magma induk yang semula relative homogeny terpecah – pecah menjadi beberapa
24
bagian atau fraksi dengan komposisi yang berbeda – beda. Hal ini disebabkan kerena
migrasi ion atau molekul dalam larutan magma karena adanya perubahan temperatur
dan tekanan. Akhirnya membentuk berbagai jenis batuan beku dengan komposisi
yang berbeda – beda pula. Proses diferensiasi magma secara umum dapat dibedakan
menjadi dua, yaitu :
1. Cairan sub magma, yaitu tidak bersatunya magma karena adanya perbedaan
titik cair magma akibat proses kimia dan fisika.
2. Cairan yang kurang lebih terpisah sempurna satu dengan yang lain dalam
daerah – daerah yang berbeda bagian magmanya atau komposisinya.
2.3.2. Hubungan Komposisi Magma dengan Lingkungan Tektonik Lempeng
Sejak Teori Tektonik Lempeng mulai diterima kalangan umum sekitar tahun
1960-an, sejak itu pula konsep hubungan antara komposisi magma dengan tempat
pembentukannya dalam lingkungan lempeng tektonik mulai berkembang. Dalam
Tektonik lempeng, terdapat tujuh jenis lingkungan yang memungkinkan terbentuknya
magma dan diferensiasinya menjadi batuan beku yaitu mid oceanic ridges (MOR),
Intra-continental rifts, island arc, active continental margins, back arc basin, ocean
island basalt, miscellaneous intra continental activity.
Setiap jenis lingkungan tersebut akan mengahsilkan magma dengan cirri khas
tertentu pula yang umumnya dapat diamati dari komposisi kimianya. Dengan
25
menggunakan diagram yang telah dibuat para peneliti terdahulu – antara lain dari
Pearce (1977) dan Mullen (1983), asal magma batuan yang diteliti dapat ditentukan
dengan tetap memperhatiakan aspek – aspek lain yang terkait. Aspek – aspek terkait
yang dimaksud antara lain berupa data petrologi – termasuk di dalamnya data
petrografi – dan data singkapan, yang memperlihatkan urutan dan asosiasi batuan,
struktur, maupun tekstur yang merupakan penciri khas lingkungan tektonik tertentu.
(tabel 2.2).
Tabel 2.2 Klasifikasi tiga magma utama (Wilson, 1989)
Tatanan
Batas lempeng
Antar-lempeng
lempeng
Konvergen
Divergen
Kepulauan
Pengangkatan
(zona
(pemetang
samudera
daratan (zona
subduksi)
samudera)
lemah)
Kelompok
Tholeiite calcTholeiite
Tholeiite
Tholeiite
magma
alcaline
olivine olivine alcaline
alcaline
Jenis gaya
Kompresi
Tension
Kompresi
Tension
minor
2.4 Batuan Metamorf
2.4.1 Definisi Batuan Metamorf dan Metamorfisme
Batuan metamorf merupakan batuan hasil malihan dari batuan yang telah ada
sebelumnya yang ditunjukkan dengan adanya perubahan komposisi mineral, tekstur
dan struktur batuan yang terjadi pada fase padat (solid rate) akibat adanya perubahan
temperatur, tekanan dan kondisi kimia di kerak bumi (Ehlers and Blatt, 1982).
26
Pada batuan silikat batas bawah terjadinya metamorfisme pada umumnya
pada suhu 150 0C ± 50 0C yang ditandai dengan munculnya mineral – mineral Mg –
carpholite, Glaucophane, Lawsonite, Paragonite, Prehnite atau Slitpnomelane,
sedangkan batas atas terjadinya metamorfisme sebelum terjadi pelelehan adalah
berkisar 650 0C – 1100 0C tergantung pada jenis batuan asalnya (Bucher & Frey,
1994).
Tekanan dapat menyebabkan terjadinya suatu metamorfisme
bervariasi.
Metamorfisme akibat intrusi magmatic dapat terjadi mendekati tekanan permukaan
yang besarnya beberapa bar saja. Sedangkan metamorfisme yang terjadi pada suatu
kompleks ofiolit dapat terjadi dengan tekanan lebih dari 30 – 40 kBar (Bucher & Frey,
1944).
Aktivitas kimiafluida dan gas yang berada pada jaringan antara butir batuan,
mempunyai peranan yang penting dalam proses metamorfisme. Fluida aktif yang
banyak berperan adalah air beserta karbon dioksida, asam hidrolik dan hidroflorik.
Umumnya fluida dan gas tersebut bertindak sebagai katalis atau solven serta bersifat
membentuk rekasi kimia dan penyeimbang mekanis (Huang WT, 1962).
2.4.2 Tipe – Tipe Metamorfisme
Bucher dan Frey (1994) mengemukakan pendapatnya bahwa bredasarkan
tatanan geologinya, proses metamorfisme dapat dibedakan menjadi 2, yaitu:
1. Metamorfisme Regional / dinamothermal
Metamorfisme regional atau dinamotermal merupakan proses metamorfisme yang
terjadi pada daerah yang sangat luas. Proses metamorfisme ini dibedakan menjadi
27
tiga yaitu : metamorfisme orogenik, metamorfisme burial, dan metamorfisme
dasar samudera.
a. Metamorfisme Orogenik
Proses metamorfisme ini terjadi pada daerah sabuk orogenik dimana terjadi
proses deformasi yang menyebabkan rekristalisasi. Umumnya batuan yang
dihasilkan mempunyai butiran mineral yang terorientasi dan membentuk
sabuk yang melampar dari ratusan sampai ribuan kilometer. Proses
metamorfisme ini memerlukan eaktu yang sangat lama berkisar antara
puluhan juta tahun lalu.
b. Metamorfisme Burial
Proses metamorfisme ini terjadi akibat kenaikan tekanan dan temperatur pada
daerah geosinklin yang mengalami sedimentasi intensif, kemudian terlipat.
Proses yang terjadi adalah rekristalisasi dan rekasi antara mineral dengan
fluida.
c. Metamorfisme Dasar Samudera
Proses metamorfisme ini terjadi akibat adanya perubahan pada kerak
samudera di sekitar punggungan tengah samudera (mid oceanic ridges).
Batuan metamorf yang dihasilkan umumnya berkomposisi basa dan ultrabasa.
Adanya pemanasan air laut menyebabkan mudah terjadinya reaksi kimia
antara batuan dan air laut tersebut.
2. Metamorfisme Lokal
28
Proses metamorfisme lokal ini merupakan suatu proses metamorfisme yang
terjadi pada daerah yang sempit berkisar antara beberapa meter sampai kilometer
saja, Proses metamorfisme ini dapat dibedakan menjadi :
a. Metamorfisme Kontak
Metamorfisme kontak terjadi pada batuan yang mengalami pemanasn di
sekitar kontak massa batuan beku intrusive maupun ekstrusif. Perubahan
terjadi karena pengaruh panas dan material yang dilepaskan oleh magma serta
oleh deformasi akibat gerakan massa. Zona metamorfisme kontak disebut
contact aureole. Proses yang terjadi umumnya berupa rekristalisasi, rekasi
antara mineral, rekasi antara mineral dan fluida serta penggantian dan
penambahan material. Batuan yang dihasilkan umumnya berbutir halus.
b. Metamorfisme Thermal
Metamorfisme thermal adalah jenis khusus metamorfisme kontak yang
menunjukkan efek hasil temperatur yang tinggi pada kontak batuan dengan
magma pada kondisi volkanik atau quasi volkanik. Contoh pada xenoliths
atau pada zone dike.
c. Metamorfisme Dinamik
Metamorfisme ini terjadi pada daerah yang mengalami deformasi intensif,
seperti pada patahan. Proses yang terjadi murni karena gaya mekanis yang
mengakibatkan penggerusan dan granulasi batuan. Batuan yang dihasilkan
bersifat non-foliasi dan dikenal sebagai fault breccias, fault gauge, atau
milonit.
29
d. Metamorfisme Hidrotermal
Metamorfisme ini terjadi akibat adanya perkolasi fluida atau gas yang panas
pada jaringan antar butir atau pada retakan – retakan batuan sehingga
menyebabkan perubahan komposisi mineral dan kimia. Perubahan juga
dipengaruhi oleh adanya confining pressure.
e. Metamorfisme Impact
Metamorfisme ini terjadi akibat adanya tabrakan hypervelocity sebuah
meteorit. Kisaran waktunya hanya beberapa mikrodetik dan umumnya
ditandai dengan terbentuknya mineral coesit dan stishovite. Metamorfisme ini
erat kaitannya dengan geothermal.
Sedangkan, berdasarkan tingkat metamorfismenya, maka batuan matamorf
dibagi menjadi dua tipe yaitu :
1. Metamorfisme tingkat rendah (low-grade metamorfisme)
Pada batuan metamorfisme tingkat rendah jejak kenampakan batuan asal masih
dapat diamati dan penamaannya menggunakan awalan meta (-sedimen, -beku).
2. Metamorfisme tingkat tinggi (high-grade metamorfisme)
Pada batuan metamorf tingkat tinggi jejak batuan asal sudah tidak tampak,
malihan tertinggi membentuk migmatit (batuan yang sebagian besar bertekstur
malihan dan sebagian lagi bertekstur beku atau igneous).
30
2.4.3 Facies Metamorfisme
Proses metamorfisme bersifat tidak statis (Spear, 1993), dikarakteristikkan
oleh perubahan kondisi tekanan, temperatur, dan stress. Temperatur merupakan
faktor penting dalam proses metamorfik karena banyak reaksi metamorfik ditentukan
oleh perubahan dalam temperatur. Terjadinya perubahan temperatur pada batuan
memerlukan adanya penambahan panas.
Sumber
panas
bisa dari intrusi
(metamorfisme kontak) atau bersumber dari zona subduksi (metamorfisme regional).
Tekanan dalam metamorfisme regional bergantung pada kedalaman. Semakin dalam
semakin meningkat perubahan tekanannya. Sedangkan dalam metamorfisme kontak
hanya temperatur yang memegang peranan
.
Gambar 2.6 Facies Metamorfisme berdasarkan temperatur, tekanan dan kedalaman
(Winter, 2001)
31
Menurur Barker (1990), proses metamorfisme dikontrol oleh antara lain:
perubahan temperatur dan tekanan, kimia fluida, perubahan fluida, rata – rata tekanan
dan lain – lain. Tekanan merupakan fungsi penentuan kedalaman dalam kerak,
sementara temperatur berfungsi untuk mengetahui gradient geothermal dan
geothermal suatu wilayah. Pemahaman tentang proses metamorfisme penting karena
batuan ini dapat memberikan informasi tentang evolusi geologi suatu daerah. Konsep
fasies metamorfik didasarkan pada metamorfisme batuan mafik dan sejarah P dan T
dari fasies metamorfik serta analisis paragenesa batuan mafiknya.
Gambar
2.6
merupakan diagram Facies
Metamorfisme
berdasarkan
temperatur, tekanan dan kedalaman (Winter, 2001). Mineral kelompok zeolit (zeo)
merupakan indicator yang baik untuk temperatur metamorfisme tingkat paling rendah.
Zona analsim –heulandit pada fasies zeolit terbentuk pada temperatur 1000C – 2000C.
Kemudian zona ini diganti oleh zona laumontit yang terbentuk pada temperatur
2000C – 2750C. Umumnya metamorfisme metabasit zona laumontit secara langsung
masuk kedalam fasies prehnit – pumpelit (PP) atau fasies prehnit – aktinolit (PrA).
Antara suhu 3000C – 4000C, prehnit merupakan fase kunci dalam metabasit tingkat
rendah dan berguna dalam indicator kondisi P dan T. Umumnya ubahannya langsung
dari Ca-plagioklas atau sebagai pengganti zeolit yang terbentuk lebih awal. Dalam
fasies prehnit – pumpelit (PP) dan fasies prehnit – aktinolit (PrA), piroksen terubah
menghasilkan klorit, aktinolit, dan pumpelit (PA). Dengan meningkatnya temperatur,
prehnit dan pumpelit menjadi tidak stabil dan diganti oleh mineral kelompok epidot.
32
Karakteristik fasies sekishijau (greenschist/GS) yaitu aktinolit (act) + klorit
(chl) + kuarsa (qtz) + albit (ab) + epidot (epi) + sfen (spn). Transisi dari sekishijau ke
fasies amfibolit adalah fasies epidot amfibolit ditandai dengan perubahan aktinolit ke
hornblende dan albit ke oligoklas. Perubahan temperatur dan mineralogy dipengaruhi
oleh tekanan dan kimia batuan, juga adanya miscibility gap dalam Ca-amfibol dan
plagioklas (peristerit gap). Peristerit gap dalam batuan metabasit terbentuk pada
tekanan rendah (2 kbar) dipelajari oleh Maruyama, et al (1982). Mereka menemukan
bahwa zona transisi terdiri atas ‘peristerit pairs’ + Epidot (epi) + klorit (chl) + Caamfibol (biasanya aktinolit + hornblende) + kuarsa (qtz) + sfen (spn) terbentuk pada
temperatur 3700C – 4200C. Pada temperatur yang lebih tinggi dari sekishijau,
kumpulan mineral ini diganti oleh zona amfibolit (AM) terdiri atas plagioklas (An20 –
An50) + hornblende (hrb) + klorit (chl) + sfen (spn) + ilmenit (ilm). Di bawah kondisi
tekanan lebih tinggi, amfibolit dikarakteristikkan oleh oligoklas (olg) + hornblende
(hrb) + epidot (epi) + rutil (± kuarsa ± garnet). Jika metabasit termetamorfisme di
bawah fasies granulit atau piroksen hornfels, dicirikan oleh kehadiran struktur
granoblastik, dengan mineralogy terdiri atas: Opx (hipersten) + anortit (an) +
plagioklas (plg) + Cpx + spinel (spl) + garnet (gnt). Dalam beberapa granulit,
piroksen hornblende hadir pada temperatur 7000C – 7500C. Di bawah kondisi fasies
granulit tekanan tinggi, anortit plagioklas menjadi meningkat tidak stabil dan
akhirnya mineral tersebut keluar. Garnet umumnya jarang teramati pada fasies
piroksen hornfels sementara pada fasies granulit (GR) umumnya dapat teramati.
Perubahan dari piroksenit pembawa spinel – garnet dan lerzolit terjadi dalam fasies
33
granulit sampai fasies eklogit (EC). Dalam fasies eklogit, kumpulan mineralnya
adalah Cpx (omfasit) + garnet dalam jumlah yang sama. Fase asesorisnya adalah
kuarsa, rutil, dan kianit. Metabasit dari lingkungan sekirbiru didominasi oleh mineral
Na-amfibol seperti glaukofan dan krosit. Kumpulan mineral dari sekisbiru (BS)
mengindikasikan kondisi metamorfisme pada temperatur rendah dengan tekanan
tinggi. Pada tekanan lebih rendah dari fasies eklogit, fasies sekisbiru terbentuk pada
tekanan 5 – 8 kbar dan pada temperatur 2000C – 3500C. Mineralogi metabasitnya
adalah galena + epidot (lawsonit + sfen + albit + kuarsa + klorit + mika putih + Stp +
kalsit). Sekis biru pada tekanan lebih tinggi mengandung sedikit jadeit piroksen ke
glaukofan. Banyak fasies sekisbiru merupakan transisi ke fasies sekishijau dan fasies
epidot amfibolit. Dalam penambahan ke Na – amfibol (glaukofan – krosit), fasies
sekisbiru bertemperatur lebih tinggi umumnya mengandung garnet dan amfibol
sekunder seperti aktinolit atau Na-Ca amfibol diketahui sebagai baroisit.