8

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.

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 laut-

baratdaya 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 mungkin tidak lengkap (dismembered ophiolite) dan

termetamorfis, dalam kasus ini ofiolit tersebut disebut sebagai 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

reaksi dalam keadaan sedikit air

Memperlihatkan tekstur mineral dan

reaksi dalam keadaan banyak air

Umumnya tertindih batuan sedimen laut

dalam

Umumnya tertindih beberapa lapisan lava

dan volcaniclastic

Umumnya lapisan mantel berkomposisi

lherzolite

Umumnya lapisan mantel berkomposisi

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 lempeng

Batas lempeng Antar-lempeng Konvergen

(zona subduksi)

Divergen (pemetang samudera)

Kepulauan samudera

Pengangkatan daratan (zona

lemah) Kelompok

magma Tholeiite calc-

alcaline Tholeiite Tholeiite

olivine - alcaline

Tholeiite olivine - alcaline

Jenis gaya Kompresi Tension Kompresi minor

Tension

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) + Ca-

amfibol (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.