BAB II TINJAUAN PUSTAKA
2.1 Stratigrafi Regional Komplek akresi – kolisi Kapur dalam paparan Sunda merupakan kumpulan batuan yang disrupted secara tektonik dimana pembentukannya dihasilkan oleh berbagai macam proses geologi yang kompleks. Salah satunya tersebar di kompleks Lok Ulo, Jawa Tengah (Hamilton, 1989; Parkinson, dkk., 1998; Wakita, 2000).
Penelitian kompleks melange Lok Ulo, daerah ini telah dilakukan oleh Asikin (1974) membahas evolusi Lok Ulo dengan konsep tektonik baru (plate tektonik); Suparka (1987) membahas petrologi dan geokimia ofiolit Lok Ulo; Handoyo, dkk (1995) mendalami karakteristik melange dan olisostrom; Miyazaki, dkk (1998) membahas batuan glaukofan – kuarsa – jadeit dari Karangsambung Jawa Tengah; Parkinson, dkk., (1998) membahas tentang tektonik batuan metamorfik derajat tinggi berumur Pra Tersier dan asosiasi batuan Jawa, Kalimantan dan Sulawesi; Wakita (2000) tentang kompleks akresi dan kolisi Kapur di Indonesia Tengah; Permana, dkk (2005 & 2006) tentang penelitian batuan metamorf derajat tinggi di Jawa, Sulawesi dan Kalimantan.
Komplek ofiolit Karangsambung Utara menurut Suparka (1987) disusun oleh batuan ultramafik (harsburgit terserpentinisasi, serpentinit, lersolit hornblende) dan batuan mafik (gabro, basalt, serta diabas). Mineral penyusun batuan mafik terdiri dari plagioklas, dan piroksen sebagai komponen utama. Gabro, basalt dan diabas umumnya aphyric, dapat digolongkan ke dalam toleit. Batuan ultramafik bertekstur kumulat, dimana pembentukannya dipengaruhi oleh pengendapan gravitasi dari magma primer (gambar 2.1).
Umur kompleks melange Lok Ulo adalah Kapur Bawah sampai Paleosen (Asikin,1974). Sementara berdasarkan pentarikhan umur dari salah satu bongkah porfir kuarsa di dalam melange (Kenter,dkk;1976, dalam disertasi Suparka, 1987) menunjukkan umur 65 juta tahun atau batas antara Kapur Akhir dan Paleosen; pentarikhan umur dilakukan dengan menggunakan metode jejak belah (fission track) terhadap mineral zirkon dari batuan porfir kuarsa. Selain itu, pentarikhan umur dilakukan pada sekis dari komplek yang sama, berdasarkan metode K-Ar didapatkan umur 117 ± 1,1 juta tahun dan filit dengan metode 5
Tinjauan Pustaka
6
Rb-Sr berumur 85 juta tahun. Suparka (1987) melakukan pentarikhan umur kelompok ofiolit menggunakan penarikan radiometri K-Ar, yaitu pada basalt dan diabas yang mewakili kelompok ofiolit serta sekis mika (batuan metamorf) didapatkan umur batuan berturut-turut adalah 81 ± 4,06 juta tahun dan 85,03 ± 4,25 juta tahun; batuan sekis mika diperoleh umur 101,71 ± 5,15 juta tahun. Peneliti lainnya, yaitu Wakita, dkk (1994b, dikutip dari Parkinson dkk., 1998) mengatakan bahwa komplek Lok Ulo berumur Kapur Awal – Kapur Akhir berdasarkan analisa pada batuan sedimen (kumpulan radiolaria) dari shale sampai chert.
Pola umum struktur kompleks melange Lok Ulo berarah Timur – Barat dimana blok tektonik tersusun atas sekis kristalin, filit, marmer, riolit, dasit, batuan mafik dan ultra mafik, gamping, rijang, serpih silikaan, serpih, batupasir dan konglomerat, terdapat sebagai keratan tektonik dan sebagai blok fault-bounded. Kompleks ini ditutupi secara tidak selaras oleh Formasi Karangsambung yang berumur Eosen (gambar 2.2).
2.2 Kerangka Tektonik Jawa Perkembangan tektonik pulau Jawa telah diuraikan oleh para peneliti terdahulu seperti Asikin (1974), Hamilton (1989), Parkinson dkk., (1998), Wakita (2000) dan Sribudiyani, dkk (2003).
Perkembangan tektonik pulau Jawa dimulai pada waktu Kapur Awal sejak terpisahnya lempeng Hindia – Australia dari lempeng Antartika, yaitu pada saat kerak samudera Hindia bergerak ke utara mendekati kerak benua Eurasia (Asikin, 1974; Hamilton, 1989; Wakita, 2000; dan Sribudiyani, dkk., 2003) (gambar 2.3).
Subduksi antara kerak samudera Hindia dengan kerak tepian benua Eurasia terjadi pada kala Kapur Akhir - Tersier Awal dengan lajur tunjaman berbentuk melengkung. Di Sumatera, Jawa dan Kalimantan arah lajur tunjaman membentuk sudut yang miring terhadap gaya utama (Hamilton, 1979). Kecepatan penunjaman kerak samudera Hindia terhadap kerak benua Eurasia 5 – 10 cm/tahun (Hamilton,1979). Selama proses penunjaman, terjadi aktivitas volkanomagmatik yang berumur Kapur Akhir – Tersier Awal. Bersamaan dengan berjalannya proses penunjaman, terbentuk satuan batuan komplek akresi berupa komplek melange yang merupakan kumpulan batuan asal kerak samudera dan kerak benua. Proses akresi menurut Wakita (2000) berkembang sepanjang Tinjauan Pustaka
7
tepian paparan Sunda dimana bagian kompleks Lok Ulo merupakan tipikal accretionary wedge yang terbentuk dari proses akresi kerak samudera pada umur Kapur. Sementara itu, Sribudiyani, dkk (2003) mengatakan bahwa terdapat keterlibatan mikrokontinen Gondwana selain terjadi subduksi. Proses subduksi pada Tersier Awal berpengaruh pada bagian bawah Formasi Karangsambung, yakni pada kala Eosen (Asikin, 1974). Pada kala Eosen Awal sampai Oligosen Awal kecepatan penunjaman kerak samudera Hindia terhadap kerak tepian benua Eurasia berkurang menjadi 2,16 cm/tahun (Hamilton, 1979) sehingga akibat pengurangan kecepatan ini, terjadi gaya kompresi pada bagian cekungan belakang busur, cekungan muka busur dan komplek akresi yang disertai dengan gerakan vertikal mengakibatkan sebagian dari komplek akresi mengalami pengangkatan.
2.3 Landasan Teori 2.3.1 Batuan Metamorf Bates dan Jackson (1980) mendefinisikan metamorfisme sebagai perubahan mineralogi, struktur kristal batuan dalam kondisi padat yang terjadi pada kedalaman dibawah zona pelapukan dan sementasi. Batuan metamorfik berbeda secara mineralogi dari kondisi batuan asalnya.
Proses metamorfisme bersifat tidak statis (Spear, 1993), dikarakteristikkan oleh perubahan kondisi tekanan, temperatur, dan strain. 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.
Menurut 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 gradien geothermal dan geothermal suatu wilayah. Pemahaman tentang proses metamorfisme penting karena batuan ini dapat memberikan informasi tentang evolusi geologi suatu daerah. Tinjauan Pustaka
8
2.3.2 Konsep Fasies metamorf Konsep fasies pertama kali diusulkan oleh Eskola (1920, 1939), Korzhinskii (1959), Coombs, dkk (1960, 1961), Winkler (1974) dan Miyashiro (1973, 1974). Menurut Miyashiro, fasies metamorf yaitu batuan yang terekristalisasi pada temperatur, tekanan dan potensial kimia H2O tertentu. Tiap individu zona dibatasi oleh perubahan mineral mayor. Miyashiro menghindari kesukaran dalam mengadopsi luasnya data P – T individu fasies metamorfik dan konsentrasi deskripsi urutan metamorfik progresif dalam batuan metamorf. Oleh karena itu, Miyashiro membagi fasies metamorf terbagi ke dalam 10 fasies, yaitu ; 1. Fasies sekis hijau terdiri atas kumpulan mineral aktinolit + klorit + epidot + albit. 2. Fasies amfibolit epidot dikarakteristikkan oleh kumpulan mineral albit + epidot + hornblende. Amfibolit epidot dibedakan dari sekis hijau yaitu oleh adanya hornblende selain aktinolit. 3. Fasies amfibolit ditandai oleh asosiasi mineral plagioklas intermedier (Na – Ca plag) – plagioklas basa (Ca – plag) dan hornblende. 4. Fasies granulit terdiri atas kumpulan mineral orto & klinopiroksen + garnet almandin – pirop. 5. Fasies sekis glaukofan dikarakteristikkan oleh kumpulan mineral glaukofan + lawsonit + kuarsa. 6. Fasies eklogit terdiri atas kumpulan mineral klinopiroksen (omphacite) + Mg garnet + kuarsa (atau kianit). 7. Fasies piroksen – hornfels dikarakteristikkan oleh kumpulan mineral orto & klinopiroksen dan tidak adanya garnet almandin dan pirop. 8. Fasies sanidinit mewakili temperatur paling tinggi kombinasi dengan batuan tekanan rendah. Fasies ini terdiri atas kumpulan mineral klinopiroksen + labradorit + kuarsa. 9. Fasies prehnit – pumpelit dikarakteristikkan oleh hadirnya mineral prehnit
dan
pumpelit. 10. Fasies zeolit ditandai oleh hadirnya mineral stilbit + heulandit + laumontit + wairakit dengan meningkatnya temperatur.
Namun, dalam hal ini penulis memakai klasifikasi Barker (1990) karena merupakan hasil gabungan dari para peneliti sebelumnya serta mengambil perhitungan empiris observasi dan pertimbangan teori yang diperlukan. Tinjauan Pustaka
9
Konsep fasies metamorfik menurut Barker (1990) didasarkan pada proses metamorfisme dan pemahaman sejarah P dan T dari fasies metamorfik serta analisis paragenesa batuan protolithnya.
Barker (1990) membuat klasifikasi fasies metamorfik yang berasal dari batuan beku mafik (gambar 2.4); 1. Mineral kelompok zeolit (zeo) merupakan indikator yang baik untuk temperatur metamorfisme tingkat paling rendah. Zona analsim-heulandit pada fasies zeolit terbentuk pada temperatur 100oC – 200oC. Kemudian zona ini diganti oleh zona laumontit yang terbentuk pada temperatur 200oC – 275oC. 2. Metamorfisme metabasit zona laumontit secara langsung masuk kedalam fasies prehnit – pumpelit (PP) atau fasies prehnit – aktinolit (PrA). Antara suhu 300oC – 400oC, prehnit merupakan fase kunci dalam metabasit tingkat rendah dan berguna dalam indikator kondisi P dan T. Umumnya ubahannya langsung dari Ca-plagioklas atau sebagai pengganti zeolit yang terbentuk lebih awal. 3. 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. 4. Karakteristik fasies sekishijau (greenschist/GS) yaitu aktinolit (act) + klorit (chl) + kuarsa (qtz) + albit (ab) + epidot (ep)+ sfen (spn). 5. Transisi dari sekishijau ke fasies amfibolit adalah fasies epidot amfibolit ditandai dengan perubahan aktinolit ke hornblende dan albit ke oligoklas. Perubahan temperatur dan mineralogi 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) (Maruyama, et al (1982). Mereka menemukan bahwa zona transisi terdiri atas ‘peristerit pairs’ + Epidot (ep) + klorit (chl) + Ca-amfibol (biasanya aktinolit + hornblende) + kuarsa (qtz) + sfen (spn) terbentuk pada temperatur 370oC – 420oC. 6. 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 (ep) + rutil (± kuarsa ± garnet). Tinjauan Pustaka
10
7. Jika metabasit termetamorfisme di bawah fasies granulit atau piroksen hornsfel, dicirikan oleh kehadiran struktur granoblastik, dengan mineralogi terdiri atas : Opx (hipersten) + anortit (an) + plagioklas (plg) + Cpx + spinel (spl) + garnet (gnt). Dalam beberapa granulit, Piroksen hornblende hadir pada temperatur 700oC – 750oC. 8. 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 granulit sampai fasies eklogit (EC). 9. Dalam fasies eklogit, kumpulan mineralnya adalah Cpx (omfasit) + garnet dalam jumlah yang sama. Fase asesorisnya adalah kuarsa, rutil dan kianit. Metabasit dari lingkungan sekisbiru didominasi oleh mineral Na-amfibol seperti glaukofan dan krosit. 10. 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 200oC – 350oC. 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 fasies metamorf.
Untuk fasies metamorfik pelit dan psammit berdasarkan pada klasifikasi Barker (1990) (gambar 2.5). Ilit merupakan fase silikat berlembar yang dominan dalam pelit, terbentuk pada temperatur 215oC – 280oC. Ilit digantikan oleh muskovit pada temperatur 270oC – 280oC. Selama low grade metamorphism , klorit berubah strukturnya dari tipe 1b menjadi II b. ini terjadi pada temperatur 150oC – 200oC. Di atas 300oC batuan tersebut masuk ke dalam bagian bawah fasies sekis hijau. Pelit mempunyai komposisi Chl + Ms + Qtz + Ab (±cal). Kumpuan mineral tersebut terbentuk pada temperatur 300oC – 425oC. Peningkatan temperatur dari low sekis hijau – upper sekis hijau ditandai dengan hadirnya biotit, yaitu pada temperatur 425oC – 450oC. Pada beberapa tempat garnet spesartin memungkinkan terdapat dalam batuan tersebut, tetapi porfiroblast garnet spesartin hanya terbentuk pada Tinjauan Pustaka
11
temperatur 450oC – 500oC. Meskipun garnet spesartin mungkin terjadi pada sekis hijau, adanya garnet almandin merupakan indikasi kondisi fasies epidot amfibolit atau lebih tinggi. Karakteristik mineral lain pada kondisi fasies sekis hijau – epidot amfibolit adalah kloritoid. Pemunculan kloritoid mulai terbentuk pada temperatur 525oC – 560oC. pada temperatur lebih dari 525oC – 560oC, kloritoid keluar membentuk staurolit. Pemunculan staurolit dan kyanit dalam pelit (mid – amphibolite facies) menunjukkan kondisi P dan T minimum, yaitu pada temperatur > 550oC dengan tekanan P > 5 kbar. Pada kondisi mid – amphibolite facies (P = 6 – 8 kbar; T = 600oC – 670oC) kianit merupakan polimorf dominan, tipikal kumpulan pelit menjadi Ky + Grt + Bt + Olg + Qtz (±Ms). Lebih atas dari amphibolite facies, masuk ke dalam fasies granulit (P = 7 – 9 kbar; T = 670oC – 800oC), muskovit keluar membentuk k – felspar). Pada temperatur di atas 640oC terjadi partial melting atau anateksis biasanya terjadi pada pelit dan memberikan pemunculan granitoid. Masuknya metamorfik kontak, yaitu hadirnya biotit mengindikasikan temperatur 425oC atau lebih besar. Pada temperatur ini, porfiroblast andalusit umum dalam litologi pelitik. Andalusit merupakan indikator sangat baik pada kondisi tekanan rendah. Andalusit tidak stabil di atas P = 4,5 kbar dan merupakan tipikal P < 4 kbar. Di atas 515oC – 550oC, porfiroblast kordierit terbentuk dan kumpulannya adalah And + Crd + Bt. Dalam kasus lain, staurolit berkembang memberikan asosiasi And + St + Bt. Pada P = 3 kbar, reaksi andalusit – silimanit terbentuk pada temperatur 590oC. Silimanit prismatik terbentuk pada temperatur lebih tinggi, muskovit pecah dan membentuk k – felspar. Dalam wilayah fasies sekis biru (tekanan tinggi temperatur rendah) pelit menunjukkan sedikit reaksi. Pada tekanan menengah mereka dikarakteristikkan oleh kumpulan fase yang sama dengan fasies sekis hijau. Kumpulan fase pelit fasies sekis biru adalah Chl + mika putih + Ab + Qtz (±Stp, Cal, Ep + opak (Ilm atau Py).
Tinjauan Pustaka
12
Skala 1 : 1.000.000
(Mod. Asikin,dkk 1992 & Condon, dkk 1996) Keterangan : Tmwt
Anggota Tuf Formasi Waturanda
Tomt
Formasi Totogan
Teol
Batugamping Terumbu
KTl
Komplek Lok Ulo
KTs
Grewake
KTm
Batuan Terbreksikan
Km Kose
Kog
Gabro
Sekis dan Filit
Serpentinit
Gambar 2.1 Geologi Regional Daerah penelitian yang terletak di kawasan Karangsambung dan Banjarnegara, kabupaten Kebumen, provinsi Jawa Tengah.
Tinjauan Pustaka
13
Gambar 2.2 Stratigrafi regional daerah kompleks melange Lok Ulo, Jawa Tengah (Asikin; 1974 dan Prasetyadi; 2006).
Tinjauan Pustaka
14
Gambar 2.3 komponen utama pada komplek akresi – kolisi Kapur (Wakita, 2000). Kompleks ini terdistribusi antara sebuah kontinen (Sundaland) dan mikrokontinen (Paternoster, Buton, dll). Komplek akresi Kapur Akhir terdistribusi di (1) Ciletuh, (2) Karangsambung, (3) Jiwo Hill, (4) Bantimala, (5) Barru, (6) Latimojong, (7) Pompangea, (8) Meratus, (9) Pulau Laut.
Tinjauan Pustaka
15
Gambar 2.4 Klasifikasi fasies metamorfik menurut Barker (1990). Zeo (fasies zeolit), PP (fasies prehnit-pumpelit), PrA (fasies prehnit-aktinolit), PA (fasies pumpelit-aktinolit), GS (fasies sekishijau), EA (fasies epidot amfibolit), AM (fasies amfibolit), BS (fasies sekis biru), GR (fasies granulit), EC (fasies eklogit).
Tinjauan Pustaka
16
Gambar 2.5 Klasifikasi fasies metamorfik pelitik dan psammitik menurut Barker (1990)
Tinjauan Pustaka
Skala 1 : 1.000.000
(Mod. Asikin,dkk 1992 & Condon, dkk 1996) Keterangan : Tmwt
Formasi Waturanda
KTl
Komplek Lok Ulo
Tomt
Formasi Totogan
KTs
Grewake
Batugamping Terumbu
KTm
Batuan Terbreksikan
Skala 1 : 10.000.000 Teol
Km Kose Kog
Sekis dan Filit Serpentinit Gabro
Gambar 2.1 Geologi Regional Daerah penelitian yang terletak di kawasan Karangsambung dan Banjarnegara, kabupaten Kebumen, i i h
