Jurnal Ilmu Bumi Asia 115 (2016) 133–152
Daftar isi tersedia diSains Langsung
Jurnal Ilmu Bumi Asia
beranda jurnal: www.elsevier.com/locate/jseaes
Kompleks Metamorfik Palu, Sulawesi Barat Laut, Indonesia: Asal dan evolusi teran metamorfik muda yang terkait dengan
Gondwana dan Sundalandia
Theo van LeeuwenABahasa Indonesia:⇑Charlotte M. Allen, seorang penulisBBahasa Indonesia:1Marlina ElburgCBahasa Indonesia:2, Hans Joachim MassonneD, J.Michael PalinBJuliane Hennig, seorang dokterBahasa Inggris:
AJl. H. Naim IIIB No.8, Jakarta, 12150, Indonesia
BSekolah Riset Ilmu Bumi, Universitas Nasional Australia, Canberra, Australia
CDepartemen Geologi dan Geofisika, Universitas Adelaide, Australia
DInstitut für Mineralogie und Kristallchemie, Universitaet Stuttgart, Jerman
Bahasa Inggris:Kelompok Riset Asia Tenggara, Departemen Ilmu Bumi, Universitas Royal Holloway London, Inggris Raya
info artikel abstrak
Riwayat artikel:
Diterima 19 Juli 2014
Diterima dalam bentuk revisi 13 September 2015
Diterima 21 September 2015 Tersedia online 25 September 2015
Kompleks Metamorfik Palu (PMC) tersingkap di sabuk orogenik Kenozoikum akhir di Sulawesi Barat Laut, Indonesia.
Kompleks ini merupakan teran komposit yang terdiri dari satuan gneis asal Gondwana, satuan sekis yang terdiri dari meta-sedimen yang diendapkan di sepanjang tepi Sundaland Tenggara pada Kapur Akhir dan Tersier Awal, dan satu atau lebih serpihan amfibolit dengan karakteristik kerak samudra. Satuan gneis merupakan bagian dari blok Sulawesi Barat yang mendasari bagian utara dan tengah Provinsi Sulawesi Barat. Kehadiran granitoid Trias Akhir dan zirkon Proterozoikum yang didaur ulang di satuan ini dikombinasikan dengan tanda isotopnya menunjukkan bahwa blok Sulawesi Barat berasal dari tepi Nugini tempat ia terbelah pada akhir Mesozoikum. Ia berlabuh dengan Sundaland pada suatu saat selama Kapur Akhir. Hasil penanggalan U–Th–Pb untuk monasit menunjukkan bahwa fragmen benua lain mungkin telah bertabrakan dengan tepi Sundaland pada Miosen paling awal. Batuan bertekanan tinggi (HP) dan sangat tinggi (UHP) (granulit, peridotit, eklogit) ditemukan sebagai irisan tektonik di dalam PMC, sebagian besar di sepanjang Zona Sesar Palu–Koro, sesar geser utama yang memotong kompleks tersebut. Fitur mineralogi dan tekstur menunjukkan bahwa beberapa batuan ini berada pada kedalaman 60–120 km selama sebagian sejarahnya.
Data termokronologi (zirkon U–Th–Pb dan40Bahasa Inggris/39Ar) dari batuan metamorf menunjukkan peristiwa metamorf akhir Miosen hingga pertengahan Pliosen, yang disertai oleh magmatisme granitoid yang meluas dan terjadi dalam tatanan tektonik ekstensional. Peristiwa ini menyebabkan rekristalisasi dan pertumbuhan berlebih baru pada kristal zirkon yang sudah ada sebelumnya, dan menghasilkan kumpulan andalusit–kordierit–sillimanit–
staurolit dalam protolit pelitik, yang menunjukkan metamorfisme HT–LP (tipe Buchan). PMC digali sebagai kompleks inti pada tingkat sedang (sekitar 0,7–1,0 mm/tahun) disertai dengan pendinginan cepat pada Plio-Pleistosen.
Beberapa batuan UHP diangkut ke permukaan pada tingkat yang jauh lebih tinggi (P16 mm/tahun).
Hasil studi kami tidak mendukung rekonstruksi tektonik lempeng terkini yang mengusulkan asal margin NWAustralia untuk blok Sulawesi Barat (misalnya Hall et al., 2009).
Kata kunci:
Indonesia Sulawesi
Kompleks inti metamorf Termokronologi Isotop radiogenik
- 2015 Diterbitkan oleh Elsevier Ltd.
1. Pendahuluan bagiannya, mungkin dilapisi oleh fragmen benua yang berasal dari
Gondwanaland (Audley-Charles dkk., 1988; Hutchison, 1989; Metcalfe, 1990 Bukti tidak langsung yang mendukung hipotesis ini kemudian diberikan oleh data isotop radiogenik dan usia zirkon terbatas yang diwariskan U–Pb yang diperoleh dari rangkaian batuan beku Kenozoikum Akhir yang tersebar luas, yang ditafsirkan menunjukkan bahwa bagian tengah dan utara provinsi tersebut dilapisi oleh kerak benua asal Australia (Priadi dkk., 1994; Bergman dkk., 1996; Polvé dkk., 1997, 2001; Elburg dan Foden, 1999; Elburg dkk., 2003 ). Polvé dan kawan-kawan (2001)granulit yang ditafsirkan terekspos dalam irisan tektonik
Rekonstruksi tektonik lempeng awal wilayah Indonesia menunjukkan bahwa Provinsi Sulawesi Barat (Gbr. 1sisipan), atau
⇑Penulis korespondensi di: Jl. H. Naim IIIb No. 8, Jakarta 12150, Indonesia.
Alamat email:alamat email [email protected] (T. van Leeuwen).
1Alamat saat ini: Queensland University of Technology, 2 George Street, Brisbane, QLD 4000, Australia.
2Alamat saat ini: Universitas Johannesburg, PO Box 524, Auckland Park, 2006 Johannesburg, Afrika Selatan.
http://dx.doi.org/10.1016/j.jseaes.2015.09.025 1367-9120/- 2015 Diterbitkan oleh Elsevier Ltd.
134 T. van Leeuwen dkk. / Jurnal Ilmu Bumi Asia 115 (2016) 133–152
Gbr. 1. (a) Kerangka tektonik wilayah Indonesia Timur–Nugini–Australia Utara yang menunjukkan blok kerak utama dan zona jahitan (dimodifikasi setelahHall dan Sevastjanova, 2012).
Juga ditunjukkan distribusi granitoid Permo-Trias (dimodifikasi setelahAmirrudin, 2009). (b) Ringkasan geologi wilayah Palu. Dimodifikasi setelahOTCA (1973)Danvan Leeuwen dan Muhardjo (2005). PMC = Kompleks Metamorfik Palu; KMC = Kompleks Metamorfik Karossa; PKFZ = Zona Sesar Palu–Koro. Peta sisipan menunjukkan provinsi tektonik-stratigrafi Sulawesi dan lokasi MMC (Kompleks Metamorfik Malino), PMC, dan KMC.
sepanjang Zona Sesar Palu–Koro (PKFZ), sebuah sesar geser utama yang memotong Kompleks Metamorf Palu (PMC,Gbr. 1), yang berasal dari fragmen kerak ini dan dibawa ke permukaan dari kedalaman yang sangat dalam di sepanjang sistem patahan. Secara umum diasumsikan bahwa kompleks tersebut terdiri dari batuan yang termasuk dalam batas Sundaland tempat fragmen benua tersebut didorong (misalnya, Kadarusman dan Sopaheluwakan, 1995; Polve dkk., 2001).
Kami melakukan studi pengintaian terhadap PMC dan studi serupa terhadap Kompleks Metamorf Malino (MMC) di utara (Gbr. 1inset).
Mereka melibatkan analisis petrografi, mikroskop elektron, geokimia dan isotop radiogenik yang dikombinasikan dengan zirkon U–Pb, monasit U–Th–Pb, dan40Bahasa Inggris/39Penanggalan umur sampel singkapan dan apung. Hasilnya menunjukkan kedua kompleks sebagian terbentuk dari batuan yang berasal dari Gondwana, meskipun keduanya berbeda secara signifikan dalam beberapa aspek.
Hasil MMC telah disajikan olehvan Leeuwen dan kawan-kawan (2007), yang menyimpulkan bahwa MMC terdiri dari blok sekis mika dan gneis dari zaman protolith Devon–Karbon Awal, dikelilingi oleh karapas sekis hijau Eosen autokton, yang berlabuh dengan Sundalandia pada akhir Oligosen dan segera setelah itu tergali sebagai kompleks inti metamorf.van Leeuwen dan Muhardjo (2005), yang menamai PMC, menyoroti temuan utama kompleks ini: kompleks ini merupakan terane komposit (termasuk fragmen benua dengan granitoid Permo-Trias yang berasal dari tepian Australia utara–Nugini, dan batuan afinitas Sundalandia) yang mengalami peristiwa metamorf Pliosen disertai magmatisme felsik yang besar dan ekshumasi cepat.
Dalam makalah ini kami menyajikan hasil studi kami terhadap PMC dengan tujuan (1) mendeskripsikan tatanan dan sifat PMC, (2) menyajikan data analitis dan interpretasi kami, dan (3) mendiskusikan kemungkinan asal usul dan sejarah tektonik kompleks tersebut.
Sebanyak 72 sampel singkapan, apung dan bor dikumpulkan dari berbagai bagian PMC antara tahun 1998 dan 2001, dan 11 sampel diambil dari Kompleks Metamorf Karossa (KMC), di sebelah barat PMC ( Gambar 1 dan 2) dan diperkirakan merupakan bagian dari terane yang sama. Lokasi contoh ditunjukkan padaGambar 2Sampel-sampel terpilih kemudian dilakukan analisis sebagai berikut: petrografi (63 sampel), geokimia batuan utuh dan elemen jejak (22), analisis isotop Sr, Nd dan Pb (12), dan40Bahasa Inggris/39Analisis geokronologi Ar (7), U–Th–Pb monazite (1) dan U/Pb zircon (12). Metode analisis untuk geokimia, isotop dan40Bahasa Inggris/39Analisis Ar sama seperti yang dijelaskan olehvan Leeuwen dan kawan-kawan (2007).
Australia–New Guinea, termasuk satu atau lebih fragmen yang membentuk dasar sebagian besar wilayah Jawa Timur, Selat Makassar, dan Sulawesi Barat, disebut sebagai blok Jawa Timur–Sulawesi Barat olehBalai dan kawan-kawan (2009)Pembukaan Selat Makassar menyebabkan retakan di tepian Sundaland bagian timur dan menyebabkan terbentuknya Sulawesi Barat (misalnyaHamilton, tahun 1979), yang dimulai sekitar awal Eosen Tengah dan dipercepat pada Eosen Tengah–Akhir (Lunt dan van Gorsel, 2013). Pada Miosen Awal, proto-Sula Spur, sebuah tanjung benua yang membentang ke arah barat dari New Guinea, bertabrakan dengan tepi Asia Tenggara dan kemudian terpecah-pecah oleh perluasan yang disebabkan oleh subduksi (Spakman dan Hall, 2010).
Sulawesi terdiri dari empat provinsi tektonik-stratigrafi yang berbeda: Sulawesi Barat, Sulawesi Utara (busur kepulauan Kenozoikum yang terbentuk di atas kerak samudra), Sulawesi Timur (batuan sedimen metamorf, ofiolitik, dan Mesozoikum-Paleogen yang disisipkan secara tektonik), dan mikrokontinen Banggai-Sula (Gbr. 1 inset). Dasar Sulawesi Barat mencakup beberapa kompleks metamorf, termasuk PMC dan KMC, yang dilapisi oleh urutan sedimen-vulkanik dari Zaman Kapur Akhir dan Kenozoikum. Selama Zaman Kenozoikum Akhir, magmatisme secara eksklusif bersifat potasik hingga ultra- potasik (misalnyaPolvé dkk., 1997).
PMC merupakan tulang punggung “Leher Sulawesi” yang membentang sepanjang 95 km sebagai tanah genting sempit yang menghubungkan Lengan Utara dengan seluruh Sulawesi, dan berlanjut lebih jauh ke selatan yang sebagian besar terbentuk sebagai atap yang menggantung pada batuan granitoid muda (Gbr. 1b) Kompleks ini dicirikan oleh pegunungan terjal dengan ketinggian hingga 2,5 km.
Di Leher, PMC diapit oleh batuan sedimen dan vulkanik Eosen Tengah–Akhir dari Formasi Tinombo, yang telah mengalami metamorfisme fasies sekis hijau-bawah, dan endapan sedimen sinorogenik Plio-Pleistosen (Celebes Molasse) yang secara tidak selaras menutupi unit yang lebih tua. Kompleks ini diintrusi oleh stok dan tanggul dengan komposisi dioritik hingga granodiorit, yang merupakan komagmatik dengan vulkanik Tinombo, seperti yang ditunjukkan oleh kesamaan dalam geokimia dan usia K/Ar (van Leeuwen dan Muhardjo, 2005Kontak sebenarnya antara PMC dan Formasi Tinombo belum diamati di mana pun dan mungkin merupakan ketidakselarasan sudut ( Sukamto, 1973) dan/atau memiliki asal tektonik.
Bagian selatan PMC dibatasi dan dilapis secara lokal oleh Formasi Latimojong berumur Kapur Atas, yaitu suksesi tebal yang sebagian besar terdiri dari batuan pelitik yang mengalami metamorfosis lemah dan batuan psammit berbutir halus dengan sisipan batuan vulkanik ( Simandjuntak dkk., 1991; Hadiwijoyo dkk., 1993; van Leeuwen dan Muhardjo, 2005). Sekali lagi, tidak ada informasi dalam literatur mengenai sifat kontak, meskipun secara umum diasumsikan sebagai ketidakselarasan sudut (OTCA, 1971; Simandjuntak dkk., 1991;
Hadiwijoyo dkk., 1993Kompleks ini juga secara lokal dilapisi oleh endapan sedimen dan vulkanik dari Miosen Akhir–Kuarter. Di beberapa tempat endapan ini telah mengalami metamorfisme termal tingkat rendah, yang terutama terwujud dalam terjadinya pertumbuhan biotit baru tanpa perkembangan foliasi.
KMC terekspos dalam dua badan (Gambar 1b dan2). Bagian utara, berukuran 20 km x 25 km, bersentuhan dengan Formasi Latimojong dan Tinombo/Budungbudung. Bagian selatan sebagian besar terdiri dari amfibolit dan sekis mika dengan gneis bawahan di bagian utara.
Bagian selatan membentuk inlier sepanjang 15 km yang dibatasi sesar berarah barat laut di batuan sedimen Kenozoikum. Bagian selatan terdiri dari zona mika-gneis utara dan zona sekis selatan.
Pluton dan tanggul yang sangat besar dengan komposisi kalium kalk-alkali felsik, secara informal dinamakan suite Dondo olehKavalieris dan kawan-kawan (1992), dan batuan shoshonitic subordinat hingga batuan alkali ultrapotassic telah menyusup ke kompleks metamorf dan unit yang lebih muda (Elburg dkk., 2003).
Batuan vulkanik komagmatik terdapat secara lokal 2. Kondisi geologi
Indonesia terletak di sepanjang zona batas lempeng tempat lempeng India-Australia dan Lempeng Laut Pasifik-Filipina bertemu di Eurasia. Indonesia terdiri dari kumpulan blok benua, zona jahitan, terran busur, dan kompleks akresi yang kompleks. Meskipun wilayah ini memiliki sejarah panjang subduksi yang dimulai sejak zaman Permian, wilayah ini tumbuh terutama karena penambahan fragmen benua (Gbr. 1a). Sejumlah kecil material telah ditambahkan oleh akresi subduksi, magmatisme busur dan proses terkait subduksi lainnya, dengan beberapa busur menghentikan aktivitas selama tumbukan, menggeser posisi mereka atau menghilang kembali ke dalam mantel ( Hall, 2009, 2012; Hall dan Sevastjanova, 2012Inti benua pra-Kapur, terdiri dari blok-blok yang terbelah dari Gondwana selama Devon hingga Permian Awal dan mencapai posisi mereka saat ini pada Trias Akhir, membentuk bagian dari Sundalandia, tanjung tenggara lempeng Eurasia (Barber dkk., 2005; Metcalfe, 2011). Dikelilingi oleh zona subduksi yang berkembang sejak Zaman Kapur dan seterusnya.
Selama periode Cretaceous, Sundaland terus tumbuh dengan penambahan fragmen benua dari Cathaysia dan
136 T. van Leeuwen dkk. / Jurnal Ilmu Bumi Asia 115 (2016) 133–152
Gbr. 2.Lokasi sampel. Sampel yang dirujuk dalam teks diberi nomor. Garis besar Kompleks Metamorfik Palu (PMC) dan Kompleks Metamorfik Karossa (KMC) ditunjukkan secara skematis.
Bukti geologi dan umur radiometrik yang tersedia menunjukkan bahwa magmatisme alkali shoshonitik hingga ultrapotasik dimulai sekitar 13–
14 juta tahun lalu dan berhenti pada awal Pliosen, dan magmatisme felsik dimulai sekitar 4 juta tahun lalu, berlanjut hingga Kuarter dan mencapai puncak intensitasnya antara 7 dan 4 juta tahun lalu (Elburg dkk., 2003).
Ciri struktural utama wilayah ini adalah PKFZ yang berarah NNW yang memotong PMC dan terhubung dengan Palung Sulawesi Utara ( Gbr. 1inset). Pergerakan sepanjang zona patahan memiliki komponen horizontal dan vertikal yang signifikan (misalnyaKatili, 1970).
Pergeseran sinistral sebesar 200–250 km selama 5 juta tahun terakhir telah disimpulkan dari studi geologi dan paleomagnetik (Surmont dkk., 1994; Bellier dkk., 2001). Lipatan isoklinal batuan Tinombo di bagian utara Leher (Brouwer, tahun 1934) mungkin terkait dengan peristiwa tabrakan Miosen paling awal yang tercatat dalam geologi Sulawesi Utara (van Leeuwen dan Muhardjo, 2005).
batuan metamorf dan batuan bertekanan tinggi/ultra tinggi (HP/UHP).
3.1. Batuan yang mengalami metamorfosis regional
Kelompok ini sebagian besar terdiri dari berbagai sekis yang mengandung biotit, yang umumnya mengandung andalusit ± kordierit
± silimanit ± garnet, dan gneis biotit. Litologi subordinat meliputi amfibolit, sekis amfibolit, gneis amfibol/piroksen, sekis hijau, berbagai jenis migmatit, dan metagranitoid, dengan batuan marmer dan kalk- silikat minor. Sekis yang mengandung biotit mendominasi di bagian barat laut PMC dan gneis mendominasi di bagian tenggara. Kami menyebut sekuens yang sebagian besar terdiri dari sekis sebagai ''satuan sekis”, dan sekuens yang di dalamnya gneis merupakan jenis batuan dominan sebagai ''satuan gneis”, tanpa menyiratkan bahwa batuan dalam satuan tertentu semuanya berasal dari asal dan usia yang sama. Sekis yang mengandung amfibolit dan amfibol terjadi sebagai interkalasi di kedua satuan. Di bagian tengah kompleks, amfibolit yang dibatasi oleh patahan diapit di antara kedua unit tersebut. Sekis hijau sebagian besar terbatas pada bagian paling selatan kompleks, sedangkan metagranitoid terdapat di lokasi yang tersebar dalam unit gneis.
3. Litologi PMC
PMC terdiri dari batuan metamorfosa regional mulai dari fasies sekis hijau sampai amfibolit, dan batuan kontak bawahan
Gneis yang dominan adalah biotit ortogneis, yang tekstur granit aslinya umumnya terpelihara dengan baik, termasuk plagioklas yang memperlihatkan struktur zona yang berkembang dengan baik. Biotit merupakan satu-satunya mineral mafik atau disertai dengan hornblende. Selain mineral mafik, batuan tersebut tersusun dari berbagai jumlah kuarsa, K-feldspar, dan plagioklas. Garnet biasanya terdapat dalam jumlah yang sedikit atau tidak ada. Paragneis biotit berkembang dengan baik khususnya di daerah Gimpu dan Danau Lindu (Egeler, 1946; OTCA, 1973). Sillimanit–kordierit–biotit ± garnet gneis merupakan jenis batuan dominan dan mengandung sejumlah besar K-feldspar dan plagioklas.
Satuan gneis mengandung batuan intrusif granitik, monzonitik, syenitik, dan dioritik yang telah mengalami metamorfosis yang dibuktikan dengan ciri-ciri berikut: (1) struktur penetratif yang berkembang secara bervariasi yang diwakili oleh butiran dan agregat biotit yang berorientasi; (2) kristal kuarsa dan feldspar yang pipih; dan (3) keberadaan garnet, kordierit, dan kyanit. Batuan ini selanjutnya disebut sebagai metagranit, dll. Kontak dengan batuan induk metamorf bersifat gradasi atau tajam. Beberapa meta-granitoid menunjukkan ciri anatektik.
Sekis biotit merupakan sekis yang paling umum, terbentuk setelah sedimen pelitik atau psammit dan secara lokal mengalami gradasi menjadi sekis kuarsit. Mineral pembentuk batuan utama adalah kuarsa, plagioklas, dan biotit, yang biasanya disertai oleh andalusit, silimanit yang umumnya menggantikan biotit, dan/atau kordierit. Mineral lain yang hadir dalam jumlah yang lebih sedikit meliputi monasit, garnet, turmalin, K-feldspar, dan muskovit. Hornblende dan/atau diopside relatif melimpah dalam beberapa varietas. Ciri menarik dari sekis adalah keberadaan staurolit yang telah dijelaskan secara rinci oleh Egeler (1946). Umumnya terbentuk sebagai relik atau pseudomorf, dan dikelilingi oleh andalusit atau produk alterasinya (terutama serisit).
Semua transisi ditemukan dari sisa-sisa terkorosi yang sangat kecil hingga kristal yang lebih atau kurang homogen dengan diameter hingga 2,5 mm. Struktur sekis bervariasi dari skistositas yang berkembang dengan baik hingga lebih mirip tanduk. Tanduk sejati ditemukan di sepanjang tepi beberapa badan granit, setebal hingga 30 m, dan jelas berasal dari metamorf kontak.
Amfibolit dan sekis amfibol, baik yang berasal dari batuan beku maupun sedimen, terdiri dari berbagai jumlah amfibol dan plagioklas (dominan oligoklas). Mereka mungkin mengandung kuarsa dan/atau klinopiroksen (kebanyakan augit), dan yang lebih jarang mengandung biotit, garnet, dan/atau epidot.Egeler (1946)membagi amfibolit dan sekis amfibol menjadi tipe normal dan tipe hornfelsik berdasarkan perbedaan tekstur. Tipe yang terakhir dicirikan oleh tekstur kristal yang sangat ekugranular dan berbutir halus, dan perubahan komposisi kimia amfibol dan plagioklas.
Granulit leukokratik mengandung pita-pita material gelap selebar 15 cm, dan pita-pita kaya kyanit yang berselang-seling dengan pita-pita garnetrich. Lensa ini dan lensa-lensa berukuran lebih besar lainnya, yang sebagian besar memiliki tren dari barat laut ke barat laut barat laut dan dibatasi oleh patahan, menunjukkan bahwa lensa-lensa tersebut terbentuk secara tektonik, sementara potongan-potongan kecil yang ditemukan di granitoid kemungkinan adalah xenolith.
Eklogit yang terdiri dari garnet, kyanit dan talc dilaporkan dari dua lokasi di lembah Palu dan terjadi sebagai xenolith di granit muda ( Sopaheluwakan dkk., 1995). Kami mengumpulkan sampel apung eklogit (NWS 209) 10 km di utara Toboli. Ini adalah batuan tak berfoliasi, berbutir sedang dengan tekstur ekugranular, terdiri dari garnet (40%), omfasit (45%), dan kuarsa (5%) dengan augit sekunder, plagioklas, amfibol, dan ilmenit. Deskripsi yang lebih rinci diberikan olehKadarusman dkk. (2005).
4. Aspek struktural
Struktur PMC rumit dan kurang dipahami. Batuan tersebut umumnya memiliki foliasi yang berkembang dengan baik, yang didefinisikan oleh pita komposisi, penyelarasan mika, segregasi amfibol dan kuarsa-feldspatik, atau leukosom lensoid sebagai akibat dari anateksis. Foliasi menunjukkan berbagai orientasi. Mylonitisasi merupakan fitur umum. Penelitian terbaru olehWatkinson (2011) DanHennig dkk. (2012, 2014)mengindikasikan bahwa garis-garis regangan dan zona geser bervariasi dalam orientasinya di seluruh kompleks, dengan beberapa batuan menunjukkan beberapa tahap deformasi, termasuk lipatan rebah. Di bagian tengah, kain geser sebagian besar merekam ekstensi sudut rendah ke arah barat. Pita geser terbalik yang diarahkan ke selatan, barat, dan utara juga terjadi di dekat ekstensi ke arah barat. Lebih jauh ke selatan, ekstensi diarahkan ke barat daya bersama dengan kain patahan dorong atas-ke-tenggara yang landai. Di bagian utara PMC, garis-garisnya sangat bervariasi, tetapi menunjukkan orientasi dominan yang diarahkan dari utara-timur laut. Kompleks dipotong oleh patahan rapuh tahap akhir (normal dan geser-geser).
Ruas jalan Tawaeli–Toboli adalah lintasan yang paling banyak dipelajari melintasi PMC (Gambar 3Bahasa Indonesia:Brower, 1934; Sopaheluwakan dkk., 1995; Watson, 2011, studi ini). Dari barat-timur, terdapat sekis biotit dan sekis biotit kuarsit, sekis amfibolit dan amfibol, serta gneis granit dengan sekis dan amfibolit, dan telah diintrusi oleh granit dan granodiorit.
Jurus yang diamati pada sekis dominan dari arah utara-timur laut hingga barat laut; kemiringan dominan mengarah ke barat.Kadarusman dan Sopaheluwakan (1995) mengamati tiga fase deformasi pada unit ini: D1
dengan bidang-bidang skistositas yang lebih atau kurang sejajar dengan bidang-bidang perlapisan yang disebabkan oleh metamorfisme regional dan mungkin segera diikuti oleh geseran lokal sejajar lapisan, D2mengakibatkan crenulasi lokal pada skistositas, D3diyakini telah menyebabkan tekukan regional D1
belahan. Satuan amfibolit terikat pada kedua sisinya oleh zona geser yang sangat termilonitasi.
Pengeboran di prospek emas Paboya di utara menunjukkan zona geser getas-ulet sudut rendah yang utama. Zona ini dicirikan oleh geser ulet dinding bawah yang mengubah protolit gneis dan amfibolit menjadi sekis filonitik dan gneis. Dinding gantung menunjukkan rekahan getas dan patahan yang meluas pada sekis biotit. Sesar tersebut miring 25–40 ke arah barat daya, setebal 10–15 m dan terdiri dari breksi kataklasit/sesar.
Karakternya menunjukkan bahwa sesar tersebut merupakan pelepasan sudut rendah yang terbentuk di sisi, dan sebagai respons terhadap, penggalian dramatis kompleks metamorf (B. Marten, komunikasi tertulis, 1999).
3.2. Batuan metamorf tekanan tinggi dan tekanan sangat tinggi
Batuan HP dan UHP meliputi granulit mafik dan felsik, garnet dan spinel peridotite, eklogit, dan piroksenit. Mayoritas kejadian singkapan dan apungan yang diketahui terletak di lembah Palu dan Koro di sepanjang jejak permukaan PKFZ (Brower, 1934; Egeler, 1946;
Sopaheluwakan dkk., 1995; Kadarusman dan Parkinson, 2000), namun peridotit juga telah diamati sebagai singkapan di dekat Danau Lindu ( OTCA, 1973), dan sebagai pelampung di lokasi lain di sebelah timur PKFZ (termasuk sampel RT 5, NWS 351, NWS 362).
Batuan HP–UHP sebelumnya diperkirakan terbentuk sebagai lensa yang relatif kecil, panjangnya <1 m hingga 400 m dan lebarnya <1 m hingga 10 m, yang terdapat di dalam gneis dan granitoid (misalnya OTCA, 1973; Sopaheluwakan dkk., 1995). Kami menemukan badan batuan yang jauh lebih besar tepat di sebelah barat lembah Palu, yang terdiri dari granulit mafik dan felsik yang saling bertautan (termasuk sampel NWS 373), diapit oleh peridotit yang tergeser (termasuk NWS 372) dan tersingkap secara berkala pada lebar beberapa ratus meter.
5. Geokimia batuan utuh
Sejumlah sampel PMC (amfibolit, metagranitoidorthogneiss, granulit, peridotit) dan dua sampel amfibolit dari KMC dianalisis oleh Actlabs (Kanada) untuk oksida utama.
138 T. van Leeuwen dkk. / Jurnal Ilmu Bumi Asia 115 (2016) 133–152
Gbr. 3.Potongan melintang melalui Kompleks Metamorfik Palu antara Tawaeli dan Toboli. Lokasi ditunjukkan dalam sisipan. Dimodifikasi setelahBrouwer dan kawan-kawan (1947)DanKadarusman dan Sopaheluwakan (1995).
dan berbagai macam elemen jejak. Hasil analisis disajikan dalamFile Data Tambahan 1.
Hasil yang paling menarik adalah hasil untuk lima sampel amfibolit yang dianalisis. Pada diagram laba-laba primitif yang dinormalisasi dengan mantel, mereka menunjukkan penipisan pada elemen yang lebih tidak kompatibel, mirip dengan pola N-MORB, yang menunjukkan asal usul punggungan samudra. Pengecualiannya adalah NWS 901, yang relatif kaya akan elemen-elemen ini, suatu fitur yang lebih khas dari pola basal pulau samudra (OIB) atau pola MORB yang diperkaya (E-) (Gambar 4).
Metagranitoid–ortogneis (11 sampel) adalah granitoid metaluminous yang dicirikan oleh pengayaan Sr, K, Rb dan Th dengan anomali Nb negatif dalam diagram mantel yang dinormalisasi (tidak ditampilkan). Mereka memiliki afinitas busur vulkanik (VAG), seperti yang didefinisikan oleh Pearce dan kawan-kawan (1986)Sebagian besar sampel memiliki kadar K tinggi (3,5–5,0% K2O). Pengecualian yang mencolok adalah NWS 203, yang memiliki K2Kandungan O 1,02%, Na rendah
2Kandungan O (0,53% versus 3,5–4,3%), dan tanda isotop yang berbeda (lihat Bagian6), menyarankan sumber yang berbeda.
masing-masing) dan rendah143Tidak ada/144Rasio Nd (sekitar 0,5118).
Granulite dicirikan dengan memiliki rasio Nd terendah206Pb/204Pb dan
208Pb/204Pb dari semua sampel yang dianalisis (masing-masing 17,5 dan 37,3). Hal ini juga berbeda dari sampel lainnya karena tidak jatuh pada tren berkorelasi positif147Kecil/144Nd lawan143Tidak ada/144Rasio Nd, karena memiliki nilai yang sangat tinggi147Kecil/144Rasio Nd (0,27) untuk
143Tidak ada/144Rasio Nd.
Kami menginterpretasikan ciri-ciri isotopik dari Kelompok 1 sebagai ciri khas batuan beku mafik tanpa sejarah kerak yang panjang, yang konsisten dengan geokimia mirip MORB yang ditunjukkan oleh sampel (5.0). Sampel ketiga dalam kelompok ini, gneis muskovit-hornblende (NWS 773) dengan rasio isotop Sr dan Pb yang sedikit lebih tinggi dan rasio isotop Nd yang lebih rendah mungkin merupakan sedimen yang belum matang, atau batuan beku yang berhubungan dengan subduksi.
Sampel Kelompok 2 kemungkinan merupakan batuan kerak atas, dan hal ini diperkuat oleh usia ekstraksi mantel Sm–Nd, yang bervariasi antara 0,6 dan 1,1 Ga untuk TGEREJAdan 1,0 dan 1,5 untuk TDMHal ini berbeda dengan sampel Kelompok 1, yang mana usia sampel tersebut tidak dapat dihitung karena usia sampel tersebut sangat tinggi.143Tidak ada/144Rasio Nd.Polvé dan kawan-kawan (2001)melaporkan hasil isotop Sr, Nd, dan Pb untuk tiga sampel peridotit dan satu sampel granulit dari PMC yang termasuk dalam kisaran sampel Grup 2 kami.
Penafsiran kami untuk sampel granulit dari Kelompok 3 adalah bahwa sampel tersebut mengalami ekstraksi lelehan baru-baru ini, meninggalkan residu yang kekurangan unsur tanah jarang, yang konsisten dengan keberadaan garnet secara umum dalam sampel ini. Peristiwa ekstraksi lelehan ini pasti terjadi relatif baru-baru ini, karena sampel tersebut jika tidak akan mengembangkan kadar yang lebih tinggi.143Tidak ada/144Rasio Nd. Jika143Tidak ada/144Rasio Nd pada saat ekstraksi lelehan lebih tinggi dari 0,5116, peristiwa ini pasti terjadi dalam 100 juta tahun terakhir. Sampel NWS 203 mungkin mewakili, seperti sampel Grup 2, batuan kerak atas tetapi kemungkinan memiliki sejarah kerak yang lebih panjang sebagaimana tercermin dari usia ekstraksi mantelnya (TGEREJAdan TDM: 1516 dan 1823 Ma) yang terletak di atas kisaran sampel Grup 2 (470–1063 dan 1052–1521 Ma).
Usia ekstraksi mantel tidak dapat ditentukan untuk granulit NWS 373 karena perubahan terbaru dalam rasio Sm/Nd-nya. Rasio isotop Pb yang relatif rendah dari sampel ini menunjukkan bahwa pengayaan jangka panjangnya dalam Rb dan Nd relatif terhadap Sr dan Sm tidak disertai dengan pengayaan dalam U dan Th atas Pb, fitur yang sesuai dengan komposisi kerak atas.
Granulit felsik dari PMC dianalisis denganPolvé dan kawan-kawan (2001) menunjukkan karakteristik isotop yang mirip dengan NWS 203. Ini adalah 6. Isotop radiogenik
Dua belas sampel dikenai analisis isotop untuk Sr, Nd dan Pb.
Sampel tersebut terdiri dari sepuluh sampel dari PMC, yang terdiri dari amfibolit, granulit, gneis dan meta-granitoid, dan dua sampel gneis dari KMC (NWS 773 dan 903). Komposisi isotop Sr, Nd dan Pb serta147
Kecil/144Rasio Nd diberikan dalam Tabel 1dan diplot dalamGambar 5;
beberapa hasil ini sudah dipresentasikan diElburg dan kawan-kawan (2003)Berdasarkan karakteristik isotopik, sampel dapat dibagi menjadi tiga kelompok.
Kelompok 1, sampel amfibolit NWS 580 dan 612, menunjukkan nilai isotop Sr terendah dan Nd tertinggi (masing-masing 0,7035–0,7046 dan 0,5130–0,5132). Keduanya juga memiliki rasio isotop Pb terendah. Rasio isotop Nd dan Pb mendekati rasio isotop Basalt Mid-Oceanic Ridge saat ini (Hofmann, tahun 2003).
Kelompok 2, enam sampel granulit, gneis dan metagranitoid dari PMC (NWS 757, 610, 596, 584, 602 dan 604) dan sampel NWS 903 dari KMC, menampilkan karakteristik isotop Sr dan Nd antara, yaitu 0,7094–
0,7179, dan 0,5121 dan 0,5124 masing-masing, dan memiliki karakteristik isotop Pb yang cukup koheren, dengan
206Pb/204Pb antara 18,67 dan 18,97,207Pb/204Pb 15,63–15,68, dan208Pb/204
Pb 38,77–9,09.
Kelompok 3 terdiri dari gneis granit (NWS 203) dan granulit (NWS 373) dengan kandungan mineral yang sangat tinggi.87Sr/86Rasio Sr (0,7363 dan 0,7392)
Gbr. 4.Diagram normalisasi Primitive Mantle (PM) untuk sampel amfibolit, yang sebagian besar menunjukkan karakteristik seperti N-MORB. Hanya sampel NWS 901 yang menunjukkan pola yang lebih mirip dengan basalt kepulauan samudra atau E-MORB. Nilai normalisasi dariSun dan McDonough (1989).
Tabel 1
Komposisi isotop TIM Sr, Nd dan Pb pada batuan utuh untuk sampel terpilih. Usia ekstraksi mantel Nd dihitung menggunakan komposisi masa kini untuk Reservoir Seragam Kondrit (CHUR)143Tidak ada/144Nd = 0,512638 dengan147Kecil/144Nd = 0,1967 dan Depleted Mantle (DM) dari143Tidak ada/144Nd = 0,52324 dengan147Kecil/144Nd = 0,222. KMC = Kompleks Metamorf Karossa.
Kelompok 87Sr/86Tuan 143Tidak ada/144Tidak ada 206Pb/204Pb 207Pb/204Pb 208Pb/204Pb 147Kecil/144Tidak ada TGEREJA(Ga) TDM(Ga) NWS612
NWS580
Bahasa Indonesia: NWS206A Bahasa Indonesia: NWS207A Nomor telepon 584 Jalur Kereta Api Nasional 602
1 1 2 22 2
Amfibolit kaya Plag Amfibolit Bt metagranit Sekis Bt Meta-monzonit Meta-monzonit/gneis bt
0.703479 0.704627 0.715023 0.710134 0.709422 0.717917
0.513154 0.512985
17.83 17.86 18.76
pukul 15.55
15.48 15.64
37.60 37.77 38.96
0.1972 0.2042
0.512248 0.512097
18.79 18.83
15.65 15.65
39.06 38.86
0.1078 0.1174
0.67
1.04 1.16
1.48
Jalan Tol NWS 604 Jalur Kereta Api Nasional 610
Bandara Internasional New York 757
NWS596
Jalur Kereta Api Nasional 203
Jalur Kereta Api Nasional 373
NWS773 NWS903
2 2 22 3 3 KMC KMC
Porfiroid Hbl bt gneis Granulit Gneis Bt Granit berfoliasi Granulit Gneis Musc-hbl Bt-fsp-crd gneis
0.712562 0.708420 0.710111 0.709494 0.736314 0.739167 0.705116 0.706775
0.512176 0.512305 0.512127 0.512277 0.511790 0.511815 0.512792 0.512393
18.71 18.67 18.76 18.74 18.87 17.51 18.54 18.97
15.64 15.62 15.63 15.63 15.66 15.54 15.57 15.68
38.91 38.77 38.78 38.97 38.94 37.31 38.47
Tanggal 39.09
0.1063 0.1093 0.1235
0,0978 pukul
0.1116
0,2679 tahun
0.1526 0.1177
0,78 0,58 1.060.56 1.52
1.24 1.10 1.531.03 1.82
0.47 1.05
AIsotop Pb diukur pada pisahan K-feldspar, isotop Sr diukur pada pisahan apatit.
mirip dengan nilai isotop yang diperoleh dari sampel gneis dari Kompleks Malino, sebuah fragmen benua yang sebagian besar terdiri dari sekis kuarsa-muskovit Paleozoikum dan gneis (van Leeuwen dkk., 2007). Sampel- sampel Kelompok 2 tidak mempunyai padanan dalam kompleks ini, tetapi menunjukkan kemiripan dengan batuan beku dari Pulau Ambon, yang ditafsirkan memiliki material dasar yang berasimilasi dengan afinitas terhadap sedimen yang berasal dari selatan Nugini (Vroon dkk., 1996).
Sampel batuan beku dari pulau Bacan, yang awalnya merupakan bagian dari Australia utara dan memiliki dasar batuan metamorf kontinental (Vroon dkk., 1996), atau sedimen sungai dari Australia Utara (Elburg dkk., 2002), di sisi lain, menunjukkan rasio isotop Pb yang jauh lebih tinggi daripada sampel PMC dan Malino.
terhubung ke Agilent 7500 ICP-MS di Universitas Nasional Australia mirip dengan yang dijelaskan olehBryan dan kawan-kawan (2004)Tujuh belas isotop dikumpulkan, enam untuk tujuan penanggalan dan sisanya untuk mengeksplorasi komposisi zirkon dan/atau mendokumentasikan inklusi (terutama P dan Ti). Zirkon dipasang dengan epoksi dan dipoles untuk memperlihatkan intinya. Teknik pengeboran ablasi laser tersebut menghasilkan sinyal 30 detik yang mudah dipecahkan yang dapat dipecah menjadi segmen usia individual jika diperlukan.206Pb/238Sinyal U dapat mewakili pengeboran dari inti yang lebih tua ke tepi yang lebih muda, dan dua segmen atau "dataran usia" dapat diartikan dari satu ablasi. Perhatikan bahwa kami memantau statistik penghitungan untuk yang dipilih
206Pb/238Segmen U dan jika segmen tersebut lebih dari dua kali lebih bising dari yang diharapkan dari penghitungan statistik, segmen tersebut tidak disertakan dalam penentuan usia. Ini adalah lindung nilai kami terhadap penghapusan dua zona usia. Kecuali jika kita memotong batas usia yang vertikal, perangkat ini membantu membedakan zona usia campuran. Lembar kerja Excel internal digunakan untuk mengurangi data (File Data Tambahan 2), dan ISO-PLOT (Ludwig, tahun 2003) digunakan untuk plot Concordia dan untuk menghitung rata-rata umur tertimbang dari subpopulasi. Umur yang dianggap robust adalah umur yang206Pb/238kamu dan
207Pb/235U usia menyentuh Concordia (yaitu ''sesuai”) atau yang sesuai setelah koreksi Pb umum berbasis 208 (Bryan dkk., 2004). Jika usia yang dikoreksi dan yang tidak dikoreksi sama-sama sesuai untuk satu ablasi, maka usia yang lebih sesuai digunakan. Analisis ICP-MS Spot mengebor butiran zirkon dan dengan demikian kurang rentan terhadap Pb umum daripada SHRIMP, analisis kuasi-permukaan.204Pb tidak diukur karena adanya interferensi isobarik yang besar dari Hg, dan juga apakah suatu titik tidak selaras karena kandungan Pb yang sama,
7. Geokronologi
Sebelas sampel ortogneis, meta-granitoid dan sekis dari PMC diberi tanggal berdasarkan geokronologi zirkon U–Pb menggunakan teknik LA-ICP- MS dan SHRIMP, satu sampel berdasarkan geokronologi monasit U–Th–Pb, dan tujuh sampel berdasarkan biotit, K-feldspar, hornblende dan muskovit.
40Bahasa Inggris/39Ar geokronologi.
7.1. Penanggalan zirkon U–Th–Pb dengan ablasi laser
Usia zirkon U–Th–Pb ditentukan untuk 10 sampel dari PMC
menggunakan teknik ablasi laser ICP-MS. Butiran-butiran tersebut diablasi menggunakan sinar laser melingkar 32 mikron dari laser eksimer LambdaPhysic Ar-F dalam sel ablasi laser yang dirancang sendiri.
140 T. van Leeuwen dkk. / Jurnal Ilmu Bumi Asia 115 (2016) 133–152
Gbr. 5.Rasio isotop saat ini untuk sampel Grup 1, 2 dan 3 dari Kompleks Metamorf Palu (PMC), dan Kompleks Metamorf Karossa (KMC). Bidang data dari van Leeuwen dan kawan-kawan (2007): Malino;
Polvé dan kawan-kawan (2001): Bahasa Indonesia: PMC;Vroon dan kawan-kawan (1996): Bacan dan Ambon, danElburg dan kawan-kawan (2002): Sedimen Australia Utara. (A)143Tidak ada/144Nd lawan87 Sr/86Sr. (B)143Tidak ada/144Nd lawan147Kecil/144Tidak ada (C)207Pb/204Pb lawan207Pb/204Timbal (D)208Pb/204Pb lawan206Pb/204Pb. Untuk detailnya lihat teks.
karena hilangnya Pb, atau karena ablasi domain campuran usia tidak mungkin ditentukan. Kami mengizinkan bahwa jika koreksi Pb umum membawa analisis ke Concordia, ketidaksesuaian tersebut disebabkan oleh Pb umum dan telah dikompensasi secara memadai. Analisis yang agak tidak sesuai yang menjadi sangat tidak sesuai secara terbalik dengan koreksi Pb umum merupakan indikasi bahwa ketidaksesuaian analisis yang tidak dikoreksi terutama merupakan efek hilangnya Pb.
Tanda-tanda elemen jejak zirkon bukan merupakan bagian utama dari makalah ini, tetapi suhu yang berasal dari kandungan Ti dipertimbangkan, konsentrasi U dan Th dijelaskan, dan beberapa konsentrasi P yang luar biasa disebutkan. Fosfor secara rutin diukur selama analisis LA ICPMS untuk mendokumentasikan inklusi (khususnya apatit kaya REE) sehingga bagian dari sinyal dapat dihindari, tetapi sebagai efek samping kita memiliki konsentrasi zirkon P. Sederhananya, dalam magma silikat P adalah elemen yang tidak kompatibel. Saat P terbentuk dalam magma yang terfraksinasi, konsentrasi P dalam zirkon meningkat. Jika magma menjadi jenuh dalam P dan fosfat mengkristal, P dalam magma terkuras dan oleh karena itu konsentrasi P dalam zirkon menjadi lebih rendah.
Magma yang terfraksinasi menghasilkan zirkon miskin P. Sebagian besar magma kalkalkalin memiliki zirkon yang mengandung beberapa ratus ppm fosfor (150–350 ppm). Terakhir, jika batuan merupakan sedimen klastik, berbagai komposisi P dalam zirkon dapat terjadi.
Sembilan dari 10 sampel menunjukkan gangguan termal Neogen.
Sebagian besar sampel menunjukkan spektrum perilaku dari yang agak tidak terganggu hingga sebagian besar terganggu. Data P, U, dan Th dari zirkon membantu dalam memahami sejarah geologisnya. Populasi zirkon dibahas dalam urutan perilaku yang paling sederhana hingga yang paling kompleks. Pada zirkon yang berusia kurang dari sekitar 10 juta tahun, efek proses ketidakseimbangan perlu dipertimbangkan (Schmitz dan Bowring, 2001), dimana pengecualian anak perantara230Th dari kristal yang tumbuh bisa memberikan206Pb/238Usia U yang terlalu muda. Defisit bergantung pada koefisien distribusi Th dan U antara zirkon dan inang. Kami belum
melakukan koreksi ketidakseimbangan untuk data ini, oleh karena itu jika usia metamorfisme Neogen dikutip, itu adalah usia minimum. Usia yang dikoreksi ketidakseimbangan akan menjadi beberapa persen lebih tua. Plot Concordia dan representatif
Gambar katodoluminesensi ditunjukkan dalamGambar 6 dan 7, masing-masing.
NWS 373 (isotop Grup 3) adalah kyanit + garnet + plagioklas granulit yang mengandung zirkon dengan morfologi khas (Gbr. 7a) Zirkon bersifat ekuivalen, respons katodoluminesensinya umumnya tidak terikat hingga tidak terikat lemah (Gbr. 7a) inklusi sangat jarang, kandungan U rendah (60–250 ppm), dan Th/U antara 0,03 dan 2 tetapi sebagian besar antara 1 dan 2 (relatif tinggi), dan kandungan P adalah 150–250 ppm, yang merupakan kisaran normal untuk banyak zirkon.
Kandungan Pb umum (%206Pb yang umum di semua206Pb) untuk analisis individual berkisar antara 0% sampai 13% namun sebagian besar kurang dari 5%. Tiga puluh analisis menghasilkan208dikoreksi Pb
206Pb/238U berumur 4,1 sampai 0,6 juta tahun dan umur rata-rata populasi 3,84 ± 0,09 juta tahun (MSWD 2,3) jika dua biji-bijian dengan kandungan Pb yang sangat tinggi dikecualikan (Gambar 6a).
Membatasi populasi pada analisis yang sesuai dengan ketidakpastian menyisakan delapan butir dengan usia populasi 3,74 ± 0,14 (MSW = 1,73) jika satu butir dengan usia 2,5 Ma dikeluarkan dari rata-rata.
Sebagian besar butir gagal dalam uji kesesuaian karena208Koreksi berbasis Pb tidak cukup memindahkan 23 dari 30 butir ke konkordia.
Kami menafsirkan bahwa zirkon tumbuh selama metamorfisme fasies granulit. Kurangnya zirkon yang diwariskan mungkin mencerminkan efisiensi reaksi metamorf dan/atau yang dikendalikan oleh cairan dalam mengonsumsi zirkon protolit (jika ada), dan menghasilkan zirkon baru pada 3,8 ± 0,1 Ma.
NWS 922 merupakan ortogneis hornblende–biotit. Butirannya setara dengan subekuant dan dalam katodoluminesensi, inti yang lebih gelap dan berzona luas dibatasi oleh pita konsentris yang lebih terang dan berzona luas (Gbr. 7b). Mereka menghasilkan rentang usia yang terbatas untuk 31 analisis total (8,5–7,3 juta tahun lalu) dan 19 di antaranya sesuai dengan ketidakpastian (Gambar 6b). Kesebelas butir yang sesuai ini membentuk distribusi normal dengan usia rata-rata 7,83 ± 0,12 juta tahun lalu (MSWD 3,1). MSWD ini agak tinggi, dan distribusi populasi menunjukkan dua usia tertua tidak termasuk dalam populasi. Jika tidak termasuk usia tersebut, hasilnya adalah 7,80 ± 0,09 juta tahun lalu (MSWD 1,9). Kandungan uranium untuk ke-31 butir berkisar antara 90 hingga 650 ppm, dan rata-rata Th/U adalah 0,57 (±0,10, 1 std dev) dengan kandungan Pb umum kurang dari 3,5%. Fosfor berkisar dari di bawah deteksi (-10 ppm) hingga 50 ppm. Kecuali untuk kemungkinan populasi yang lebih tua yang diwakili oleh kedua butir, populasi yang seragam ini dapat diartikan sebagai batuan beku atau metamorf. Namun berdasarkan pola katodoluminesensi, dan kurangnya zonasi osilasi yang khas pada batuan beku, kami mendukung asal metamorf.
NWS 1026 merupakan sekis biotit metasedimen, mengandung kyanit dan monasit dengan rentang umur 365 hingga sekitar 6 juta tahun lalu (Gambar 6c).
Contoh kompleks ini menunjukkan perbedaan tekstur dan geokimia dari dua jenis zirkon yang ditemukan di batuan skistos. Sebagian besar berbentuk prisma sub- bulat dengan banyak inklusi buram dan dalam katodoluminesensi, mereka memiliki inti tidak teratur yang terang, mantel gelap dan sangat tipis (1–2akum) tepian yang cerah (Gbr. 7c). Inti-inti tersebut menghasilkan umur Kapur Akhir hingga Tersier Awal, beberapa di antaranya konkordan tetapi pewarisan yang lebih tua ditunjukkan oleh dua umur konkordan 210 dan 365 juta tahun lalu dan satu umur Proterozoikum yang tidak sumbang. Zirkon dengan rentang 60–90 juta tahun lalu bukanlah populasi tunggal, tetapi mungkin diskordia yang mewakili hilangnya Pb yang bervariasi karena metamorfisme. Inti-inti zirkon ini memiliki Th/
U yang bervariasi 0,2–1,1, kandungan P 110–600 ppm, dan Pb umum umumnya
<2%. Mantel gelap semuanya berasal dari Miosen. Tujuh belas butir (4–10 juta tahun lalu) bukanlah populasi umur tunggal tetapi semuanya memiliki Th/U <
0,015 (sangat rendah), kandungan P < 100 ppm, dan sebagian besar memiliki kandungan Pb umum 1,5–3,5% tetapi hingga 16%. Kami menginterpretasikan populasi ini sebagai zirkon metamorf Neogen yang tumbuh dalam persaingan dengan monasit, atau mungkin allanit, mengingat Th/U yang sangat rendah dari zirkon Neogen ini. Monasit dan allanit sangat menyukai Th daripada U dalam strukturnya dan mineral-mineral ini berpotensi stabil dalam rentang P dan T yang luas dalam sekis alumina (Harlov dan kawan-kawan,
tahun 2007; Hermann, 2002). Kami menafsirkan bahwa protolith tersebut merupakan batuan klastik yang mengandung zirkon detrital dengan usia setua 365 juta tahun lalu dan mungkin termasuk yang berumur Kapur–Tersier.
NWS 207 merupakan sekis biotit dari Grup 2. Delapan puluh titik telah dihilangkan, beberapa pola rumit tidak diproses, dan dua bagian analisis yang sangat tidak selaras diabaikan. Banyak butir yang memberikan usia inti dan tepian, sehingga menghasilkan interpretasi 84 segmen (Gambar 6d).
Berkonsentrasi pada inti atau ''umur yang diwariskan” (>10 Ma), 18 memberikan hasil yang sesuai dengan rentang usia dari 1830 hingga 55 Ma. Kecuali untuk dua usia 1730 dan 1830, semuanya berusia kurang dari 500 Ma. Sebagian besar usia yang tampak adalah antara 55 dan 140 Ma. Ini tampaknya merupakan rentang usia yang benar-benar sesuai yang mewakili bahan detrital dari usia tersebut dibandingkan dengan sekelompok butir dengan kehilangan Pb yang bervariasi terutama mengingat kesenjangan usia yang besar dari yang tertua yaitu 1830 Ma hingga 500 Ma. Berkonsentrasi pada butir muda, 51 segmen menghasilkan 3–9 Ma, jelas bukan populasi tunggal. Ada sekelompok butir antara 7 dan 8 Ma, kemudian kesenjangan usia hingga 3 Ma. Butir muda ini memiliki Th/U 0,04 atau kurang, konsisten dengan zirkon metamorf yang terbentuk bersamaan dengan fase kaya Th seperti di atas. Kami menafsirkannya sebagai batuan sedimen klastik yang mengandung berbagai usia zirkon yang mengalami metamorfosis lebih baru dari 9 juta tahun lalu.
Enam sampel PMC yang tersisa semuanya adalah batuan beku meta.
NWS 206 adalah granit meta dari Grup 2. Dari 60 ablasi, lima
memberikan pola yang tidak mungkin ditafsirkan dan dua butir yang sangat tidak selaras (keduanya segmen dataran ablasi pendek) diabaikan. Sekitar setengah dari butir memberikan pola sedemikian rupa sehingga usia tepi dan inti dapat diperoleh. Usia inti tertua yang diperoleh adalah 226 juta tahun lalu, dan tepi termuda, 3 juta tahun lalu (Gambar 6e). Kami menginterpretasikan sampel ini sebagai intrusi Trias yang mengalami metamorfosis pada 3–4 juta tahun lalu, dan setiap usia antara yang sesuai merupakan produk dari hilangnya Pb. Dasar interpretasi ini adalah bahwa tujuh butir tertua yang sesuai menghasilkan usia rata-rata tertimbang sebesar 218 ± 5 juta tahun lalu dengan MSWD sebesar 2,0. Ini adalah206Pb/
238Usia U Concordia. Ada 11 analisis tepi yang menghasilkan konkordansi208
dikoreksi Pb206Pb/238U concordia menua hingga 3–4,6 Ma, memberikan rata- rata tertimbang 3,54 ± 0,3 Ma dengan MSWD 2,7. Bintik-bintik yang tersisa ditafsirkan telah mengalami kehilangan Pb sebagian. Kendala pada usia protolith maksimum adalah butiran konkordan tertua pada 226 Ma. Delapan belas dari 21 analisis muda <10 Ma memiliki konsentrasi P <100 ppm, sangat rendah untuk zirkon beku. Butiran yang sama ini memiliki Th/U antara 0,01 dan 0,1 dan U antara 250 dan 1000 ppm, yaitu kandungan Th mereka rendah untuk asal beku. Ini adalah pertumbuhan berlebih metamorf. Dalam sampel ini Th rendah di tepian dapat dikaitkan dengan P rendah, yang menunjukkan bahwa mineral Th–P (monasit) mengalahkan zirkon untuk unsur-unsur ini.
NWS 928 adalah gneis biotit yang zirkon protolitnya telah diatur ulang sebagian oleh metamorfisme muda. Banyak analisis yang agak tidak selaras dan koreksi Pb umum memberikan hasil yang salah dan sangat
bertentangan. Pola katodoluminesensi berkisar dari inti kompleks yang dikelilingi oleh pita lebar gelap-terang hingga hanya jenis yang terakhir (Gbr.
7d). Sampel ini memiliki beberapa analisis yang sesuai: 215,1 ± 2,5 dan 213,5
± 2,4 Ma adalah yang tertua dan 4,2 ± 0,1 dan 3,6 ± 0,1 Ma adalah yang termuda (Gambar 6g). Hanya 3 butir yang berumur kurang dari 10 juta tahun dan secara geokimia berbeda dari zirkon lainnya. Butiran-butiran tersebut memiliki kandungan P kurang dari -100 ppm (batas deteksi) dibandingkan dengan zirkon yang berumur lebih dari 10 juta tahun (P = 200–1350). Konsentrasi U dari ketiga butir ini sekitar 320 ppm, berada pada kisaran tertinggi. Empat butir memiliki umur nyata antara 212 dan 215 juta tahun (lihatGambar 6g), tetapi hanya dua Pb umum yang sesuai dengan Concordia. Kami menafsirkan ini sebagai batuan beku antara Trias atau Paleozoikum yang lebih tua yang mengalami metamorfosis sekitar 3–4 juta tahun lalu. Sebagian besar zirkon mengalami kehilangan Pb sebagian selama rekristalisasi yang mengakibatkan adanya endapan antara yang tampak206Pb/238U usia tanpa signifikansi geologis. Hanya sejumlah kecil zirkon yang benar-benar mengkristal pada saat itu.
142 T. van Leeuwen dkk. / Jurnal Ilmu Bumi Asia 115 (2016) 133–152
Gbr. 6.Plot Concordia menunjukkan rentang perilaku dari rekristalisasi total hingga rekristalisasi agak. Nomor sampel di kanan atas dicetak miring. Data yang tidak dikoreksi berwarna biru dan208Pb dikoreksi dengan warna merah, dan titik-titik yang dianggap sesuai dicetak tebal. Beberapa pasangan data yang dikoreksi-tidak dikoreksi dihubungkan dengan garis hitam untuk menunjukkan vektor koreksi Pb umum. Karena ketidaksesuaian di antara butiran > -50 Ma dalam batuan ini umumnya merupakan fenomena kehilangan Pb, koreksi Pb umum menghasilkan titik yang salah dan sangat tidak sesuai seperti pada (g). Sisipan menunjukkan daerah plot yang diperbesar, atau usia rata-rata data yang dibobot populasi muda (merah) dan ketidakpastiannya, atau, dalam satu kasus, histogram dari apa yang dianggap sebagai populasi muda. (c) Untuk penekanan, titik-titik yang sesuai sebagai simbol padat. (d) Sisipan menunjukkan 3 analisis >500 Ma yang sesuai. Lihat teks untuk deskripsi masing- masing sampel. (Untuk interpretasi referensi warna dalam legenda gambar ini, pembaca diarahkan ke versi web artikel ini.)
NWS 602 adalah metamonzonit yang mengandung kyanit (Grup 2). Zirkon berbentuk prisma hingga bulat dan katodoluminesensi menunjukkan inti terpotong kompleks dalam pertumbuhan berlebih yang luas (Gbr. 7e) Yang 206Pb/238Usia U memeluk Concordia dan rentang usia yang tampak dari
- 220 juta tahun lalu hingga -50 juta tahun lalu (Gambar 6f). Perhatikan bahwa menggunakan Pb umum
Koreksi membuat banyak butir-butir ini sangat tidak selaras secara terbalik yang merupakan indikasi bahwa ketidakselarasan adalah efek kehilangan Pb. Butir- butir tunggal yang paling tua yang selaras adalah 218 ± 4,0 Ma dan dapat dianggap sebagai usia protolith minimum. Butir-butir yang kurang dari 10 Ma sebagian besar sangat tidak selaras, tetapi dengan koreksi Pb umum 15 butir
Gbr. 6 ((lanjutan)
sesuai dengan ketidakpastian. Enam butir dengan usia kurang dari 4 juta tahun memiliki 0,4 hingga 18% Pb umum, Th/U 0,01–0,65, dan kandungan U bervariasi (50–1000 ppm). 3 butir yang sesuai menghasilkan usia 3,65 ± 0,102 juta tahun (MSWD = 1,77). Kami menginterpretasikan sampel ini adalah Trias yang mengalami metamorfosis sekitar 3–4 juta tahun, dan usia antara yang tampaknya sesuai (mengingat ketidakpastian pengukuran kami) adalah hasil dari hilangnya Pb pada saat itu; usia ini tidak memiliki makna geologis.
NWS 927 merupakan ortogneis piroksen–amfibol yang menghasilkan rentang usia yang ketat antara 3,8 dan 4,2 juta tahun untuk 27 dari 32 titik ( Gambar 6h). Lima butir lainnya jauh lebih tua, tidak selaras, dan telah mengalami kehilangan Pb yang bervariasi dan tidak dapat ditentukan;
prediksi usia protolith tidak memungkinkan. Kelangkaan usia tua sesuai dengan sedikitnya volume inti terang yang diamati dalam gambar katodoluminesensi (Gbr. 7f). Populasi Miosen yang sesuai menghasilkan
208dikoreksi Pb206Pb/238Usia U sebesar 4,0 ± 0,07 untuk 25 dari 32 butir (MSWD = 6,2). Untuk populasi ini, kandungan U cukup tinggi (750–1600 ppm) dan rasio Th/U relatif rendah (sekitar 0,05). Pb umum kurang dari 3% dan MSWD yang tinggi menunjukkan penyebaran usia yang nyata dan bukan teknik yang menyebabkan hasil usia yang bervariasi. Kemungkinan besar ini adalah zirkon metamorf yang terbentuk selama pertumbuhan/rekristalisasi metamorf pada sekitar 4 Ma.
NWS 203, sebuah orthogneiss (Grup 3), memberikan 3 usia pra-5 Ma di 23 tempat yang dianalisis (Gambar 6i). Hanya satu dari biji-bijian ini
sesuai pada 230 ± 3 Ma, namun material inti yang melimpah ditunjukkan pada gambar katodoluminesensi (Gbr. 7g). Dua lainnya memiliki usia nyata
Proterozoikum (-1730 juta tahun lalu), dan Mesozoikum. Usia metamorfisme dapat diperiksa dalam analisis tersebut <5 juta tahun lalu. Dua puluh butir menghasilkan usia nyata berkisar antara 3 hingga 5 juta tahun lalu, penyebaran yang jauh melampaui kemampuan kita untuk menguraikan populasi MSWD (57). Kandungan uranium bervariasi (90–2300 ppm) dan Th/U berkisar antara 0,01 dan 0,20.
Butiran-butiran ini memiliki kandungan Pb umum 0,2 hingga 5% tetapi sebagian besar kurang dari 1%. Dari 20 butir, hanya 8 yang sesuai setelah koreksi Pb umum.
Jika digabungkan, mereka menghasilkan MSDW 36 yang menunjukkan bahwa setidaknya dua populasi usia terwakili. Lima titik termuda tampaknya merupakan populasi yang koheren (lihatGambar 6i inset) dengan umur 3,35 ± 0,5 Ma dengan MSDW 0,7 (insetGambar 6i). Kami mengartikannya sebagai batuan beku yang mengalami metamorfosis pada -3,4 juta tahun lalu dan usianya yang agak lebih tua, 4–5 juta tahun lalu, merupakan usia hilangnya Pb yang tidak memiliki signifikansi geologis.
Sampel NWS 1017 adalah gneis biotit yang memiliki populasi zirkon yang lebih rumit daripada tiga sampel di atas. Katodoluminesensi menunjukkan bentuk kristal yang umumnya sama, inti yang rumit, dan tepi yang lebar (Gbr. 7h). Sampel tersebut hanya memiliki lima butir yang sesuai >10 Ma (16–220 Ma) dan 22 butir dengan usia tampak <10 Ma tetapi kandungan Pb umum tinggi (2–40%;Gambar 6j). Gabah muda ini memiliki Th/U sekitar 1 (0,1–2), dan kandungan U rendah 50–170 ppm. Hanya dua gabah muda yang memiliki kandungan U yang sesuai.
144 T. van Leeuwen dkk. / Jurnal Ilmu Bumi Asia 115 (2016) 133–152
Gbr. 7.Gambar katodoluminesensi. (a) Zirkon representatif dari NWS 373. Perhatikan bentuk zirkon yang ekuivalen, dan pola lebar yang khas, umumnya tidak bergaris. (b) Zirkon representatif dari NWS 922. Bukti inti yang diwariskan tidak ada. (c) Contoh NWS 1026. Inti dengan tepi yang tidak beraturan terlihat jelas dan dikelilingi oleh tepi yang lebar, gelap, dan agak berbintik. Contoh ablasi inti dan tepi ditunjukkan. (d) NWS 928 menunjukkan inti kompleks dalam tepi yang lebar yang tampaknya memiliki respons luminesensi sistematis (gelap-terang). Gambar menunjukkan ablasi inti kompleks dan apa yang tampak seperti butiran yang memperlihatkan ''hanya tepi". (e) Contoh NWS 602. Inti terpotong yang kompleks dikelilingi oleh tepi yang lebar. (f) Gambar NWS 927 menunjukkan kelangkaan material inti dan dengan demikian kurangnya usia tua pada batuan yang hampir sepenuhnya rekristalisasi. (g) Zirkon dari NWS 203. Material inti yang kompleks dan terpotong dikelilingi oleh tepian yang terbagi dalam zona. (h) Beberapa zirkon dari NWS 1017.
umur umum yang dikoreksi Pb (4,9, dan 3,6) juta tahun lalu. Sampel tersebut dapat diartikan sebagai batuan dengan komponen setua 220 juta tahun lalu yang mengalami metamorfosis pada zaman Neogen.
Sebagai kesimpulan, delapan dari sepuluh sampel PMC menunjukkan peristiwa metamorf Pliosen pada 3–4 Ma dari prekursor yang jauh lebih tua yang kami interpretasikan berusia Trias dalam tiga sampel berdasarkan
kemunculan butiran berumur 210–230 juta tahun, meskipun umur protolith yang lebih tua tidak dapat sepenuhnya diabaikan. Tiga sampel (NWS 207, 927, 1026) tampaknya merekam kejadian yang agak lebih tua sekitar 8 juta tahun (NWS 207 juga merekam kejadian Pliosen). Yang paling menarik dari sepuluh sampel adalah sampel granulit UHP NWS 373, yang seperti dijelaskan dalam 8.4 memberikan umur metamorfisme yang tepat, hanya 3,8 juta tahun, yang menunjukkan ekshumasi yang sangat cepat. Yang juga menarik adalah keberadaan butiran Proterozoikum dalam tiga sampel (NWS 203, 207, 1026), yang menunjukkan keterlibatan kerak Proterozoikum atau detritus yang berasal dari kerak tersebut dalam genesis setidaknya beberapa batuan PMC. Data isotop Nd yang tersedia untuk salah satu sampel ini (NWS 203) sesuai dengan interpretasi ini. Tanda tangan isotop Nd dari NWS 373 juga menunjukkan sejarah kerak yang berkepanjangan.
7.2. Penanggalan zirkon U–Pb UDANG
Penanggalan zirkon SHRIMP U–Pb dilakukan pada sampel NWS 2, sekis biotit berbutir halus yang mengandung garnet. Zirkon bervariasi dalam ukuran dari 50 hingga 250akum dan mengandung beberapa inklusi.
Pencitraan katodoluminesensi menunjukkan butiran yang terzonasi osilasi dan beberapa dengan inti yang khas. Kandungan U bervariasi (85–2175 ppm) dan Th/U relatif tinggi (0,48–2,32). Kandungan Pb umum rendah (<0,34%), selain dari satu analisis sebesar 1,96%. Lima belas analisis inti dan tiga analisis tepi menghasilkan204dikoreksi Pb206Pb/238U berusia dari 120,7 ± 1,7 juta tahun hingga 67,5 ± 0,9 juta tahun (Gbr. 8a). Satu analisis dari inti yang diwariskan menghasilkan usia 797,4 ± 9,9 juta tahun lalu. Kami menafsirkan zirkon sebagai butiran beku yang kemudian diolah kembali menjadi protolit sekis.
7.3. Penanggalan monasit U–Th–Pb
Lima puluh tiga analisis mikroskop elektron (EMP) monasit dalam sampel sekis biotit T 18 (unit sekis) dilakukan pada dua bagian tipis yang dipoles dengan tangan (File Data Tambahan 3). Hanya butiran yang berukuran besar saja yang dipertimbangkan, dengan butiran terbesar memiliki diameter sekitar 250akum. Prosedur analisis untuk menentukan umur monasit dengan EMP telah dijelaskan oleh Massonne dan kawan-kawan (2012). Berbagai macam unsur dianalisis, termasuk Si, P, S, Ca, Y, La, Ce, Pr, Nd, Sm, Eu, Gd, Pb, Th, dan U. Arus berkas berada di antara 135 dan 190 nA. Kondisi analisis yang diterapkan diuji terhadap berbagai monasit Paleozoikum dan Tersier (lihatMassonne dkk., 2007; Liu dkk., 2011), yang juga telah diberi tanggal menggunakan metode geokronologi lain (TIMS, SHRIMP).
Dengan demikian, kita dapat yakin bahwa adalah mungkin untuk memperoleh data usia yang wajar dengan EMP meskipun ada kesalahan yang lebih besar. Ketidakpastian 1 sigma dihitung dengan propagasi kesalahan 1Rdari tingkat penghitungan intensitas puncak dan latar belakang dari unsur-unsur yang relevan. Karena monasit dalam sampel yang diteliti mengandung ThO yang relatif tinggi2
kandungan hingga hampir 10 wt.%, kesalahan 1 sigma antara 4 dan 6 Ma sering terjadi untuk analisis tunggal. Rata-rata dan kesalahan umur populasi monasit dihitung dengan program IsoplotLudwig (2003).
Usia dan parameter komposisi dirangkum dalam Gbr. 9Usia berkisar antara hampir 0 dan 120 juta tahun lalu. Kecuali beberapa analisis campuran yang potensial, tiga populasi monasit dapat dibedakan menggunakan Y2HAI
3konten dan La ke Gd dan ThO2ke UO2rasio. Populasi termuda, ditandai dengan Y rendah (<0,5 wt.% Y2HAI3) dan La/Gd dan ThO yang tinggi2/UO2
(keduanya >22), menghasilkan umur antara 1 dan 35 juta tahun berdasarkan analisis tunggal. Rata-rata umur dari 17 analisis monasit yang sesuai adalah 19,8 ± 4,7 (2R)Ma. Analisis populasi lanjut usia (>2 wt.% Y2HAI3, La/Gd: <12, dan ThO2/UO2: <11) menghasilkan 22 umur tunggal antara 25 dan 62 juta tahun dengan rata-rata 41,8 ± 4,9 (2R)Ma. Kelompok monasit ketiga dicirikan oleh umur Cretaceous, Y2HAI3kandungan sekitar 1 wt.%, dan relatif rendah
Gbr. 8.Histogram usia zirkon untuk sampel satuan sekis NWS 2 dan populasi Cretaceous yang diperoleh dari sampel Formasi Latimojong NWS 1075 (C. Allen, data tidak dipublikasikan) menunjukkan korelasi yang kuat, yang menunjukkan asal usul yang sama (lihat teks).
La/Gd dan ThO2/UO2rasio. Dalam satu butir diperoleh umur Kapur dari bagian inti dan umur Tersier lebih dekat ke tepi.
Usia Kapur dan Tersier dalam satu butir monasit menunjukkan bahwa keduanya mencerminkan peristiwa yang terpisah. Kami
menginterpretasikan usia Kapur sebagai representasi populasi monasit detrital yang berasal dari batuan beku Kapur, yang konsisten dengan keberadaan zirkon Kapur detrital dalam satuan sekis. Seperti yang dibahas dalam Bagian8.3, dua populasi usia yang lebih muda mungkin terkait dengan peristiwa tektonik yang terjadi selama Kenozoikum.
Angka 7.4.40Bahasa Inggris/39Ar berkencan
Butiran biotit, muskovit, K-feldspar dan hornblende dari tujuh sampel PMC dianalisis dengan pemanasan inkremental laser40Bahasa Inggris/39
Metode penanggalan Ar. Bila terdapat lebih dari satu mineral yang cocok dalam sampel, mineral-mineral tersebut dianalisis secara terpisah dan tiga hingga enam butir dari masing-masing mineral dipilih untuk dianalisis.
Hasilnya dirangkum dalamTabel 2. Dipilih40Bahasa Inggris/39Spektrum pemanasan bertahap Ar untuk enam sampel ditunjukkan padaGambar 10 Hasil analisis lengkap disajikan dalamFile Data Tambahan 4.
NWS 602 adalah meta-monzonit. Tiga dari empat butir biotit yang dianalisis menghasilkan usia plateau yang terdefinisi dengan baik yaitu 3,1 ± 0,1 (Gambar 10a), 3,28 ± 0,03, dan 3,1 ± 0,1 juta tahun lalu. Butiran keempat menghasilkan dataran tinggi dengan batang galat yang sangat besar dan usia 7,0 ± 0,4 juta tahun lalu. Perkiraan terbaik untuk usia butiran biotit dalam sampel adalah sekitar 3,2 juta tahun lalu.
NWS 604 merupakan gneis feldspar porfiroblas. Tiga butir K-feldspar yang dianalisis menghasilkan usia plateau yang tepat yaitu 2,4 ± 0,1, 2,6 ± 0,1,
