546
GEOLOGI, ALTERASI HIDROTERMAL, DAN MINERALISASI BIJIH PADA
DAERAH KASUANG TUNNEL, GUNUNG BIJIH (ERTSBERG) MINING DISTRICT
PT. FREEPORT INDONESIA, KABUPATEN MIMIKA, PROVINSI PAPUA
Donald Marojahan Sitanggang1* Arifudin Idrus2
Departemen Teknik Geologi, Universitas Gadjah Mada *Corresponding author: donaldmsitanggang@gmail.com
SARI
Lokasi penelitian, Kasuang Tunnel, termasuk daerah dalam Kawasan Gunung Bijih (Ertsberg) Mining District, yang termasuk dalam konsesi PT. Freeport Indonesia, yang terletak di Kabupaten Mimika, Provinsi Papua. Penelitian ini bertujuan untuk mengetahui kondisi geologi yang mengontrol proses alterasi hidrotermal dan mineralisasi bijih serta karakteristiknya di daerah penelitian. Penelitian dilakukan dengan dua tahap, yaitu tahap lapangan yang meliputi pemetaan permukaan dengan luas daerah 1x1 km dan analisis inti batuan, sedangkan tahap kedua yaitu analisis laboratorium meliputi analisis petrografi, mikroskopi bijih, ASD (Analytical Spectral Devices) dan XRD (X-ray Diffraction). Litologi penyusun daerah penelitian dari yang tertua adalah satuan batulanau yang tersebar di bagian selatan, satuan batupasir yang tersebar di bagian utara, satuan breksi hidrotermal di bagian tengah, satuan intrusi diorit dan endapan aluvial. Struktur geologi yang berkembang berupa kekar dan sesar. Kekar memiliki arah dominan N 300 – 305 ºE yaitu arah Barat Laut-Tenggara, sedangkan arah kekar minor yaitu N 260 – 265 ºE yaitu Timur – Barat. Sesar yang terbentuk berupa sesar datar mengiri dengan arah N 68 ºE/69º, dan sesar naik mengiri N 65 ºE/86º dan N 67 ºE/51º. Alterasi hidrotermal dibagi kedalam beberapa zona, yaitu zona alterasi klorit-epidot, zona epidot-klinopiroksen, zona alterasi k-feldspar-biotit-kalsit-pirit, zona alterasi k-feldspar-epidot-klinopiroksen, zona alterasi k-feldpsar ± biotit, zona alterasi epidot-kalsit, zona alterasi klinopiroksen-kuarsa, dan zona alterasi klinopiroksen-kuarsa-biotit. Pembagian zona dilakukan berdasarkan mineral dominan pada batuan. Mineralisasi yang terbentuk yaitu galena, pirit, dan pyrrhotite. Galena dan pyrrhotite dapat ditemukan pada breksi hidrotermal sebagai matriks, sedangkan pirit tersebar pada setiap satuan kecuali pada endapan aluvial. Berdasarkan mineralogi alterasi tersebut, diinterpreatsi bahwa mineralisasi yang berkembang di daerah penelitian adalah tipe skarn.
Kata kunci : alterasi, mineralisasi, skarn, Kasuang Tunnel, Gunung Bijih (Ertsberg)
I.
PENDAHULUAN
Wilayah Indonesia memiliki tatanan tektonik yang sangat aktif karena berada pada bagian tepi lempeng Eurasia yang berbatasan dengan lempeng Australia dan lempeng Pasifik. Pertemuan antara lempeng Eurasia dengan lempeng Australia menghasilkan penunjaman lempeng Australia dibawah lempeng Eurasia. Penunjaman berlajut hingga terjadi pra-kolisi, yaitu bagian utara lempeng Australia mengalami perubahan lingkungan menjadi lebih dangkal, dilanjutkan dengan proses kolisi yang membentuk lipatan dan sesar yang menjadi bagian dari Pegunungan Tengah Papua. Pada saat pembentukan lipatan dan sesar, terjadi perubahan sudut
penunjaman yang memicu rekahan dan sesar, sehingga memicu terjadinya magmatisme. Proses tektonik dan magmatisme dapat mengubah batuan disekitarnya, mulai dari jenis batuan, tekstur, komposisi mineral hingga komposisi kimianya. Perubahan-perubahan ini menghasilkan anomali pada daerah tertentu, khususnya pada daerah Kasuang Tunnel yang memiliki anomali berupa indikasi skarn dan breksi hidrotermal. Secara astronomis, daerah penelitian berada di Pulau Papua pada UTM 733719-734719 BT dan 9547575-9546575 LS, dengan luas daerah 1x1 km. Secara administratif, daearh berada dalam kawasan Gunung Bijih (Ertsberg) Mining District Kontrak Karya A
547 PT. Freeport Indonesia, Kabupaten Mimika,
Provinsi Papua.
Tujuan penelitian adalah untuk mengetahui kondisi geologi yang mengontrol proses alterasi hidrotermal dan mineralisasi bijih pada daerah penelitian, dan mengetahui tipe dan distribusi alterasi dan mineralisasi bijih.
II.
KONDISI GEOLOGI REGIONAL
Stratigrafi Regional
Daerah Kasuang Tunnel berada pada kawasan Kontrak Karya A PT. Freeport Indonesia. Batuan tertua yang tersingkapkan pada daerah ini adalah Kelompok Kembelangan. Kelompok ini terdiri dari Formasi Kopai, Formasi Woniwogi, Formasi Piniya, dan Formasi Ekmai. Diatas Kelompok Kembelangan diendapkan secara selaras Kelompok New Guinea Limestone, yang terdiri dari Formasi Waripi, Formasi Faumai, Formasi Sirga, dan Formasi Kais. Diatas Kelompok Batugamping New Guinea diendapkan Formasi Buru. Setelah Formasi Buru, diendapkan batuan vulkanik Miosen Akhir sampai Pliosen, Konglomerat Kuarter, dan terakhir Sedimen Glasial Kuarter. Kelompok Kembelangan
Pigram dan Panggabean (1982) mengelompokkan formasi-formasi Kembelangan menjadi empat formasi, yaitu Formasi Kopai, Formasi Woniwogi, Formasi Piniya, dan Formasi Ekmai. Secara umum formasi ini memiliki warna abu-abu, batupasir dan batulanau argilaceous, glaukonitik, karbonatan, mikaan dan piritik, batulanau hitam sampai batugamping hitam, batupasir kuarsa dan ortokuarsit piritik. Formasi Kopai
Formasi Kopai memiliki ketebalan 1400 ± 300 meter. Formasi ini terdiri dari lapisan batupasir berukuran butir pasir halus sampai pasir sedang, dan memiliki struktur silang siur. Lingkungan pengendapan formasi ini memiliki variasi. Berdasarkan kontak yang gradasi dengan formasi dibawahnya, Formasi Tipuma, dan batupasir lentikuler dan silang siur dibagian bawah formasi, lingkungan pengendapan Formasi Kopai diinterpretasikan sebagai lingkungan transisi fluvial-batial (transgresif), sedangkan bagian
atas formasi terdiri dari batugamping
packstone dan grainstone, diinterpretasikan sebagai lingkungan shelf dengan energi menengah sampai tinggi (regresif).
Formasi Wonowogi
Formasi Woniwogi memiliki ketebalan 1000 ± 200 meter. Formasi ini memiliki ciri-ciri yaitu sortasi buruk, ukuran butir kasar hingga kerikil dengan matriks berukuran sangat halus berupa kuarsa, mineral opak, dan klorit. Alterasi yang terjadi berupa alterasi silisifikasi dan mineralisasi sulfida. Pada umumnya formasi ini memiliki struktur masif, tetapi dibeberapa singkapan terlihat struktur perlapisan dan silang siur dengan bioturbasi yang intens. Berdasarkan mikro fosil dan nano fosil yang ditemukan, formasi ini memiliki umur Cretaceous akhir.
Batupasir Woniwogi diendapkan pada lingkungan lereng dan paparan laut yang kaya akan pasir. Batupasir dengan sortasi buruk diinterpretasikan sebagai hasil arus debris submarine pada lingkungan lereng benua. Batupasir dengan sortasi baik dan bioturbasi sedikit adalah paparan dengan energi pengendapan sedang sampai tinggi dan kaya akan pasir. Lapisan batupasir tipis dengan bioturbasi intens diendapkan pada energi pengendapan yang rendah.
Formasi Piniya
Formasi Piniya memiliki ketebalan 1550 ± 300 meter. Formasi ini terdiri dari batulanau-batulempung dengan struktur laminasi hingga masif, sortasi baik, perulangan batupasir halus dengan unit batuan yang lebih halus. Perulangan lapisan batupasir dengan batulanau-batulempung diinterpretasikan sebagai daerah lepas pantai, terbentuk oleh badai. Sekuen batulanau-batulempung masif diinterpretasikan sebagai lingkungan batial atau endapan turbidit. Formasi Ekmai
Formasi Ekmai memiliki ketebalan 650 ± 100 meter. 500 meter dari bagian bawah tersusun dari batupasir arenit kuarsa dan 90 meter dari bagian atas terdiri dari batulempung dan batugamping, dan 20 meter teratas merupakan sekuen batulanau karbonatan.
548 Lingkungan pengendapan bagian bawah
formasi (550 meter) diinterpretasikan sebagai sekuen zona laut pantai atau paparan dekat pantai. Kehadiran foraminifera pelagik pada 90 meter dari bagian atas menunjukkan lingkungan batial, paparan luar, sedangkan 20 meter dari bagian atas ditemukan ooid neritik, bryozoa, kuarsa pasiran, batugamping kasar menunjukkan lingkungan laut dangkal, dengan energi tinggi.
Kelompok Batugamping New Guinea Menurut Ufford (1996), kelompok Batugamping New Guinea dibagi menjadi 4 formasi, yaitu Formasi Waripi, Formasi Faumai, Formasi Sirga, dan Formasi Kais. Formasi Waripi
Formasi Waripi memiliki ketebalan 280-400 meter. Formasi ini terdiri dari batu dolomit, batugamping, batupasir arenit kuarsa dan 2 meter lapisan anhidrit. Lingkungan pengendapan formasi ini diinterpretasikan berada pada zona transisi silisiklastik Mesozoik dengan endapan karbonat Kenozoik pada lingkungan laut dangkal, air yang hangat dengan gelombang yang tinggi. Formasi Faumai
Formasi Faumai memiliki ketebalan 200-300 meter yang diendapkan diatas formasi Waripi. Formasi ini berumur Eosen dan terdiri dari foraminifera, batugamping
packstone peloidal dengan dolomit dan kuarsa yang sedikit. Lingkungan pengendapan diinterpretasikan berada pada lingkungan laut dangkal dengan gelombang rendah sampai sedang.
Formasi Sirga
Formasi Sirga memiliki ketebalan 40 meter. Formasi ini memiliki umur Oligosen-pertengahan Miosen dan diendapkan tidak selaras diatas formasi Faumai. Batupasir arenit kuarsa dengan kandungan arenit kuarsa foraminifera yang semakin keatas semakin banyak menunjukkan lingkungan pengendapan berada pada lingkungan transgresif bercamput dengan endapan fluvial dan laut dangkal.
Formasi Kais
Formasi Kais memiliki ketebalan 1100-1300 meter, yang terdiri dari batugamping
packstone alga merah dan foraminifera. Formasi ini diendapkan secara gradasional deiatas formasi Sirga. Bagian atas mengandung lapisan batubara. Umur formasi ini adalah Oligosen sampai pertengahan Miosen. Lingkungan pengendapan Formasi Kais berada pada lingkungan laut dangkal, energi rendah sampai sedang dengan kandungan koral yang tinggi pada puncaknya.
Formasi Buru
Formasi Buru memiliki ketebalan 6000 meter (Visser dan Hermes, 1962 dalam Ufford, 1996). Formasi ini terdiri dari batugamping berukuran butir pasir halus, lapisan konglomerat yang jarang, klastika karbonan dan karbonatan, dan batulempung masif dengan fosil pelesipoda dan gastropoda. Formasi Buru diperkirakan sebagai endapan yang terbentuk di lingkungan laut dan dekat dengan pantai yang ditimpa oleh sedimen darat (Pigram dan Panggabean, 1983 dalam Ufford, 1996). Vulkanik Miosen Akhir sampai Pliosen Formasi ini terdiri dari tuff mafik, lahar, dan piroklastik (Parris, 1994 dalam Ufford, 1996). Analisis umur K-Ar pada vulkanik menunjukkan umur 7,0-5,2 juta tahun yang lalu.
Batuan vulkanik merupakan bagian dari Kompleks Batuan Beku Grasberg (MacDonald dan Arnold, 1994 dalam Ufford, 1996). Luas area vulkanik Grasberg adalah <4 km2 dan ketebalan belum diketahui, tetapi kemungkinan memiliki ketebalan ratusan meter.
Sedimen Konglomerat dan Glasial Kuarter Pegunungan Tengah Papua memiliki jurang dibagian selatan, dan kehadiran jurang ini menghasilkan sedimen konglomerat, sedangkan sedimen glasial kuarter terbentuk dari proses glasiasi terakhir pada puncak Pegunungan Tengah Papua (4000 meter diatas permukaan laut).
549 Tektonik Regional
Pada umumnya deformasi Pegunungan Tengah Papua terjadi sekitar 12 juta sampai 4 juta tahun yang lalu. Menurut Ufford (1996), deformasi tersebut dibagi menjadi dua tahap, yaitu:
Tahap 1 (12 – 4 juta tahun yang lalu)
Sebelum 12 juta tahun yang lalu, batuan terendapkan pada batas lempeng pasif yang stabil. Sejak 12 juta tahun yang lalu, lipatan dengan skala kilometer mulai terbentuk pada bagian tepi benua Australia bagian utara. Bagian tepi tersebut menunjam di zona penunjaman lempeng Pasifik dengan arah kemiringan timur laut. Kebanyakan gerakan yang terhitung memiliki trend 65. Sesar yang terbentuk adalah sesar Wanagon, sesar Ertsberg II, dan sesar Meren Valley.
Setelah penunjaman, pra-kolisi mulai terjadi dengan naiknya permukaan pada batas lempeng benua Australia bagian utara. Sedimen yang paling muda, Formasi Buru, mulai terangkat. Pada 8 juta tahun yang lalu, kolisi mulai terjadi, dan pengangkatan yang terbesar terjadi pada 6 juta tahun yang lalu. Peristiwa ini mengakibatkan intrusi magma dan vulkanisme terkumpul disepanjang dasar pegunungan, sehingga magma mafik yang berasal dari mantel bagian atas akan mendorong bagian dasar kerak, dan bagian bawah kerak akan bercampur dengan batuan samping yang leleh.
Tahap 2 (4-2 tahun yang lalu)
Tahap kedua merupakan pembentukan deformasi yang relatif kecil, hanya ratusan hingga satu kilometer. Arah sesar geser mengiri sejajar dengan arah lapisan batuan. Sesar-sesar geser utama seperti sesar Wanagon, sesar Ertsberg I dan II, dan sesar Meren Valley memiliki breksi, dike, dan mineralisasi yang menunjukkan bahwa sesar geser ini merupakan faktor signifikan dalam terbentuknya delaminasi atau celah intrusi dan permeabilitas untuk mengalirnya fluida hidrotermal.
Pada 2 juta tahun yang lalu, proses magmatik berhenti karena delaminasi berhenti. Bagian astenosfer mendingin dan berubah menjadi mantel litosfer. Pergerakan
mendatar diperkirakan memiliki total sejauh 10 kilometer.
Alterasi dan Mineralisasi
Alterasi dan mineralisasi pada daerah Kontrak Karya A dipengaruhi oleh 2 intrusi besar yaitu intrusi ertsberg dan intrusi grasberg. Intrusi terdekat dengan daerah Kasuang Tunnel adalah intrusi Ertsberg, yang terjadi hanya satu kali intrusi saja. Sistem hidrotermal yang terdekat yaitu sistem skarn Ertsberg dan sistem skarn Big Gossan.
Menurut Prendergast (2003), intrusi Ertsberg mengubah batuan samping berupa Formasi Waripi dan Formasi Faumai menjadi sistem skarn Ertsberg. Sistem ini menghasilkan garnet (endoskarn) pada intrusi ertsberg, dan skarn anhidrus-hidrus pada batuan samping. Mineralisasi yang terbentuk yaitu bornit, pirit, kalkopirit, emas, galena, dan kovelit. Sistem skarn Big Gossan berada pada bagian bawah formasi Waripi dekat dengan kelompok Kembelangan. Sistem ini dipengaruhi oleh alterasi karbonat dan pengisian urat. Mineralisasi yang terbentuk berupa pirit, pyrrhotit, kalkopirit, magnetit, bornit, galena, emas, arsenopirit, skelit, spalerit, emas, bismut, dan hematit.
III.
SAMPEL DAN METODE
PENELITIAN
Penelitian ini dilakukan dengan beberapa tahapan, yaitu pemetaan permukaan (geologi dan alterasi), logging inti batuan, dan analisis laboratorium meliputi analisis petrografi, mikroskopi bijih, analisis ASD (Analytical Spectral Device), dan analisis XRD (X-Ray Defraction).
Sebelum melakukan pengambilan data lapangan, perlu dilakukan studi pustaka mengenai daerah yang akan diteliti. Setelah itu dilakukan logging batuan inti pada lubang AB1-02-01 (550 m), KST01-01 (263 m), dan KST01-02(550 m). Pemetaan permukaan dilakukan pada lapangan Kasuang Tunnel, disepanjang jalan Biak. Sampel diambil pada saat dilakukan logging inti batuan dan pemetaan permukaan.
Analisis laboratorium dilaksanakan di Timika dan di Yogyakarta. Analisis ASD
550 diterapkan pada 90 sampel batuan. Analisis
ini dilakukan untuk mengetahui mineral dominan pada sebagian kecil bidang permukaan sampel. Analisis petrografi menggunakan mikroskop polarisasi yang diterapkan pada 11 sayatan tipis dari sampel batuan yang dipilih secara selektif. Analisis mikroskopi bijih menggunakan mikroskop refleksi yang diterapkan pada 4 sayatan poles yang dipilih secara selektif. Analisis XRD dilakukan untuk mengetahui komposisi mineral, hasilnya berupa kurva, dan kemudian akan ditentukan jenis mineral berdasarkan interpretasi puncak kurva tersebut. Analisis XRD diterapkan pada 6 sampel batuan yang dipilih secara selektif.
IV.
GEOLOGI DAERAH KASUANG
TUNNEL
Data yang diperoleh melalui pemetaan lapangan, logging inti batuan dan analisis laboratorium digunakan untuk mengetahui kondisi geologi daerah Kasuang Tunnel. Kondisi geologi meliputi geomorfologi, stratigrafi, dan struktur geologi.
Geomorfologi
Geomorfologi daerah Kasuang Tunnel ditentukan melalui interpretasi pada citra DEM, data lapangan, dan peta kontur lidar. Melalui interpretasi tersebut, unsur-unsur geomorfologi daerah ini dapat diperoleh, meliputi kemiringan lereng 45º-57º yang mecirikan bahwa lereng cukup terjal, struktur geologi berupa perlapisan batuan yang termiringkan sekitar 70º, kekar, dan sesar. Selain itu, melalui penarikan pola kelurusan pada citra DEM, dapat diperoleh arah dominan Barat Laut-Tenggara dan Timur Laut-Barat Daya. Berdasarkan data tersebut, maka geomorfologi daerah Kasuang Tunnel digolongkan kedalam bentang alam perbukitan struktural.
Stratigrafi
Secara regional, stratigrafi daerah Kasuang Tunnel termasuk kedalam formasi Kelompok Kembelangan. Kelompok ini memiliki 4 anggota formasi, yaitu Formasi Kopai, Formasi Woniwogi, Formasi Piniya, dan Formasi Ekmai. Batuan yang tersingkapkan di daerah Kasuang Tunnel adalah batuan dari Formasi Piniya dan
Formasi Ekmai bagian bawah. Formasi Piniya dicirikan dengan batulanau-batulempung dengan struktur perlapisan dan laminasi, sedangkan Formasi Ekmai bagian bawah dicirikan dengan batupasi berukuran butir halus.
Satuan batulanau
Satuan batulanau tersebar dibagian selatan daerah Kasuang Tunnel. Secara megaskopis, batuan ini berwarna hitam kecokelatan untuk batuan yang tidak teralterasi dan cokelat kehijauan untuk batuan yang teralterasi. Ukuran butir lanau (0,62-0,004 mm), struktur sedimen berupa laminasi dan perlapisan. Hubungan antarbutir tidak teramati.
Berdasarkan deskripsi mikroskopis, batuan ini terdiri dari kuarsa sebagai klastika yang berukuran sangat halus, sedangkan matriks berupa material sedimen yang lebih halus. Pada batuan yang sudah teralterasi, dapat dilihat bahwa sebagian matriks sudah tergantikan oleh mineral seperti K-feldspar dan klinopiroksen.
Satuan batupasir
Satuan batupasir tersebar dibagian utara daerah Kasuang Tunnel. Pada umumnya satuan ini sudah terubahkan, sehingga batuan sangat keras. Secara megaskopis, batuan berwarna abu-abu kehijauan, ukuran butir pasir halus (0,177-0,088 mm), dan struktur sedimen berupa laminasi dan berlapis.
Berdasarkan deskripsi mikroskopis, batuan ini memiliki ukuran butir pasir halus (0,2-0,1 mm), sortasi baik, porositas sedang-tinggi, tingkat kebundaran angular-subrounded, dan grain-matrix supported. Komposisi utama uaitu kuarsa sebagai klastika, sedangkan matriks diisi oleh material sedimen yang lebih halus, mineral ubahan seperti klinopiroksen, epidot, biotit dan mineral mika.
Satuan Breksi Hidrotermal
Dibagian tengah daerah Kasuang Tunnel, tersingkapkan satuan breksi hidrotermal. Secara megaskopis, batuan ini memiliki warna cokelat keabu-abuan, struktur masif, dengan ukuran butir kerikil sampai kerakal
551 (64-2 mm). Derajat pemilahan buruk, derajat
kebundaran menyudut, dan kemas terbuka. Batuan ini tersusun dari klastika dan matriks. Klastika berupa batulanau, ukuran butir lanau, struktur laminasi sampai berlapis, sortasi baik, dan kemas tertutup. Matriks berupa mineral ubahan suhu rendah seperti kalsit, siderit, pirit, galena, dan pyrrhotit. Satuan Intrusi Diorit
Satuan batulanau dan breksi hidrotermal diterobos oleh batuan intrusi. Batuan ini memiliki warna abu-abu kehitaman, ukuran kristal halus-sedang (<1 – 5 mm). Struktur masif, tekstur posfiritik. Batuan sudah terubahkan, tetapi tekstur awal batuan masih dapat dilihat.
Secara mikroskopis, batuan berwarna putih keabu-abuan pada nikol sejajar dan hitam kecokelatan pada nikol bersilang. Ukuran kristal halus (<2 mm), hubungan antarkristal subhedral-anhedral, dan holokristalin. Komposisi batuan berupa mineral plagioklas, biotit, hornblenda, dan piroksen. Massa dasar batuan berupa mineral klorit, opidot, mika, plagioklas, dan biotit.
Pada analisis XRD, kandungan mineral hyperstene (kelompok hornblende), klorit, dan glauconite.
Endapan Aluvial
Endapan aluvial terendapkan dibagian lembah dan tebing sungai. Endapan ini memiliki warna abu-abu, ukuran butir pasir halus hingga kerakal. Derajat pemilahan buruk dan kemas terbuka. Batuan terdiri dari klastika dan matriks. Klastika berupa fragmen batuan beku dan batuan sedimen yang mengambang didalam matriks berupa material sedimen berukuran pasir halus. Struktur Geologi
Struktur geologi yang mengontrol daerah Kasuang Tunnel berupa perlapisan, kekar dan sesar. Perlapisan batuan pada daerah ini sudah termiringkan dengan sudut kemiringan 70 º dan jurus N300 – 305ºE. Kekar-kekar pada daerah Kasuang Tunnel terbentuk akibat aktivitas endogen seperti gaya tektonik dan aktivitas eksogen seperti pengeboman, sehingga dilakukan korelasi terhadap interpretasi pola kelurusan. Hasil
korelasi tersebut kemudian mendapatkan 2 arah kekar dominan yaitu N300 – 305ºE (Barat Laut-Tenggara) dan N260 – 265ºE (Timur-Barat).
Sesar yang mengontrol daerah Kasuang Tunnel berupa sesar geser mengiri dan sesar naik mengiri. Sesar geser mengiri dicirikan dengan zona hancuran yang memiliki lebar ±45 cm. Sesar ini memiliki bidang sesar dengan jurus dan kemiringan N68 ºE/ 69º. Sesar ini terlihat pada satuan batulanau. Sesar naik mengiri dapat dilihat pada tebing di STA KST 34 dan KST 35. Bidang sesar pada KST 34 adalah N65 ºE/ 86º dan pada KST 35 adalah N67 ºE/ 51º, sedangkan sudut trend, plunge, dan pitch sesara berurut adalah 248º, 45º, dan 45º pada STA 34 dan 42º, 38º, dan 39º.
V.
ALTERASI DAN
MINERALISASI
Alterasi hidrotermalDaerah Kasuang Tunnel dibagi menjadi 8 zona alterasi, yaitu:
Zona alterasi Klorit-Epidot
Zona ini dicirikan dengan batuan beku yang telah terubahkan oleh mineral klorit-epidot. Mineral ubahan seperti klorit merupakan mineral yang terbentuk pada suhu rendah dan menjadi penciri sebuah zona alterasi propilitik (Corbett dan Leach, 1995). Mineral ubahan yang dominan yaitu klorit dan epidot.
Zona alterasi Epidot-Klinopiroksen
Zona ini dicirikan dengan dominasi mineral ubahan epidot dan mineral calc-silica yaitu klinopiroksen. Kedua mineral ini merupakan penciri retrograde, yaitu pengganti mineral fase prograde mineral hidrus dan fase terakhir mineral hidrus (Corbett dan Leach, 1995). Hasil analisis XRD menunjukkan kandungan mika lebih dominan daripada mineral ubahan, sehingga batuan ini kemungkinan mendapat pengaruh yang kecil dari larutan hidrotermal.
Zona alterasi K-feldspar-Biotit-Kalsit-Pirit Zona ini terdapat pada satuan breksi hidrotermal. Klastika pada breksi telah
552 terubahkan oleh mineral K-feldspar dan
mika (biotit), sedangkan matriks diisi oleh mineral kalsit, pirit, pyrrhotit, dan galena. Terdapat perbedaan fase pembentukan mineral ubahan pada klastika dan matriks. Klastika terubahkan oleh mineral ubahan silika suhu rendah, sedangkan matriks merupakan mineral ubahan karbonat. Bagian tepi klastika terpengaruhi oleh mineral karbonat. Hal ini menunjukkan bahwa mineral ubahan karbonat datang setelah batuan terubahkan menjadi skarn retrograde. Zona alterasi K-feldspar±biotit
Zona alterasi K-feldspar±biotit berkembang pada batulanau. Zona ini dibatasi oleh perbedaan litologi. Mineral ubahan cenderung berukuran sangat halus karena porositas dan permeabilitas batuan dinding yang rendah mengakibatkan kurang berkembangnya pertumbuhan dan distribusi mineral ubahan.
Zona alterasi Klinopiroksen-Epidot-Kalsit Alterasi ini berkembang pada satuan batupasir. Dominasi mineral ubahan pada zona ini hampir sama dengan zona epidot-klinopiroksen, perbedaannya yaitu keterdapatan mineral kalsit. Munculnya mineral ini dapat diakibatkan oleh struktur sehingga kemungkinan fluida karbonat dapat mengalir. Selain itu, komposisi batuan samping juga dapat menjadi penyebab keterdapatan mineral ini.
Zona alterasi K-feldspar-Klinopiroksen Zona ini terdapat pada satuan batupasir. Pada umumnya kandungan mineral K-feldspar yang tinggi terdapat pada satuan batulanau. Tingginya kandungan mineral K-feldspar pada zona ini diakibatkan oleh dominasi matriks pada hubungan antarbutirnya.
Zona alterasi Klinopiroksen-Kuarsa-Biotit Keterdapatan mineral kuarsa yang dominan sebagai klastika pada batupasir menjadi penciri zona ini. Pada kenampakan mikroskopis, batuan memiliki ciri yaitu sortasi baik, tingkat kebundaran subangular-subrounded, porositas sedang, dan grain supported. Matriks terdiri dari mineral
klinopiroksen dan material sedimen yang lebih halus.
Zona alterasi Klinopiroksen-Kuarsa
Zona ini dicirikan dengan keterdapatan mineral ubahan retrograde seperti klinopiroksen. Tingginya kandungan kuarsa yang terlihat pada pengamatan mikroskopis menunjukkan pengaruh fluida pengubah sudah mulai menghilang. Zona ini diinterpretasikan berada jauh dari sumber fluida hidrotermal.
Mineralisasi bijih dan tipe endapan Mineralisasi bijih terbentuk akibat adanya kontak antara batuan samping dengan fluida hidrotermal panas yang mengakibatkan sebagian atau seluruhnya kandungan batuan samping mengalami perubahan (rekristalisasi, alterasi, mineralisasi, dan penggantian), sehingga menghasilkan cebakan bijih. Mineralisasi bijih yang terbentuk pada daerah Kasuang Tunnel dibagi menjadi 3 mineral, yaitu galena, pyrrhotite, dan pirit.
Mineral Galena (PbS) merupakan logam dasar yang mengandung timbal (Pb). Mineral ini berwarna abu-abu kehitaman, kilap logam, bentuknya euhedral, relief tinggi, dan tidak ada pleokroisme. Mineral ini terdapat pada matriks yang mengisi breksi hidrotermal.
Mineral pyrrhotit merupakan mineral sulfida besi magnetit yang mengganti mineral galena pada kondisi tertentu sehingga kedua mineral ini dapat hadir secara bersamaan sebagai matriks pada breksi hidrotermal. Mineral ini mirip dengan pirit, berwarna abu-abu kehitaman di bawah mikroskop, bentuk euhedral, ukuran kasar, tidak ada pleokroisme, dan relief tinggi.
Mineral pirit (FeS) merupakan mineral sulfida suhu rendah, berwarna kuning keabu-abuan pada nikol sejajar, bentuk euhedral, dan ukurannya halus (1 mm). Mineral ini dapat hadir pada semua jenis alterasi. Mineral ini terdapat pada satuan batulanau, batupasir, dan intrusi diorit. Penyebarannya secara disseminated dan sebagai pengisi urat. Berdasarkan karakteristik geologi dan mineralogi terutama mineral alterasi hidrotermal, maka
553 mineralisasi di Kasuang Tunnel merupakan
tipe skarn.
VI.
KESIMPULAN
Geomorfologi daerah Kasuang Tunnel termasuk kategori bentang alam perbukitan struktural. Stratigrafi yang menyusun daerah tersebut terdiri dari 5 satuan, dari satuan yang paling tua adalah satuan batulanau, satuan batupasir, satuan breksi hidrotermal, satuan intrusi, dan endapan aluvial. Struktur yang mengontrol daerah ini adalah kekar dengan arah dominan N300ºE-N305ºE dan N200 ºE-N265 ºE, sedangkan sesar yang ditemukan yaitu sesar datar mengiri dengan tren N68 ºE/69 º, sesar naik mengiri N65 ºE/86 º dan N67 ºE/51 º.
Tipe alterasi hidrotermal yang terbentuk dapat dibagi kedalam 8 zona alterasi, yaitu zona alterasi klorit-epidot, zona alterasi epidot-klinopiroksen, zona alterasi feldspar-biotit-kalsit-pirit, zona alterasi feldspar-klinopiroksen, zona alterasi K-feldspar±biotit, zona alterasi
epidot-kalsit, zona alterasi kuarsa, dan zona alterasi klinopiroksen-kuarsa-biotit.
Mineral bijih yang terbentuk yaitu mineralisasi galena dan pyrrhotite pada satuan breksi hidrotermal sebagai matriks dalam breksi, dan mineralisasi pirit yang tersebar pada setiap satuan secara
disseminated. Berdasarkan kondisi geologi dan mineraloginya, maka mineralisasi di daerah penelitian diinterpretasi sebagai tipe skarn.
VII.
ACKNOWLEDGEMENT
Ucapan terima kasih disampaikan kepeada PT. Eksplorasi Nusa Jaya yang berafiliasi ke Freeport Mc.Moran telah menyediakan sampel di coreshed, akomodasi, dan transportasi kepada penulis pertama. Selain itu, penulis juga menyampaikan terima kasih kepada PT. Freeport Indonesia telah memberikan izin penelitian di daerah Kasuang Tunnel.
DAFTAR PUSTAKA
Badan Informasi Geospasial, 2013, Indeks Peta Maluku Dan Papua, Cibinong, Bakosurtanal.
Baker, E.M, Kirwin, D.J, Taylor, R.G, 1986, Contributions of The Hydrothermal Breccia Pipes, North Queensland, Economic Geology Research Unit of James Cook University of North Queensland.
Corbett, Leach, 1995, Southwest Pacific Rim Gold/Copper system: Structure, Alteration, and Mineralisation, Australia, Corbett Geological Services, North Sidney.
De Jong, G., Sunyoto, W., 2012, A Lifetime Assurance From The Grasberg Copper-Gold Mine & Future Block Caving, Timika, PTFI Communication Department.
Cloos, M., Sapiie, B., Ufford, A.I.Q., Weiland. Richard.J., Warren. Paul.Q, McMahon. Timothy.P., 2009, Collisional Delamination in New Guinea: The Geotectonics of Subducting Slab Breakoff, Colorado, The Geological Society of America, Inc.
Hemley, J.J., Montoya, J.W., Van Der Helder, P., Luce, R.W., 1980, Equilibria in The Systems Al2O3-SiO3-H2O and some general implication for alteration/mineralization processes, Econ Geol 75.
Keer, F.P., 1977, Optical Mineralogy fourth edition, New York, McGraw-Hill Book Company.
McMahon, T.P., 1999, The Ertsberg Intrusion And Grasberg Complex : Contrasting Style of MagmaticEvolution And Cu-Au Mineralization In The Gunung Bijih (Ertsberg) Mining District, Irian Jaya, Indonesia, Austin, Departement of Geological Sciences Universitas Texas Austin.
554
Meinert, L.D., 1992, Skarn and Skarn Deposits, Washington, Departemen Geologi Washington State University.
Meinert, L., 2013, Skarn deposits – Characteristics and Exploration Criteria, GEUS Tungsten Assessment Workshop December 3-5, 2013, Mineral Resources Program, USGS. Amerika Serikat, U.S. Geological Survey.
Parris, K., 1994, Preliminary Geological Data Record Timika (3211) 1 : 250.000 Sheet Area, Irian Jaya, Indonesia, PT. Freeport Indonesia Divisi Eksplorasi.
PT. Freeport Indonesia Affiliate of Freeport-McMoran Copper and Gold, 2001, COW A Geology Map, Timika.
Prendergast, K., 2003, Porphyry-related Hydrothermal System in The Ertsberg District, Papua, Indonesia, Australia, Universitas James Cook.
Robb, L., 2005, Introduction to Ore-Forming Processes, Amerika Serikat, Blackwell Publishing. Rye, O.R., Bethke, J.W., Wasserman, M.D., 1992, The Stable Isotope geoshemistry of Acid Sulphade
Alteration, Econ Geol 87.
Sapii, B., 1998, Strike-Slip Faulting, Breccia Formation And Porphyry Cu-Au Mineralization In The Gunung Bijih (Ertsberg) Mining District, Irian Jaya, Indonesia, Austin, Universitas Texas. Sapii, B., Cloos, M., 2004, Strike-slip Faulting in The Core of The Central Range of west New
Guinea: Ertsberg Mining District, Indonesia, Geological Society of America Bulletin, Austin, Universitas Texas.
Ufford, A.I.Q., 1996, Stratigraphy, Structural Geology, and Tectonics of Young Forearc-Continent Collision, Western Central Range, Irian Jaya (western New Guinea), Indonesia, Austin, Universitas Texas.
GAMBAR
Gambar 1. Peta Pulau Papua yang menunjukkan lokasi Gunung Bijih Mining District (GBMD). Daerah Kasuang Tunnel berada pada wilayah GBMD, Kontrak Karya A PT. Freeport Indonesia (de Jong dan Sunyoto, 2012)
555
Gambar 2. Kolom stratigrafi Kontrak Karya A PT. Freeport Indonesia (E: early; M: middle; L:late). Kotak merah merupakan stratigrafi daerah Kasuang Tunnel (Ufford, 1996 telah dimodifikasi)
556
557
