Struktur Geologi Sulawesi

6 BAB II BAB II TINJAUAN PUSTAKA TINJAUAN PUSTAKA 2.1

2.1Geologi RegionalGeologi Regional

Geologi regional daerah penelitian meliputi geomorfologi, stratigrafi dan struktur geologi yang akan dijelaskan pada sub bab berikut. Dan merupakan

bagian dari Peta Geologi Regional Lembar Pangkajene dan Watampone Bagian

Barat (Sukamto dan Supriatna. 1982).

2.1.1 Geomorfologi Regional 2.1.1 Geomorfologi Regional

Tinjauan Geomorfologi regional daerah penelitian termasuk dalam Lembar

Pangkajene dan Watampone Bagian Barat Sulawesi. Secara administratif daerah

penelitian termasuk dalam wilayah Kecamatan Libureng Kabupaten Bone

Provinsi Sulawesi Selatan dan secara astronomis terletak pada koordinat120o_6’

44” _{- 120}o7’ 10” _{Bujur Timur dan04}o48’30”_{- 04}o48’50” _{Lintang Selatan.}

Lembar daerah ini berbatasan dengan Lembar Majene-Palopo di bagian utara,

Lembar Ujung Pandang, Benteng dan Sinjai di bagian selatan, Selat Makassar di

bagian barat dan Teluk Bone di bagian timur (Sukamto dan Supriatna. 1982).

Di daerah Lembar Pangkajene dan Watampone Bagian Barat terdapat dua

baris pegunungan yang memanjang hampir sejajar pada arah utara-baratlaut dan

terpisahkan oleh lembah Sungai Walanae. Pegunungan pada bagian barat

menempati hampir setengah luas daerah, melebar di bagian selatan (50 km) dan

menyempit di bagian utara dengan ketinggian rata-rata 1500 meter. Pegunungan

7

meter. Pembentuknya sebagian besar berupa batuan gunungapi (Sukamto dan

Supriatna. 1982).

Lembah Walanae yang memisahkan kedua pegunungan tersebut di bagian

utara lebih lebar daripada di bagian selatannya. Di tengah lembah terdapat Sungai Walanae yang mengalir ke utara. Di bagian selatan berupa perbukitan rendah dan

di bagian utara berupa dataran alluvium (Sukamto dan Supriatna. 1982).

2.1.2 Stratigrafi Regional 2.1.2 Stratigrafi Regional

Formasi Salo Kalupang (Teos)

Formasi Salo Kalupang (Teos): batupasir, serpih dan batulempung.

berselingan dengan konglomerat gunungapi, breksi dan tufa bersisipan lava,

batugamping dan napal, batulempung. Serpih dan batupasir di beberapa tempat

tercirikan oleh warna merah, coklat, kelabu dan hitam; setempat mengandung fosil moluska dan foraminifera, terutama di dalam lapisan batugamping dan napal

pada umumnya gampingan. padat dan sebagian dengan urat kalsit, sebagian

serpihnya sabakan; kebanyakan lapisan terlipat kuat dengan kemiringan antara

20° - 57°. Penampang di Salo Kalupang memperlihatkan lebih banyak

konglomerat di bagian barat, dengan komponen andesit dan basal. Di sebelah

timur Palatae tersingkap lebih banyak tufa dan batupasir daripada di Salo

Kalupang. Di timur Samaenre terdapat lebih banyak singkapan serpih daripada di

tempat lain; batuannya berwarna coklat kemerahan dan kelabu berselingan dengan

batugamping berlapis (Teol) dan batupasir. Fosil foraminifera yang dikenali oleh

D. Kadar (hubungan tertulis, 1971 dan 1974). dan lokasi A.29.b. Tc.239.b dan

Tc.239.d yang, diantaranya Discocyclina Javana (VERBEEK), Nummulites sp.,

8

Catapsydrax unicavus BOLLI-LOEBLICH-TAPPAN, Globorotalia opima

BOLLI. Globigerina binaensis KOCH, Gn. tripartita BOLLI. Gn. tapuriensis

BLOW & BANNER,Gn. venezuelana HEDBERG, ganggang dan lithothamnium.

menunjukkan kisaran umur Eosen Awal - Oligosen Akhir. Tebal satuan ini diperkirakan tidak kurang dari 4500 m (Sukamto dan Supriatna. 1982).

Batuan Gunungapi Kalamiseng (Tmkv) :

Batuan Gunungapi Kalamiseng (Tmkv) : lava dan breksi, dengan

sisipan tufa, batupasir, batulempung dan napal; kebanyakan bersusunan basal dan

sebagian andesit; kelabu tua hingga kelabu kehitaman, umumnya kasat mata,

kebanyakan terubah, dengan mineral sekunder karbonat dan silikat; sebagian

lavanya menunjukkan struktur bantal. Satuan batuan ini tersingkap di sepanjang

daerah pegunungan di timur lembah Walanae, terpisahkan oleh lajur sesar dari

batuan sedimen dan karbonat yang berumur Eosen di bagian baratnya diterobos

oleh retas dan stok basal, andesit dan diorit. Satuan batuan ini berumur lebih muda

dari batugamping Eosen dan lebih tua dari Formasi Camba Miosen Tengah,

mungkin Miosen Bawah; dan tebalnya tidak kurang dari 4.250 m

Diorit

Diorit – Granodiorit (d) Granodiorit (d) : terobosan diorit dan granodiorit, terutama berupa stok dan sebagian berupa retas, kebanyakan bertekstur porfiri, berwarna

kelabu muda sampai kelabu. Diorit yang tersingkap di sebelah utara Bantimala

dan di sebelah timur Barru menerobos batu pasir Formasi Balangbaru dan batuan

ultramafik; terobosan yang terjadi di sekitar Camba sebagian terdiri dari

granodiorit porfiri, dengan banyak fenokris berupa biotit dan amfibol, dan

menerobos batugamping Formasi Tonasa dan batuan Formasi Camba. Penarikan

9

9.03 juta tahun (J.D. Obradovich, hubungan tertulis 1974) (Sukamto dan

Supriatna. 1982).

Gambar 2.1

Gambar 2.1 Peta Geologi sepanjang Sesar Walanae Timur oleh Asri Jaya dan Osamu Nishikawa, 2013 (dimodifikasi dari Peta Geologi Regional, Sukamto dan

Supriatna, 1982).

Lokasi Penelitian Lokasi Penelitian

10

2.1.3 Struktur Geologi Regional 2.1.3 Struktur Geologi Regional

Secara regional, struktur yang terdapat di Pulau Sulawesi dan sekitarnya

memperlihatkan keadaan yang kompleks (gambar 2.4). Kerumitan ini disebabkan

oleh konvergensi antara tiga lempengan litosfer yaitu Lempeng Australia yang bergerak ke Utara, Lempeng Pasifik yang bergerak ke arah Barat dan Lempeng

Eurasia yang bergerak ke arah Selatan (Hamilton, 1979).

Selat Makassar, yang memisahkan “Sunda Platform” (bagian dari lempeng

Eurasia) dari lengan Selatan dan Sulawesi Tengah, terbentuk oleh “ sea floor

spreading ” pada Eosen – Plistosen. Kedua struktur utama ini “ North Sulawesi

Trench” dan sekitarnya dibagi kedalam 5 provinsi tektonik yaitu (1) Lengan

Volkanik Fersier Sulawesi Barat; (2) Lengan Vulkanik Minahasa Sangihe

Quarter; (3) Sabuk Metamorfik Sulawesi Tengah Cretaceous Paleocene; (4)

Sabuk Ophiolit Sulawesi Timur Cretaceous dan asosiasi sediment pelagic; dan (5)

Fragmen mikro – kontinental Banda paleozoik yang terbawa dari kontinen

Australia. Hubungan antara kesemuanya ini adalah patahan (Sukamto dan

Simandjuntak, 1983).

Di daerah penelitian diduga telah mengakibatkan terbentuknya lipatan

dengan sumbu berarah Baratlaut – Tenggara, serta sesar naik dengan bidang sesar

miring ke Timur. Setelah itu seluruh daerah Sulawesi terangkat dan membentuk bentang alam seperti sekarang ini (Sukamto & Simandjuntak,1983).

11

Gambar 2.2

Gambar 2.2 Peta Struktur Geologi Regional Pulau Sulawesi (Sukamto & Simandjuntak, 1983).

Daerah penelitian T E L U K G O R O N T A L O T E L U K G O R O N T A L O TELUK TOLO TELUK TOLO KEP. SULA KEP. SULA BANGGAI BANGGAI SULAWESI SULAWESI LAUT FLORES LAUT FLORES 118º 118º 120º120º 122º122º 124º124º 0º 0º 2º 2º 4º 4º 6º 6º 8º 8º 0 0 100 100 kmkm S E L A T M A K A S S A R

12

Gambar 2.3

Gambar 2.3 a). Peta Topografi disekitar Sesar Walanae Timur, b). Foto Citra Areal yang memperlihatkan bentuk topografi sekitar Sesar Walanae Timur, c). Penampang yang memperlihatkan Sesar Walanae Barat dan Timur (Asri Jaya dan Osamu Nishikawa, 2013).

2.2

2.2 Landasan Landasan TeoriTeori

2.2.1

2.2.1 Konsep Konsep Dasar Dasar DeformasiDeformasi

Istilah deformasi sama halnya seperti istilah-istilah lainnya dalam ilmu

geologi struktur, digunakan dengan cara yang berbeda oleh orang yang berbeda

dan dalam situasi yang berbeda. Pada kebanyakan kasus, khususnya di lapangan,

istilah ini mengacu kepada distorsi atau penyimpangan yang terjadi pada sebuah

batuan. Sehingga secara harfiah istilah ini dapat berarti perubahan wujud atau

bentuk. Deformasi (Hakon Fossen, 2010) merupakan perubahan dari geometri

13

(distorsi) dan /atau perubahan volume, maka deformasi berkaitan dengan posisi

partikel sebelum dan sesudah dari sejarah deformasi, dan posisi partikel tersebut

dapat dihubungkan dengan vektor/arah.

2.2.1.1 Deformasi

2.2.1.1 Deformasi

Ductile

((

Ductile Deformation

))

Ductile deformation adalah istilah umum untuk menunjukkan hubungan

antara material padat yang dikenai tegasan dan perubahan kristal-kristal yang

menyusun material. Apabila material terkena tegasan dengan kondisi-kondisi yang

menunjang untuk terbentuknya deformasi ductile maka material-material yang

menyusun suatu batuan akan mengalir (secara mikroskopis) sehingga tegasan

yang bekerja akan terdistribusikan. Hal inilah yang menyebabkan pada deformasi

ductile tidak terbentuk diskontinuitas pada tubuh batuan. Jenis deformasi ini akan

menghasilkan struktur perlipatan ( fold ).

2.2.1.1.2 Struktur Lipatan 2.2.1.1.2 Struktur Lipatan

Lipatan adalah hasil perubahan bentuk atau volume dari suatu bahan yang

ditunjukkan sebagai lengkungan atau kumpulan dari lengkungan pada unsur garis

atau bidang didalam bahan tersebut (Ragan,2009). Menurut Billing (1972), lipatan

merupakan bentuk undulasi atau suatu gelombang pada batuan permukaan,

sementara Hill (1953) menyatakan bahwa lipatan merupakan pencerminan dari

suatu lengkungan yang mekanismenya disebabkan oleh dua proses, yaitubending (melengkung) danbuckling (melipat). Pada umumnya unsur yang terlibat di dalam

lipatan adalah struktur bidang, misalnya bidang perlapisan atau foliasi. Lipatan

14

terutama, gambaran geometrinya berhubungan dengan aspek perubahan bentuk

(distorsi) dan perputaran (rotasi).

Sebagai penyederhanaan, suatu lipatan dapat dianggap sebagai suatu

bentuk permukaan yang silindris dengan sumbu lipatan sebagai kerangka permukaan tersebut, dan unsur-unsurnya dapat ditunjukkan pada suatu penampang

(profil) lipatan (Gambar 2.4).

Gambar 2.4

Gambar 2.4. Aspek geometri lipatan (Fossen, 2010)

 Hingepoint : Titik maksimum pelengkungan pada lapisan yangterlipat.

 Crest : Titik tertinggi pada lengkungan.

 Trough : Titik terendah pada pelengkungan.

 Inflectionpoint : Titik batas dari dua pelengkungan yang berlawanan.

 Fold axis (sumbu lipatan/hinge line) : Garis maksimum pelengkungan

pada suatu permukaan bidang yang terlipat.

 _{Axial plane (bidang sumbu) : Bidang yang dibentuk melalui garis-garis}

sumbu pada satu lipatan.

 Fold limb (sayap lipatan) : Secara umum merupakan sisi-sisi dari bidang

yang terlipat, yang berada diantara daerah pelengkungan (hinge-zone) dan

15

Lipatan dapat diklasifikasikan dengan bermacam kriteria. Pada umumnya

klasifikasi ini didasarkan pada sifat yang dapat dideskripsikan unsur-unsurnya

secara geometri.

Sudut antar sayap (interlimb angle) adalah sudut yang terkecil yang dibentuk oleh sayap-sayap lipatan, dan diukur pada bidang profil suatu lipatannya.

(Fleuty, 1964).

Tabel 2.1 Klasifikasi berdasarkan sudut antar sayap (Fleuty, 1964).

Sudut antar sayap

Sudut antar sayap Deskripsi lipatanDeskripsi lipatan 1800 _{- 120}0 1200 _{- 70}0 700_{- 30}0 300 _-00 0 0 Gentle (landai) Open (terbuka) Close (tertutup) Tight (ketat) Isoclinal (isoklin)

Berdasarkan bentuknya, lipatan yang kemiringan bidang sayapnya menuju

ke arah yang berlawanan, disebut sebagai Antiklin, kemiringan bidang sayapnya

menuju ke satu arah, disebut sebagaiSinklin. Kedudukan lipatan ditanyakan dari

kedudukan sumbu lipatan ( fold axis) dan bidang sumbu lipatan (axial plane/axial

surface). Fleuty (1964) membuat klasifikasi yang didasarkan pada kedua sifat

kedudukan tersebut, dan secara lebih tepat menyatakan besaran kecondongannya

16

2.2.1.2 Deformasi

2.2.1.2 Deformasi

Brittle

((

Brittle Deformation

))

Brittle deformation merupakan perubahan permanen yang terjadi pada

material padat yang berkaitan dengan pertumbuhan fracture (rekahan) atau

pergerakan dari rekahan tersebut pada saat terbentuk (Pluijm and Marshak, 1997).

Fracture adalah istilah umum yang digunakan untuk permukaan material yang

kehilangan daya kohesi sehingga mengalami diskontinuitas. Apabila rekahan

( fracture) tersebut mengalami pengisian oleh larutan yang kemudian mengkristal

menjadi mineral-mineral maka disebut dengan vein. Adapun tipe-tipe dari deformasibrittle adalah kekar dan sesar.

2.2.1.2.1 Kekar 2.2.1.2.1 Kekar

Kekar atau joint merupakan rekahan pada batuan dimana tidak ada atau

sedikit sekali mengalami pergeseran (Billings, 1972). Menurut Mc Clay (1987),

Gambar 2.5

Gambar 2.5. Klasifikasi untuk penamaan lipatan berdasarkan kedudukan lipatan (Fleuty,1964 dalam Fossen, 2010)

17

kekar adalah susunan teratur dari rekahan-rekahan menerus yang jumlahnya

cenderung sedikit sekali atau tidak ada pergeseran, sedangkan menurut Davis

(1984) kekar adalah rekahan-rekahan dalam berbagai jenis batuan yang menerus

dan bergerak sejajar terhadap bidang rekahan. Hal-hal yang diidentifikasi dalam pengamatan karakteristik kekar di lapangan meliputi pengukuran lebar bukaan

kekar, jarak/spasi kekar, posisi kekar pada singkapan batuan, kedudukan kekar,

serta pengambilan foto kekar (Billings, 1968).

Pengelompokan kekar berdasarkan parameter tertentu bertujuan untuk

mengetahui jenis kekar yang berkembang pada daerah penelitian. Penentuan jenis

kekar pada daerah penelitian umumnya berdasarkan bentuk dan genesanya.

Ada 4 tipe dasar kekar-kekar yang umum ditemukan menurut Mc Clay

(1987) yaitu :

1. Dilatation joints: kekar tarikan (extension joint ) dengan bidang rekahan

normal terhadap tegasan minimum paling sedikit selama pembentukan

kekar.

2. Shear joints: sering berubah, berbentuk menyilang dengan sudut 60o

atau lebih. Bidang kekar dapat menunjukkan jumlah yang kecil dari

penggantian gerus.

3. Kombinasi dari shear dan extension joints: diistilahkan sebagai hybrid

joint karena menunjukkan komponen keduanya, yaitu shear dan

18

4. Irregular extension joints: kekar tarikan terjadi pada segala arah.

E xtension joints (sering terjadi akibat tekanan fluida yang tinggi pada

pori batuan).

Pengelompokan kekar berdasarkan genetiknya terdiri atas :

a. Compression Joints atau kekar gerus yaitu kekar yang diakibatkan oleh

adanya tekanan biasanya dikenal juga dengan shear joints.

b. Extention Joints atau kekar tarik merupakan kekar yang diakibatkan oleh

tarikan, terbagi atas dua jenis yaitu:

- Extension joint yaitu kekar yang disebabkan oleh tarikan / pemekaran.

- Release joints yaitu kekar yang disebabkan karena berhentinya gaya

bekerja.

2.2.1.2.2 Struktur Sesar 2.2.1.2.2 Struktur Sesar

Sesar adalah bidang rekahan atau zona rekahan pada batuan yang telah

mengalami pergeseran (Ragan (2009). Menurut Ragan (2009) Ada dua hal yang

terdapat pada slip batuan yakni slip sejajar dengan kemiringan (dip) bidang

Gambar 2.6

19

patahan dan slip yang sejajar dengan jurus (strike) bidang patahan. Berdasarkan

atas hal tersebut, slip batuan diklasifikasikan atas :

1. Dip slip

a) Normal slip: blok hangingwall relatif bergerak ke bawah b) Reverse slip: blok hangingwall relatif bergerak ke atas.

2. Strike slip

a) Right slip: blok sebelah bergerak relatif ke kanan.

b) Left slip: blok sebelah bergerak relatif ke kiri.

Dip slip fault biasa juga disebut normal fault atau reverse fault . Right slip

fault juga disebut right-lateral atau dextral faults dan left slip fault juga disebut

left lateral atau sinistral fault . Gabungan dari dip slip dan strike slip fault disebut

Oblique slip.

Idealnya strike slip fault memiliki arah slip horisontal sedangkan normal

dan reverse fault memiliki arah slip searah dengan dip. Namun terdapat

penyimpangan dari arah dip slip sebenarnya dan strike slip sebenarnya dalam

artian bahwa arah slip ( slip direction) memiliki nilai net slip dan rake sehingga

20

Gambar 2.7

Gambar 2.7 Klasifikasi patahan ( fault ) berdasarkan dip pada fault plane dan pitch, yakni sudut antara slip direction dan strike, dalam Fossen (2010).

Billings, 1972, Berdasarkan rake dari net slip sesar dikelompokkan

menjadi tiga jenis yaitu :

1. Strike slip fault

Apabilanet slip sejajar dengan jurus bidang sesar. Dalam hal ini tidak

ditemukan komponendip slip atau besarnya rake net slip = 0.

2. Dip slip fault

Apabila tidak ditemukan komponen strike slip atau rake net slip = 90

atau mempunyai komponendip slip dan strike slip dan lebih kecil dari

90.

3. Diagonal slip fault

Apabilarake net slip lebih besar dari 0.

Anderson (1951), dalam (Fossen, 2010, membuat klasifikasi sesar

21

(Gambar 2.8). Berdasarkan pola tegasannya ada 3 (tiga) jenis sesar, yaitu sesar

naik (thrust fault ), sesar normal (normal fault ) dan sesar mendatar (wrench fault ).

Gambar 2.8

Gambar 2.8 Klasifikasi sesar Anderson 1951

2.2.2 Proyeksi Stereonet (

2.2.2 Proyeksi Stereonet (

Stereonet

))

Proyeksi stereografi merupakan proyeksi yang didasarkan pada

perpotongan suatu bidang/garis dalam suatu bidang proyeksi yang berupa bidang

permukaan (horizontal) yang melalui pusat sebuah bola. Bidang proyeksi ini berbentuk suatu lingkaran yang kemudian disebut sebagai lingkaran primitif.

Lingkaran pimitif merupakan proyeksi struktur bidang yang kedudukannya

horizontal (dip = 0o_{), maka penentuan bidang-bidang yang berkedudukan miring,}

padaWulff Net dan scmhid Net , 0o _{dimulai dari lingkaran primitif dan 90}o _terletak

pada pusat lingkaran (Gambar 2.9).

Bila arah Utara-Selatan merupakan tempat kedudukan pusat lingkaran

kecil dengan jari-jari yang berbeda dan lingkaran kecil bagian bawah bola

diproyeksikan ke titik zenith, maka akan menghasilkan garis-garis lengkung

(busur) lingkaran kecil. Lingkaran-lingkaran kecil ini pada titik-titik

22

suatu bidang atau “bearing ” suatu garis, menentukan besar sudut pitch/rake suatu

struktur garis pada bidang tertentu.

Gambar 2.9.

Gambar 2.9. Proyeksi stereografis. (a) Unsur-unsur proyeksi stereografis, (b)Wulff Net atau Equal Angle Net (Ragan, D, M, 1973).

2.2.3

2.2.3 Hubungan TektonHubungan Tektonik, Struktur Geologik, Struktur Geologi dan Mineralisasii dan Mineralisasi

Di daerah mineralisasi akan ada hubungan spasial antara struktur mayor

dengan proses mineralisasi yang terjadi. Secara regional suatu sistem struktur di

daerahmagmatic arcs akan terbentuk adanya intrusi-intrusi baik yang mengisi

daerah bukaan-bukaan yang ada maupun membentuk bukaan yang baru. Sehingga

pada daerah struktur mayor akan terjadi beberapa aktivitas yang berhubungan

dengan cebakan mineral meliputi (Corbett dan Leach, 1997) : (1)

Pre-mineralization yang mengontrol pada daerah cekungan sedimentasi di batuan

induknya. (2) Pre-mineralization intrusi atau breksi. (3) Syn-mineralization pada

lokasi sistem cebakan. (4) Post-mineralization yang merupakan deformasi dari

23

2.2.3.1 Sistem Bukaan Urat 2.2.3.1 Sistem Bukaan Urat

Menurut Corbett dan Leach (1997), didasarkan pada tatanan tektonik dan

level erosi pada sistem hidrotermal (Gambar 2.10), maka sistem bukaan cebakan dapat dibedakan menjadi beberapa yaitu :

a. Splays atau horsetail yang berkembang di sepanjang struktur sesar relatif.

Pada daerah ini merupakan agen utama terjadinya intrusi porpiri.

b. Tension Fracture, terbentuk sebagai bukaan di batuan induk yang terletak di

antara sesar strike-slip dan umumnya mempunyai orientasi yang tergantung

dengan gaya(stress) utama. Tension fracture ini merupakan faktor dominan

terjadinya sistem urat emas-perak. Karakteristiknya tercermin bahwa panjang

dari kekar tarik akan berakhir sepanjang arah sesar.

c. Jogs, terbentuk sebagai bends yang melintasi sepanjang struktur dan

dipisahkan dengan kekar tarik, beberapa cebakan terjadi pada daerah jog ini.

d. Hanging wall splits, terbentuk pada kemiringan zona sesar terutama pada sesar

turun atau kemiringan perlapisan batuan yang terpotong oleh kemiringan

bidang sesar.

e. Pull-apart basin, yang terbentuk sebagai parallelogram yang terletak di antara

2 jalur sesar.

f. Domes, terbentuk pada batuan dasar yang terisi oleh larutan hidrotermal pada

suatu sistem urat mineralisasi.

g. Sheeted fracture, terbentuk pada lingkungan porpiri atau porpiri yang

24

Pada (gambar 2.10) di atas menjelaskan hubungan antara proses mineralisasi

pada sistem urat dengan struktur geologi yang bekerja, dimana struktur geologi

yang terjadi akan mengakibatkan terbentuknya ruang (rekahan-rekahan) yang

kemudian akan diisi oleh larutan hidrotermal sehingga terjadi minerlisasi (Corbett

dan Leach ,1997). Tipe atau pola mineralisasi urat yang mengikuti dan

dipengeruhi oleh struktur geologi termasuk jenisen-echelon tension vein (Corbett

dan Leach ,1997).

2.2.4 Endapan Mesotermal 2.2.4 Endapan Mesotermal

Istilah mesotermal pertama kali dikemukakan oleh Lindgren (1933).

Menurutnya mesotermal merupakan endapan yang terbentuk pada kedalaman 1,2

km – 3,6 km di bawah permukaan bumi dengan temperatur sedang sekitar 175⁰

- 300⁰ C dan tekanan yang kuat sekitar 140 – 400 atm, secara genetik

berhubungan dengan batuan intrusi. Namun sekarang ini istilah endapan

Gambar 2.10

25

mesotermal telah banyak berkembang, serta terdapat banyak istilah yang

digunakan untuk menyebut endapan mesotermal itu sendiri.

Perkembangan ilmu di bidang endapan mineral saat ini sangat pesat

sehingga para peneliti pada umumnya mempertimbangkan banyak faktor untuk menamai suatu endapan mineral tertentu. Faktor tersebut seperti kontrol struktur,

tipe batuan samping dan komposisi kimia fluida bermain dalam penamaan tipe

endapan emas, tidak hanya bergantung terhadap suhu dan tekanan pembentukan

(Bateman, 1950 dalam Groves dkk, 1998).

Gambar 2.11

Gambar 2.11. Struktur geologi dan tubuh biji (Groves dkk , 1998)

2.2.5 Karakteristik Endapan

2.2.5 Karakteristik Endapan MesoteMesotermalrmal

2.2.5.1 Fluida Hidrotermal 2.2.5.1 Fluida Hidrotermal

Sistem hidrotermal, dapat diartikan sebagai distribusi dari cairan panas

yang bergerak secara lateral dan vertikal pada berbagai temperatur dan tekanan di

26

yaitu sumber panas, sebagai sumber energi (magma, gradien geothermal,

radiogenik, metamorfisme) dan fluida hidrotermal (Pirajno, 2009). Fluida

hidrotermal dari endapan mesotermal dapat bersumber dari fluida metamorfik,

fluida juvenil yang terbentuk dari granulisasi dari bagian bawah kerak dan/atau degassing dari bagian atas mantel, fluida hidrotermal magmatik dan sirkulasi air

laut (Goldstein, 1994). Pada endapan mesotermal, mineral bijih pada umumnya

terendapkan dari fluida dengan salinitas yang rendah, hampir mendekati netral,

fluida yang mengandung H2O – CO2 + CH4 mengangkut emas berupa sulfur yang

tereduksi. Fluida yang berasoisasi dengan emas ini memiliki konsentrasi CO2

yang tinggi yaitu > 5 mol %. Fluida hidrotermal padaGreenstone Belt Archaean

memiliki isotop tipe 18O sekitar 5- 8 per mil, sedangkan pada Lode Gold

Phanerozoik sekitar 2 per mil (Groves dkk, 1998).

2.2.5.2 Alterasi Hidrotermal 2.2.5.2 Alterasi Hidrotermal

Alterasi hidrotermal sangat penting pada eksplorasi mineral karena alterasi

ini dapat digunakan sebagai petunjuk dari batas kehadiran bijih sehingga target

eksplorasi dapat dipersempit pada suatu area yang luas (Pirajno, 2009). Alterasi

hidrotermal merupakan proses yang sangat kompleks, meliputi perubahan

mineralogi, komposisi kimia dan tekstur, sebagai hasil dari interaksi antara cairan

fluida panas dengan batuan yang dilewati pada kondisi kimia – fisika tertentu. Alterasi dapat terjadi dalam kondisi magma subsolidus oleh pergerakan dan

infiltrasi fluida ke dalam massa batuan. Pada temperatur dan tekanan rendah, sisa

larutan fase cairan dan gas yang merupakan larutan hidrotermal mempengaruhi

27

faktor utama yang mengontrol proses alterasi meliputi, jenis batuan samping,

kompoisisi fluida, konsentrasi, aktifitas dan potensial kimia dari unsur – unsur

fluida, seperti H+_{, CO}

2, O2, K +, dan SO2 (Pirajno, 2009). Menurut Pirajno (2009),

pola ubahan didefinisikan sebagai kuantitas ubahan pada batuan yang disebabkan oleh derajat dan lamanya proses ubahan. Pola ubahan dibagi menjadi 3, yaitu

pervasive, selectively pervasive, dan non pervasive. Dikatakan pervasive jika

penggantian seluruh atau sebagian besar mineral primer pembentuk batuan,

dimana semua mineral primer sudah mengalami perubahan walaupun berbeda

intensitas. Selectively pervasisve yaitu ubahan hanya terjadi pada mineral –

mineral tertentu dalam suatu batuan. Sedangkan non pervasive yaitu hanya

sebagian kecil dari keseluruhan mineral yang mengalami perubahan (Pirajno,

2009). Pada endapan mesotermal, menunjukkan zonasi lateral yang kuat pada fase

alterasi dari dalam zona alterasi dan dipengaruhi oleh batuan samping sertacrustal

level. Mineral alterasi yang umum hadir adalah karbonat terdiri dari ankerit, kalsit

atau dolomit, mineral sulfida terdiri dari pirit, pirhotit, atau arsenopirit; alkali

metasomatisme terdiri dari serisitisasi, biotit atau k- feldsfar dan albitisasi serta

pada mineral mafik dijumpai kloritisasi yang tinggi (Groves dkk, 1998). Menurut

Reed (1997), tipe alterasi yang umum terdiri dari :

a) Propilitik, dicirikan oleh kehadiran klorit disertai dengan beberapa mineral epidot, illit/serisit, kalsit, albit, dan anhidrit. Terbentuk pada temperatur

200°-300°C pada pH mendekati netral, dengan salinitas beragam,

umumnya pada daerah yang mempunyai permeabilitas rendah. Terdapat

28

yaitu : klorit-kalsit-kaolinit, klorit-kalsit-talk, klorit-epidot-kalsit

klorit-epidot

b) Argillic, terdiri dari mineral kuarsa yang berasosiasi dengan satu atau lebih

dari mineral kaolinit, piropillit, pirit, alunit, zunyit, topaz.

c) Serisitik, terdiri dari mineral kuarsa – serisit – pirit – klorit, sebagai contoh

jenis altearsi ini hadir sebagai halo yang besar pada endapan tembaga

porpiri.

d) Potasik, terdiri dari mineral k – feldsfar dan/ atau biotit + satu atau lebih

dari mineral serisit, klorit, dan kuarsa biasanya terdapat pada endapan

tembaga porfiri dan di beberapa endapan epitermal.

e) Karbonat, terdiri dari mineral kalsit, dolomit, ankerit, siderit, + serisit,

pirit, dan/ atau albit, sebagai contoh tipe alterasi ini hadir membungkus

vein kuarsa pada greenstone gold deposits.

f) Skarn, terdiri dari Ca dan Mg silikat. Hadir pada batuan yang mengandung

mineral primer kalsit atau dolomit.

g) Greisen, terdiri dari mineral berbutir kasar di antaranya muskovit, feldsfar,

kuarsa dan topaz, + tourmalin. Sebagai contoh, hadir pada endapan tin dan

molibdenit.

2.2.5.3 Mineralisasi Bijih 2.2.5.3 Mineralisasi Bijih

Mineral bijih dalam endapan mesotermal umumnya dijumpai lebih sedikit

dibanding dengan endapan mineral lainnya. Menurut Roberts (1988), mineral

opak sangat jarang dijumpai lebih dari 5 % dalam sebuah urat (vein). Pirit selalu

29

arsenopirit umum dijumpai, dan juga mineral opak lainnya seperti galena, spalerit,

kalkopirit, molibdenit, stibnit, tellurid dan skelit. Mineral logam utama yang

terkandung dalam endapan mesotermal terdiri dari emas, perak, tembaga, timah

dan seng. Pada endapan yang lebih dalam dapat terbentuk molibdenum, bismut, tungsten dan arsenik serta mineral antimoni dan tellurium yang sangat jarang

dijumpai. Mineral bijih yang umum dijumpai terdiri dari pirit, kalkopirit,

arsenopirit, galena, spalerit, tetrahidrit, tennantit, dan nativ gold. Mineral oksida

yang dapat dijumpai berupa magnetit dan sedikit sekali spesularit. Mineral logam

umumnya terbentuk mengisi rekahan ataupun dalam alterasi batuan induk, tetapi

dalam rekahan lebih umum dijumpai mineral bijih dengan mineral gangue yang

umum hadir adalah kuarsa dan juga mineral karbonat seperti kalsit, dolomit, dan

ankerit. Mineralogi sulfida biasanya menunjukkan litogeokimia batuan pembawa.

Arsenopirit merupakan mineral sulfida yang paling sering ditemukan pada batuan

asal metasedimen, sedangkan mineral pirit atau pirhotit ditemukan pada batuan

beku yang termetamorfkan. Urat yang mengandung sedikit emas memperlihatkan

pengkayaan akan As, B, Bi, Hg, Sb, Te dan W yang bervariasi; konsentrasi Pb

dan Zn pada umumnya hanya sedikit di atas keadaan regional awal (Groves dkk,