8

BAB II

TATANAN GEOLOGI

2.1 Geologi Regional

2.1.1 Fisiografi dan Morfologi Pulau Sumbawa

Pulau Sumbawa merupakan salah satu dari gugusan Kepulauan Nusa

Tenggara yang terletak pada Busur Kepulauan Banda dan merupakan kelanjutan dari

Zona Solo (Van Bemmelen, 1949). Secara umum, morfologi Pulau Sumbawa dibagi

menjadi dua kelompok, yaitu morfologi kompleks volkanik dengan ketinggian

mencapai 1500 mdpl pada bagian utara dan morfologi yang didominasi oleh

perbukitan intrusi serta perbukitan curam pada bagian selatan.

Pada bagian utara, kompleks volkanik muda ini terdiri atas Gunung

Sangenges (1923 m), Gunung Sakadet dan Gunung Bulupasak (1730 m) di barat

serta Gunung Tambora (2851 m) di timur. Gunung-gunung ini memiliki tipe gunung

api strato dengan pola aliran sungai radial. Pada bagian selatan, kompleks morfologi

tersusun atas perbukitan intrusi dan perbukitan perbukitan curam yang terbentuk

akibat aktivitas tektonik di bagian selatan. Pola aliran sungai pada daerah ini adalah

radial yang berpusat di bukit-bukit intrusi dan sebagian menampakan pola aliran

sungai radial yang dikontrol oleh kelurusan-kelurusan strukturnya.

2.1.2 Geologi Regional Pulau Sumbawa Barat Daya

Pulau Sumbawa merupakan bagian dari sebelah timur Paparan Sunda di

dalam sistem Busur Kepulauan Sunda-Banda (Sjoekri, 1997). Busur kepulauan ini

dihasilkan dari tumbukan antara tiga Lempeng Hindia-Australia, Eurasia dan

Lempeng Pasifik (Hamilton, 1980 dalam Clode, dkk., 1999). Kepulauan Sunda-

Banda merupakan gabungan dari beberapa sistem jalur subduksi atau busur

magmatik, yaitu Busur Sunda dengan arah pergerakan ke barat dan Busur Banda ke

timur. Pulau Sumbawa yang berada di Kepulauan Nusa Tenggara terletak di zona

transisi antara kedua busur tersebut (Sjoekri, 1997). Bagian selatan dari kepulauan

Sumbawa bagian baratdaya dibatasi oleh kerak samudera yang berumur Tersier

Awal, bersifat kalium kalk-alkali rendah sampai andesit volkanik yang alkali lemah

9

dan batuan volkaniklastik berlapis, berasosiasi dengan intrusi intermediet dan sedikit

sedimen laut dan batugamping (Hamilton, 1980 dalam Clode, dkk., 1999).

Cardwell dan Issacks (1981 dalam Sjoekri, 1997), menjelaskan bahwa

lempeng Indo-Australia menunjam ke dalam Busur Banda dengan arah tegak lurus

dengan arah pergerakannya (Gambar 2.1). Hal ini mengakibatkan bagian timur dari

busur ini membuat gerakan melipat ke belakang ke arah persimpangan dengan

lempeng Pasifik yang sedang bergerak ke arah barat.

Gambar 2.1 Peta Geologi Pulau Sumbawa (Garwin, 2002)

Secara stratigrafi, Pulau Sumbawa bagian baratdaya tersusun atas kompleks

batuan volkanik-plutonik berumur Tersier, yang ditutupi oleh produk volkanik

berumur Kuarter-Resen (Gambar 2.2). Batuan tertua yang tersingkap berupa batuan

volkanik-sedimenter yang terdiri dari batuan piroklastik halus-kasar, dan perlapisan

batugamping. Berdasarkan kelimpahan fosil foraminifera pada lapisan batugamping,

unit batuan ini berumur Miosen Awal hingga Miosen Tengah (Sudrajat dkk., 1998).

Batuan ini memiliki ketebalan hingga 1500 m (Garwin, 2000).

Batuan termuda di daerah ini adalah produk dari vulkanisme Kuarter dan

Resen, yang secara umum bersumber dari sebelah utara Pulau Lombok dan Pulau

Sumbawa. Aliran debris menutupi sebagian besar dataran tengah Pulau Lombok, dan

memisahkan batuan Kuarter di utara dengan busur volkanik tererosi di selatan.

Batuan aglomerat-breksi dan piroklastik halus muncul di daerah pesisir di

bagian barat dan tengah Pulau Sumbawa. Batuan volkanik ini umumnya berlapis dan

10

pada beberapa daerah batuan ini berinterkalasi dengan lapisan batupasir kasar

(Sudrajat dkk., 1998). Sikuen batuan volkaniklastik ini menutupi secara tidak selaras

unit batuan volkano-sedimenter dan satuan batuan terobosan.

Seri batuan volkaniklastik di daerah Sumbawa diterobos oleh unit batuan

intrusif. Pada Pulau Sumbawa bagian baratdaya, batuan intrusi ini umumnya

memiliki afinitas kalk-alkali dengan kompisisi batuan diorit, andesit-basalt, diorit

kuarsa, tonalit hingga granodiorit. Batuan intrusi ini diperkirakan berumur Miosen

Tengah-Pliosen berdasarkan hubungan potong-memotong dan perajahan radiometrik

(Garwin, 2000). Geometri dari batuan intrusi ini berupa dike dan stock dengan arah

umum timur-barat dan baratlaut. Batuan intrusi ini berasosiasi dengan aktifitas

volkanik, dengan litologi yang terdiri dari diorit hornblenda, tonalit porfiri, diorit

kuarsa, dan breksi instrusif (breksi diaterma). Unit batuan intrusi ini memiliki

hubungan dengan proses mineralisasi bijih ekonomis di beberapa tempat di Pulau

Sumbawa, termasuk Batu Hijau. Kubah breksi berkomposisi dasitik yang terletak

sekitar 2,5 km dari Batu Hijau, diduga sebagai bagian akhir dari rangkaian intrusi.

Mineralisasi bijih logam ekonomis di daerah ini dominan berasosiasi dengan stock

tonalit porfir.

Arah umum kelurusan yang berkembang di Pulau Sumbawa bagian baratlaut

memiliki pola barat-baratlaut dan tenggara berdasarkan gambaran dari citra satelit

foto udara dan pengamatan terhadap sesar dan rekahan pada singkapan di lapangan.

Pola struktur ini dinterpretasikan sebagai hasil kompresi utara-selatan yang

berasosisasi dengan subduksi Tersier sepanjang busur Sunda-Banda ke selatan

(Meldrum dkk., 1994 dalam Ali, 1997).

Hasil pengamatan kelurusan topografi, dan data rekahan sesar pada singkapan

menunjukkan bahwa struktur umum bagian barat Pulau Sumbawa berarah barat-

baratlaut dan timurlaut memanjang sampai ke bagian selatan dari Pulau Sumbawa.

Struktur-struktur tersebut merupakan hasil dari kompresi yang berarah utara-selatan

yang berasosiasi dengan proses subduksi berumur Tersier disepanjang bagian selatan

dari Busur Sunda-Banda (Meldrum dkk., 1994 dalam Ali, 1997).

11

Gambar 2.2 Peta Geologi Pulau Sumbawa Baratdaya (Garwin, 2000)

12

2.2 Geologi Regional Daerah Penelitian 2.2.1 Fisiografi dan Morfologi Batu Hijau

Endapan Porfiri Cu-Au Batu Hijau terletak di Pulau Sumbawa bagian

baratdaya. Pulau Sumbawa merupakan bagian dari sebelah timur Paparan Sunda, di

dalam sistem busur kepulauan Sunda-Banda (Sjoekri, 1997). Endapan Porfiri Batu

Hijau merupakan bagian dari busur magmatik berumur Neogen (Carlile dan Mitchell,

1994 dalam Garwin, 2000).

Secara umum morfologi daerah Batu Hijau memperlihatkan kenampakan

satuan perbukitan volkanik dan satuan perbukitan intrusi. Satuan perbukitan volkanik

tersusun oleh litologi berupa batuan andesit volkaniklastik dan intrusi andesit porfiri,

sedangkan satuan perbukitan intrusi tersusun oleh batuan intrusi berupa diorit dan

tonalit. Satuan perbukitan volkanik memperlihatkan bukit-bukit yang relatif terjal

dengan vegetasi hutan tropis, sedangkan satuan perbukitan intrusi memperlihatkan

morfologi yang sedikit terjal dengan vegetasi yang berupa hutan tropis (Garwin,

2000).

2.2 .2 Struktur Geologi Batu Hijau

Pola struktur utama yang ada di daerah Batu Hijau terdiri dari struktur

berarah barat-baratlaut (W-NW) yaitu Zona Sesar Tongoloka-Puna, Katala, dan

Petung, serta struktur berarah utara-timurlaut (N-NE) yaitu Zona Patahan Nono,

Bambu, dan Rene. Zona struktur merupakan data sesar pada pemetaan permukaan

dan lubang bor. Struktur sesar dapat diinterpretasikan dari pengukuran densitas

rekahan pada conto inti bor (RQD), dan keterdapatan gouge dan zona ubahan mineral

lempung (Clode dkk., 1998). Secara umum, patahan-patahan tersebut hanya sedikit

mengakibatkan penggantian dari zonasi alterasi dan zonasi mineralisasi

Zona Sesar Tongoloka-Puna terdiri dari pusat tubuh bijih, panjang ± 600 m

dengan arah barat-baratlaut, kemiringan 60°-70°. Endapan yang terletak pada

timurlaut yaitu Zona Sesar Katala, panjang ± 525 m dengan arah barat-baratlaut dan

kemiringan 67° ke arah timurlaut. Zona Sesar Nono dan Bambu berarah utara-

timurlaut dan kemiringan 75° ke arah barat-baratlaut. Batas selatan terjadi pada

bagian tenggara dari endapan dengan arah utara-timurlaut dan kemiringan 75°-80° ke

arah tenggara. Urat-urat dan dike kecil pada peta permukaan menunjukkan pola yang

sama dengan struktur berarah timurlaut.

13

2.2.3 Stratigrafi Batu Hijau

Berdasarkan proses mineralisasi, batuan di Batu Hijau dapat dibedakan

menjadi 2 (dua), yaitu batuan pra-mineralisasi dan batuan host-mineralisasi. Batuan

pra-mineralisasi mendominasi penyebaran litologi di area penambangan, yang terdiri

atas batuan volkanik, intrusi andesit, dan intrusi diorit. Batuan yang berperan dalam

mineralisasi (host-mineralisasi) tersusun atas batuan intrusi tonalit. Batuan pra-

mineralisasi di Batu Hijau berumur pertengahan Miosen Awal hingga pertengahan

Pliosen Awal, sedangkan batuan host-mineralisasi berumur pertengahan Pliosen

Tengah (Garwin, 2000).

Stratigrafi daerah Batu Hijau dimulai dari satuan batuan yang paling tua ke

muda adalah Satuan Batuan Volkanik, Satuan Andesit Porfir, Satuan Diorit, dan

Satuan Tonalit (Gambar 2.3; Gambar 2.4; Gambar 2.5). Satuan Batuan Volkanik

terdiri dari batuan volkaniklastik berukuran halus (tuf halus), tuf kristal, dan intrusi

andesit porfiritik. Intrusi kedua adalah diorit kuarsa porfiritik dan diorit kuarsa

ekuigranular. Semua seri batuan ini diintrusi oleh batuan tonalit tua dan batuan

tonalit muda (Garwin, 2000). Urutan pembentukan batuan didasarkan pada hubungan

potong-memotong antara batuan (Gambar 2.3).

Gambar 2.3 Kolom stratigrafi satuan litologi di daerah Batu Hijau (Garwin, 2000)

14

Gambar 2.4 Peta geologi area penambangan terbuka Batu Hijau

(Tim Geologi PT.NNT, 2010)

15

Gambar 2.5 Penampang litologi section 050 area penambangan terbuka Batu Hijau

16

1. Satuan Tuf Andesitik

Tuf andesitik merupakan litologi yang paling dominan di Batu Hijau. Batuan

ini memiliki ketebalan batuan lebih dari 1500 m. Satuan tuf andesitik ini terdiri atas

dua unit batuan utama, yakni tuf halus dan tuf kristal. Kontak antara dua unit batuan

tersebut bersifat gradasional (Garwin, 2000).

Secara makroskopis, kenampakan batuan secara umum berwarna abu-abu

gelap, struktur masif, kaya akan kristal dan litik berupa batulempung tufaan,

batupasir, breksi, dan konglomerat. Tuf halus yang berada di bagian bawah tersusun

oleh batu lempung tufaan, batupasir, dan breksi dengan ketebalan 150-200 m

(Gerteisen, 1998). Pada area tambang, tuf halus ini tersusun oleh 10-20% pecahan

plagioklas dan hornblenda serta litik berukuran < 2mm.

JENIS CONTO : CORE NAMA SUMUR : SBD 010 KEDALAMAN : 214,36 m

SATUAN BATUAN : TIF ANDESITIK NAMA BATUAN : TUF KRISTAL

SAYATAN TIPIS:

MAKROSKOPIS:

INDEKS:

Gambar 2.6 Conto batuan dan sayatan tipis dari unit tuf kristal (ditandai dengan warna hijau

pada penampang indeks), yang dominan tersusun atas pecahan mineral plagioklas (B6), kuarsa (E6), klorit (D3), dan mineral opak (F7) dalam masadasar tersusun atas pecahan gelas yang sebagian telah terubah menjadi mineral lempung (G4).

Tuf halus ini ditutupi secara selaras oleh tuf kristal yang memiliki ketebalan

275-300 meter. Pecahan kristal pada unit ini berbentuk membundar sampai

menyudut. Batuan ini tidak memiliki perlapisan dan memiliki pemilahan yang buruk.

17

Massa dasar dari unit ini mengandung butir berukuran lempung, gelas, dan hancuran

fragmen kristal. Garwin (2000) menginterpretasikan bahwa unit batuan ini berumur

Miosen Awal - Miosen Tengah, diendapkan pada daerah fore arc dalam lingkungan

bawah laut. Ketidakhadiran aliran lava dalam unit batuan ini mengindikasikan bahwa

sumber erupsi jauh dari daerah Batu Hijau. Pengendapan unit Tuf andesitik tersebut

seiring dengan aktivitas volkanik andesitik yang terjadi di daerah ini.

Pada bagian atas dari tuf kristal terdapat batuan aglomerat dengan fragmen

berukuran bongkah (> 64 mm) yang tertanam dalam matriks tuf litik kristal. Unit

batuan aglomerat hanya memiliki jumlah kecil di area penambangan. Unit aglomerat

ini kemungkinan diendapkan sebagai endapan laharik dalam lingkungan

pengendapan subaerial dan subaquaeous.

2. Satuan Diorit

Batuan ini berumur lebih muda dari batuan Andesit Porfir, dan secara

geokimia memiliki kesamaan kandungan K2O < 0,8% dan secara tekstural

menunjukkan tekstur porfiritik hingga ekuigranular (Mitchell dkk., 1998). Secara

umum, intrusi diorit di Batu Hijau dikelompokkan menjadi 2, yaitu:

a. Diorit kuarsa ekuigranular

Diorit kuarsa ekuigranular merupakan intrusi pra-mineralisasi terbesar. Secara

regional batuan ini memotong batuan andesit porfiritik dan diorit kuarsa porfiritik.

Batuan ini berbutir halus-sedang, tekstur ekuigranular, holokristalin. Fenokris

berukuran 1-3 mm berupa plagioklas, hornblenda, dan kuarsa. Masadasar berupa

mikrokristalin kuarsa dan plagioklas.

b. Diorit kuarsa porfiritik

Diorit kuarsa porfiritik merupakan batuan masif dengan tekstur porfiritik. Unit ini

sudah teralterasi kuat, berbutir halus-sedang, masadasar berupa plagioklas, kuarsa,

hornblenda, dengan fenokris berupa plagioklas, hornblenda, dan biotit. Di area

penambangan batuan ini membentuk stock dan beberapa dike kecil.

18

JENIS CONTO : CORE NAMA SUMUR : SBD 305 KEDALAMAN : 439,8 m

SATUAN BATUAN : DIORIT NAMA BATUAN : DIORIT

KUARSA PORFIR

SAYATAN TIPIS:

MAKROSKOPIS:

INDEKS:

Gambar 2.7 Conto batuan dan sayatan tipis dari unit batuan diorit kuarsa porfir (ditandai

dengan warna biru pada penampang indeks), yang tersusun atas fenokris kuarsa (C2), plagioklas (J7), dan mineral opak (E7) yang tertanam dalam masadasar kuarsa sekunder (H2), kalsit (B6), serisit (D5), dan klorit (A3) dengan ukuran butir yang halus.

3. Satuan Tonalit Porfir

Batuan tonalit porfir menorobos kontak antara batuan volkanik dan batuan

diorit kuarsa ekuigranular. Batuan ini membentuk stock dan dike yang semakin

melebar ke dalam dan menyempit ke arah permukaan. Batuan tonalit merupakan

batuan pembawa mineralisasi di endapan pofiri Cu-Au Batu Hijau. Pada daerah

penelitian, intrusi tonalit ini terbagi menjadi dua, yaitu tonalit tua dan tonalit muda,

berdasarkan hubungan potong-memotong dan perajahan radiometrik (Garwin, 2000).

Kedua intrusi ini mempunyai kesamaan komposisi dan fenokris, perbedaannya

terletak pada umur, persentase urat kuarsa, kelimpahan dan ukuran fenokris kuarsa,

serta kadar Cu dan Au-nya. Kedua unit batuan tersebut memiliki umur yang

berdekatan yaitu tonalit tua 3,76 ± 0,10 Ma, sedangkan tonalit muda 3,74 ± 0,14 Ma.

Menurut Mitchell, dkk. (1998), tonalit tua dan tonalit muda mempunyai karakteristik

sebagai berikut:

19

a. Tonalit teralterasi kuat

Batuan ini bertekstur porfiritik, berukuran butir halus-sedang, fenokris berupa

kuarsa berukuran 0,7-1 mm dengan kelimpahan lebih dari 20%, bentuk kristal

umumnya anhedral-subhedral, dengan masa dasar yang ekuigranular tersusun oleh

kuarsa, hornblenda, dan plagioklas. Dalam sayatan tipis, dapat terlihat bahwa

plagioklas dalam batuan ini diidentifikasi sebagai oligoklas (An40-50), dan beberapa

sebagai andesin (An>50). Plagioklas ini secara intersif telah terubah dan terpotong

oleh urat kuarsa. Mineral mafik sebagian besar telah terubah menjadi biotit sekunder

dan klorit. Satuan batuan ini didaerah penelitian disetarakan dengan tonalit tua.

JENIS CONTO : CORE NAMA SUMUR : SBD 305 KEDALAMAN : 506 m

SATUAN BATUAN : TONALIT NAMA BATUAN : TONALIT

TERALTERASI KUAT

SAYATAN TIPIS:

MAKROSKOPIS:

INDEKS:

Gambar 2.8 Conto batuan dan sayatan tipis dari unit batuan tonalit tua (ditandai dengan

warna oranye pada penampang indeks), yang tersusun atas plagioklas (B7), hornblenda (G2), kuarsa (J1), dan mineral opak (G1) yang tertanam dalam masadasar kuarsa sekunder (B6), serisit (C3), klorit (I2), dan kalsit (D6) dengan tekstur subhedral-euhedral.

b. Tonalit teralterasi lemah

Tonalit muda merupakan satuan intrusi batuan yang termuda di Batu Hijau.

Menurut Mitchell, dkk. (1998), tonalit muda berwarna abu-abu terang, dengan

ukuran butir medium-kasar, dicirikan dengan tekstur porfiritik, fenokris berupa

kuarsa (5-10 mm), plagioklas, dan hornblenda (2-10 mm), dengan masa dasar yang

ekuigranular, berukuran kasar-sedang. Fenokris hornblenda yang berukuran cukup

20

besar membuat tonalit muda mudah dikenali. Perbedaan antara tonalit muda dengan

tonalit tua adalah kehadiran fenokris kuarsa yang relatif lebih kasar yakni 8-10 mm

dan bentuk kristal rounded-bipiramid. Mineral mafik hadir lebih sedikit dalam tonalit

muda dengan masadasar yang relatif lebih kasar daripada tonalit tua. Hornblenda

hanya mengalami perubahan menjadi mineral biotit sekunder dalam jumlah kecil.

Urat-urat kuarsa sangat jarang dijumpai dan bahkan kadang-kadang absen. Satuan

batuan ini didaerah penelitian disetarakan dengan tonalit muda.

JENIS CONTO : CORE NAMA SUMUR : SBD 305 KEDALAMAN : 783,27 m

SATUAN BATUAN : TONALIT NAMA BATUAN : TONALIT

TERALTERASI LEMAH

SAYATAN TIPIS:

MAKROSKOPIS:

INDEKS:

Gambar 2.9 Conto batuan dan sayatan tipis dari unit batuan tonalit muda (ditandai dengan

warna merah pada penampang indeks), yang tersusun atas fenokris kuarsa (C1,C2,C3), plagioklas (J3), hornblenda (G4), dan mineral opak (I2) yang tertanam dalam masadasar kuarsa sekunder (E6), serisit (G3), klorit (B4), dan kalsit (G5).

21

2.2.4 Alterasi Hidrotermal dan Mineralisasi Batu Hijau

Alterasi hidrotermal yang berhubungan erat dengan mineralisasi pada sistem

porfiri Batu Hijau terbagi menjadi beberapa tahap berdasarkan waktu

pembentukannya (Mitchell, dkk., 1998), yaitu :

1. Alterasi tingkat awal (early alteration)

Alterasi tingkat awal terdiri dari proses biotisasi fenokris dan masadasar

mineral mafik serta pembentukan shreddy biotit, magnetit, kuarsa dan anhidrit

berasosiasi dengan biotit-kuarsa±magnetit stringer, urat biotit serisit dan potong-

memotong urat tipe A dan AB. Alterasi awal terjadi pada bagian dalam dan

proksimal intrusi tonalit. Pada tingkat ini terdapatkalkosit, digenit dan digenit-bornit.

2. Alterasi tingkat transisi (transitional alteration)

Alterasi tingkat transisi ditandai dengan terubahnya biotit menjadi klorit,

oligoklas menjadi albit di sepanjang urat dan hadir serisit±kalsit. Berasosiasi dengan

urat AB dan B. Magnetit terubah menjadi hematit.Mineralisasi berupa bornit dan

kalkopirit.

3. Alterasi tingkat akhir (late alteration)

Alterasi tingkat akhir dicirikan oleh kehancuran feldspar (feldspar

destruction), alterasi serisit dan pembentukan urat sulfida tipe D. Urat terisi oleh pirit

dan kuarsa±kalkopirit. Urat pada Tahap alterasi ini umumnya dikelilingi oleh halo

urat-urat kecil pirit-biotit dan feldspar yang terubahkan menjadi serisit. Pada

perbatasan suatu tipe endapan alterasi, tahapan alterasi ini sulit dibedakan dengan

bagian luar tahap alterasi transisi. Hal ini umumnya disebut “zona propilitik” (Clode

dkk., 1999).

4. Alterasi tingkat sangat akhir (very late alteration)

Alterasi tingkat sangat akhir dicirikan oleh kehancuran feldspar, tetapi

berbeda dengan late alteration, feldpar digantikan oleh smektit berasosiasi dengan

serisit dan klorit. Mineral sulfida berupa sfalerit, galena, tennantit, pirit, kalkopirit

dan sedikit bornit.

5. Alterasi zeolit (zeolit alteration)

Alterasi zeolit dicirikan oleh kehadiran mineral zeolit (stilbit dan laumonit)

yang terbentuk pada temperatur rendah. Kehadiran mineral penciri ini bersamaan

dengan munculnya kalsit, kuarsa, dan kristobalit yang mengisi rekahan/rongga.

22

Gambar 2.10 Peta alterasi area penambangan terbuka Batu Hijau

(Tim Geologi PT.NNT, 2010)

23

Alterasi yang berkembang pada daerah Batu Hijau berdasarkan karakteristik

alterasi dan asosiasi mineral ubahannya dapat diklasifikasikan menjadi 5 zona

alterasi (Mitchell dkk., 1998), yaitu:

a. Parsial Biotit

Zona alterasi ini merupakan zona alterasi awal yang terbentuk pada batuan

tonalit. Alterasi ini dicirikan mineral hornblenda yang sebagian terubah menjadi

biotit, disamping masih ditemukannya mineral hornblenda primer yang utuh. Alterasi

ini dapat dibedakan dengan alterasi biotit sekunder dengan masih ditemukannya

kristal hornblenda yang berbentuk prismatik. Penyebaran Zona Alterasi Partial Biotit

mengikuti pola penyebaran intrusi tonalit muda.

b. Biotit Sekunder

Zona ini merupakan alterasi tingkat awal yang dicirikan dengan hadirnya

biotit sekunder dan magnetit serta umumnya berasosiasi dengan urat kuarsa, dan

hornblenda yang teralterasi menjadi biotit. Mineral plagioklas bersifat relatif stabil

namun dapat teralterasi menjadi biotit, kalsit, anhidrit, K-feldspar pada bagian

pinggir atau bidang belahan. Alterasi ini juga biasanya ditandai dengan asosiasi

mineral porfiri tingkat tinggi seperti bornit, digenit, magnetit, serta secara bergradasi

keluar menjadi kalkopirit dan pirit. Intensitas alterasi pada zona alterasi ini pada

umumnya lebih tinggi daripada zona alterasi parsial biotit.

c. Pale Green Mica (PGM)

Zona ini merupakan alterasi tingkat transisi yang dicirikan dengan kehadiran

mika hijau yang mengandung klorit dan serisit, klorit overprint dengan biotit

sekunder, berasosiasi dengan kalkopirit dan urat tipe B.

d. Klorit-Epidot

Klorit-epidot merupakan alterasi tingkat awal yang dicirikan dengan hadirnya

klorit dan epidot, serta pirit, magnetit, kalsit. Plagioklas teralterasi menjadi epidot

dan kalsit serta mineral-mineral mafik menjadi klorit.

e. Hancuran Feldspar (Feldspar Destructive)

Zona alterasi yang terbentuk paling akhir, dicirikan dengan clay, serisit,

andalusit, dan piropilit. Zona ini dicirikan dengan biotit, magnetit yang rusak, dan

berasosiasi dengan urat yang terisi mineral pirit.