ENDAPAN HIDROTERMAL
BAB VII
PENENTUAN JENIS ALTERASI DAN MINERALISASI SULFIDA DAERAH
PENELITIANVII.1. Endapan HidrotermalPada saat magma yang pijar dan
sangat panas menerobos lapisan batuan, magma tersebut makin lama
akan makin kehilangan panasnya akhirnya akan membeku menjadi batuan
beku intrusif. Proses tersebut dapat terjadi pada keadaan yang
dangkal, menengah ataupun pada kedalaman yang besar, sehingga
dikenal adanya batuan beku intrusif dangkal, menengah ataupun
dalam. Dalam proses tersebut akan terlihat adanya tekanan dan suhu
yang sangat tinggi terutama pada kontak terobosannya, antara magma
yang masih cair dengan batuan disekitarnya. Akan tetapi
kecendrungan untuk magma kebanyakan melalui zona zona lemah dan
pelepasan folatil dari cairan yang mendingin tersebut berdifusi
melalui zona ini. Akibat adanya perbedaan suhu yang nyata antara
magma dengan batuan di sekitarnya menghasilkan suatu urutan zona
alterasi dan mineralisasi yang khas pada daerah darah terintrusi.
Produk akhir dari proses diferensiasi magmatik adalah suatu larutan
yang disebut larutan sisa magma, yang mungkin dapat mengadung
konsenterasi logam yang dulunya berada dalam magma. Larutan sisa
magma ini yang juga disebut larutan hidrotermal, banyak mengandung
logam-logam yang berasal dari magma yang sedang membeku dan
diendapkan ditempat-tempat sekitar magma yang sedang membeku tadi.
Larutan ini makin jauh letaknya dari magma makin kehilangan
panasnya, sehingga dikenal adanya deposit hidrotermal suhu tinggi
di tempat yang terdekat dengan intrusi, deposit hidrotermal suhu
menengah ditempat yang agak jauh, dan deposit hidrotermal suhu
rendah di tempat yang terjauh. Deposit tersebut juga dinamakan
hipotermal, mesotermal dan epitermal, tergantung dari suhu,
tekanan, dan keadaan geologi di mana mereka terbentuk, seperti yang
ditunjukan oleh mineral-mineral yang dikandungnya.
Dalam perjalanannya melalui (menerobos) batuan, larutan
hidrotermal akan mendepositkan mineral-mineral yang dikandungnya di
rongga-rongga batuan dan membentuk deposit celah (cavity filling
deposit) atau melalui proses metasomatik membentuk deposit
pengganti (replacement deposit).
Secara umum deposit replacement terjadi pada kondisi suhu dan
tekanan tinggi jadi pada daerah lebih dekat batuan intrusinya,
merupakan deposit hipotermal. Sebaliknya deposit pengisian atau
deposit celah (cavity filling deposit) lebih banyak terjadi di
daerah dengan suhu dan tekanan rendah, jadi merupakan deposit
epitermal, yang terletak agak jauh dari batuan intrusifnya.
Syarat-syarat penting untuk terjadinya deposit hidrotermal
adalah :
a. Adanya larutan yang mampu melarutkan mineral-mineral.
b. Adanya tekanan atau rongga pada batuan yang dapat dilewati
larutan.
c. Adanya tempat dimana larutan dapat mendepositkan kandungan
mineralnya.
d. Ada reaksi kimia yang menghasilkan pengendapan mineral
baru.
e. Konsentrasi mineral yang cukup dalam deposit sehingga
menguntungkan kalau ditambang.
VII.2. Zonasi Alterasi HidrotermalLowell dan Guilbert (1970),
membuat suatu model genetik endapan tembaga porfiri dan asosiasi
logam sulfida berdasarkan penyelidikan terhadap urutan zona
alterasi mineralisasi di San Manuel Kalamazo dan mencatatkan bahwa
pada sebagian besar endapan bijih terdapat hubungan yang sangat
erat antara batuan induk, tubuh bijih dan batuan samping. Hal ini
terlihat dari adanya hubungan dan asosiasi antara urutan zona
alterasi dan mineralisasi yang terjadi baik pada tubuh intrusi
sebagai batuan induk atau batuan sumber (source rock) maupun pada
batuan samping (wall rock).Zona Alterasi hidrotermal dapat terbagi
menjadi 5 Zona berdasarkan kumpulan mineral ubahannya, yaitu
:VII.2.1. Zona Potasik ("Potassic Zone)
Zona potasik merupakan zona alterasi yang berada pada bagian
dalam suatu sistem hidrotermal dengan kedalaman bervariasi yang
umumnya lebih dari beberapa ratus meter. Zona alterasi ini
dicirikan oleh mineral ubahan berupa biotit sekunder, K Feldspar,
kuarsa, serisit dan magnetite. Mineral logam sulfida berupa pirit
dan kalkopirit dengan perbandingan 1:1 hingga 3:1, bentuk endapan
dapat juga dijumpai dalam bentuk mikroveinlet serta dalam bentuk
menyebar (disseminated).Pembentukkan biotiti sekunder ini dapat
terbentuk akibat reaksi antara mineral mafik terutama hornblende
dengan larutan hidrotermal yang kemudian menghasilkan biotit,
feldspar maupun pyroksin.
Selain biotisasi tersebut mineral klorit muncul sebagai penciri
zona ubahan potasik ini. Klorit merupakan mineral ubahan dari
mineral mafik terutama piroksin, hornblende maupun biotit, hal ini
dapat dilihat bentuk awal dari mineral piroksin terlihat jelas
mineral piroksin tersebut telah mengalami ubahan menjadi klorit.
Pembentukkan mineral klorit ini karena reaksi antara mineral
piroksin dengan larutan hidrotermal yang kemudian membentuk klorit,
feldspar, serta mineral logam berupa magnetit dan hematit.
Alterasi ini diakibat oleh penambahan unsur pottasium pada
proses metasomatis dan disertai dengan banyak atau sediktnya unsur
kalsium dan sodium didalam batuan yang kaya akan mineral
aluminosilikat. Sedangkan klorit, aktinolite, dan garnet kadang
dijumpai dalam jumlah yang sedikit. Mineralisasi yang umumnya
dijumpai pada zona ubahan potasik ini berbentuk menyebar dimana
mineral tersebut merupakan mineral mineral sulfida yang terdiri
atas pyrite maupun kalkopirit dengan pertimbangan yang relatif
sama.
Bentuk endapan berupa hamburan dan veinlet yang dijumpai pada
zona potasik ini disebabkan oleh pengaruh matasomatik atau
rekristalisasi yang terjadi pada batuan induk ataupun adanya
intervensi daripada larutan magma sisa (larutan hidrotermal)
melalui pori-pori batuan dan seterusnya berdifusi dan mengkristal
pada rekahan batuan.VII.2.2. Zona Alterasi Serisit (Phlic Zone)
Zona alterasi ini biasanya terletak pada bagian luar dari zona
potasik. Batas zona alterasi ini berbentuk circular yang
mengelilingi zona potasik yang berkembang pada intrusi. Zona ini
dicirikan oleh kumpulan mineral serisit dan kuarsa sebagai mineral
utama dengan mineral pyrite yang melimpah serta sejumlah anhidrit.
Mineral serisit terbentuk pada proses hidrogen metasomatis yang
merupakan dasar dari alterasi serisit yang menyebabkan mineral
feldspar yang stabil menjadi rusak dan teralterasi menjadi serisit
dengan penambahan unsur H+, menjadi mineral phylosilikat atau
kuarsa. Dominasi endapan dalam bentuk veinlet dibandingkan dengan
endapan yang berbentuk hamburan kemungkinan disebabkan oleh
berkurangnya pengaruh metasomatik yang lebih mengarah ke proses
hidrotermal. Hal ini disebabkan karena zona ini semakin menjauh
dari pusat intrusi serta berkurangnya kedalaman sehingga interaksi
membesar dan juga diakibatkan oleh banyaknya rekahan pada batuan
sehingga larutan dengan mudah mengisinya dan mengkristal pada
rekahan tersebut, mineralisasi yang intensif dijumpai pada vein
kuarsa adalah logam sulfida berupa pirit, kalkopirit dan
galena.VII.2.3. Zona Alterasi Propilitik (Prophylitic Zone)
Zona ini berkembang pada bagian luar dari zona alterasi yang
dicirikan oleh kumpulan meneral epidot maupun karbonat dan juga
mineral klorit. Alterasi ini dipengaruhi oleh penambahan unsur H+
dan CO2. Mineral logam sulfida berupa pyrite mendominasi zona ini
dimana keterdapatannya dijumpai mengganti fenokris piroksin maupun
hornblende, sedangkan kalkopirit jarang dijumpai. Karakteristik
dari zona ubahan ini yaitu dijumpai kumpulan mineral ubahan yang
umumnya berupa klorit dan epidot serta dijumpainya mineral ubahan
serisit dan kuarsa, lempung dan karbonat dalam jumlah yang sedikit.
Mineral karbonat dijumpai sebagai mineral ubahan yang berasal dari
ubahan mineral mafik maupun ubahan mineral plagoklas yang kaya akan
unsur Ca, bentuk endapan umumnya dijumpai dalam bentuk veinlet
disebabkan pengisian rekahan oleh larutan sisa magma yang melewati
batuan tersebut, dimana rekahannya merupakan zona yang lemah yang
merupakan media tempat larutan tersebut mengalir yang kemudian
mengalami pembekuan dan pengkristalan.VII.2.4 Zona Argilik
(Argillic Zone)
Zona ini terbentuk karena rusaknya unsur potasium, kalsium dan
magnesium menjadi mineral lempung. Zona ini dicirikan oleh kumpulan
mineral lempung, kuarsa, dan karbonat. Unsur potasium, kalsium dan
magnesium dalam batuan terubah menjadi monmorilonit, illit,
hidromika dan klorit. Diatas zona argillic kadang terbentuk
advanced argillit yang tersusun atas mineral diaspore, kuarsa atau
silika amorf korondum dan alunit yang terbentuk pada kondisi asam
yang tinggi. Logam sulfida yang biasanya terbentuk pada zona ini
berupa pirit namun kehadirannya tidak seintensif pada zona serisit
dimana bentuk veinlet ini hadir pada bagian luar dalam suatu sistem
alterasi hidrotermal.V.2.5. Zona Alterasi Skarn
Alterasi ini terbentukl akibat kontak antara batuan sumber
dengan batuan karbonat, zona ini sangat dipengaruhi oleh komposisi
batuan yang kaya akan kandungan mineral karbonat. Pada kondisi yang
kurang akan air, zona ini dicirikan oleh pembentukan mineral
garnet, klinopiroksin dan wollastonit serta mineral magnetit dalam
jumlah yang cukup besar, sedangkan pada kondisi yang kaya akan air,
zona ini dicirikan oleh mineral klorit.,tremolit aktinolit dan
kalsit dan larutan hidrotermal.
Proses pembentukkan skarn akibat urutan kejadian Isokimia
metasomatisme retrogradasi. Dijelaskan sebagai berikut :
Isokimia merupakan transfer panas antara larutan magama dengan
batuan samping, prosesnya H2O dilepas dari intrusi dan CO2 dari
batuan samping yang karbonat. Proses ini sangat dipengaruhi oleh
temperatur,komposisi dan tekstur host rocknya (sifat
konduktif).
Metasomatisme, pada tahap ini terjadi eksolusi larutan magma
kebatuan samping yang karbonat sehingga terbentuk kristalisasi pada
bukaan bukaan yang dilewati larutan magma.
Retrogradasi merupakan tahap dimana larutan magma sisa telah
menyebar pada batuan samping dan mencapai zona kontak dengan water
falk sehingga air tanah turun dan bercampur dengan larutan.VII.3.
Hubungan Antara Tektonik Lempeng Dengan Pembentukan Endapan
Minelaliisasi SulfidaMineral merupakan proses alam yang sangat
kompleks dan karakteristik di mana di tentukan oleh kondisi
giologi. Mineralogi kerak bumi akan di kontrol banyaknya dan
distribusi unsur unsur kimia.
Proses pembentukan mineral ada hubungannya dengan jalur jalur
metalogen. Jalur jalur metalogen inilah yang terpengaruh dengan
adanya variasi gerakan arus konveksi pada lapisan atenolit yang
menyebabkan terjadinya 3 (tiga) jenis pola gerakan lempeng bumi
yaitu konvergen, divergen dan transform. Pola gerakan yang paling
penting menurut Sillitoe (1972) dan Batemen (1979) adalah gerakan
konvergen. Pola gerakan konvergen menyebabkan terjadinya gerakan
saling mendekati antara dua buah lempeng yang umumnya disertai oleh
suatu benturan, penekukan palung, serta banyak menyebabkan
terjadinya gempa bumi dan gunungapi benua. Benturan benturan
lempeng tersebut umumnya membentuk zona subduksi yang terutama
terjadi antara lempeng samudera dan lempeng kontinen. Proses ini
diikuti oleh peleburan sebagian (partial melting) lempeng samudera
akibat pengaruh temperatur dan tekanan yang sangat tinggi. Proses
peleburan lempeng tersebut kemudian menghasilkan magma kalk alkalin
yang banyak mengandung unsur unsur logam.
Pada prinsipnya aktivitas tektonik tersebut sangat berhubungan
dengan pembentukan busur magmatisme disepanjang jalur zona
subduksi. Aktivitas magmatisme di sepanjang zona ini umumnya
membentuk litologi yang didominasi oleh batuan vulkanik dan
plutonik kalk alkalin. Pembentukan batuan batuan tersebut sering
pula diikuti oleh terjadinya mineralisasi yang intensif, cukup luas
dan bernilai ekonomis. Asosiasi mineral mineral logam yang sering
dijumpai atau terbentuk pada daerah busur magmatik antara lain
tembaga (Cu), Besi (Fe), Molibdenum (Mo), Timah hitam (Pb), Emas
(Cu), Perak (Ag), Arsen (As) dan lain lain.
Kandungan logam didalam magma kalk-alkalin umumnya berasal dari
kerak samudera yang terdiri dari tiga lapisan. Lapisan pertama
adalah endapan sedimen dasar laut yang banyak mengandung logam,
sedang lapisan dibawahnya adalah lapisan mafik yang terdiri dari
lapisan basal dan gabro.
Sebagai contoh dari proses pembentukkan jebakan logam dalam
hubungannya dengan pergerakan konvergen ialah terjadinya benturan
antara benua Amerika dan lempeng pasifik disepanjang bagian barat
Amerika yang dimulai sejak zaman Kapur. Benturan ini menyebabkan
terbentuknya rantai vulkanik sepanjang jalur subduksi yang
terbentuk dan sekaligus membentuk jebakan logam tembaga porfiri.
Sedang pada bagian barat pasifik juga terjadi subduksi akibat
gerakan lempeng Eurasia ke arah Timur dan membentuk endapan logam
tembaga porfiri di sepanjang barat pasifik termasuk kepulauan
Salamon, Papua New Guinea, Jepang dan lain lain. Sementara itu
gerakan relatif lempeng Eurasia dan Afrika membentuk juga endapan
logam tembaga porfiri di Iran, Pakistan dan Turki. Terkhusus di
indonesian juga banyak mengalami kondisi yang labil, lebih lebih
dengan adanya kegiatan vulkanik yang ada, yaitu128 pusat vulkanik
aktif. Penyebaran gunung api aktif memanjang teratur mengikuti
batas-batas lempeng tektonik (tektonik plate). Apabila di hubungkan
dengan daerah penelitian maka untuk jalur tektonik yang lewat
secara regional adalah busur barat sulawesi yang memanjang
sepanjang bagian barat pulau sulawesi yang meliputi pulau sulawesi
itu sendiri seperti pulau Sangihe, pulau Selayar yang berumur
tersier awal pliosen. Terdiri atas batuan beku plutonik asam sampai
intermedit dan batuan vulkanik dengangan mineralisasi : Au, Ag, Cl,
Cu, Pb, Zn dan Hc.
Karena adanya proses-proses inilah yang menyebabkan
terkosentrasi jalur jalur mineralisasi yang terbentuk akibat
tektonik pada suatu waktu akan menghasilkan proses
mineralisasi.VII.4. GANESA ENDAPAN SULFIDA
Endapan hidrotermal di sebabkan oleh karena proses pengendapan
larutan sisa magma yang temperaturnya cukup rendah, di bawah
temperatur kritik air (+_ 3720 C ). Larutan sisa magma ini banyak
mengandung oksida-oksida dan sulfida-sulfida pada logam Au, Ag, Pb,
Zn, Sb, Hg dan Fe.
Endapan hidrotermal diklasifikasikan berdasarkan atas komposisi
mineralogi, kedalaman serta temperatur menurut W. Lindgren, 1933
dalam Evans, 1993 (Tabel 3.1), antara lain :
Tabel 3. 1. Endapan hidrotermal berdasarkan komposisi
mineralogi, kedalaman dan temperatur (Lindgren, 1933 dalam Evans
1993).
KarakteristikHipotermalMesotermalEpitermal
Kedalaman pembentukan3000 - 15000 m1200 - 4500 m~ 0 1500 m
Temperatur pembentukan~ 300 - 600 C200 - 300 C50 - 200 C
Bentuk endapan bijihPengisian retakan,zona lembaran, vein
iregulerSheeted zone, stockwork, pipe, saddle reef.Vein,pipa dan
stockwork
Endapan bijihAu, Sn, Mo, Cu, Pb, Zn, AsAu, Ag, Cu, As, Pb, Zn,
Ni, Co, W, Mo, U,Pb, Zn, Au, Ag, Hg, Sb, Cu, Se, Bi, U
Mineral mineral bijihMagnetit, specularit, pyrhotit, kassiterit,
arsenopirit, molybdenit, bornit, kalkopirit, scheelit, galena,
pirit, marmatitNative Au, kalkopirit, bornit, pirit, sphalerit,
galena, enargit, kalkosit, argentit, nikollite, kobaltitNative Au,
Native Ag, Cu, Bi, Pirit, Markasit, Sphalerit, galena,
kalkopirit,Cinnabar, jamesonit, stibnit dll
Mineral GangueGarnet, plagioklas, biotit, muskovit, topaz,
tourmalin ,epidot, kuarsa, klorit, karbonatMineral bertemperatur
sedikit rendah ( garnet, tourmalin, topaz, albit, kuarsa, serisit,
klorit, karbonat, siderit, epidot, montmorilonit,SiO2 r sebagai
chert, kalsedon atau kuarsa kristalin, serisit, klorit,
alunit,dickit, adularia, fluorit, karbonat,barit, selenid dll
ubahanAlbitizatisasi, tourmalinitisasi, serisitisasi,pada batuan
siliceous,kloritisasi.Kloritisasi ,karbonisasi, atau
serisitisasiChertisasi kaolinitisasi piritisasi, dolomitisasi,
kloritisasi.
Tekstur dan strukturSering berbutir kasar,banded,Kurang kasar
dibanding dengan endapan bijih hipotermal, vein vein dijumpai dalam
bentuk bandedCrustification (banding) umum dijumpai,cockade, vug,
breksiasi dari vein sering .ukuran butir bervariasi
Dari tabel diatas dapat di lihat pembagian sifat sifat dari
hrotermal. Sedangkan dalam penjelasan mengennai ganesa endapan
sulfida kami menggunakan pendekatan karateristik tipe endapan
epitermal.Berdasarkan atas dominasi mineral-mineral ekonomis, maka
tipe endapan epitermal dibagi menjadi dua bagian, yaitu :
1. Tipe endapan epitermal sistem sulfidasi rendah
2. Tipe endapan epitermal sistem sulfidasi tinggi
Kedua jenis mineralisasi tersebut mempunyai penyebaran yang luas
dan terletak pada daerah konvergen serta mempunyai komposisi
mineral ekonomis yang bersifat signifikan. Meski keduanya memiliki
tipe mineralisasi yang hampir sama, namun distribusi zona ubahan
dan mineral bijih yang terdapat pada kedua sistem epitermal
tersebut berbeda (Gambar 3. 1).
Gambar 3. 1. Mineralisasi Tipe Endapan Epitermal
Adapun karakteristik endapan sistem sulfidasi tinggi dan endapan
epitermal sistem sulfidasi rendah menurut Heald et. al, 1987, dalam
Arribas 1995 (Tabel 3. 2), antara lain :
Tabel 3. 2. Karakteristik tipe endapan epitermal oleh Heald et.
al, 1987 dalam Arribas, 1995 dan Hedenquist, 1995
KarakteristikSulfida tinggiSulfida rendah
Penempatan structuralDekat dengan pusat intrusi, berkaitan
dengan bagian luar suatu kaldera.Pada lingkungan vulkanik kompleks
dengan struktur, umum pada kaldera.
UkuranRelatif kecil dan berbentuk equidimensionalBervariasi,
terkadang sangat besar.
Batuan indukBiasanya tipe rhyodacite, daciteBatuan vulkanik
silisic intermedit
Waktu pembentukan bijih dan batuan induk
Relatif berumur sama ( < 0, 5 Ma )
Umur batuan induk dan bijih berbeda (> 1 Ma)
MineralisasiEnargit, luzonit, kovellit, pirit, emas, perak,
logam dasar sulfida, klorit jarang, selenida tidak ada, jarang
mineral Mn dan terkadang bismuntinit.Argentit, tetrahedrit,
tenanntit, perak, emas, sulfida, klorit sangat banyak,
bismuntinit.
ProduksiKaya endapan emas, perak dan logam tembagaEmas, perak
dan logam dasar
AlterasiAdvance argillik Intermediet argillik
banyak mengandung alunit hypogen terutama kaolinit hypogen
tidak ada adulariaSerisit argilik
alunit supergen kaolinit supergen sedikit
adularia melimpah
Temperatur
pembentukanSekitar 150 - 300 C200 - 300C
Salinitas< 1 24 Wt % NaCl eq0 13 wt% NaCl eq
Sumber fluidaDominan air meteorik, air tanah dengan komponen
magmatik yang signifikanDominan air meteorik
Sumber pembentukBatuan vulkanik atau larutan magmatikBatuan
berumur prakambrium dibawah batuan vulkanik
Pada daerah sistem sulfidasi rendah, larutan yang membentuk
mineralisasi mempunyai kesamaan dengan bentuk mineralisasi dalam
sistem geotermal yang aktif (Henley and Ellis, 1983, dalam White
& Hedenquist, 1995). Pada lingkungan ini, mineral-mineral
sulfida mengalami presipitasi dari hasil pengurangan pH larutan
yang semakin netral (Barton and Skinner, 1979 dalam White &
Hedenquist, 1995).
Studi isotopik menunjukkan bahwa larutan hidrotermal yang
terdapat pada lingkungan sistem sulfidasi rendah, didominasi oleh
air meteorik dan mengandung air serta gas-gas yang reaktif, seperti
CO2, SO2, HCl dari lingkungan magma asalnya (Hedenquist and
Lowerstern, 1994 dalam White & Hedenquist, 1995). Dari
kedalaman yang besar, larutannya bergerak naik ke atas, kemudian
bereaksi dengan batuan samping sehingga mempunyai pH yang semakin
netral (Giggenbach, 1992 dalam White & Hedenquist, 1995).
Melalui perpindahan ke permukaan yang relatif dangkal, terbentuk
uap-uap yang kaya senyawa CO2 dan H2S. Selanjutnya, membentuk
larutan asam sulfat dengan pH sekitar 23 dan temperatur mendekati
100C (Schoen et. al, 1974 dalam White & Hedenquist, 1995).
Sebaliknya, sistem sulfidasi tinggi terbentuk melalui proses
pencucian batuan samping, yang berasosiasi dengan larutan yang
bersifat asam. Larutan tersebut bergenerasi pada lingkungan
magmatik hidrotermal dan bergerak naik ke daerah vulkanik (Ransome,
1907, dalam White & Hedenquist, 1995).
Pada lingkungan sistem sulfidasi tinggi, komponen-komponen yang
reaktif berasal dari sumber oksidasi magmatik yang naik ke
permukaan dan bereaksi dengan air yang terdapat di sekitar batuan.
Uap-uap yang banyak mengandung senyawa SO2 dan HCl, diserap oleh
air tanah, sehingga terjadi ketidakseimbangan yang menyebabkan
terbentuknya H2SO4 dan H2S (Rye, 1993 dalam White & Hedenquist,
1995), kemudian proses ini diikuti dengan penguraian senyawa H2SO4
dan HCl.
Pada daerah permukaan dengan temperatur 150-300 C, terjadi
pengurangan nilai pH (pH 02), akibatnya air yang teroksidasi
menyebabkan terjadinya pencucian pada batuan samping. Hal-hal
inilah yang membedakan kedua jenis sistem epitermal, dalam
kaitannya dengan larutan hidrotermal dan derajat pembentukan
mineral-mineral yang bersifat ekonomis.
Berdasarkan atas hasil penelitian oleh Sillitoe, 1977, 1983,
Buchanan, 1981, Heald et. al, 1987 dan White et. al, 1995 dalam
White & Hedenquist, 1995, bahwa perbedaan antara sistem
sulfidasi rendah dan tinggi dapat diketahui dari kenampakan bentuk
endapannya di lapangan (Tabel 3. 3 ), yaitu:
Tabel 3. 3. Bentuk tipe endapan bijih sistem epitermal, (White
& Hedenquist,1995).Bentuk Tipe Endapan Epitermal
Sulfida Rendah ( Adularia Serisit )Sulfida Tinggi ( Asam Sulfat
)
Dominasi open space veinVein vein kecil yang secara lokal
dominan
Tekstur disseminated mineral bijih sangat jarangTekstur
disseminated mineral bijih dominant
Mineral bijih yang mengalami replacement sangat jarangMineral
bijih yang mengalami replacement umum dijumpai.
Mineral bijih dalam bentuk stockwork sangat umum dijumpaiJarang
dijumpai stockwork
Tekstur batuan pada kedua sistem ini, dicirikan oleh asosiasi
mineral bijih dan mineral ganguenya. Untuk endapan sistem sulfidasi
rendah, mempunyai tekstur yang bervariasi, seperti banded,
crustiform quartz, vein chalcedony, druse line cavities dan vein
breccia (Berger et. al, 1983 dalam White & Hedenquist, 1995).
Sedangkan tekstur pada endapan-endapan sistem sulfidasi tinggi,
mempunyai variasi yang lebih sedikit. Tekstur yang paling sering
dijumpai adalah tubuh masif dari kuarsa vuggy (Gray and Coolbaugh,
1994 dalam White & Hedenquist, 1995). Juga terdapat vein lokal
dan breccia yang penting sebagai batuan samping dari mineral bijih
vein sulfida dalam bentuk masif atau banded, dapat memotong tubuh
kuarsa vuggy, dimana mengandung mineral penciri sistem sulfidasi
tinggi, yaitu enargit, luzonit, kovellit dan Pirit dalam jumlah
besar. Adapun mineral gangue, tipe endapan epitermal menurut White,
1994, dalam White & Hedenquist, 1995 (Tabel 3. 4), antara lain
:
Tabel 3. 4. Mineral gangue tipe endapan epitermal, (White et.
al, 1994, dalam White & Hedenquist,1995).
Mineral gangue Tipe Endapan Epitermal
MineralSulfidasi RendahSulfidasi Tinggi
KuarsaMelimpahMelimpah
KalsedonBervariasiSedikit
KalsitBervariasiTidak ada ( kecuali sebagai overprint )
AdulariaBervariasiTidak ada
IllitMelimpahSedikit
KaolinitJarang (sebagai overprint )
Sedikit (bervariasi)
AlunitTidak adaSedikit (bervariasi)
BaritSangat sedikitSedikit
Berdasarkan atas asosiasi mineral bijih dan mineral ganguenya
dapat diketahui perbedaan antara keduanya. Untuk sistem sulfidasi
tinggi, kandungan mineral sulfidanya sangat banyak, utamanya pirit.
Sedangkan mineral gangue yang umum dijumpai adalah mineral
alunitkaolinit yang dapat terbentuk pada kondisi asam yang tinggi.
Mineral kuarsa akan dapat dijumpai pada kedua sistim ini. Sementara
itu, untuk sistem sulfidasi rendah, kandungan mineral sulfidanya
lebih sedikit dibandingkan dengan sistem sulfidasi tinggi,
sedangkan kandungan mineral ganguenya adalah mineral adularia dan
serisit yang mencerminkan kondisi pH yang netral (Reyes, 1990 dalam
White & Hedenquist, 1995).
VII. 4. 1. Tipe Endapan Epitermal Sistem Sulfidasi Tinggi
Endapan epitermal sistem sulfidasi tinggi (White &
Hedenquist, 1995) merupakan endapan yang terbentuk pada posisi
transisi atau peralihan antara intrusi magma dangkal, dengan
permukaan yang secara tipikal dekat dengan aktifitas vulkanik. Pada
posisi ini, magmatik fumarol yang bertemperatur tinggi dan uapuap
yang bersifat asam, menghasilkan terjadinya proses pencucian yang
kuat pada batuan samping (host rock) sepanjang saluransaluran yang
terbentuk oleh pengaruh struktural, atau pada batuan yang
permeabel. Hasilnya berupa ubahan silisifikasi yang mengandung
mineral bijih yang terbentuk setelah proses pencucian di sekitar
zona ubahan advance argillik (Gambar 3.2).
Gambar 3. 2 . Tipe endapan ndapan Epitermal Sistem Sulfidasi
Tinggi (Bonham,1989 dalam Arribas, 1995)
Karakteristik sistem sulfidasi tinggi yang dekat dengan
permukaan sangat dipengaruhi oleh muka air tanah purba (paleowater
table) dan relief. Ubahan yang dijumpai antara lain, ubahan
hypogene silisic (vuggy quartz) dan advance argillik
(quartzalunite), yang terbentuk oleh uap magmatik yang mengalami
kondensasi ke air tanah. Bentuk geometri dari endapan sistem
sulfidasi tinggi dapat dideterminasikan oleh struktural dan kontrol
litologi, faktorfaktor inilah yang mempengaruhi terbentuknya
endapan ekonomis, lapisan akuitar yang terletak di atas lapisan
akuifer dapat membantu terbentuknya endapan bijih dalam jumlah yang
besar.
Penempatan endapan sistem sulfidasi tinggi yang dekat dengan
vulkanisme, dapat diketahui dari kehadiran spesies hypogene acidic,
seperti HCl, SO2 dan HF serta tampak pada temperatur
