Bab I, Magang FI
Transcript of Bab I, Magang FI
1
BAB I
PENDAHULUAN
1.1 Latar Belakang
Endapan porfiri terbentuk dalam beragam setting tektonik. Endapan porfiri Cu
biasanya terdapat pada zona akar dari stratovolkano andesitic dalam seting tektonik
busur-kepulauan (islandarc) dan busur - benua (continental arc) yang berhubungan
dengan subduksi (Mitchell dan Garson, 1972; Sillitoe, 1973, 1988a; Sillitoe dan
Bonham, 1984 dalam Sinclair, 2007; gambar 1). Di Arizona Selatan, endapanporfiri Cu
dikaitkan dengan batuan granitik yang bertempat dalam setting kontinental, dalam atau
sepanjang batas dari kaldera yang sekarang tererosi intensif (Lipman dan Sawyer, 1985
dalam Sinclair, 2007)
Endapan porfiri adalah endapan dengan tonase besar dan kadar rendah hingga
mineral bijih utamanya secara dominan terkontrol oleh struktur dan secara spasial dan
pembentukan berhubungan dengan serial intrusi porfiri felsik hingga intermediet
(Kirkham, 1972 dalam Sinclair, 2007). Ukurannya yang besar serta control struktural
(contoh: urat, set urat, stockwork, rekahan, dan breksi) membedakan endapan porfiri
dengan endapan lain yang mungkin berdekatan. Seperti skarn, urat mesothermal, dan
endapan epithermal.
Tipe endapan porphyry umumnya terbentuk pada daerah tectonic yang aktif dan
berhubungan dengan pluton batuan granitic didalam kerak bumi sehinga akan
menghasilkan logam yang terbentuk dari larutan hidrotermal dengan mempunyai nilai
endapan bijih yang mempunyai nilai ekonomis sangat tingi seperti phorphyry Cu dan
Mo dalam luasan area yang sangat kecil. hampier 75% semua persediaan system
endapan porphyry Cu di dunia endapan porphyry Cu 50% dan dari porphyry Mo 25%
dan, terbesar kedua dari Au (129 Moz: Gras- berg, Indonesia; J. MacPherson,dan
sejumlah kecil logam lainnya (Ag, Pd, Te, Se, Bi, Zn, dan Pb). Sistem ini juga
mengandung sumber utama logam serta termasuk terbesar yang diketahui konsentrasi
dieksploitasi di dunia Cu (203 Mt.. Los Bronces-Rio Blanco, Chili tengah, AJ Wilson,
surat perintah com- mun, 2009) dan Mo (2,5 Mt: El Teniente, Chili tengah, Camus,
2003), dan terbesar kedua dari Au (129 Moz: Gras- berg, termasuk Endapan Skarn
yang kontak intrusi nya berdekatan, Indonesia; J. MacPherson, (Sillitoe, 2010).
2
Rekahan dan, vein, serta breksia selalu berhubungan dengan porphyry
magmatis. Naiknya silika magma secara menengah ke dalam bagian atas lempeng yang
sumbernya terbentuk paling dalam serta magma yang terbentuk lebih tebal
dibandingkan lempeng. Densitas magma berkurang di bagian atas lempeng, membentuk
batolith. Hidrasi fluida dari magma yang mendingin, kristalisasi, dan pemadatan akibat
proses penguapan.
caracterisitic sisitem alterasi porphyry yang sangat luas dan besar dipengaruhi
oleh kedua pola porphyry host rock dan porphyritic stock (Creasey, 1966; Meyer and
Hemley, 1967), (Figure 1.1) dan hubungan zona dari pola alterasi mineral logam,
caracterisitic dari zona potassic and phyllic pada system Cu ± Mo ± Au terdapat pada
bagian tengah (Sillitoe, 2010). Ukuran dari beberapa kilometer di dalam atau bagian
tengah dari anomaly Zn-Pb-Ag ± Mn. ahkirnya zona ini akan berisi Au-As ± Sb, yang
mana biasanya terdapat lithocap. Zona ini adalah hasil dari ruang, sehinga menyebapkan
terjadinya pengendapan logam di bagian dalam dari larutan fluida, yang berasal dari
pergantian temperature fluida.
Pada skala endapan bijih, struktur yang berhubungan dapat menghasilkan variasi
dari tipe mineralisasi, termasuk urat, set urat, stockwork, rekahan, crackled zones, dan
pipa breksi Pada endapan porfiri yang besar dan ekonomis, urat yang termineralisasi
dan rekahan biasanya memiliki densitas yang sangat tinggi. Orientasi dari struktur
mineralisasi dapat dihubungkan dengan lingkungan stress lokal disekitar bagian atas
dari pluton atau dapat menunjukkan kondisi stress regional. Ketika struktur mineralisasi
tumpang tindih satu-sama-lain dalam sebuah batuan bervolume besar, kombinasi dari
struktur mineralisasi individual menghasilkan zona dengan kadar bijih yang lebih tinggi
dan karakteristik dari endapan porfiri berukuran besar.Pembagian zona lokasi dari
masing-masing struktur yang timbul dari tipe mineralisasi yang berbeda,
Batas dari luasan PORPHYRY Cu systems dengan folume (10−>100 km3)
didalam alterasi dinding batuan pada tubuh intrusi porphyry Cu dan apabila intrusi
terjadi pada tubuh batuan sediment maka terjadi pelepasan mineral carbonat sehinga
akan terbentuk skarn, hige intermediate-sulfidation ephitermal pada bagian bawah yang
mengandung mineralisasi logam berharga. calc-alkaline terbentuk di sepanjang
rangkaian batholiths dan volcanic, sebagai tanda dari semua pembentukan yang terjadi
3
pada zona lempeng konvergen magmatic arcs yang aktif subdaksi (Sillitoe, 1972;
Richards, 2003), walapun biasanya dari system post collisional yang terbentuk dari
beberapa setingan tektonik, dan berkembang sesudah setingan tektonik itu berhenti
(e.g., Richards, 2009). kedalaman dari system porphyry Cu berisi komponen Cu ± Mo ±
Au deposit dengan ukuran yang bervariasi dari (<10 million metric tons [Mt]-10 billion
metric tons [Gt]) sebagai sumber dari Cu, Au,/ Zn Skarn (<1 Mt−>1 Gt), karena dimana
terbentuk pada tempat yang dangkal dan suhu yang rendah sehing mengandung semua
omponen hige intermediate-sulfidation epithermal Au ± Ag ± Cu tubuh biji. (<1 Mt−>1
Gt).
1.1.Tujuan Penelitian
Kegiatan penelitianini bertujuan untuk memperoleh informasi - informasi geologi
secara regional yang mempengaruhi kondisi geologi lokal yang berdampak pada proses
intrusi, mineralisasi dan, alterasi yang berkembang untuk endapan porphyry cooper.
1.2. Pembatasan Masalah
Agar kegiatan penelitian dan penulisan dapat terencana dan terfokus, maka batasan
masalah geologi yang akan dibahas adalah :
1. Kondisi geomorfologi, stratigrafi, dan struktur geologi yang mempengaruhi intrusi,
mineralisasi dan alterasi.
2. Tipe alterasi dan mineralisasi untuk endapan porphyry cooper.
1.3. Alat dan Bahan
Alat dan bahan yang digunakan dalam penelitian ini adalah :
1.3.1. Alat :
a. Kompas Geologi
b. Palu Geologi
c. Hand Lens 10 x dan 20 x pembesaran
d. Pen magnetite
e. Tape
f. Orienting plastic type HQ – NQ – BQ
g. Global position system ( GPS )
4
h. Camera digital
i. Peta Topografi Skala 1 : 25.000
j. Pita ukur 1 meter
k. Papan data
l. Kuas tangan
1.3.2. Bahan :
a. HCL 0.5 ( Asam Chloride )
b. Core hasil pemboran.
c. Kantong Sampel
1.4. Metode Penelitian
Guna mencapai hasil penelitian yang baik, perencanaan penelitian penting untuk
dipersiapkan baik dari tahapan persiapan penelitian sampai tahapan penyusunan hasil
penelitian. Tahapan – tahapan tersebut adalah :
a. Persiapan ;
b. Penelitian Lapangan ;
c. Penelitian laboratorium ;
d. Pengolahan data ;
e. Penyusunan skripsi.
1.4.1. Tahap Persiapan
Dalam tahapan persiapan yang dilakukan adalah penerbitan surat izin penelitian
dari tingkatan jurusan, fakultas sampai universitas kepada pihak perusahaan / instansi
pemerintah terkait di tingkatan kabupaten hingga desa setempat di lokasi penelitian dan
pengecekan serta melengkapi peralatan – peralatan yang dapat digunakan sehingga
dapat membantu kegiatan penelitian.
1.4.2. Penelitian Lapangan
Pada pelaksanaan penelitian lapangan sangatlah penting mengingat data - data
geologi permukaan yang menjadi obyek penelitian harus dapat dicatat dan direkam
5
dengan baik, sebab itu data-data yang terambil dapat memberikan informasi geologi
yang bekerja dan mempengaruhi kondisi di sekitar areal penelitian serta tentunya model
alterasi dan mineralisasi yang menjadi obyek utama penelitian dapat teramati dengan
baik.
1.4.3. Pengamatan Laboratorium / Studio
Tahap penelitian laboratorium sangat penting, namun tahapan ini dilakukan jika
kegiatan penelitian lapangan sudah dilakukan. Penelitian laboratorium berupa penelitian
terhadap contoh-contoh batuan yang diperoleh di lapangan berupa analisa petrografi.
Tujuan analisa petrografi adalah untuk mengetahui secara detail jenis, bentuk,
komposisi dan persentase mineral serta nama batuan. Analisa ini pentng guna
penafsiran mengenai genesa, lingkungan pengendapan, dan sejarah pembentukannya.
Analisa mikropaleontologi untuk mengetahui kandungan fosil dari batuan guna
mengetahui penentuan umur relatif dari singkapan.
Analisa struktur geologi meliputi analisa struktur primer dan sekunder yang
dipengaruhi oleh pergerakan tektonik secara regional yang berdampak pada lokal
struktur geologi.
1.4.4. Pengolahan Data dan Analisa Data
Tahapan pengolahan data ini dimaksudkan untuk mengolah semua data – data
hasil penelitian lapangan dan hasil analisis laboratorium.
Data analisa laboratorium berupa analisis petrografi sampel batuan beku
menggunakan klasifikasi Russel B. Travis, 1975, untuk batuan metamorf menggunakan
klasifikasi William, Turner dan Gilbert, 1982, sedangkan untuk batuan sedimen dan
karbonat digunakan klasifikasi Pettijhon, 1975, Folk, 1959, dan Dunham, 1962.Untuk
analisis mikro paleontologi guna kesebandingan umur berdasarkan foraminifera
planktonik menggunakan zonasi dari Blow, 1969.
6
1.4.5. Penyusunan Skripsi
Setelah selesainya kegiatan penelitian lapangan, analisa laboratorium dan
pengolahan data maka tahapan penyusunan laporan ilmiah dalam bentuk skripsi yang
memuat kondisi geologi umum daerah penelitian dan analisa tipe alterasi dan
mineralisasi porphyry di daerah penelitian sebagai spesifikasi dalam kegiatan penelitian.
7
BAB II
TATANAN GEOLOGI REGIONAL
2.1. FISIOGRAFI
Pulau New Guinea merupakan pulau yang sangat kompleks baik dari morfologi
bentang alam, dan proses tektonik yang aktif sampai saat ini. Secara umum dari selatan
dan utara pulau Papua dapat dibagi menjadi 3 bagian yaitu : continental ( benua ),
transitional provinces ( daerah transisi ), dan Oceanic ( Samudera ). Ada 2 klasifikasi
yang digunakan untuk mengidentifikasi pulau Papua menurut Van Bemellen ( 1949 )
dan klasifikasi Quarless van Ufford ( 1996 ). Menurut Quarless van Ufford( 1996 )
pulau Papua seperti burung yang menghadap ke arah Barat dan terbagi sebagai berikut :
1. Fisiografi klasifikasi Van Bemellen (1949)
Fisiografi pulau New Guinea dibagi menjadi 3 yakni :
a. zona semenanjung Barat ( Vogelkop ),
b. bagian utama ( mainland ), dan
c. bagian timur dan ekor.
2. Berdasarkan kenampakan morfologi pulau New Guinea yang digambarkan
seperti seekor burung yang sedang terbang dan menghadap ke arah Barat.
Menurut Quarless van Ufford ( 1996 ), maka fisiografi pulau Papua terbagi :
a. Bagian kepala burung ( Bird’s Head )
b. Bagian leher burung ( Bird’s Neck )
c. Bagian Badan burung ( Bird’s body )
d. Bagian Ekor burung ( Bird’s Tail )
8
Gambar 2.1. Fisiografi Pulau Papua
a. Zona Semenanjung Barat ( Vogelkop ) / Bird’s Head
Zona ini berada pada koordinat 130o
BT – 135o BT. Secara umun terbagi 2 subzona
yakni :
Subzona Utara – Timur
Dicirikan oleh kompleks pegunungan masif yang tersusun oleh batuan metamorfik
dan granitik yang berumur Neogen sampai Kuarter.
Subzona Selatan – Barat
Dataran rendah yang tersusun oleh plateu batugamping yang dikenal Onin dan
Kumawa Peninsula yang berumur tersier, dataran aluvial, dan rawa-rawa.
Subzona selatan – Barat dipotong oleh teluk Bintuni. Kedua subzona ini dipisahkan oleh
depresi seperti lembah dan dataran Warren – Momi Ransiki yang terdapat di sepanjang
zona sesar Sorong dan Ransiki, Down – Irai, Danau Anggi, Kasi – Kebar, Warsamsan,
serta Sorong
9
b. Bagian Leher ( Bird’s Neck )
Pada bagian terdapat kelurusan yang dinterpretasikan sebagai struktur geologi yang
berarah N – S dan NW – SE. Pada bagian leher memiliki beberapa subzona yaitu
Lengguru Fold Belt ( antiklin yang tersesarkan dari Kelompok Batugamping New
Guinea ), danau Jamur ( Dibentuk hasil ekstrusif lava yang berasal dari aktivitas
vulkanik kecil di bagian selatan yang berumur Resen ), Wandamen peninsula (
Selatan danau Jamur dan bagian paling utara dari kompleks batuan metamorfik ) dan
Weyland Range ( pegunungan masif yang menghubungkan bagian kepala dan badan.
c. Bagian Utama ( Mainland ) / Bird’s Body
Bagian utama berada di koordinat 135o BT – 143.5
o BT. Dicirikan oleh kelurusan –
kelurusan NW – SE. Zona ini didominasi oleh pegunungan masif ( Kompleks
Pegunungan Tengah atau Central Range ) di bagian utara dan dataran di bagian selatan,
rawa-rawa di bagian yang dekat permukaan laut. Bird’s Body dibagi beberapa sub zona:
Zona Central Range mountain, digambarkan sebagai tulang punggung dari burung.
Zona Cyclops Mts
Zona Bougenville Mts
Zona Mamberamo – Dewani Depression
Zona Digul – Fly depression
Zona Merauke
d. Bagian Timur Termasuk Ekor ( Bird’s Tail )
Berada pada koordinat 143.5o BT – 150.48
o BT. Zona ini ditandai oleh kelurusan –
kelurusan yang berarah NW – SE, daerah ini dibagi dalam 3 sub zona :
Zona vulkanik di pesisir utara
Zona sepanjang pesisir timur laut
Zona pegunungan tengah ( central range )
10
2.2. KERANGKA TEKTONIK PAPUA
Pulau New Guinea merupakan hasil dari aktivitas tektonik yaitu tumbukan
(collision) yang bersifat oblique convergent antara lempeng benua Australia dan
lempeng samudara Pasifik (Quarless van Ufford, 1996 dan Sapiie, 1998 ).
Ada beberapa model dari evolusi tektonik pulau New Guinea yang masih
menjadi perdebatan sampai sekarang. Beberapa model tersebut adalah :
a. Teori Pembalikan Subduksi ( Subduction Polarity Reversal )
Teori ini menyatakan bahwa pergerakan lempeng benua Australia bergerak ke arah
utara dan terjadi subduksi dengan Lempeng Benua Pasifik, selanjutnya diikuti oleh
proses kolisi dan inisiasi dari subduksi lempeng Samudera Pasifik ke arah selatan
palung laut New Guinea ( Dewey dan Bird, 1970 ; Hamilton, 1979 ; Jhonson and
Jaques, 1980 ; Milson, 1985 ; dan Sapiie, 2001 ).
b. Teori Zippering Model
Teori zippering model menjelaskan dua lempeng subduksi ( doubly subducting
slab ) dari lempeng samudera Pasifik pada pulau New Guinea bagian timur yang
kemungkinan merupakan bagian Lempeng Samudra Solomon Sea bagian barat
( Ripper dan Mcque, 1983 ; cooper dan Taylor, 1987 ; Sapiie, 2001 )
c. Teori Sesar Mendatar ( Strike Slip Fault )
Teori ini menjelaskan bahwa terjadi subduksi antara Lempeng Benua Australia dan
Lempeng Samudera Pasifik yang kemiringannya ke arah utara namun tidak terjadi
subduksi several seperti yang dijelaskan oleh teori pembalikan subduksi, tetapi hanya
pembentukan proses sesar - sesar mendatar akibat proses oblique convergence dimana
lempeng Australia memiliki kemiringan yang sangat vertikal ( Dow et all, 1988 ; Sapiie,
2001 ).
Para ahli geologi setuju bahwa New Guinea sekarang ini merupakan bagian dari
passive margin lempeng benua Australia bagian utara yang pada Mesozoik sampai
Kenozoik ditumbuk oleh satu atau beberapa kali busur vulkanik. Beberapa ahli juga
masih memperdebatkan mengenai proses collision yang terjadi di pulau New Guinea.
11
Ada ahli geologi yang menyatakan bahwa New Guinea terbentuk akibat satu kali proses
collision ( Ripper and Mcque, 1983 ; Milsom, 1985 ; Cooper and Taylor, 1987 ; Sapiie,
2001 ), tetapi beberapa menyatakan bahwa collision terjadi dua kali.
Gambar 2.2. Peta Tektonik New Guinea. Adaptasi Dari Hamilton, 1979.
Cooper Dan Taylor, 1987 Dan Closs. Spreading Centers Dari Northwest Dan Southwest.
Berdasarkan perubahan batuan sedimen karbonat menjadi batuan sedimen
silisiklastik pada cekungan batuan pengendapaan ( orogenic uplifts ), proses collision
yang membentuk Melanesian Orogeny dimulai pada Miosen Akhir ( Dow dan Sukamto,
1984 a ; Dow et all, Dow at all, 1988 ; Sapiie, 2001 ). Namun berdasarkan penentuan
umur batuan tahap metamorf di pulau New Guinea dan daerah busur kepulauan
diperoleh umur Oligosen Awal, yang berarti proses collision berlangsung pada awal
Oligosen ( Pigram et al, 1989 ; Davies, 1990 ; Sapiie, 2001 ). Dow et al, 1988
menyimpulkan bahwa pulau New Guinea merupakan hasil collision antara busur
kepulauan dan benua yaitu yang pertama pada Oligosen dan kedua pada masa Miosen (
Dow et al, 1988, Sapiie, 2001 ).
12
Quarless van Ufford (1996) juga menyimpulkan bahwa pulau New Guinea
terbentuk akibat dua kali proses orogenesa yang berbeda satu dengan yang lain. Proses
orogenesa pertama terjadi pada Eosen – Oligosen yang disebut Peninsula Orogeny yang
terbatas sampai sebagian besar bagian timur New Guinea. Kemudian proses orogenesa
selanjutnya dimulai pada Miosen Tengah yang disebut Central Range Orogeny.
Peristiwa ini berhubungan dengan pembentukan geologi pulau New Guinea sampai
sekarang ini.
Selanjutnya tahap Central Range Orogeny dibagi menjadi dua proses oleh Quarles
Van Ufford ( 1996 ) yaitu tahap pre-collisional dan tahap collisional. Tahap pre-
collisional adalah tahap pengangkatan ( Bulldozing ) dan metamorfisme dari sedimen
passive margin pada zona subduksi dengan kemiringan ke arah utara. Tahap collisional
terjadi ketika litosfer Australia yang mengapung berhenti di zona subduksi (Closs, et al,
1994 dalam Sapiie, 2001). Akibat dari aktivitas ini melibatkan basemen batuan kristalin,
terjadi aktivitas magma pada tahap akhir dan pengangkatan pegunungan secara vertikal
setinggi 1-2 km yang diperkirakan berlangsung 7-3 juta tahun yang lalu. Puncak dari
proses ini adalah inisiasi dari sesar mendatar mengiri yang berarah timur – barat ( E-W )
yang mendominasi proses tektonik dari bagian barat New Guinea ( Sapiie, 1998 ).
Proses pergerakan realtif lempeng benua Australia dan lempeng samudra Pasifik
berperan penting dalam perkembangan struktur di New Guinea, Sapiie (2001)
menjelaskan bahwa pada 4 juta tahun lalu pergerakan lempeng Pasifik terhadap
lempeng Australia berubah arah N 246o E ( SW ) sampai N 270
o E ( WSW ).
2.3. GEOLOGI REGIONAL PULAU NEW GUINEA
Berdasarkan batuan asal penyusun Pulau New Guinea, secara umum pulau ini
dibagi menjadi satuan geologi yaitu :
2.3.1. Satuan Samudera ( Oceanic Provinces )
Satuan ini terdiri dari kompleks batuan offiolit, serta kompleks kepulauan
sebagai bagian dari Lempeng Samudera Pasifik, berada di sebelah utara kompleks
pegunungan Tengah.
13
2.3.2. Satuan Benua ( Continental Provinces )
Satuan ini tersusun dari batuan sedimen yang berasal dari Lempeng Benua
Australia, dan berada di sebelah selatan Kompleks Pegunungan Tengah.
2.3.3. Satuan Transisi ( Transitional Provinces )
Satuan ini tersusun dari batuan metamorfik yang dihasilkan dari proses
metamorfisme akibat interaksi antara Lempeng Benua Australia dan Lempeng
Samudera Pasifik.
Berdasarkan batuan penyusun serta evolusi tektonik yang berkembang, bagian
badan burung ( Bird’s body ) dapat dibagi menjadi empat satuan litotektonik, yaitu :
a. Satuan Depan Busur New Guinea
Merupakan dataran rendah di bagian selatan Pulau New Guinea. Batuan penyusun
satuan ini merupakan batuan sedimen karbonat berumur Kenozoikum, serta batuan
sedimen silisiklastik, batuan sedimen marin, serta sedimen berumur Mesozoikum
(Dow dan Sukamto, 1984 a,b : op cit Darman and Sidi, 2000 )
b. Satuan Sabuk Lipatan dan Sesar Anjakan Pegunungan Tengah
Merupakan sabuk orogenesa yang memanjang dari Papua hingga Papua Peninsula
di bagian timur sepanjang 1300 km dan lebar 150 km, ditandai dengan pegunungan
dengan ketinggian lebih dari 3000 mdpl ( Dow et al, 1988 ; Darman and Sidi, 2000 ).
c. Satuan Sabuk Metamorfik Ruffaer
Satuan ini terdiri dari batuan metamorf temperatur rendah ( T < 300oC ), dengan
luas 150 dan merupakan daerah yang mengalami deformasi kuat. Satuan ini dibatasi
sabuk Offiolit New Guinea pada bagian utara, sedangkan bagian selatan dibatasi oleh
daerah terdeformasi dengan batuan penyusun berasal dari Passive margin Lempeng
Australia ( Dow et all, 1988 ; Sapiie, 2000 )
14
Gambar 2.3. Distribusi Karbonat Pada Awal Dan Pertengahan Miosen
Sepanjang Utara Australia Pada Pinggiran Kontinen, Katili (1986), Apthorpe
(1988), P.J. Davies, et al, (1989), Buther ( 1990 ) dan McLennan (1990).
d. Satuan Tumbukan Busur Kepulauan Melanesia
Satuan ini merupakan daerah yang kompleks, terdiri atas kerak samudera yang
berasal dari tumbukan Busur Kepulauan Melanesia dengan Lempeng Samudera Pasifik.
Satuan ini terdiri dari Zona Depresi Meervlakte dan Mamberamo Trust Fold- Belt
( MTFB ), dengan luas 200 km 2. Tumbukan yang membentuk satuan ini diperkirakan
pada kala Pliosen dan aktif sampai sekarang ( Dow dan Sukamto, 1984 a,b ; Dow et al,
1988 ; Darman dan Sidi, 2000 ).
15
BAB III
DASAR TEORI
3.1. ALTERASI HIDROTERMAL
Alterasi hidrotermal merupakan proses yang kompleks, meliputi perubahan
secara mineralogy kimia dan tekstrur yang dihasilkan dari interaksi larutan hirdotermal
dengan batuan yang dilaluinya pada kondisi kimia fisika tertentu, (DalamPirajno, 1992).
Pada umumnya fluida hidrotermal merupakan fluida air bawah tanah atau air laut yang
terpanaskan oleh adanya intrusi magma di bawah permukaan sehingga fluida panas
tersebut mencari zona permeable atau zona rekahan dan kemudian secara kimiawi akan
mengubah mineral-mineral pada batuan samping yang dilaluinya membentuk
kumpulan-kumpulan mineral yang setimbang pada kondisi yang baru. Proses ini disebut
metasomatisme yaitu pertukaran komponen – komponen kimia antara fluida dengan
batuan samping. Oleh karenaitu, hal tersebut juga memungkinkan adanya perubahan
komposisi kimia pada fluida yang di sebabkan oleh reaksinya pada batuan samping,
(Dalam Henley dan Ellis, 1983). Produk alterasi pada system epitermal tidak
sepenuhnya tergantung pada komposisi batuan samping (termasuk permeabilitas,
temperature, dan komposisi fluida batuan). Mereka menyatakan, sebagai contoh pada
temperature antara 250-2800C, kumpulan mineral yang sama (kuarsa, albit, K-feldspart,
epidot, illit, kalsit, dan pirit) terbentuk pada basalt, batu pasir, riolit, dan andesit.
Sedangkan peneliti lainnya percaya bahwa, komposisi batuan samping memiliki
peranan yang penting dalam proses alterasi hidrotermal, terutama pada system
porphyry-Cu.
Alterasi hidrotermal biasanya melibatkan volume fluida yang relaitf besar.
Fluida ini akan menghasilkan alterasi yang intensif terhadap batuan samping, bila
batuan samping tersebut bersifat permeable (rekahan atau pori-pori yang saling
berhubungan). Artinya, semakin banyak fluida dan semakin permeable suatu batuan
maka alterasi hidrotermal akan semakin intensif. Kemudian, rasio fluida terhadap
batuan, (w/r) ini menjadi sangat penting untuk melihat seberapa besar derajat alterasi
yang dihasilkan.Pada system hidrotermal w/r akan umumnya berkisar antara 0,1-4,
(Dalam Henley dan Ellis, 1983).
16
Alterasi hidrotermal terjadi secara ekstensif dan biasanya mengalami zonasi
pada skala endapan dan juga pada urat dan rekahan individual. Pada banyak endapan
porfiri, zona alterasi pada skala endapan terdiri dari zona bagian dalam potassic yang
dicirikan oleh K-feldspar dan/atau biotit (± amfibol ± magnetit ± anhidrit ) dan zona
bagian luar alterasi propylitic yang terdiri dari kuarsa, khlorit, epidot, kalsit, dan secara
lokal, albit yang berhubungan dengan pirit. Zona alterasi phyllic (kuarsa + serisit +
pirit,) dan alterasi argilic (kuarsa + ilit + pirit ± kaolinit ± smektit ± montmorillonit ±
kalsit) yang dapat menjadi bagian dari pola zonal diantara zona potassic dan propylitic,
atau dapat menjadi zona lebih muda berbentuk irregular atautabular yang menumpuk
diatas alterasi lebih tua dan kumpulan sulfida.Zona sulfida ekonomis paling banyak
diasosiasikan dengan alterasi potassic.Hubungan spasial dan temporal diantara tipe
berbeda dari alterasi ditunjukan secara skematik dalam Sementara zona alterasi dan
mineralisasi dari sebuah endapan porfiri
Caractericitic dan type utama alterasi dan mineralisasi yang umumnya hadir
dalam intrusi porphyry Cu sistim. pada zona alterasi dinding batuan dan tersebar pada
bagian dalam dan pada bagian luar dai zona intrusi dinding batuan hinga bias mencapai
beberapa kilometer luasan skalanya umumnya adalah alterasi potassic, sericitic,
advanced argillic, intermediate argillic, propylitic, sodic-calcic dan sodic, greisen,
serta skarn.
17
Gambar 3.1. gambaran schematic dari susunan pembentukan alterasi –
mineralisasi (Modified from Sillitoe (2000).
gambaran schematic dari susunan pembentukan alterasi – mineralisasi yang
berurutan pada system endapan porphyry copper dan hubungannya pada batas
kedalaman dengan seistem yang berkaitan dengan susunan watu pembentukan, dari
potasic yang berhubungan dengan sekeliling porphylitic (prop) setelah itu clorit –
cericitie dan cericite – advanced argillic, sangat meningkat dari hasil percampuran kadar
asam sehinga terjadi penurunan temperature dari larutan hydrothermal. sebagai
berikut, dengan pertambahan sulphida state secara meluas dalam bentuk pararel dari
hasil larutan fluida dan menyebapkan perubahan dari sulphida celompok dari
chalcopyrite (Cp) – bornite (bn) setelah itu chalcopyrite-pyrite (py) dan pyrite-bornite,
ke pyrite-enargite (en) atau pyrite-covellite (cv), sebagai penciri dari beberapa endapan
by Einaudi et al. (2003). dari yang tidak hadir pada Cu haig sulphidasi dari early, high-
temperature advanced argillic zone. Modified from Sillitoe (2000).
18
Potassic alteration indikasi dari beberapa mineral alterasi yang biasnya hadir
pada alterasi ini adalah kelompok secondary biotite dan K-feldspar dan chalcopyrite ±
bornite. Phyllic alteration lebih dulu terbentuk dari Potassic alteration characteristic dari
alterasi ini hamper semuanya berwarna hijau-hijau tua tersusun oleh mineral mafic dan
merupakan ubahan dari mineral chlorite, plagioclase - sericite, and magnetite – hematite
dan penambahan pyrite and chalcopyrite deposit
Chlorite-sericite alteration system pembentukan pada alterasi ini terbentuk pada
bagian atas dan mengandung tubuh bijih endpan porphyry yang sangat melimpah
mineral utama yang umumnya hadir pada alterasi ini (Chlorite) Carbonate, epidote,
hadir sebagai mineral secunder, dan Chlorite ± sericite ± sulfides hadir sebagai
kelompok mineral sulphida yang sangat kecil, kelompok mineral sulphida ini biasanya
hadir sebagai veinlets dan merupakan tipe bentuk dari alterasi Chlorite-sericite.dan
Veinlet selvages mengisi sebagai Chlorite, sericite/illite Alterasi ini merupakan bentuk
dari perpindahan sebagian mineral mafic, ke klorit, ke plagioklas dan plagioklas ke
sericite secara complit (fine-grained muscovite) dan/ilite.
Advanced Argillic alterasi ini adalah alterasi hidrolisis dan alkali yang kationnya
terubah dan membentuk alkali bebas dari hydrous alumunium mineral silika (
pyrophyllite, dickite, kaolinite akibat pengurangan panas fluida ). Zona lokal dengan
temperatur tinggi hadir andalusite, alunite, dan variasi aluminiium seperti flourine,
mineral yang kaya silika seperti topaz, diaspore, zunyite, corundum, dumortierite dan
pyrite. Zona yang kaya akan kuarsa dengan ubahan alumunium ( alterasi sisa silika )
secara umum hadir dekat permukaan dari zona transisi lingkungan epithermal. Mineral
hypogen di dominasi oleh pyrite dan mineral tembaga yaitu enargite, covellite, digenite,
dan umumnya tetahedrite / tennantite. (Sillitoe, 1995) pada bagian atas sering terjadinya
percampuran clay minerals dan alunite. Dan dengan panjang lithocap antara >10 km²
hamper rata – rata 100 km² (Sillitoe, 1995) demikian menjadi besar dan banyak pada
bagian bawah dari endapan porphyry
Intermediate argillic alterasi merupakan kumpulan mineral lempung yang
terbentuk oleh hidrolisis alteration dengan karakteristik suhu yang rendah dibandingkan
zona alterasi sericitic, dan relatif derajat keasaman rendah, tetapi suhu yang relatif tinggi
19
dibandingkan alterasi argillic dengan suhu yang relatif sama. Mineral yang dominan
hadir pada alterasi ini adalah mineral lempung seperti smectite, kaolinite ubahan dari
plagioklas, potassium feldspar stabil, dan mineral feromagnesian yang terubah oleh
chlorite dan pyrite.
Propylitic alteration bentuk carakterisitik dari alterasiini adalah terjadi karena
reaksi dehidrasi dan CO2 secara metasomatism sehinga membentuk chlorite, epidote,
dan mineral carbonate Propillitic merupakan alterasi batuan beku akibat hidrasi,
karbonasi, oksidasi, dan reaksi sulfidasi secara lokal, dan membentuk mineral hydrous
dan sedikit mineral karbonat, sulfide dan atau hematit. Mineral – mineral yang hadir di
zona alterasi ini adalah epidote, chlorite, atau actinolite, di beberapa tempat hadir
pyrite,pada suhu yang tinggi dan chlorite-illite-sericite atau smectite dan pyrite, pada
suhu yang lebih rendah hasil perubahan calcic plagioclase dan mineral feromagnesian.
Mineral tembaga pada umumnya tidak hadir pada zona alterasi propilitic. (e.g.
Sillitoe,2010).
Sodic-calcic dan sodic alteration, system pembentukan alterasi ini kebanyakan
terbentuk pada zona dibagian bawah dari endapan porphyry dan mengandung
Umumnya hadir mineral besi yang sudah lapuk. Karakteristik mineral alterasi adalah
reaksi mineral yang kaya sodium, plagioklas yang terubah menjadi potassium feldspar.
Sodic plagioklas, actinolite, epidote, chlorite, calcic-pyroxene, calcic-plagioklas, dan
Ca-Al-Fe dan garnet yang terbentuk pada temperatur yang tinggi ( lebih dari 450oC).
sangat melimpah (e.g., Panguna, Papua New Guinea and El Teniente; Ford, 1978;
Cannell et al., 2005) biasanya intrusi porphyry akan terbentuk dan berasosiasi dengan
dinding batuan intermediet dan bentuk dari alterasi ini hamper sama dengan alterasi
propylitic, meskipun begitu, tetapi, biasanya caractericitic dari lokasi pada semua zona
endapan porphyry stock dapat dilihat seperti di (e.g., Koloula, Solomon Islands and
Island Copper, British Columbia; Chivas, 1978; Perelló et al., 1995; Arancibia and
Clark, 1996). Sodic-calcic alteration secara khusus mengandung sulpihida dan sedikit
mineral logam kecuali (magnetite dan Fe) tetapi mineralisasi Au dapat hadir pada tubuh
endapan porphyry Cu(e.g., Nugget Hill, Philippines), beberapa mineral yang umumnya
hadir pada alterasi potassic-calcic (biotite-actinolite-magnetite) komponen dari
20
kelompok yang biasa (e.g., Santo Tomas II, Ridgeway, and Cotabambas, southern Peru;
Sillitoe and Gappe, 1984; Wilson et al., 2003; Perelló et al., 2004a).
Alterasi Greisen Himpunan mineral pada greisen adalah kuarsa-muskovit (atau
lipidolit) dengan sejumlah mineral asesori seperti topas, turmalin, dan florit yang
dibentuk oleh alterasi metasomatik post-magmatik granit (Best, 1982, Stempork, 1987,
dalam Sutarto, 2004). Greisen merupakan alterasi vein selvage dengan kristal macro-
scopically hidrothermal muscovite. Greisen terdapat vein yang terisisi urat muscovite,
quartz, minor sulfides mineral ( pyrite lebih banyak dibandingkan chalcopyrite) dengan
potassium feldspar –muscovite selvages.
Skarn Alterasi Alterasi ini terbentuk 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.
Garnet-piroksen-karbonat adalah kumpulan yang paling umum dijumpai pada batuan
induk karbonat yang orisinil (Taylor, 1996, dalam Sutarto, 2004). Amfibol umumnya
hadir pada skarn sebagai mineral tahap akhir yang menutupi mineral-mineral tahap
awal. Aktinolit (CaFe) dan tremolit (CaMg) adalah mineral amfibol yang paling umum
hadir pada skarn. Jenis piroksen yang sering hadir adalah diopsid (CaMg) dan
hedenbergit (CaFe). Alterasi skarn terbentuk pada fluida yang mempunyai salinitas
tinggi dengan temperatur tinggi (sekitar 300°-700°C). Proses pembentukkan skarn
akibat urutan kejadian Isokimia – metasomatisme – retrogradasi.
21
3.1.2. GOMETRY ENDAPAN PORPHYRY
Luasan yang utama dari system prophyri Cu dan Mo, kebanyakan composisi
dari percampuran batoliths ke dioritic sampai granitic akan membentuk 1-2 Ma sebelum
terjadinya proses intrusi pada tubuh porphyry (e.g. Dilles and Wright, 1988; Mortensen
et al., 1995; Dilles et al., 1997;Deckart et al., 2005; Campbell et al., 2006) at depths of
~5 km (e.g. Sillitoe, 2010; Richards,2011). Tetapi apabila kedudukan dari endapan
relative miring tetapi tidak ada katianya dengan tubuh magma maka dapat dilihat pada
endapan. semua system endapan porphyry akan berasosiasi dengan khalk –Allkaline
composisi dari intermediet ke felsick volkanisme (Sillitoe, 1973) tetapi biasanya stok
intrusi dari catatan di Bingham mencapai peningkatan 0.5 - 3 Ma(Waite et al., 1997).
Akan tetapi erosi volcanism biasanya akan menyebapkan pencucian dari atas
permukaan pada tubuh intrusi, tetapi dibagian bawah permukaan akan terjadi
perpindahan volcanic pada suatu tempat. Total batasan dari aktivitas volcanic yang
sangat panas dengan intensitas yang lebih tingi bersifat explosive erupsi dapat dengan
mudah kehilangan beberapa endapan mineral logam yang mempunyai nilai ekonomis
sangat tingi karena magma mudah mengup, sehinga akan menyebapkan kurang atau
hilangnya endapan mineral berharga pada pembentukan formasi endapan bijih yang
sangat besar pada bagian lapisan kerak (e.g. Sillitoe, 1980; Pasteris, 1996; Cloos, 2001;
Richards, 2005).
Dibagian pusat dari system endapan porphyry akan terbentuk tubuh porphyry
yang sangat ideal dan akan berbentuk slinder (e.g. Seedorff et al., 2005) sebagian akan
mencapai penigkatan tempat diatas level >2km di diatas permukaan. (e.g. Richards,
2011), Porphyry mempunyai masa dasar dan ukuran butir yang berfaiasi dari yang halus
- kasar dan , pembentukan masa dasarnya tidak tetap dan selalu berubah, masadasarnya
merupakan produck yang berasal dari tekanan fluida yang sangat tingi yang bersifat
flotail dan mengalir dengan cepat selama atau pada waktu pembentukan, berjalan
(Burnham, 1967). Dan phaneritic breccias banyak mengisi Di sepanjang tubuh magma,
magmatic-hidrotermal.
22
Hidrotermal breccia banyak mengandung lebih dari mineral logam termasuk
didalamnya seperti stockwork dan mempunyai premeabilitas yang tingi. Dari
kebanyakan proses pembentukan Phreatic breccias disebapkan dari waktu pembentukan
yang lambat atau sampai menegah sesudah pembentukan proses mineralisasi
(Sillitoe,2010). Sebagian besar breccia diaterms mengambarkan proses pembentukan di
bagian dalam volcanic yang membentuk phreatomagmatic erupsi dan hamper
mempunyai kedalaman lebih dari 1Km dengan diameter.(e.g. Sillitoe, 1985).
Gambar3.2. bagian idealis permukaan dari pola alterasi hidrotermal,
structure termal, dan incluisi dari larutan fluida (modified from Richards,2011).
Perpindahan larutan fluida dimulai dari fase utama, supercritical larutan pada
kedalaman, yang bercampur dengan uap air, dan air asin dari Porphyry Cu – Mo
-ahkirnya bereaksi dengan lambat pada bagian atas permukaan sehinga akan
menyebapkan generalisasi dari pembentukan formasi Endapan epithermal Au
(Cu) deposits.
Hubungan dari percampuran mineral bijih yang utama hadir sebagai stockwork
secara intensif terdapat pada bagian atas dari permukaan sehinga tubuh endapan
porphyri, yang terbentuk berupa mineralisasi stockwork, breccias merupakan
23
caracterisitic dari semua system endapan porphyry yang mengandung mineral logam
(Fournier, 1968; Cunningham, 1978; Westra,1979).
3.1.3. Zona Alteration-mineralization dari endapan porphyry Cu
Gambaran bentuk dari zona alterasi dan pola mineralisasi pada Endapan
Porphyry Cu yang terdiri dari beberapa bentuk alterasi pada bagian bawah sampai
bagian atas terdiri dari alterasi sodic-calcic, potassic, chlorite-sericite, sericitic, and
advanced argillic (cf. Meyerand Hemley, 1967; Table 2; Figs. 10, 11). Chloritic dan
propylitic alterasi terbentuk pada bagian atas dan di terdapat di tengah zona bijih
porphyry Cu dan umumnya mengandung endapan Au yang melimpah, menurut
Hedenquist et al. (1998) alterasi sericite-clay-chlorite biasanya disingat dengan istilah
(SCC) of Sillitoe and Gappe (1984) bersama Meyer and Hemley’s (1967) intermediate
argillic type temperature rendah (e.g., Hedenquist et al., 1998; Sillitoe, 2000; Seedorff et
al., 2005; Bouzari and Clark, 2006) kemungkinan disebapkan karena terbentuk pada
temperature rendah sehinga berbentuk discontinued.
Sodic-calcic alteration, system pembentukan alterasi ini kebanyakan terbentuk
pada zona dibagian bawah dari endapan porphyry dan mengandung Umumnya hadir
mineral besi yang sudah lapuk. Karakteristik mineral alterasi adalah reaksi mineral yang
kaya sodium, plagioklas yang terubah menjadi potassium feldspar. Sodic plagioklas,
actinolite, epidote, chlorite, calcic-pyroxene, calcic-plagioklas, dan Ca-Al-Fe dan
garnet yang terbentuk pada temperatur yang tinggi ( lebih dari 450oC).
sangat melimpah (e.g., Panguna, Papua New Guinea and El Teniente; Ford, 1978;
Cannell et al., 2005) biasanya intrusi porphyry akan terbentuk dan berasosiasi dengan
dinding batuan intermediet dan bentuk dari alterasi ini hamper sama dengan alterasi
propylitic, meskipun begitu, tetapi, biasanya caractericitic dari lokasi pada semua zona
endapan porphyry stock dapat dilihat seperti di (e.g., Koloula, Solomon Islands
and Island Copper, British Columbia; Chivas, 1978; Perelló et al., 1995; Arancibia and
Clark, 1996). Sodic-calcic alteration secara khusus mengandung sulpihida dan sedikit
mineral logam kecuali (magnetite dan Fe) tetapi mineralisasi Au dapat hadir pada tubuh
endapan porphyry Cu(e.g., Nugget Hill, Philippines), beberapa mineral yang umumnya
hadir pada alterasi potassic-calcic (biotite-actinolite-magnetite) komponen dari
kelompok yang biasa (e.g., Santo Tomas II, Ridgeway, and Cotabambas, southern Peru;
Sillitoe and Gappe, 1984; Wilson et al., 2003; Perelló et al., 2004a).
24
Potassic alteration indikasi dari beberapa mineral alterasi yang biasnya hadir
pada alterasi ini adalah kelompok secondary biotite dan K-feldspar dan chalcopyrite ±
bornite. Phyllic alteration lebih dulu terbentuk dari Potassic alteration characteristic dari
alterasi ini hamper semuanya berwarna hijau-hijau tua tersusun oleh mineral mafic dan
merupakan ubahan dari mineral chlorite, plagioclase - sericite, and magnetite – hematite
dan penambahan pyrite and chalcopyrite deposit
Gambar 3.3. susunan zona Alterasi – mineralisasi dengan pola secara merata
dari yang pertama sebelum menerobos dalam system endapan porohyry copper
kelihatan cukup besar biasanya menekan celah diantara lubang yang ada dari
lithocap dan pada bagian bawah dari stock porphyry pada gambar 10.
Chlorite-sericite alteration system pembentukan pada alterasi ini terbentuk pada
bagian atas dan mengandung tubuh bijih endpan porphyry yang sangat melimpah
mineral utama yang umumnya hadir pada alterasi ini (Chlorite) Carbonate, epidote,
hadir sebagai mineral secunder, dan Chlorite ± sericite ± sulfides hadir sebagai
kelompok mineral sulphida yang sangat kecil, kelompok mineral sulphida ini biasanya
hadir sebagai veinlets dan merupakan tipe bentuk dari alterasi Chlorite-sericite.dan
Veinlet selvages mengisi sebagai Chlorite, sericite/illite Alterasi ini merupakan bentuk
dari perpindahan sebagian mineral mafic, ke klorit, ke plagioklas dan plagioklas ke
sericite secara complit (fine-grained muscovite) dan/ilite
25
Phyllic dan Cericitic (Lowell and Guilbert, 1970) merupakan typecal zona dari
alterasi dan mineralisasi pada batuan yang terbentuk di zona dari beberapa kilometers
Cubic (e.g., Lowell and Guilbert, 1970; Beane and Titley, 1981),walapun sericitic
terbentuk pertama kali,terutam advanced argillic alterasi kebanyakan alterasi ini
berasosiasi dengan alkaline dan calc-alkaline intrusions di dalam endapan porphyry Cu
(Lang et al., 1995; Sillitoe, 2002; Holliday and Cooke, 2007), dan merupakan control
dari perbandingan K+/H+ magma chemistry (e.g., Burnham, 1979). Dan pada
umumnya secara Specific terdiri dari kelompok mineral oppaqu untuk bagian bentuk
atau tipe alterasi dapat dilihat Pada (Table 2; Fig. 12) karena dari hubungan
pembentukan sulfidation secara langsung pada bagian atas dari kelompok sulfidation
dan larutan PH dan merupakan pembentukan utama dari tipe alterasi (Barton and
Skinner, 1967; Meyer and Hemley, 1967; Einaudi et al., 2003; Fig. 12).
Sulfidation dan temperature merupakan fungsi dari fugacit, pergantian temperature
dari low intermediet sampai hige intermediet terus berjalan dan mengalami penurunan
suhu (Barton and Skinner, 1967; Einaudi et al., 2003). Di dallam susunan tipe alterasi
serta mineralisasi menjadi semakin progressive dari bagian bawah yang pertama sampai
pada yang tertua pada bagian atas (Fig. 12), dengan mengakibatkan pembentukan
alterasi-mineralisasi pada zona yang dangkal dan proses pembentukannya terjadi di
bagian dalam zona
Advanced Argillic alterasi ini adalah alterasi hidrolisis dan alkali yang kationnya
terubah dan membentuk alkali bebas dari hydrous alumunium mineral silika (
pyrophyllite, dickite, kaolinite akibat pengurangan panas fluida ). Zona lokal dengan
temperatur tinggi hadir andalusite, alunite, dan variasi aluminiium seperti flourine,
mineral yang kaya silika seperti topaz, diaspore, zunyite, corundum, dumortierite dan
pyrite. Zona yang kaya akan kuarsa dengan ubahan alumunium ( alterasi sisa silika )
secara umum hadir dekat permukaan dari zona transisi lingkungan epithermal. Mineral
hypogen di dominasi oleh pyrite dan mineral tembaga yaitu enargite, covellite, digenite,
dan umumnya tetahedrite / tennantite. (Sillitoe, 1995) pada bagian atas sering terjadinya
percampuran clay minerals dan alunite. Dan dengan panjang lithocap antara >10 km²
hamper rata – rata 100 km² (Sillitoe, 1995) demikian menjadi besar dan banyak pada
bagian bawah dari endapan porphyry
26
Propylitic alteration bentuk carakterisitik dari alterasiini adalah terjadi karena
reaksi dehidrasi dan CO2 secara metasomatism sehinga membentuk chlorite, epidote,
dan mineral carbonate Propillitic merupakan alterasi batuan beku akibat hidrasi,
karbonasi, oksidasi, dan reaksi sulfidasi secara lokal, dan membentuk mineral hydrous
dan sedikit mineral karbonat, sulfide dan atau hematit. Mineral – mineral yang hadir di
zona alterasi ini adalah epidote, chlorite, atau actinolite, di beberapa tempat hadir
pyrite,pada suhu yang tinggi dan chlorite-illite-sericite atau smectite dan pyrite, pada
suhu yang lebih rendah hasil perubahan calcic plagioclase dan mineral feromagnesian.
Mineral tembaga pada umumnya tidak hadir pada zona alterasi propilitic. (e.g.
Sillitoe,2010).
Gambar 3.4. Zona dan pola alterasi mineralisasi secara umum (Modified from
Sillitoe (1999b, 2000).
Zona dan pola alterasi mineralisasi secara umum dari bagian yang saling
menerobos pada endapan porphyry Cu secara geologis dan pada tipe endapan pada
gambar diatas dan gambar 6.dari bagian yang paling dangkal pada bagian bawah tipe
alterasi mineralisasi secara consisten di bagian dalam. jumlah dari perbedaan tipe
alterasi sangat mencolok dari endapan ke endapan. Sericitic alteration terbentuk secara
vertical cenderung ke bawah sebagai sebuah annulus dan memisahkan zona potassic dan
propylitic sebagai dinding dan sebagai pemisah dari zona potassic secara umum dari
yang baru. Sericitic alteration cenderung lebih melimpah di dalam endapan porphyry Cu
27
– Mo sedangkan chlorite-sericite alteration kehadirannya pada endapan porphyry Cu –
Au sangat melimpah. alterasi mineralisasi pada lithocap itu biasanya paling banyak dari
pada yang baru, terutama sekali yang sangat penting control struktur. Lihat cacatan
lebih lanjut secara detail dan table.2 untuk alterasi mineralisasi secara detail Modified
from Sillitoe (1999b, 2000).
Gambar 3.5. Anatomy dari system porphyry Cu Modified from Sillitoe
(1995b, 1999b, 2000).
Anatomy dari system porphyry Cu serta hubungan jarak di bagian dalam yang
saling menerobos pada bagian tengah dari endapan porphyry Cu ± Au ± Mo dari
multhipahase porphyry stock dan dengan hostrocknya; disekeliling piroximal dan distal
skarn pergantian carbonat (chimney-manto), dan sediment – hosted (distal-
disseminated) endapan yang berasal dari kelompok karbonat subepithermal veins dari
batuan noncarbonat dan sangat tingi dan pada endapan intermediate-sulfidation
28
epithermal dan disepanjang dari lingkungan lithocap.penjelasan pada legenda rangkaian
sementara dari tipe batuan,yang behubungan stock porphyry yang paling tua/pertama
terbentuk maar - diatreme emplacement,yang mana saling bergiliran pembentukan
lithocap dan phreatic brecciation. sistem individual satu – satunya yang luar biasa berisi
beberapa dari gambaran tipe endapan, sebagai penjelasan dari text ini dapat dilihat pada
table 3.meskipun demikian seperti bermacam-macam (mencangkup Fig. 10) dengan
penambahan sedikit dari pengertian tentang porphyry Cu Gnesis (Seedorff and Einaudi,
2004), mereka mengamati dan menambahkkan hubungan dari pemahaman dilapangan
dan sebap itu dari explorationist. Modified from Sillitoe (1995b, 1999b, 2000).
3.1.1. TECTONIC SETTING DAN CLASSIFICATION
Klasifikasi, hubungan endapan bijih porphyry dengan proses tektonik secara
subdaksi antara oceanic lithosphere dan intra continental rifting kedua ocean – ocean
dan ocean - continent collisions, subduction,delamination,dan postsubducition. dapat
membentuk endapan bijih porphyry. Pembentukan endapan porphyry yang berasosiasi
dengan Calhc-Allkaline di dalam busur benua dengan batuan granodioritic akan
membentuk (I-type granites; Ishihara, 1981) dan akan membentuk endapan bijih yang
mempunyai nilai ekonomis sangat tingi dan tonanse yang lebih besar, di bandingkan
dengan type endapan porphyry yang terbentuk pada busur kepulauwan, karena
kekentalanya magma cambers tidak lebih tingi di dalam formasi batuan dari kerak
benua, di dalam formasi dari kerak batuan yang sangat besar (Takada, 1994). Contoh
utamanya seperti endapan di Bingham Canyon (Utah), dan contoh yang terahkir dari
endapan yang berhubungan dengan tipe dari island-arcs seperti Panguna deposit (Papua
New Guinea). Dan perbandingan antara endapan Au / Cu yang terbentuk pada island
arc mempunyai composisi yang lebih tingi di bandingkan dengan Mo / Cu.(e.g.
Richards, 2005). Selain dari sumber magma pada formasi dari pluton, selain yang sama
seperti di sebapkan oleh strukturt ektonik major dengan skala besar merupakan suatu
fasilitas akses utama bagi larutan magma (Clark, 1993; Richards, 2000). Zona seperti itu
akan dapat membentuk semua porphyry pada luasan yang sangat besar, seperti
contohnya di ( Colorado Mineral Belt ) (Colorado) dimana pembentukan fault
structures nya dimulai sejak zaman Precambrian yang aktif sampai pada ahkir Tertiary
dalam pembentukan laramide orogenesa dan formasi dari cordiera di Western North
America (e.g.Tweto and Sims, 1963).
29
Proses Rekahan di bagian dari tangan sering kali terjadi pada belakang busur
dan sebagai setingan akibat dari subdaksi sebelumnya. magma yang berasosiasi bersama
Alkhali didalam rekahan dan dari A-tpie affinity (e.g.White et al., 1981; Carten et al.,
1993) akan menyebapkan pembentukan endapan porphyry Mo dengan beberapa
caractericitic perbandingan lebih dari Mo/ Cu contonhnya satu endapan terbesar di
Climax and Henderson (both Colorado, USA) yang mana terbentuk sebelum Laramida
subdaksi dan berasosiasi bersama formasi dari Rio Grande Rift (White et al., 1981;
Bookstrom, 1989).
Gambar 3.6. Beberapa Model Setting Tectonic Dari Pembentukan Endapan
Porphyry Copper. Richards, 2009