1. Apa yang anda ketahui tentang Volcanogenic Massive sulphide Deposits (asosiasi batuan dan tahapan mineralisasi)

Jawab:

Volcanogenic cadangan bijih sulfida masif (VMS) adalah jenis logam sulfida deposit bijih , terutama Cu - Zn - Pb yang berhubungan dengan gunung berapi terkait dengan proses hidrotermal di lingkungan bawah laut.

Deposit VMS tersebut juga kadang-kadang disebut vulkanik-host besar sulfida (VHMS) deposit. sebagian besar Deposit VMS adalah akumulasi berlapis mineral sulfida yang mengendap dari cairan hidrotermal di bawah dasar laut dalam berbagai pengaturan geologi dari terbentuknya hingga sekarang. Dalam lautan modern yang VMS identik dengan belerang disebut black smoker.

VMS terjadi dalam lingkungan yang didominasi oleh gunung berapi atau gunung berapi yang diturunkan (misalnya, gunung berapi-sedimen) batuan, dan deposito yang kontemporer dan bertepatan dengan pembentukan batuan vulkanik terkait. Sebagai kelas, VMS merupakan sumber signifikan dari dunia Cu , Zn , Pb , Au , dan Ag bijih, dengan Co , Sn , Ba , S , Se , Mn , Cd , Dalam , Bi , Te , Ga dan Ge sebagai produk pertambangan.

Volcanogenic deposito sulfida masif terbentuk di dasar laut di sekitar gunung berapi bawah laut di sepanjang pematang tengan samudra , dan dalam cekungan belakang busur dan forearc rifts. Berassosiasi batuan vulkanik dan pusat letusan set deposito VMS terpisah dari jenis deposit bijih serupa yang berbagi proses serupa sumber, transportasi dan perangkap. Beberapa deposito sulfida volcanogenic besar yang khas dalam bahwa cadangan bijih terbentuk dalam hubungan temporal yang erat dengan vulkanisme dan dibentuk oleh sirkulasi hidrotermal dan exkhlasi sulfida yang independen dari proses sedimentasi. Hal ini dapat mengatur deposito VMS terpisah dari exhalative sedimen deposito (SEDEX). Kumpulan batuan induk, hubungan tekstur mineral sulfida dan mineral alterasi hidrotermal adalah alat terbaik untuk SEDEX membedakan dari deposito VMS (Robb, 2005).

Ada subclass dari deposito VMS, yang vulkanik dan sedimen-host-sulfida masif (VSHMS) deposito, yang melakukan karakteristik saham yang hybrid antara VMS dan deposito SEDEX. Contoh nyata dari kelas ini meliputi deposito dari Camp Bathurst, New Brunswick , Kanada (misalnya, Brunswick # 12); deposito dari Sabuk Pyrite Iberia, Portugal dan Spanyol , dan deposito Wolverine, Yukon , Kanada .

Model Generik

Sumber logam dan belerang di deposito VMS merupakan kombinasi dari unsur-unsur yang tidak kompatibel yang kehabisan dari batu footwall di zona alterasi hidrotermal dasar laut sirkulasi sub-oleh hidrotermal. Dalam beberapa deposito cairan magmatik menjadi sumber tambahan logam dan cairan. Sirkulasi hidrotermal umumnya didorong oleh panas di dalam kerak sering berasosiasi dengan intrusi batuan beku.

Transportasi dari logam terjadi melalui konveksi cairan hidrotermal, panas untuk ini disediakan oleh magma chamber dan intrusi sub volkanik yang terletak di bawah bangunan vulkanik. Air laut dingin ditarik ke dalam zona hidrotermal dan dipanaskan oleh batuan vulkanik dan kemudian didorong ke laut, proses altersi cairan hidrotermal dalam ion sulfur dan logam.

Bahan bijih yang diendapkan dalam fumarol atau Black smoker ketika didorong ke laut dingin dan bercampur dengan air laut mengakibatkan pengendapan mineral sulfida sebagai bijih sulfida stratiform. Beberapa deposito menunjukkan bukti pembentukan melalui pengendapan sulfida melalui penggantian batuan sedimen atau volcanosedimentary, sedangkan yang lain juga dapat membentuk oleh invasi sulfur-kaya air asin ke dalam sedimen yang tidak dikonsolidasi.

Geologi Lokasi khas untuk deposito VMS adalah di bagian atas dari urutan vulkanik felsic, dalam urutan epiclastics tufaan gunung api, cherts, sedimen atau mungkin tuf halus yang biasanya berkaitan dengan batuan vulkanik yang mendasarinya. Hangingwall ke deposit secara luas terkait dengan lebih mafik urutan batuan vulkanik, baik Andesit (contoh yang Whim Creek &

Mons Cupri, Australia Barat atau Millenbach, Kanada ), atau basal (Hellyer, Tasmania ) atau tidak ada atau sedimen saja (Kangaroo Gua, Australia Barat).

VMS deposit terkait spasial dan temporal dengan felsic vulkanik batuan , biasanya hadir dalam stratigrafi bawah deposit, dan sering sebagai footwall langsung ke deposit. Sedimen biasanya berdekatan dengan deposito VMS dalam beberapa bentuk atau lainnya dan biasanya hadir sebagai (manganiferous) cherts , sedimen tufan volcanogenic dan sedimen kimia diendapkan dalam lingkungan laut.

wall hanging untuk deposit dapat unit vulkanik dasarnya berdekatan dan kontemporer dengan batu footwall, mineralisasi menunjukkan dikembangkan dalam jeda antar-letusan, mungkin batuan vulkanik berbeda dengan volkanik footwall di bimodal vulkanik subtipe, atau bisa juga sedimen strata jika mineralisasi terjadi menjelang akhir siklus letusan.

Hybrid VMS-SEDEX deposito dari asosiasi siliciclastic (lihat di bawah) dapat dikembangkan dalam sedimen interflow atau dalam unit batuan sedimen yang hadir terputus-putus seluruh paket vulkanik yang lebih besar dan pada dasarnya berdekatan.

Secara keseluruhan, fitur geologi telah ditafsirkan untuk menunjukkan hubungan deposito VMS dengan sistem hidrotermal yang dikembangkan di atas atau di sekitar pusat vulkanik bawah laut.

Morfologi Deposito VMS memiliki berbagai macam morfologi, dengan gundukan berbentuk mangkuk dan deposito berbentuk paling khas. Formasi berbentuk mangkuk terbentuk karena saluran hidrotermal menjadi sedimentary exhalative deposits dalam banyak kasus, jenis deposito dapat bingung dengan deposito exhalative sedimen . deposito berbentuk Gundukan terbentuk dengan cara yang sama dengan yang modern deposito sulfida masif - melalui produksi gundukan hidrotermal yang dibentuk oleh saluran asap black smoker. Deposito yang telah terbentuk dalam lingkungan yang didominasi oleh batuan sedimen atau batuan vulkanik sangat permeabel dapat menunjukkan morfologi tabular yang meniru geometri dari batuan sekitarnya.

Deposito VMS memiliki bentuk ideal dari daerah kerucut yang sangat diubah batuan sedimen vulkanik atau volcanogenic dalam zona pengumpan, yang disebut sulfida stringer atau zona stockwork, ditindih oleh gundukan exhalites besar, dan diapit oleh sulfida exhalative stratiform dikenal sebagai apron.

The stockwork zona biasanya terdiri dari vena sulfida-host (kebanyakan kalkopirit , pirit , dan pirhotit ) dengan kuarsa , klorit dan kurang karbonat dan barit .

Zona gundukan besar terdiri dari laminasi untuk terbreksikan pirit, sfalerit (+ / - galena ), hematit , dan barit. Gundukan bisa sampai beberapa puluh meter tebal dan beberapa ratus meter dengan diameter.

Zona apron umumnya lebih teroksidasi , dengan stratiform, sedimen sulfidik dilaminasi, mirip dengan SEDEX bijih, dan umumnya mangan , barium dan hematit diperkaya, dengan cherts , Jaspers dan sedimen kimia umum.

zonasi Logam Kebanyakan VMS deposito menunjukkan zonasi logam, disebabkan oleh lingkungan fisik dan kimia perubahan cairan hidrotermal beredar dalam dinding batu. Idealnya, hal ini membentuk inti besar pirit dan kalkopirit sekitar tenggorokan dari sistem urat, dengan lingkaran-kalkopirit sfalerit -pirit penilaian menjadi distal sfalerit- galena dan galena- mangan dan akhirnya rijang -mangan- hematit fasies. Kebanyakan VMS deposito menunjukkan zonasi vertikal emas , dengan bagian atas dingin umumnya lebih diperkaya dengan emas dan perak.

The mineralogi sulfida VMS besar terdiri dari lebih dari 90% besi sulfida, terutama dalam bentuk pirit , dengan kalkopirit , sfalerit dan galena juga menjadi konstituen utama. Magnetite hadir dalam jumlah kecil; dengan meningkatnya magnetit konten, kelas bijih menjadi deposito oksida besar. Mineral Penggangu terutama kuarsa dan pirit atau pirhotit . Karena kepadatan tinggi dari deposito beberapa telah ditandai anomali gravitasi ( Neves-Corvo , Portugal ) yang digunakan dalam eksplorasi.

TIPE – TIPE ENDAPAN VHMS Terdapat tipe-tipe endapan VHMS di dunia ini berdasarkan pada litologi footwall dan

sistem geotektonik :1. Cyprus type: berhubungan dengan tholeiitic batuan basalt dalam sekuen ofiolit(back arc

spreading ridge). Contoh: Troodos Massif (Siprus).2. Besshi-type: berasosiasi dengan lempeng vulkanik dan turbidit kontinental. Contoh:

Sanbagwa (Jepang).3. Kuroko-type: berasosiasi dengan batuan vulkanik felsik terutama kubah rhyolite (back

arc rifting). Contoh: Kuroko deposits (Jepang).4. Primitive-type : berasosiasi dengan differensiasi magma. Contoh: Canadian Archean

rocks.

Gambar tipe-tipe endapan VHMSKesimpulan :

a. Volcanogenic Massive sulphide Deposits berasosiasi dengan batuan beku dan batuan Vulkanik

b. Tahapan mineralisasi Volcanogenic Massive sulphide : sumber logam yang berasal dari gunung api bawah laut yang membawa larutan hydrothermal yang mengaltrasi batuan sekitar, akibat kontak dengan air laut yang dingin menyebakan memperkaya larutan hydrothermal, Bahan bijih yang diendapkan dalam fumarol atau Black smoker lapangan ketika mereka diusir ke laut, dingin dan campuran dengan air laut mengakibatkan pengendapan mineral sulfida sebagai bijih sulfida stratiform. Beberapa deposito menunjukkan bukti pembentukan melalui pengendapan sulfida melalui penggantian batuan sedimen atau volcanosedimentary, sedangkan yang lain juga dapat membentuk oleh invasi sulfur-kaya air asin ke dalam sedimen yang tidak dikonsolidasi

2. Gambar dan jelaskan zona alterasi ada tembaga porfiri dan ciri-cirinya

Jawab:Istilah tembaga porfiri berasal dari hubungan mineralisasi tembaga dengan batuan plutonik. Deposit ini dicirikan oleh tembaga dan molibdenit dalam bentuk hamburan (disseminated) atau fenokris dalam batuan dengan tekstur porfiritik.Tembaga porfiri didefinisikan sebagai suatu deposit besar, berkadar rendah hingga menengah dalam sulfida hipogen yang dikontrol oleh struktur primer dan umumnya berasosiasi dengan intrusi asam atau intermediat porfiri (Kirkham, 1971, dalamGuilbert dan Park, 1987). Deposit tembaga porfiri berkadar rendah hingga menengah, umumnya kandungan tembaga berkisar antara 0,6–0,9%

Cu (seperti di Batu Hijau;Sumbawa) dan yang pa l ing t ingg i sek i t a r 1–2% Cu seper t i d i E l Ten ien te dan Chuqu ima ta .Sedangkan yang paling rendah dan hingga saat ini belum ekonomis untuk dikelola adalah Cu dengan kadar0,35%. Mineral tembaga yang paling umum dijumpai adalah kalkopirit, sedang jenis lain seperti bornit dan kalkosit jumlahnya sangat kecil.Umumnya deposit tembaga porfiri berumur post-Paleozoikum, khususnya antara kala Kapur dan Paleogen. Sillitoe (1972) dalam Bowen dan Gunatilaka (1977)menyatakan penyebaran tembaga porfiri tergantung pada tingkat erosi yang menyebabkan tersingkapnya rantai plutonik-vilkanik dan pembentukannyaberhubungan erat dengan generasi magma pada zona-zona subduksi.

HUBUNGAN TEKTONIK LEMPENG DENGAN PEMBENTUKAN DEPOSITTEMBAGA PORFIRIVariasi gerakan arus konveksi pada lapisan astenolit mengakibatkan terjadinya tiga jenis pola gerakan lempeng bumi yaitu konvergen, divergen,dan transform. Sehubungan dengan pembentukan deposit tembaga porfiri,maka pola gerakan lempeng yang paling penting menurut Sillitoe (1972) dalamBateman (1979) adalah konvergen dimana terjadi gerakan saling mendekati antara dua lempeng menyebabkan terjadinya suatu benturan, pembentukan palung danbanyak menimbulkan gempa bumi serta gunung api benua. Akibat benturan-benturan lempeng tersebut membentuk zona subduksi yang umumnya terjadi antara lempeng benua dan lempeng samudera, yang diikuti oleh peleburan sebagian akibat tekanan dan temperatur yang tinggi menghasilkan magma calc-alkali.Kandungan logam di dalam magma calc-alkali umumnya berasal dari kerak samudera yang terdiri atas tiga layer, dimana layer 1 adalah endapan sedimen lautyang banyak mengandung logam, dan dibawahnya layer 2 dan 3 adalah basal dan gabro.

MEKANISME PEMBENTUKAN DEPOSIT TEMBAGA PORFIRIDeposit tembaga porfiri dihasilkan melalui suatu proses geokimia-fisika dari rangkaian berupa magmatik akhir, magmatik hidrotermal, meteorik hidrotermal, hingga normal hidrotermal seiring dengan berkurangnya kedalaman. Intrusicalc-alkali atau alkali menghasilkan batuan berkomposisi tertentu dari monzonit kuarsa hingga granodiorit atau diorit hingga syenit. Batuan samping yang melarut ke dalamm a g m a a k a n t u r u t mempengaruhi komposisi magma dan struktur kemas magma. Umumnya deposit tembaga porfiri berukuran jauh lebih besar dari deposit hidrotermal lainnya. Bentuk deposit ini memperlihatkan bahwa struktur berskalabesar ikut mengontrol mineralisasi dan kedalaman pembentukannya.Gustafon dan Hunt, 1975, dalam Parkdan Guilbert, 1986, yang menyelidikiproses pembentukan deposit tembaga porfiri di El Salvador Chili menyimpulkan tigahal, yaitu : Stok porfiri terbentuk di dalam atau di atas zona cupola dalam bentukkompleks dike (dike swarm).Transfer tembaga, logam lain dan sulfur ke dalam stok porfiri dan batuansamping terjadi karena adanya pemisahan fluida magma dan metasomatiksecara menyeluruh.Transfer panas dari magma ke batuan samping menyebabkan terjadinya sirkulasi airtanah.

Hampir semua deposit tembaga porfiri memiliki kondisi yang sama dengankondisi di atas. Perbedaan proses tergantung pada kedalaman pembentukan,kehadiran airtanah, volume dan tingkatan magma, konsentrasi logam, sulfur, danvolatil lainnya.

PROSES PEMISAHAN TEMBAGA SELAMA KRISTALISASI MAGMARingwood dan Curtis (1955) dalam Bown dan Gunatilaka (1977) menjelaskanbahwa kandungan tembaga dalam magma basal sekitar 200 ppm, sebaliknya dalam magma ultrabasa dan granitis kandungannya hanya sekitar 20 ppm. Selama difrensiasi magma basal, kandunganFe, Co, dan Ni cenderung terbentuk duluan dalam fraksinasi kristalisasi, sedang tembaga belum terbentuk dalam silikat atau bentuk lainnya dan cenderung menjadi konsentrasi residu dalam fraksilarutan. Tembaga akan cepat terbentuk tergantungpada Fs2 (fugacity sulphur =tekanan parsial sulfur), Fo dan pH larutan. Tembaga dalam larutan tidak terbentuk dengan baik pada kondisi Fs2 rendah. Demikian pula pembentukan tembaga sebagai elemen chalcophile (logam-S) berlangsung dengan baik pada pH tertentu. Houghton (1974) dalam Bowen dan Gunatilaka (1977) menerangkanpengaruh fSdan fOdalam pembentukan fase sulfida. Sulfur memisahkan diri darilarutan silikat dan digantikan oleh oksigen kemudian membentuk logam S(chalcophile). Reduksi dalam Fo2 dikontrol oleh kristalisasi fraksinasi mineral yang kaya Fe-O. Dengan kata lain, kelarutan sulfur dalam magma tergantung padabesarnya kandungan Fe2. Kristalisasi fraksinasi akan meningkatkan Fo dantembaga dalam fraksi larutan, kemudian memisah dalam fase sulfida.Pendinginan intrusi basa sangat jarang yang menghasilkan konsentrasi logamdalam fraksi hidrotermal. Hal ini karena kandungan air dalam magma primer sangatrendah. Magma basa baru bisa membentuk fluida hidrotermal setelah berasimilasidengan material yang mengandung air. Jadi proses pengayaan untuk membentuklarutan bijih kurang efektif dalam magma basa dibanding dengan magma intermedit.Umumnya deposit porfiri berasosiasi dengan batuan beku intermedit. Hubungangenetik antara Cu-Mo dengan batuan intermedit terlihat pada penyebarangeografisnya seperti dalam zona alterasi-mineralisasi model Lowell-Guilbert yangtelah dibahas sebelumnya. Zona tersebut menjelaskan bagaimana perubahantemperatur, tekanan, dan reaktifitaskonveksi fluida dari pusat panas, dansekaligus juga menerangkan bagaimana pergerakan fluida selama prosespendinginan berlangsung. Pembentukan bijih adalah mekanisme diffrensiasi logamyang terkonsentrasi dari normal magma. Dalam kasus ini, asosiasi batuan bekunyaakan menentukan kandungan logam yang terbentuk.

KONDISI MAGMATIK-HIDROTERMAL SELAMA PEMBENTUKAN DEPOSIT TEMBAGA PORFIRI

Kehadiran air atau fase aquatik dalam magma selama pembentukan tembagaporfiri merupakan hal yang sangat penting. Kontak air dengan magma yang sedangmemisah terjadi dalam beberapa tahap. Fluida hidrotermal pertama yang memisahrelatif kaya akan COdibanding fluida yang memisah kemudian. Juga fraksiawal banyak mengandung klorida (NaCl>KCl>HCl>CaCl). Kehadiran air dalammagma menurunkan temperatur kristalisasi.

Burnham (1967) dalam Bowen danGunatilaka (1977) menjelaskan bahwa pada saat magmayang tidak jenuhmengintrusi lapisan permeabel yang mengandung fluida, perbedaan tekanan akanmenyebabkan migrasi fluida tersebut. Jika tekanan fluida lebih besar dibandingtekanan hidrostatik, volatil akan keluar dari magma hingga tekanan kembali normal.Magma bisa jenuh dengan komponen volatil hanya jika tersedia cukup suplai fluidadari batuan samping, pada saat tekanan lebih besar dari tekanan litostatik.Sirkulasi konveksi fluida dapat terjadi karena perbedaan temperatur, kerapatan fluida dekat magma, dan masuknya fluida dingin dari sekitar magma. Pola sirkulasi dikontrol oleh permeabilitas batuan samping. Perbedaan temperatur yang besar bias menyebabkan terjadinya pemusatan dan kristalisasi besar-besaran secara serentak dalam magma. Pada saat kristalisasi berlangsung pada suatu kisaran temperatur, pemisahan kristal komponen non volatil menyebabkan bertambahnya konsentrasi volatil dalam fraksi cairan dan selanjutnya menambah tekanan gas dalam larutan. Jika tekanan gas selama pendinginan dan kristalisasi lebih besar dari tekanan batas, akan menyebabkan terjadinya vesikulasi.

MODEL GENETIK DEPOSIT TEMBAGA PORFIRI.Proses pembentukan deposit tembaga porfiri yang diikuti dengan penurunan temperatur menyebabkan terbentuknya zona alterasi disekitar tubuh intrusi. Beberapa model genetik deposit tembaga porfiri yang telah diajukan oleh para ahli geologi pertambangan, kesemuanya untuk menjelaskan proses dan karakteristik dari tembaga porfiri. Semua model menekankan hubungan antara intrusi batuan plutonik dan deposit bijih yang terbentuk serta berdasarkan pada model magmatik-hidrotermal. Selama pergerakan magma ke permukaan, cairan pijar tersebut akan jenuh air dengan tekanan gas yang semakin tinggi seiring kristalisasi. Kecenderungan dari intrusi magma melalui zona-zona lemah dan pelepasan volatil 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 deposit tembaga porfiri.

Berbagai faktor, seperti; tipe magma, konten gas, jumlah, ukuran, waktu dan kedalaman dari landasan mineralisasi porfiri pluton, variasi dalam komposisi batuan samping dan rekahan, semuanya dikombinasikan untuk menjamin perincian yang lebar dan beragam.

Model hidrotermalModel hidrotermal untuk sistem orthomagmatic didominasi oleh air magmatik (air berasal dari magma) dan sistem convective, didominasi oleh air meteorik (air tanah yang berasal dari presipitasi). Fluida convective tersebut mentransfer massa dan panas dari magma ke batuan samping dan meretribusikan elemen dalam sistem konveksi.

Gambar model endapan hidrothermal

MODEL LOWELL-GUILBERTLowell dan Guilbert (1970) dalam Guilbert dan Park (1986) yang menyelidiki zona alterasi-mineralisasi deposit tembaga porfiri di San Manuel-Kalamazoo mencatat bahwa pada sebagian besar deposit porfiri, terdapat hubungan yang sangat dekat antara batuan beku induk, tubuh bijih, dan batuan samping. Batuan samping umumnya terbentuk antara Prakambrium-Kapur Akhir, berupa batuan sedimen dan meta sedimen. Kedalaman intrusi berkisar antara 1000–1500m. Umumnya deposit porfiri berasosiasi dengan tipe intrusi monzonit kuarsa hingga granodiorit dan kadang pula dijumpai berasosiasi dengan diorit kuarsa, riolit, dan dasit. Model genetik Lowell-Guilbert meliputi deposit porfiri yang berumur Trias- Tersier Tengah (200-30 jt tahun yang lalu). Ukuran dan bentuk batuan plutonik turut mengontrol ukuran dan bentuk tubuh bijih, tapi hal ini kadang susah dikenali jika intensitas erosi tinggi. Bentuk stok yang memanjang tidak teratur sangat umum pada deposit porfiri, meski kadang juga dijumpai deposit berbentuk kubah, bulat panjang, melensa, bundar, dan bentuk sumbat. Umumnya tubuh plutonik berupa kelompok dike (dike swarm) dan jarang ditemukan yang berbentuk sill. Tersingkapnya tubuh plutonik dipermukaan disebabkan oleh proses tektonik dan erosi yang bekerja setelah mineralisasiberlangsung. Tubuh deposit tembaga porfiri umumnya berukuran kurang dari 2 km2, tapi kadang pula ada yang sangat luas seperti deposit Endako di Kolumbia yang berukuran 60.000 x 300.000 m. Bentuk dan ukuran intrusi porfiri juga dikontrol oleh struktur primer sekaligus juga ikut mengontrol pembentukan deposit tembaga porfiri. Struktur-struktur lokal yang berukuran kecil sulit dikenali. Struktur seperti ini bisa hadir sebelum dan sesudah deposit porfiri terbentuk, kadang pula hilang karena pengaruh intrusi itu sendiri.

Salah satu ciri khas batuan intrusi adalah bahwa mereka bukan merupakan tubuh yang pasif, tapi merupakan suatu tubuh dimana proses-proses seperti asimilasi, replasemen, dan pembekuan terjadi akibat adanya tenaga yang terkandung dalam tubuh magma. Akibat adanya tenaga dalam tubuh intrusi menyebabkan deposit bijih porfiri selalu berasosiasi dengan breksiasi dan penkekaran disekitar tubuh bijih. Nielsen (1968) dalam Bowen dan Gunatilaka (1977) menyusun urutan pembentukan deposit porfiri yang diawali dengan suatu intrusi, kemudian disusul oleh kristalisasi awal yang membentuk lapisan solid shell. Kristalisasi tersebut yang kemudian menghasilkan tekstur porfiritik hingga afanitik. Pada umumnya, proses metalisasi terjadi bersamaan atau setelah pembentukan tubuh porfiri itu.Komposisi batuan intrusi yang berasaosiasi dengan deposit tembaga porfiri umumnya intermedit yang secara lengkap urutannya adalah diorit, granodiorit, monzonit kuarsa, monzonit kuarsa porfiri, dan riolit. Jadi diorit adalah asosiasi deposit tembaga porfiri yang paling basa.

Tipe Alterasi (Type of Alteration)

Creasey (1966, dalam Sutarto, 2004) membuat klasifikasi alterasi hidrotermal pada endapan tembaga porfir menjadi empat tipe yaitu propilitik, argilik, potasik, dan himpunan kuarsa-serisit-pirit. Lowell dan Guilbert (1970, dalam Sutarto, 2004) membuat model alterasi-mineralisasi juga pada endapan bijih porfir, menambahkan istilah zona filik untuk himpunan mineral kuarsa, serisit, pirit, klorit, rutil, kalkopirit. Adapun delapan macam tipe alterasi antara lain :

        1. Propilitik

Dicirikan oleh kehadiran klorit disertai dengan beberapa mineral epidot, illit/serisit, kalsit, albit, dan anhidrit. Terbentuk pada temperatur 200°-300°C pada pH mendekati netral, dengan salinitas beragam, umumnya pada daerah yang mempunyai permeabilitas rendah. Menurut Creasey (1966, dalam Sutarto, 2004), terdapat empat kecenderungan himpunan mineral yang hadir pada tipe propilitik, yaitu :

Klorit-kalsit-kaolinit. Klorit-kalsit-talk. Klorit-epidot-kalsit. Klorit-epidot.

         2. Argilik

Pada tipe argilik terdapat dua kemungkinan himpunan mineral, yaitu muskovot-kaolinit-monmorilonit dan muskovit-klorit-monmorilonit. Himpunan mineral pada tipe argilik terbentuk pada temperatur 100°-300°C (Pirajno, 1992, dalam Sutarto, 2004), fluida asam-netral, dan salinitas rendah.

          3 . PotasikZona 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. Pembentukkan biotit sekunder ini dapat terbentuk akibat reaksi antara mineral mafik terutama hornblende dengan larutan hidrotermal yang kemudian menghasilkan biotit, feldspar maupun pyroksen.

Dicirikan oleh melimpahnya himpunan muskovit-biotit-alkali felspar-magnetit. Anhidrit sering hadir sebagai asesori, serta sejumlah kecil albit, dan titanit (sphene) atau rutil kadang terbentuk. Alterasi potasik terbentuk pada daerah yang dekat batuan beku intrusif yang terkait, fluida yang panas (>300°C), salinitas tinggi, dan dengan karakter magamatik yang kuat.

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. Berikut ini ciri – ciri salah satu contoh mineral ubahan pada zona potasik yaitu Actinolite.

Sifat FisikSifat fisik dari mineral ini ditunjukkan dengan warna hijau sampai hijau kehitaman, Hal ini dikarenakan komposisi kimia yang terkandung pada mineral ini, densitas pada mineral ini sebesar 3.03 – 3.24 g/cm3 kekerasan mineral ini adalah 5 – 6 skala mohs, dengan cerat berwarna agak putih terang, kilap mineral ini termasuk kilap kaca sampai sutera, Karena komposisi serta tekstur dan sistem mineral pada mineral maka mineral ini dapat ditembus oleh cahaya hal itu sejalan dengan partikel paretikel pembentuk mineral ini yang mudah dilalui oleh cahaya, Relief permukaan sedang/lembut. Sesuai dengan lingkungan pembentukanya yaitu pada daerah metamorfosa dan terbentuk di dalam sekis kristalin dimana temperatur suhu sangat berpengaruh dalam pembentukan mineral ini, maka mineral ini banyak ditemukan berasosiasi dengan mineral magnetit dan hematit.

Sifat KimiaKomposisi kimia yang penting Ca, H, Mg, O, Si, merupakan salah satu mineral anggota Amphibole, rumus kimia Ca2(Mg, Fe2+)5(Si8O22)(OH)2.

 Sifat OptikSistem kristal monoklin, kelas kristal prismatic, kembaran berbentuk parallel, optik (α = 14.56-1.63, β= 1.61-1.65, γ = 1.63-1.66).

         4. FilikZona 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. Zona ini tersusun oleh himpunan mineral kuarsa-serisit-pirit, yang umumnya tidak mengandung mineral-mineral lempung atau alkali feldspar. Kadang mengandung sedikit anhidrit, klorit, kalsit, dan rutil. Terbentuk pada temperatur sedang-tinggi (230°-400°C), fluida asam-netral, salinitas beragam, pada zona permeabel, dan pada batas dengan urat.

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. Berikut ini ciri – ciri salah satu contoh mineral ubahan pada zona potasik yaitu Serisit.

Sifat FisikTidak berwarna – putih; kekerasan 5.5 – 6 skala mohs; kilap kaca; dapat ditembus oleh cahaya; pecahan conchoidal; cerat putih. Umumnya berasosiasi dengan mineral kuarsa, muskovit, dan mineral-mineral bijih seperti pirit, kalkopirit,galena, dan lainya. Rumus kimia Ca[Al2Si4O12].2H2O.

Sifat OptikSistem kristal monoclinic dengan kelas kristal prismatic, surface relief sedang, optic nα = 1.498 nγ = 1.502.

        5. Propilitik dalam ( inner propilitik )Menurut Hedenquist dan Linndqvist (1985, , dalam Sutarto, 2004), zona alterasi pada sistem epitermal sulfidasi rendah (fluida kaya klorida, pH mendekati netral) ummnya menunjukkan zona alterasi seperti pada sistem porfir, tetapi menambahkan istilah inner propylitic untuk zona pada bagian yang bertemperatur tinggi (>300°C), yang dicirikan oleh kehadiran epidot, aktinolit, klorit, dan ilit.

         6. Argilik lanjut ( advanced argilic ) Sedangkan untuk sistem epitermasl sulfidasi tinggi (fluida kaya asam sulfat), ditambahkan istilah advanced argilic yang dicirikan oleh kehadiran himpunan mineral pirofilit+diaspor±andalusit±kuarsa±turmalin±enargit-luzonit (untuk temperatur tinggi, 250°-350°C), atau himpunan mineral kaolinit+alunit±kalsedon±kuarsa±pirit (untuk temperatur rendah,< 180 °C).

         7. SkarnAlterasi 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.

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.

Gambar proses terbentuknya tembaga porfiri

3. Karakteristik endapan epithermal serta perbedaan low sulphidation dan high sulphidation

Jawab:Proses Epithermal

Endapan epitermal didefinisikan sebagai salah satu endapan dari sistem hidrotermal yang terbentuk pada kedalaman dangkal yang umumnya pada busur vulkanik yang dekat dengan permukaan (Simmons et al, 2005 dalam Sibarani, 2008). Penggolongan tersebut berdasarkan temperatur (T), tekanan (P) dan kondisi geologi yang dicirikan oleh kandungan mineralnya. Secara lebih detailnya endapan epitermal terbentuk pada kedalaman dangkal hingga 1000 meter dibawah permukaan dengan temperatur relatif rendah (50-200)0C dengan tekanan tidak lebih dari 100 atm dari cairan meteorik dominan yang agak asin (Pirajno, 1992).

Tekstur penggantian (replacement) pada mineral tidak menjadi ciri khas karena jarang terjadi. Tekstur yang banyak dijumpai adalah berlapis (banded) atau berupa fissure vein. Sedangkan struktur khasnya adalah berupa struktur pembungkusan (cockade structure). Asosiasi pada endapan ini berupa  mineral emas (Au) dan perak (Ag) dengan mineral penyertanya berupa mineral kalsit, mineral zeolit dan mineral kwarsa. Dua tipe utama dari endapan ini adalah low sulphidation dan high sulphidation yang dibedakan terutama berdasarkan pada sifat kimia fluidanya dan berdasarkan pada alterasi dan mineraloginya.

Endapan epithermal umumnya ditemukan sebagai sebuah pipe-seperti zona dimana batuan mengalami breksiasi dan teralterasi atau terubah tingkat tinggi. Veins juga ditemukan, khususnya sepanjang zona patahan., namun mineralisasi vein mempunyai tipe tidak menerus (discontinuous).

Pada daerah volcanic, sistem epithermal sangat umum ditemui dan seringkali mencapai permukaan, terutama ketika fluida hydrothermal muncul (erupt) sebagai geyser dan fumaroles. Banyak endapan mineral epithermal tua menampilkan fossil ‘roots’ dari sistem fumaroles kuno. Karena mineral-mineral tersebut berada dekat permukaan, proses erosi sering mencabutnya secara cepat, hal inilah mengapa endapan mineral epithermal tua relatif  tidak umum secara global. Kebanyakan dari endapan mineral epithemal berumur Mesozoic atau lebih muda.

Mineralisasi epitermal memiliki sejumlah fitur umum seperti hadirnya kalsedonik quartz, kalsit, dan breksi hidrotermal. Selain itu, asosiasi elemen juga merupakan salah satu ciri dari endapan epitermal, yaitu dengan elemen bijih seperti Au, Ag, As, Sb, Hg, Tl, Te, Pb, Zn, dan Cu. Tekstur bijih yang dihasilkan oleh endapan epitermal termasuk tipe pengisian ruang terbuka (karakteristik dari lingkungan yang bertekanan rendah), krustifikasi, colloform banding dan struktur sisir. Endapan yang terbentuk dekat permukaan sekitar 1,5 km dibawah permukaan ini juga memiliki tipe berupa tipe vein, stockwork dan diseminasi.

Dua tipe utama dari endapan ini adalah low sulphidation dan high sulphidation yang dibedakan terutama berdasarkan pada sifat kimia fluidanya dan berdasarkan pada alterasi dan mineraloginya (Hedenquist et al., 1996:2000 dalam Chandra,2009).

Dibawah ini digambarkan ciri-ciri umum endapan epitermal (Lingren, 1933 dalam Sibarani,2008):

      Suhu relatif rendah (50-250°C) dengan salinitas bervariasi antara 0-5 wt.%      Terbentuk pada kedalaman dangkal (~1 km)     Pembentukan endapan epitermal terjadi pada batuan sedimen atau batuan beku, terutama

yang berasosiasi dengan batuan intrusiv dekat permukaan atau ekstrusif, biasanya disertai oleh sesar turun dan kekar.

      Zona bijih berupa urat-urat yang simpel, beberapa tidak beraturan dengan pembentukan kantong-kantong bijih, seringkali terdapat pada pipa dan stockwork. Jarang terbentuk sepanjang permukaan lapisan, dan sedikit kenampakan replacement (penggantian).

      Logam mulia terdiri dari Pb, Zn, Au, Ag, Hg, Sb, Cu, Se, Bi, U      Mineral bijih berupa Native Au, Ag, elektrum, Cu, Bi, Pirit, markasit, sfalerit, galena,

kalkopirit, Cinnabar, jamesonite, stibnite, realgar, orpiment, ruby silvers, argentite, selenides, tellurides.

     Mineral penyerta adalah kuarsa, chert, kalsedon, ametis, serisit, klorit rendah-Fe, epidot, karbonat, fluorit, barite, adularia, alunit, dickite, rhodochrosite, zeolit

     Ubahan batuan samping terdiri dari  chertification (silisifikasi), kaolinisasi, piritisasi, dolomitisasi, kloritisasi

      Tekstur dan struktur yang terbentuk adalah Crustification (banding) yang sangat umum, sering sebagai fine banding, vugs, urat terbreksikan.

Karakteristik umum dari endapan epitermal (Simmons et al, 2005 dalam Sibarani, 2008) adalah:

      Jenis air berupa air meteorik dengan sedikit air magmatik      Endapan epitermal mengandung mineral bijih epigenetic yang pada umumnya memiliki

batuan induk berupa batuan vulkanik.      Tubuh bijih memiliki bentuk yang bervariasi yang disebabkan oleh kontrol dan litologi

dimana biasanya merefleksikan kondisi paleo-permeability pada kedalaman yang dangkal dari sistem hidrotermal.

      Sebagian besar tubuh bijih terdapat berupa sistem urat dengan dip yang terjal yang terbentuk sepanjang zona regangan. Beberapa diantaranya terdapat bidang sesar utama, tetapi biasanya pada sesar-sesar minor.

      Pada suatu jaringan sesar dan kekar akan terbentuk bijih pada urat.      Mineral gangue yang utama adalah kuarsa sehingga menyebabkan bijih keras dan realtif

tahan terhadap pelapukan.      Kandungan sulfida pada urat relatif sedikit (<1 s/d 20%).

Klasifikasi Endapan EpithermalPada lingkungan epitermal terdapat 2 (dua) kondisi sistem hidrotermal yang dapat

dibedakan berdasarkan reaksi yang terjadi dan keterdapatan mineral-mineral alterasi dan mineral bijihnya yaitu epitermal low sulfidasi dan high sulfidasi (Hedenquist et al .,1996; 2000 dalam Sibarani, 2008).  Pengklasifikasian endapan epitermal masih merupakan perdebatan hingga saat ini, akan tetapi sebagian besar mengacu kepada aspek mineralogi dan gangue mineral, dimana aspek tersebut merefleksikan aspek kimia fluida maupun aspek perbandingan karakteristik mineralogi, alterasi (ubahan) dan bentuk endapan pada lingkungan epitermal. Aspek kimia dari fluida yang termineralisasi adalah salah satu faktor yang terpenting dalam penentuan kapan mineralisasi tersebut terjadi dalam sistem hidrotermal.

1.Karakteristik Endapan Epitermal Sulfida Rendah / Tipe Adularia-Serisit ( Epithermal Low Sulfidation )

a.    Tinjauan Umum Endapan epitermal sulfidasi rendah dicirikan oleh larutan hidrotermal yang

bersifat netral dan mengisi celah-celah batuan. Tipe ini berasosiasi dengan alterasi kuarsa-adularia, karbonat, serisit pada lingkungan sulfur rendah dan biasanya perbandingan perak dan emas relatif tinggi. Mineral bijih dicirikan oleh terbentuknya elektrum, perak sulfida, garam sulfat, dan logam dasar sulfida. Batuan induk pada deposit logam mulia sulfidasi rendah adalah andesit alkali, dasit, riodasit atau riolit. Secara genesa sistem epitermal sulfidasi rendah berasosiasi dengan vulkanisme riolitik. Tipe ini dikontrol oleh struktur-struktur pergeseran (dilatational jog).

b.   Genesa dan KarakteristikEndapan ini terbentuk jauh dari tubuh intrusi dan terbentuk melalui larutan

sisa magma yang berpindah jauh dari sumbernya kemudian bercampur dengan air meteorik di dekat permukaan dan membentuk jebakan tipe sulfidasi rendah, dipengaruhi oleh sistem boiling sebagai mekanisme pengendapan mineral-mineral bijih. Proses boiling disertai pelepasan unsur gas merupakan proses utama untuk pengendapan emas sebagai respon atas turunnya tekanan. Perulangan proses boiling akan tercermin dari tekstur “crusstiform banding” dari silika dalam urat kuarsa. Pembentukan jebakan urat kuarsa berkadar tinggi mensyaratkan pelepasan tekanan secara tiba-tiba dari cairan hidrotermal untuk memungkinkan proses boiling. Sistem ini terbentuk pada tektonik lempeng subduksi, kolisi dan pemekaran (Hedenquist dkk., 1996 dalam Pirajno, 1992).

Kontrol utama terhadap pH cairan adalah konsentrasi CO2 dalam larutan dan salinitas. Proses boiling dan terlepasnya CO2 ke fase uap mengakibatkan kenaikan

pH, sehingga terjadi perubahan stabilitas mineral contohnya dari illit ke adularia. Terlepasnya CO2 menyebabkan terbentuknya kalsit, sehingga umumnya dijumpai adularia dan bladed calcite sebagai mineral pengotor (gangue minerals) pada urat bijih sistem sulfidasi rendah

Endapan epitermal sulfidasi rendah akan berasosiasi dengan alterasi kuarsa–adularia, karbonat dan serisit pada lingkungan sulfur rendah. Larutan bijih dari sistem sulfidasi rendah variasinya bersifat alkali hingga netral (pH 7) dengan kadar garam rendah (0-6 wt)% NaCl, mengandung CO2 dan CH4 yang bervariasi. Mineral-mineral sulfur biasanya dalam bentuk H2S dan sulfida kompleks dengan temperatur sedang (150°-300° C) dan didominasi oleh air permukaan Batuan samping (wallrock) pada endapan epitermal sulfidasi rendah adalah andesit alkali, riodasit, dasit, riolit ataupun batuan – batuan alkali. Riolit sering hadir pada sistem sulfidasi rendah dengan variasi jenis silika rendah sampai tinggi. Bentuk endapan didominasi oleh urat-urat kuarsa yang mengisi ruang terbuka (open space), tersebar (disseminated), dan umumnya terdiri dari urat-urat breksi (Hedenquist dkk., 1996). Struktur yang berkembang pada sistem sulfidasi rendah berupa urat, cavity filling, urat breksi, tekstur colloform, dan sedikit vuggy (Corbett dan Leach, 1996), lihat Tabel Karakteristik endapan  epitermal sulfidasi rendah (Corbett dan Leach, 1996

Tabel Karakteristik endapan  epitermal sulfidasi rendah(Corbett dan Leach, 1996).

Tipe endapan

Sinter breccia, stockwork

Posisi tektonik

Subduction, collision, dan rift

Tekstur Colloform atau crusstiformAsosiasi mineral

Stibnit, sinnabar, adularia, metal sulfida

Mineral bijih

Pirit, elektrum, emas, sfalerit, arsenopirit

Contoh endapan

Pongkor, Hishikari dan Golden Cross

c.    Interaksi Fluida

Epithermal Low Sulphidation terbentuk dalam suatu sistem geotermal yang didominasi oleh air klorit dengan pH netral dan terdapat kontribusi dominan dari sirkulasi air meteorik yang dalam dan mengandung CO2, NaCl, and H2S

4 Model Konseptual Endapan Emas Epitermal Sulfidasi Rendah

  Gambar Model endapan emas epitermal sulfidasi rendah

(Hedenquist dkk., 1996 dalam Nagel, 2008).

Gambar diatas merupakan model konseptual dari endapan emas sulfidasi rendah. Dari gambar tersebut dapat dilihat bahwa endapan ephitermal sulfidasi rendah berasosiasi dengan lingkungan volkanik, tempat pembentukan yang relatif dekat permukaan serta larutan yang berperan dalam proses pembentukannya berasal dari campuran air magmatik dengan air meteorit

2.  Karakteristik Endapan Epitermal Sulfida Tinggi (Epithermal High Sulfidation) atau Acid Sulfatea.    Tinjauan Umum

Endapan epitermal high sulfidation dicirikan dengan host rock berupa batuan vulkanik bersifat asam hingga intermediet dengan kontrol struktur berupa sesar secara regional atau intrusi subvulkanik, kedalaman formasi batuan sekitar 500-2000 meter dan temperatur 1000C-3200C. Endapan Epitermal  High Sulfidation terbentuk oleh sistem dari fluida hidrotermal yang berasal dari intrusi magmatik yang cukup dalam, fluida ini bergerak secara vertikal dan horizontal menembus rekahan-rekahan pada batuan dengan suhu yang relatif tinggi (200-3000C), fluida ini didominasi oleh fluida magmatik dengan kandungan acidic yang tinggi yaitu berupa HCl, SO2, H2S (Pirajno, 1992).

  

 Gambar Keberadaan sistem sulfidasi tinggi

Gambar Penampang Ideal Endapan Epitermal Menurut Buchanan (1981)

b.    Genesa dan KarakteristikEndapan epitermal high sulfidation terbentuk dari reaksi batuan induk dengan

fluida magma asam yang panas, yang menghasilkan suatu karakteristik zona alterasi (ubahan) yang akhirnya membentuk endapan Au+Cu+Ag. Sistem bijih menunjukkan kontrol permeabilitas yang tergantung oleh faktor litologi, struktur, alterasi di batuan samping, mineralogi bijih dan kedalaman formasi. High sulphidation berhubungan dengan pH asam, timbul dari bercampurnya fluida yang mendekati pH asam dengan larutan sisa magma yang bersifat encer sebagai hasil dari diferensiasi magma, di kedalaman yang dekat dengan tipe endapan porfiri dan dicirikan oleh jenis sulfur yang dioksidasi menjadi SO.

c.   Interaksi FluidaEpithermal High Sulphidation terbentuk dalam suatu sistem magmatic-

hydrothermal yang didominasi oleh fluida hidrothermal yang asam, dimana terdapat

fluks larutan magmatik dan vapor yang mengandung H2O, CO2, HCl, H2S, and SO2, dengan variabel input dari air meteorik lokal.

2.2  Potensi Dan Keberadaan Endapan EpithermalJenis endapan epitermal yang terletak 500 m bagian atas dari suatu sistem

hidrotermal ini merupakan zone yang menarik dan terpenting. Disini terjadi perubahan-perubahan suhu dan tekanan yang maksimum serta mengalami fluktuasi-fluktuasi yang paling cepat. Fluktuasi-fluktuasi tekanan ini menyebabkan perekahan hidraulik (hydraulic fracturing), pendidihan (boiling), dan perubahan-perubahan hidrologi sistem yang mendadak. Proses-proses fisika ini secara langsung berhubungan dengan proses-proses kimiawi yang menyebabkan mineralisasi (www.terrasia.tripod.com)

Terdapat suatu kelompok unsur-unsur yang umumnya berasosiasi dengan mineralisasi epitermal, meskipun tidak selalu ada atau bersifat eksklusif dalam sistem epitermal. Asosiasi klasik unsur-unsur ini adalah: emas (Au), perak (Ag), arsen (As), antimon (Sb), mercury (Hg), thallium (Tl), dan belerang (S) (www.terrasia.tripod.com) .

Dalam endapan yang batuan penerimanya karbonat (carbonat-hosted deposits), arsen dan belerang merupakan unsur utama yang berasosiasi dengan emas dan perak (Berger, 1983), beserta dengan sejumlah kecil tungsten/wolfram (W), molybdenum (Mo), mercury (Hg), thallium (Tl), antimon (Sb), dan tellurium (Te); serta juga fluor (F) dan barium (Ba) yang secara setempat terkayakan.  Dalam endapan yang batuan penerimanya volkanik (volcanic-hosted deposits) akan terdapat pengayaan unsur-unsur arsen (As), antimon (Sb), mercury (Hg), dan thallium (Tl); serta logam-logam mulia (precious metals) dalam daerah-daerah saluran fluida utama, sebagaimana asosiasinya dengan zone-zone alterasi lempung. Menurut Buchanan (1981), logam-logam dasar (base metals) karakteristiknya rendah dalam asosiasinya dengan emas-perak, meskipun demikian dapat tinggi pada level di bawah logam-logam berharga (precious metals) atau dalam asosiasi-nya dengan endapan-endapan yang kaya perak dimana unsur mangan juga terjadi. Cadmium (Cd), selenium (Se) dapat berasosiasi dengan logam-logam dasar; sedangkan fluor (F), bismuth (Bi), tellurium (Te), dan tungsten (W) dapat bervariasi tinggi kandungannya dari satu endapan ke endapan yang lainnya; serta boron (B) dan barium (Ba) terkadang terkayakan. 

Mineral-mineral ekonomis yang dihasilkan dari epitermal  antara lain Au, Ag, Pb, Zn, Sb, Hg, arsenopirit, pirit, garnet, kalkopirit, wolframit, siderit, tembaga, spalerite, timbal, stibnit, katmiun, galena, markasit, bornit, augit, dan topaz. Berikut ini adalah beberapa contoh logam hasil dari endapan epitermal yang memiliki nilai ekonomi yang tinggi, antara lain: Emas (Au) dan Perak (Ag).

2.2.1 EmasEmas adalah unsur kimia dalam tabel periodik yang memiliki simbol Au (bahasa

Latin: 'aurum') dan nomor atom 79. Sebuah logam transisi (trivalen dan univalen) yang lembek, mengkilap, kuning, berat, "malleable", dan "ductile". Emas tidak bereaksi

dengan zat kimia lainnya tapi terserang oleh klorin, fluorin dan aqua regia. Logam ini banyak terdapat di nugget emas atau serbuk di bebatuan dan di deposit alluvial dan salah satu logam coinage. Kode ISOnya adalah XAU. Emas melebur dalam bentuk cair pada suhu sekitar 1000 derajat celcius.

Emas merupakan logam yang bersifat lunak dan mudah ditempa, kekerasannya berkisar antara 2,5 – 3 (skala Mohs), serta berat jenisnya tergantung pada jenis dan kandungan logam lain yang berpadu dengannya. Mineral pembawa emas biasanya berasosiasi dengan mineral ikutan (gangue minerals). Mineral ikutan tersebut umumnya kuarsa, karbonat, turmalin, flourpar, dan sejumlah kecil mineral non logam. Mineral pembawa emas juga berasosiasi dengan endapan sulfida yang telah teroksidasi. Mineral pembawa emas terdiri dari emas nativ, elektrum, emas telurida, sejumlah paduan dan senyawa emas dengan unsur-unsur belerang, antimon, dan selenium. Elektrum sebenarnya jenis lain dari emas nativ, hanya kandungan perak di dalamnya >20% (Sutarto, 2004).

Sebagian besar endapan emas di Indonesia dihasilkan jenis endapan epitermal. Endapan emas tipe ini umumnya didapatkan dalam bentuk urat, baik dalam urat kuarsa maupun dlam urat bentuk karbonat yang terbentuk dalam suhu 150-3000C dengan pH sedikit asam atau mendekati netral Urat-urat tersebut terbentuk oleh hasil aktifitas hidrotermal yang berada di sekitar endapan porfiri. Dimana emas, perak, tembaga, wolfram, dan timah terdapat dalam endapan ini (Sukandarrumidi, 2007).

Kebanyakan emas epitermal terdapat dalam vein-vein yang berasosiasi dengan Alterasi Quartz-Illite yang menunjukkan pengendapan dari fluida-fluida dengan pH mendekati netral (Fluida-fluida Khlorida Netral) Dalam alterasi dan mineralisasi dengan jenis fluida ini, emas dijumpai dalam vein, veinlet, breksi ekplosi atau breksi hidrotermal, dan stockwork atau stringer Pyrite+Quartz yang berbentuk seperti rambut (hairline) 

Emas epitermal juga terdapat dalam Alterasi Advanced-Argillic dan alterasi-alterasi sehubungan yang terbentuk dari Fluida-fluida Asam Sulfat. Dalam alterasi dan mineralisasi dengan jenis fluida ini, emas dijumpai dalam veinlet, batuan-batuan silika masif, atau dalam rekahan-rekahan atau breksi-breksi dalam batuan.

Proses terbentuknya emas endapan epitermal dapat diuraikan sebagai berikut: emas diangkut oleh larutan hidrotermal yang kaya akan ligand HS- dan OH-. Ligan ini mengangkut emas hingga ke tempat pengendapannya. Kehadiran breksi hidrotermal merupakan salah satu cirri adanya proses pendidihan pada larutan hidrotermal. Pendidihan terjadi karena ada pertemuan antara larutan yang bersuhu tinggi (hidrotermal) dengan larutan yang bersuhu rendah (larutan meteoric). Selama proses pendidihan ini tekanan menjadi semakin besar sehingga mengancurkan dinding batuan yang dilalui larutan hidrotermal. Akibat proses pendidihan tersebut, yaitu hilangnya gas H2S, terjadi peningkatan pH dan penurunan suhu. Ketiga proses tersebut dapat mengantarkan emas pada batuan sehingga kadar emas primer tinggi biasanya dijumpai di breksi hidrotermal (Sukandarrumidi, 2007).

Dibawah ini contoh endapan emas epitermal dari sistem low sulfidation dan high sulfidation.

Tabel Contoh endapan emas epitermal (high sulfidation)Endapan Au (ton) UmurYanacocha/PeruPueblo ViejoPascuaPienina/PeruLepantoEl IndioChinquashihSummitvilleRodalquilar

8206806402502101901502010

M/PCretM/PM/PQuatM/PQuatM/PN/P

Tabel Contoh endapan emas epitermal (Low Sulphidation)        Endapan Au (ton) UmurLihir Porgera Round Mountain Baguio District Hishikari Kelian Gunung Pongkor Dukat Cerro Korikollo

924 600 443 300 250180175150147

QuatM/PM/PQuatQuatM/PM/PCretM/P

2.2.2 PerakDijumpai sebagai unsur (perak murni) atau sebagai senyawa.  Sebagai perak

murni (Ag) mempunyai sifat; Kristal-kristal berkelompok tersusun sejajar, menjarum, atau menjaring, kadang berupa sisik, kilap logam. Dalam bentuk  mineral didapatkan sebagai argentite, cerrargirit, miagirit, dan proustit (Sukandarrumidi, 2007). Perak biasanya berasosiasi dengan pirit, tembaga, emas, kalsit, dan nikel. Perak terbentuk dari reduksi sulfide pada bagian bawah endapan Ag, Zn, dan Pb. Terkadang juga terbentuk sebagai endapan primer urat epitermal berasosiasi dengan kalsit (temperature rendah) (Sutarto, 2004). Kandungan perak pada beberapa mineral dapat mencapai perak murni (100%), argentite (87%), prousite (65%), miagrite (36%), dan dalam kandungan emas

(28%). Endapan perak yang dihasilkan dari endapan emas kurang lebih 75% didapatkan sebagai hasil samping dari pengolahan bijih emas, nikel dan tembaga. Endapan perak dapat berupa endapan pengisian dan endapan penggantian, serta pengayaan sulfide. Kebanyakan endapan perak didunia dihasilkan dari dari hidrotermal tipe fissure filling (Sukandarrumidi, 2007).

2.3  Pemanfaatan Hasil Endapan Epitermal2.3.1  Emas

Emas digunakan sebagai standar keuangan di banyak negara dan juga digunakan sebagai perhiasan, dan elektronik. Penggunaan emas dalam bidang moneter dan keuangan berdasarkan nilai moneter absolut dari emas itu sendiri terhadap berbagai mata uang di seluruh dunia, meskipun secara resmi di bursa komoditas dunia, harga emas dicantumkan dalam mata uang dolar Amerika. Bentuk penggunaan emas dalam bidang moneter lazimnya berupa bulion atau batangan emas dalam berbagai satuan berat gram sampai kilogram.

2.3.2  Sfalerit (ZnS)Unsur ini biasanya ditemukan bersama dengan logam-logam lain seperti tembaga dan

timbal dalam bijih logam. Seng diklasifikasikan sebagai kalkofil, yang berarti bahwa unsur ini memiliki afinitas yang rendah terhadap oksigen dan lebih suka berikatan dengan belerang. Kalkofil terbentuk ketika kerak bumi memadat di bawah kondisi atmosfer bumi awal yang mendukung reaksi reduksi. Sfalerit, yang merupakan salah satu bentuk kristal seng sulfida, merupakan bijih logam yang paling banyak ditambang untuk mendapatkan seng karena mengandung sekitar 60-62% seng.

Pelapisan seng pada baja untuk mencegah perkaratan merupakan aplikasi utama seng. Aplikasi-aplikasi lainnya meliputi penggunaannya pada baterai dan campuan logam.

2.3.2  Timbal (Pb)Timbal tersebut juga memberikan berbagai manfaat, salah satunya adalah

pelumasan pada dudukan katup dalam proses pembakaran khususnya bagi mesin-mesin kendaraan bermotor keluaran lama (dekade 1980-an dan sebelumnya). Adanya fungsi pelumasan dari Timbal pada dudukan katup tersebut, akan mengakibatkan dudukan katup terjaga dari keausan dan resesi (recession valve) sehingga lebih tahan lama/awet. Dengan kata lain perawatan untuk dudukan katup tersebut menjadi lebih murah.

sifat timbal ini yang tahan terhadap korosi (karatan), timbal ini biasanya digunakan untuk bahan perpipaan, bahan aditif untuk bensin, baterai, pigmen dan amunisi. Selain itu dalam dunia permesinan terutama kendaraan bermotor timbal ini juga bermanfaat buat menambah nilai oktan pada bensin (premium) sehingga efek knocking (ketukan) pada mesin dapat dihindari. Residu timbal ini berfungsi untuk melapisi katup. Karena ada lapisan ini, maka ketika katup menutup ada semacam

bantalan/pelindung antara bahan metal katup dengan dudukan katup(valve seat) di cylinder head mesin sehingga terhindar terjaga dari keausan dan resesi (recession valve) sehingga lebih tahan lama/awet.

KESIMPULAN:Karakteristik endapan epithermal:

Jenis air berupa air meteorik dengan sedikit air magmatik      Endapan epitermal mengandung mineral bijih epigenetic yang pada umumnya memiliki

batuan induk berupa batuan vulkanik.      Tubuh bijih memiliki bentuk yang bervariasi yang disebabkan oleh kontrol dan litologi

dimana biasanya merefleksikan kondisi paleo-permeability pada kedalaman yang dangkal dari sistem hidrotermal.

      Sebagian besar tubuh bijih terdapat berupa sistem urat dengan dip yang terjal yang terbentuk sepanjang zona regangan. Beberapa diantaranya terdapat bidang sesar utama, tetapi biasanya pada sesar-sesar minor.

      Pada suatu jaringan sesar dan kekar akan terbentuk bijih pada urat.      Mineral gangue yang utama adalah kuarsa sehingga menyebabkan bijih keras dan realtif

tahan terhadap pelapukan.      Kandungan sulfida pada urat relatif sedikit (<1 s/d 20%).

Perbedaan low sulphidation dan high sulphidation: low sulphidation:

Endapan epitermal sulfidasi rendah dicirikan oleh larutan hidrotermal yang bersifat netral dan mengisi celah-celah batuan. Tipe ini berasosiasi dengan alterasi kuarsa-adularia, karbonat, serisit pada lingkungan sulfur rendah dan biasanya perbandingan perak dan emas relatif tinggi. Mineral bijih dicirikan oleh terbentuknya elektrum, perak sulfida, garam sulfat, dan logam dasar sulfida. Batuan induk pada deposit logam mulia sulfidasi rendah adalah andesit alkali, dasit, riodasit atau riolit. Secara genesa sistem epitermal sulfidasi rendah berasosiasi dengan vulkanisme riolitik. Tipe ini dikontrol oleh struktur-struktur pergeseran (dilatational jog)

Endapan ini terbentuk jauh dari tubuh intrusi dan terbentuk melalui larutan sisa magma yang berpindah jauh dari sumbernya kemudian bercampur dengan air meteorik di dekat permukaan dan membentuk jebakan tipe sulfidasi rendah, dipengaruhi oleh sistem boiling sebagai mekanisme pengendapan mineral-mineral bijih. Proses boiling disertai pelepasan unsur gas merupakan proses utama untuk pengendapan emas sebagai respon atas turunnya tekanan

Batuan samping (wallrock) pada endapan epitermal sulfidasi rendah adalah andesit alkali, riodasit, dasit, riolit ataupun batuan – batuan alkali. Riolit sering hadir pada sistem sulfidasi rendah dengan variasi jenis silika rendah sampai tinggi. Bentuk endapan didominasi oleh urat-urat kuarsa yang mengisi ruang terbuka (open space), tersebar (disseminated), dan umumnya terdiri dari urat-urat breksi (Hedenquist

dkk., 1996). Struktur yang berkembang pada sistem sulfidasi rendah berupa urat, cavity filling, urat breksi, tekstur colloform, dan sedikit vuggy (Corbett dan Leach, 1996),

low sulphidation Endapan epitermal high sulfidation dicirikan dengan host rock berupa batuan

vulkanik bersifat asam hingga intermediet dengan kontrol struktur berupa sesar secara regional atau intrusi subvulkanik, kedalaman formasi batuan sekitar 500-2000 meter dan temperatur 1000C-3200C. Endapan Epitermal  High Sulfidation terbentuk oleh sistem dari fluida hidrotermal yang berasal dari intrusi magmatik yang cukup dalam, fluida ini bergerak secara vertikal dan horizontal menembus rekahan-rekahan pada batuan dengan suhu yang relatif tinggi (200-3000C), fluida ini didominasi oleh fluida magmatik dengan kandungan acidic yang tinggi yaitu berupa HCl, SO2, H2S

Endapan epitermal high sulfidation terbentuk dari reaksi batuan induk dengan fluida magma asam yang panas, yang menghasilkan suatu karakteristik zona alterasi (ubahan) yang akhirnya membentuk endapan Au+Cu+Ag. Sistem bijih menunjukkan kontrol permeabilitas yang tergantung oleh faktor litologi, struktur, alterasi di batuan samping, mineralogi bijih dan kedalaman formasi. High sulphidation berhubungan dengan pH asam, timbul dari bercampurnya fluida yang mendekati pH asam dengan larutan sisa magma yang bersifat encer sebagai hasil dari diferensiasi magma, di kedalaman yang dekat dengan tipe endapan porfiri dan dicirikan oleh jenis sulfur yang dioksidasi menjadi SO.

Epithermal High Sulphidation terbentuk dalam suatu sistem magmatic-hydrothermal yang didominasi oleh fluida hidrothermal yang asam, dimana terdapat fluks larutan magmatik dan vapor yang mengandung H2O, CO2, HCl, H2S, and SO2, dengan variabel input dari air meteorik lokal.

4. Jelaskan tentang emas Dissiminated:

Jawab:

Deposit emas dessiminated adalah badan geologi di mana bijih emas, yang tersebar di seluruh batu dalam konsentrasi rendah. Meskipun kelimpahan rendah, konsentrasi yang cukup untuk membuat deposit deposit bijih emas dessiminated, yaitu dapat ditambang secara menguntungkan dalam kondisi pasar saat ini. Bagi banyak dari simpanan tersebut, kadar bijih sangat rendah, beberapa ons per ton, bahwa mineral bijih yang tidak terlihat dengan mata telanjang. Banyak dari jenis deposito yang sangat besar dengan dimensi maksimum diukur dalam 10s kilometer.

Ini tambang di Arizona memproduksi tembaga dari deposit bijih dessiminated.

Deposito diseminata dibentuk oleh berbagai proses geologi dan sering mengandung

jumlah yang sangat besar bijih. Emas, tembaga, molibdenum serta logam lainnya yang dihasilkan dari deposito disebarluaskan.

5. Jenis endapan kromit?

Jawab:Kromit adalah suatu mineral oksida dengan bentuk oktahedral yang terbentuk akibat proses kristalisasi magma. Kromit merupakan mineral oksida dari besi kromium dengan komposisi kimia (FeCr2O3) dan bijih logam kromium. Mineral ini terdapat di dalam

batuan beku ultrabasa seperti peridotit. Selain itu, terdapat pula pada serpentin dan batuan metamorf lainnya yang terbentuk dari alterasi batuan beku ultrabasa. Mineral ini terbentuk pada temperatur yang sangat tinggi dan pada bagian bawah dari tubuh magma, dimana proses kristalisasi terjadi.

Mineral dengan komposisi kimia FeCr2O3 ini memiliki warna hitam dan coklat kehitaman. Goresan dari mineral ini berwarna coklat gelap dengan kilap logam. Mineral ini tidak berupa mineral transparan melainkan mineral opak yang tidak memiliki belahan. Kekerasannya 5.5-6 dan berat jenisnya 4.5-4.8.

Kenampakan mikroskopis mineral kromit (abu-abu terang), yang berasosiasi dengan silika (abu-abu gelap). Warna hitam adalah lubang-lubang poles.

TIPE CEBAKAN KROMITBerdasarkan nisbah Cr:Fe, Kromit dibagi atas:

1. Cr-rich chromite2. Al-rich chromite3. Fe-rich chromite

Berdasarkan tipe cebakan, Kromit dibagi atas:

Serpentine Kromit

1. Cebakan Primer : terdiri dari cebakan stratiform dan cebakan podiform2. Cebakan Sekunder : terdiri dari bijih laterit dan plaser

Cebakan StratiformCebakan Stratiform kromit terbentuk akibat proses kristalisasi pada ruang magma,

dimana bentuk cebakannya berupa lapisan kromit tipis dan memiliki sifat homogen. Kromi t ada l ah s a l ah s a tu m ine ra l pe r t ama yang t e rbenam, berkerut dan mengkristal sebelum mengendap dalam ruang-ruang magma.Keadaan ini yang menyebabkan terjadinya lapisan-lapisan kromit yang tipisdan homogen , s e r t a memper l i ha tkan ba t a s yang j e l a s an t a r a l ap i s an b i j i h kromit dengan lapisan batuan induk. Pada celah-celah antara lapisan dijumpai mineral-mineral silikat dalam jumlah yang cukup besar dan secara nyata akan mempengaruhi kadar dan ukuran butir kromit. Lapisan stratiform ini berupa lapisan lateral yang menerus dan kaya akan kromit. Ketebalan lapisan hanya beberapa mm hingga beberapa meter serta keterdapatannya saling bergantian dengan lapisan silika. Lapisan silika ini berada di dalam batuan mafik dan ultramafik seperti dunit, peridotit, piroksenit, dan berbagai jenis batuan mafik dan ultramafik lain yang tidak melebihi gabro. Pada umumnya terdapat pada lapisan intrusi basaltik seperti yang terdapat di Bushveld Compleks, Afrika Selatan.

Penyebaran luas dengan ketebalan antara 0,02 – 4,0 m. Contoh cebakan kromit tipe stratiform adalah : Bushveld Complex (Afsel), Great dike (Zimbabwe), dan Stillwater Complex (USA).

Kenampakan lapisan stratiform kromit.

Berikut adalah model-model lapisan stratiform di beberapa negara:

Kromit ditemukan dalam peridotit di mantel bumi dan juga pada lapisan ultrabasa batuan intrusi. Selain pada batuan beku, kromit juga ditemukan pada batuan metamorf seperti beberapa jenis batuan serpentinites, hal ini berkaitan dengan mineral-mineral olivin, magnetit, dan korundum.

Pada tubuh endapan kompleks Bushveld di Afrika Selatan, bentuk tubuhnya berupa lapisan mafik untuk tubuh beku ultramafik dengan beberapa lapisan yang terdiri dari 90% kromit sehingga terbentuk suatu jenis batuan langka yaitu chromitite. Tubuh endapan kompleks Stillwater di Montana juga mengandung kromit signifikan.

Beberapa lapisan intrusi utama kromit.

Cebakan PodiformCebakan podiform kromit merupakan cebakan berbentuk lensa-lensa dengan ukuran

yang bervariasi. Kebanyakan tipe cebakan podiform termasuk Al-rich chromite. Tubuh massive dari kromit ini didominasi oleh dunit (kaya olivin) dan berasosiasi dengan peridotit. Tipe cebakan ini banyak ditemukan di sepanjang zona patahan dan lingkar pegunungan.

Cebakan podiform terdapat di Troodos Complex (Cyprus), Semile (Oman), Turki, Saudi Arabia, dan Kaledonia baru. Di Indonesia, cebakan ini dijumpai di Indonesia bagian Timur (Sulawesi, Halmahera, Gebe, dan Gag).

Endapan besar kromit terjadi sebagai polong, lensa, atau lapisan dalam ophiolit batuan ultrabasa. Secara tektonik, keberadaannya di bawah kerak dan mantel atas batuan ultrabasa. Endapan tipe podiform ini juga terbentuk sebagai proses magmatik primer. Umur mineralisasi dari kromit adalah pada Mesozoikum muda. Berasosiasi dengan peridotit, harsburgit, dan dunit. Adapun gangue mineral dari endapan ini diantaranya Olivin, Serpentin, Orthopiroksin, dan Magnetit.

Model genetik dari cebakan podiform ini berupa fraksi kristalisasi awal dimana kromit berasal dari cairan basal, baik tepat pada transisi bawah kerak-mantel di saku magma atau mungkin dalam sisa mantel harsburgit. Selain itu, bisa juga tepat di atas transisi kerak-mantel yang menyatukan lapisan dalam dunit di dasar ruang magma

Cadangan bijih podiform sangat bervariasi tetapi sangat kecil dibandingkan dengan cebakan stratiform, yaitu dari beberapa ton hingga satuan juta ton. Lebih dari setengah cadangan bijih podiform dunia dikelompokkan sebagai kromit kaya aluminium. Di Indonesia, endapan kromit termasuk tie podiform, yang pada umumnya tersebar di Indonesia bagian Timur. Bentuk endapan, berupa perlapisan dan lensa-lensa di dalam batuan piroksen-peridotit.

Potensi Kromit di Indonesia Kalimantan Selatan (G. Bobaris, G. Meratus, P. Laut dan P. Sebuku)

Sulawesi ( Barru, Malili, Pomalaa, Kabaena, Morowali).

Maluku Utara (P. Gebe, P. Halmahera)

Papua ( Peg. Siklop dan Peg. Maropeni).

NTT, Kabupaten Belu, Atapupu.