7

BAB II

TINJAUAN PUSTAKA

2.1 Tatanan Geologi

2.1.1 Geologi Regional

Secara regional endapan emas Cibaliung berada pada kompleks Honje yang

terletak di baratdaya dari pulau Jawa. Kompleks Honje berada sekitar 70 km ke

arah barat dan terpisah dari Kubah Bayah tempat deposit emas Gunung Pongkor

dan Cikotok berada.

Litologi dari Kompleks Honje sendiri mempunyai kesamaan dengan litologi

dari Kompleks Kubah Bayah, yaitu Calc-Alkaline Rhyolitic yang berumur

Oligosen-Kuarter sampai batuan andesitis dan beberapa singkapan intrusi-intrusi

kecil ( Marcoux dan Milesi, 1994; dalam Harijoko, 2004).

Kompleks Honje sendiri terdiri dari Formasi Honje yang merupakan akumulasi

dari batuan vulkanik andesit basalt sampai dengan lava andesit dan breksi

vulkanik dengan beberapa perselingan dari batuan sedimen (Marjoribanks, 2001,

Angeles, 2001).

Formasi Honje ditindih secara tidak selaras oleh lapisan tipis tuf, lapisan tipis

ini dinamakan Cibaliung Tuf. Kearah timur, batuan vulkanik ini ditindih oleh

batuan sedimen dengan arah kemiringan kearah timur. Batuan sedimen ini

dinamakan Formasi Cipacar yang berumur Pliosen.

8

2.1.2 Geologi Daerah Cibaliung

2.1.2.1 Morfologi

Daerah penelitian terletak pada morfologi bergelombang lemah dan perbukitan

sedang dengan elevasi 150 mdpl sampai 250 mdpl dan kemiringan lereng 7-20%.

Perbukitan tertinggi terletak disebelah barat kawasan tambang, yaitu Gunung

Honje dengan ketinggian 620 m di atas permukaan laut. Umumnya sungai-sungai

pada daerah ini membentuk pola pengaliran rektangular dengan sungai utama

yang mengalir di daerah ini adalah Sungai Citeluk, Sungai Cikoneng, dan Sungai

Cibeber yang mengalir dari utara ke selatan dan bermuara sampai di pantai

selatan.

2.1.2.2 Stratigrafi

Secara regional daerah penelitian tersusun oleh Formasi Honje. Formasi Honje

terdiri atas lava basaltik dan andesitik, breksi gunungapi, aglomerat, tuf lapili, tuf

batuapung dan breksi tuf. Lava basaltik berwarna abu-abu gelap, afanitik kadang

porfiritik berfenokris plagioklas, berukuran sangat kasar. Lava andesitik berwarna

abu-abu kehijauan, porfiritik dengan fenokris plagioklas berukuran menengah,

dengan masa dasar gelas, menyisip diantara lava basalt, breksi gunungapi atau

aglomerat. Breksi gunungapi berwarna abu-abu gelap, berfragmen basalt dengan

matrik tuf pasiran, fragmen berukuran kerakal-bongkah, menyudut tanggung.

Aglomerat berwarna abu-abu gelap hingga kehijauan, berfragmen basalt dan

andesit porfiri, berukuran kerakal-bongkah, membulat-menyudut tanggung.

Breksi maupun aglomerat bertekstur laharik. Tuf lapili bersifat litik mengandung

komponen andesit, berwarna putih kecoklatan, struktur perlapisan sejajar,

9

bersusunan andesitik. Tuf batuapung berwarna abu-abu keputihan, struktur

perlapisan sejajar, berbutir halus. Breksi tuf berwarna kehijauan, berfragmen tuf

dengan struktur perlapisan sejajar, berukuran kerakal-bongkah menyudut

tanggung. Jurus dan kemiringan batuan berarah timurlaut-baratdaya dengan

kemiringan kearah tenggara. Formasi Honje diperkirakan berumur Miosen

Tengah (Angeles, 2002).

Satuan batuan dapat dibagi menjadi dua unit batuan yaitu pre-mineraliasi dan

post-mineralisasi. Batuan pre-mineralisasi umumnya dikarakteristik oleh alterasi

hidrotermal dan menjadi batuan tempat terbentuknya urat kuarsa yang

mengandung emas. Sebaliknya, batuan post-mineralisasi tidak mengalami alterasi

hidrotermal dan bukan merupakan batuan tempat terbentuknya urat kuarsa

sehingga batuan ini tidak berhubungan dengan proses mineralisasi.

Sekuen batuan pre-mineralisasi disebut Formasi Honje, tersusun atas volcanic

pile dari sekuen tebal aliran basaltik-andesitik, andesitik tuf, dan breksi vulkanik

dengan interkalasi sedimen tufaan dibeberapa tempat. Semua unit batuan pre-

mineralisasi tertutup oleh batuan post-mineralisasi, yaitu Cibaliung Tuff.

Cibaliung Tuff tersusun atas tuf dasitik dan batupasir vulkanik dengan kandungan

kayu terkarbonkan dan kayu terkersikkan, tertutup oleh tuff pumisan (Gambar

2.1).

10

Gambar 2.1 Peta Geologi daerah Cibaliung (Andi Kurniawan, 2010).

2.1.2.3 Struktur Geologi

Secara struktur geologi, prospek emas di Cibaliung terletak dalam koridor

struktur yang berarah barat-baratlaut dengan lebar 3,5 km dan panjang 6 km. Dua

struktur arah utara-baratlaut yang kaya cadangan emas dengan posisi relatif tegak

sebagai sistem urat kuarsa, adalah Cikoneng disebelah utara dan Cibitung

disebelah selatan yang berjarak 400 m. Tubuh yang kaya cadangan emas ini

memiliki ukuran tebal 1-10 m, panjang 140-200 m, kedalaman sampai lebih 300

m dan masih menerus kebawah. Tubuh yang kaya cadangan emas Cikoneng-

Cibitung ini berupa dilational jogs dan sigmoid bends yang terbentuk dari

perpotongan patahan barat-baratlaut, utara-baratlaut, dan utara-timurlaut.

11

Gambar 2.2 Peta Struktur Geologi daerah Cibaliung (PT.CSD, 2010)

2.1.3 Alterasi dan Mineralisasi

Alterasi hidrotermal di daerah penelitian dibagi menjadi 4 zona (Data PT.CSD,

2010) berdasarkan temperatur dari mineral-mineral lempung dan zeolit, dan juga

mineral indikator permeabilitas yaitu adularia. Keempat zona alterasi hidrotermal

tersebut adalah :

12

1. Zona kristobalit-smektit-kaolinit (Zona I)

Zona kristobalit-smektit-kaolinit (Zona I) dapat digolongkan berdasarkan

keberadaan dari mineral-mineral kristobalit, smektit, kaolinit, dan sisa

mineral primer plagioklas. Zona ini terletak dibagian tenggara dari

Cibaliung.

2. Zona smektit-kuarsa (Zona II)

Zona smektit-kuarsa tersebar di sebuah utara dari zona I. Zona II berada di

elevasi yang sama dengan munculnya zona I. Mineral-mineral sekunder

yang umum terdapat pada zona ini seperti kuarsa dan smektit berasosiasi

dengan sedikit kaolinit dan pirit.

3. Zona campuran dari mineral-mineral lempung (Zona III)

Zona campuran dari mineral-mineral lempung (Zona III) digolongkan

berdasarkan keberadaan dari campuran lapisan lempung dari illit/smektit

dan/atau klorit/smektit. Mineral lain yang umumnya terdapat adalah

kuarsa, albit, adularia, pirit, kalsit dengan sedikit smektit dan kaolinit pada

saat penambahan zeolit dari laumonit dan plagioklas primer.

4. Zona kaolinit-diktit-nakrit (Zona IV)

Zona kaolinit-diktit-nakrit (Zona IV) tidak tersebar secara luas tapi

tersebar setempat pada daerah yang terbatas. Diktit dan nakrit terbentuk

pada temperatur yang lebih tinggi dari kaolinit, mulai 150˚C sampai lebih

dari 200˚C.

13

2.2 Teori Dasar

2.2.1 Alterasi Hidrotermal

Larutan hidrotermal adalah cairan bertemperatur tinggi (100˚C-500˚C) sisa

pendinginan magma yang mampu merubah mineral yang telah ada sebelumnya

dan membentuk mineral-mineral tertentu. Larutan hidrotermal terbentuk pada fase

akhir siklus pembekuan magma. Interaksi antara larutan hidrotermal dengan

batuan yang dilewati akan menyebabkan terubahnya mineral-mineral penyusun

batuan samping dan membentuk mineral alterasi. Larutan hidrotermal tersebut

akan terendapkan pada suatu tempat membentuk mineralisasi.

Tipe epitermal terbentuk di lingkungan dangkal dengan temperatur <300˚C,

dan fluida hidrotermal diinterpretasikan bersumber dari fluida meteorik. Endapan

tipe ini merupakan kelanjutan dari sistem hidrotermal tipe porfiri, dan terbentuk

pada busur magmatik bagian dalam di lingkungan gunungapi kalk-alkali atau

batuan dasar sedimen (Corbett dan Leach, 1996).

Fluida epitermal biasanya temperaturnya berkurang bersamaan dengan

berkurangnya kedalaman dan bertambahnya jarak dari saluran fluida.

Paleoisoterm dan saluran fluida dapat diketahui dengan memetakan mineral

alterasi hidrotermal yang terdapat di dalam vein dan batuan induknya. Dalam hal

ini, geotermometer mineral alterasi dapat digunakan untuk menentukan tingkat

ubahan suatu sistem; daerah yang mengindikasikan paleotemperatur yang rendah

adalah baik, sementara indikasi paleotemperatur yang tinggi menunjukkan

terbatasnya keterusan bijih epitermal ke arah kedalaman terbatas (Hedenquist,

1997).

14

Gambar 2.3 Sistem vulkanik hidrotermal (Hedenquist, 1997 dalam Nagel, 2008)

Menurut Corbett dan Leach (1996), ada enam faktor utama yang

mempengaruhi proses alterasi hidrotermal, yaitu :

1. Suhu

2. Komposisi kimiawi fluida

3. Konsentrasi/kepekatan

4. Komposisi batuan induk

5. Lama aktifitas atau derajat kesetimbangan

6. Permeabilitas

1. Suhu

Suhu yang meningkat akan mempengaruhi stabilitas dan akan membentuk

mineral yang lebih sedikit kandungan airnya. Ini khususnya terlihat pada

15

mineralogi silikat-lempung yang pada temperatur yang lebih tinggi akan

membentuk urutan mineral-mineral sebagai berikut : smektit, smektit-illit, illit-

smektit, illit dan mika putih.

Suhu juga mempengaruhi tingkat kristalinitas suatu mineral. Temperatur yang

lebih tinggi akan membentuk fasa yang lebih kristalin. Kaolin dengan bentuk

tidak teratur terbentuk pada suhu rendah, pada suhu yang tinggi akan terbentuk

dikit dengan bentuk kristal yang bagus.

Tabel 2.1 Suhu pembentukan beberapa mineral alterasi (modifikasi penulis

berdasarkan Hedenquist, 1997; Corbett dan Leach, 1996).

16

2. Komposisi Kimiawi Fluida

Komposisi fluida sangat mempengaruhi mineralogi alterasi, dengan temperatur

yang akan mempengaruhi posisi batas phase. Yang lebih penting dari konsentrasi

absolut adalah perbandingan unsur utama seperti: aNa+

/aH+

, aK+

/aH+

.

3. Konsentrasi / Kepekaan

Konsentrasi absolut pada fluida hidrotermal berpengaruh pada tipe mineralogi

alterasi, karena ini mempengaruhi derajat kejenuhan yang berkenaan dengan

mineral-mineral tertentu.

4. Komposisi Batuan Induk

Komposisi batuan induk juga berpengaruh sangat luas pada tipe mineralogi

alterasi. Mineralogi skarn terbentuk pada batuan induk calcareous/gamping.

Adularia sebagai bentuk sekunder dari k-feldspar akan dijumpai pada batuan

induk yang kaya potasium (contoh: riolit atau sosonit). Paragonit (Na-mika) pada

kondisi tertentu merupakan produk alterasi dari albit, seperti juga muskovit yang

terbentuk dari alterasi feldspar potasik.

5. Lama aktifitas atau derajat kesetimbangan

Durasi dari sistem hidrotermal atau waktu selama permeabilitas masih terbuka,

menentukan apakah kesetimbangan telah tercapai antara sirkulasi fluida dan

batuan induk.

6. Permeabilitas

Permeabilitas memiliki pengaruh nyata yang membuat batuan induk

berhubungan langsung dengan sirkulasi fluida hidrotermal. Alterasi philik dan

argilik biasanya berbatasan langsung dengan struktur utama atau dengan sistem

17

vein dimana fluida memiliki pH dibawah normal dikarenakan gas-gas yang larut,

sedangkan alterasi propilitik biasanya terdapat pada batuan induk dengan

permeabilitas rendah dan jauh dari jalur fluida utama.

Kontrol Temperatur dan pH Dalam Mineralogi Alterasi.

Menurut Corbett dan Leach (1996) temperatur dan pH fluida merupakan dua

faktor yang paling utama yang mempengaruhi mineralogi sistem hidrotermal

(Gambar 2.4). Kelompok alterasi dibagi menjadi 7 group utama :

1. Group Mineral Silika/Kuarsa

Merupakan mineral yang stabil pada pH rendah < 2. Pada kondisi yang sangat

asam ini, silika opalin, kristobalit, dan tridimit terbentuk pada suhu <100˚C.

Kuarsa merupakan fase utama pada suhu yang tinggi. Pada kondisi pH fluida yang

lebih tinggi, silika amorf terbentuk pada suhu yang lebih dingin.

2. Group Mineral Alunit

Alunit terbentuk pada pH yang sedikit lebih besar dari 2, terbentuk bersama

dengan group silika dalam rentang temperatur yang besar, berasosiasi dengan

andalusit pada temperatur yang tinggi (>300-350˚C) dan korundum hadir pada

suhu yang lebih tinggi lagi. Ada 4 macam alunit, alunit steam-heated, alunit

supergene, alunit magmatik, dan alunit liquid.

3. Group Mineral Kaolinit

Dijumpai pada pH sekitar 4, biasa hadir bersama group alunit-andalusit-

korundum pada pH 3-4. Halloysit merupakan produk supergene utama group ini.

Kaolinit terbentuk pada kedalaman dangkal dan temperatur yang rendah. Dikit

terbentuk pada suhu yang tinggi dan pada suhu yang lebih tinggi lagi akan

18

terbentuk pirophilit. Diaspor setempat dijumpai dalam zona silifikasi yang intens

dengan group alunit dan/atau kaolinit.

4. Group Mineral Illit

Terbentuk pada fluida dengan pH yang lebih tinggi (4-6). Smektit terbentuk

pada temperatur <100˚C-150˚C, perlapisan illit-smektit (100˚C-200˚C), illit

(200˚C-250˚C), serisit (muskovit) >200˚C-250˚C, phengit >250˚C-300˚C.

Kandungan smektit pada perlapisan illit-smektit akan berkurang bersamaan

dengan naiknya temperatur. Perlapisan illit-smektit dapat menunjukkan

temperatur fluida hidrotermal pada kisaran 160˚C-220˚C. Alterasi dengan mineral

alterasi yang dominan illit menunjukkan temperatur fluida pada kisaran 220˚C-

270˚C. Sebagaimana illit umumnya stabil pada temperatur lebih tinggi dari 220˚C,

berkurangnya temperatur akan meningkatkan stabilitas smektit. Pada umumnya

illit banyak dijumpai pada zona permeabel dan permeabilitas berkurang dengan

bertambahnya mineral klorit (Lawless, 1997).

5. Group Mineral Klorit

Pada kondisi pH yang sedikit asam mendekati netral, fase klorit-karbonat

menjadi dominan, dimana mineral ini terbentuk bersama dengan group illit pada

lingkungan transisi pH 5-6. interlayer klorit-smektit akan terbentuk pada

temperatur rendah, dan klorit akan dominan pada suhu yang lebih tinggi. Klorit

bukan merupakan mineral yang baik untuk indikator paleotemperatur, karena

dapat dijumpai pada temperatur rendah sampai temperatur lebih tinggi dari 300˚C,

tetapi mineral ini merupakan mineral yang baik untuk menunjukkan pH

pembentukan yang mendekati netral 6-7 (Lawless dan White, 1997).

19

6. Group Mineral Kalksilikat

Group kalksilikat terbentuk pada kondisi pH netral sampai alkali, pada

temperatur rendah membentuk zeolit-klorit-karbonat, dan epidot diikuti amfibol

(umumnya aktinolit) terbentuk pada temperatur yang lebih tinggi. Di beberapa

sistem prehnit atau pumpellyit dijumpai berasosiasi dengan epidot. Epidot dengan

kristalinitas yang rendah terbentuk pada suhu 180˚C-220˚C, pada kristalinitas

yang lebih baik pada suhu yang lebih tinggi (>220˚C-250˚C). Amfibol sekunder

(aktinolit) terbentuk pada suhu 280˚C-300˚C. Biotit umumnya tersebar luas

didalam atau disekitar intrusi porfiri dan terbentuk pada suhu 300˚C-325˚C.

Tabel 2.2 Pembagian tipe alterasi menurut Corbett dan Leach (1996)

20

Gambar 2.4 Himpunan mineral alterasi sistem hidrotermal (Corbett dan

Leach,1996)

Alterasi hidrotermal merupakan konversi dari gabungan beberapa mineral

membentuk mineral baru yang lebih stabil di dalam kondisi temperatur, tekanan

dan komposisi hidrotermal tertentu (Barnes, 1979; Reyes, 1990 dalam

21

Hedenquist, 1998). Mineralogi batuan alterasi dapat mengindikasikan komposisi

atau pH fluida hidrotermal (Henley et al., 1984 dalam Hedenquist, 1998).

Gambar 2.5 Jenis mineral dengan interval suhu dan keasaman lingkungan

pembentukan (Hedenquist, 1996)

2.2.2 Mineralisasi Hidrotermal

Mineralisasi adalah proses pembentukan endapan mineral logam atau non

logam yang terkonsentrasi dari satu atau lebih mineral yang dapat dimanfaatkan

(Bateman dan Jensen, 1981). Emas pada mineralisasi ini umumnya berassosiasi

dengan galena, spalerit, kalkopirit, dan sedikit pirit (Corbett dan Leach 1996).

Pola mineralisasinya yaitu mineral bijih yang mengisi rongga-rongga dan rekah

(open space & cavity filling). Zona bijih biasanya dibatasi oleh struktur, tetapi

juga bisa muncul pada litologi yang bersifat permeable. Urat yang lebar (memiliki

22

lebar >1m dengan beberapa ratus meter searah jurus) sampai urat-urat kecil dan

stockworks biasanya memiliki penyebaran dan pergantian yang lebih sedikit.

Mineral penyerta yang umum dijumpai pada sistem epitermal sulfidasi rendah

yaitu kuarsa, ametis, kalsedon, struktur kalsit yang kemudian digantikan oleh

kuarsa, kalsit, adularia, serisit, barit, fluorit, rodokrosit, hematit, dan klorit.

Sistem epitermal sulfidasi rendah dapat dikelompokkan (Corbett dan Leach,

1996) sebagai berikut :

Deposit yang berhubungan dengan porfiri menunjukkan hubungan yang

sangat dekat dengan sumber magmatik dan membentuk suatu kesatuan ke

arah kerak yang lebih dangkal dan semakin jauh dari sumber intrusi dibagi

menjadi:

Kuarsa – emas ± perak sulfida

Karbonat – emas logam dasar

Epitermal emas – perak kuarsa

Emas yang menggantikan batuan induk sedimen

Berdasarkan arah kedalaman, sistem epitermal Au-Cu-adularia-serisit

dapat dikelompokkan lagi sebagai berikut:

Sinter dan breksi hidrothermal Au-Cu (deposit Hot spring)

Urat kuarsa stockworks Cu

Urat pengisi rekah Au-Cu

23

Gambar 2.6 Model Deposit Bijih (Corbett dan Leach, 1996)

2.2.3 Sistem Epitermal Sulfida Rendah

Karakteristik sistem endapan epitermal tipe sulfidasi rendah menempati host

rock batuan vulkanik yang bersifat asam sampai menengah. Kontrol struktur

berupa sesar atau zona rekahan yang tertutup oleh batuan vulkanik. Kedalaman

zona endapan atau formasi batuan sekitar 0-1000 meter dengan temperatur

formasi 50˚C-300˚C. Karakter fluida yang mengontrol bersifat salinitas rendah,

pH mendekati netral, kandungan sulfida dan mineral logam dasar (base metal)

rendah.

24

Tabel 2.3 Karakteristik umum endapan emas epitermal sulfidasi rendah

(Hedenquist & Reid,1985)

Sulfidasi Rendah (Adularia-Serisit)

Bentuk endapan Didominasi oleh urat hasil bukaan,

stockworks, penggantian bijih kecil

Tekstur Veins, cavity filling, (bands,

colloform, druses), breccias

Mineral bijih Pirit, emas, sfalerit, galena

(arsenopirit)

Logam An, Ag, Zn, Pb (Cu, Sb, As, Hg, Se)

Sistem epitermal sulfidasi rendah zona alterasi potasik dan filik tidak

ditemukan. Zona alterasi yang umum dijumpai pada epitermal sulfidasi rendah

adalah sebagai berikut: silisifikasi, ini banyak terdapat bersama mineral bijih

sebagai generasi multiple dari kuarsa dan kalsedon yang umumnya disertai dengan

adularia dan kalsit. Silisifikasi dalam urat biasanya diapit oleh serisit-illit-kaolinit.

Alterasi argilik (kaolinit-illit-monmorillonit-smektit) biasanya terbentuk

berdampingan dengan urat. Alterasi argilik lanjut (kaolinit-alunit) ini dapat

terbentuk disepanjang bagian atas zona mineralisasi. Alterasi propilitik dijumpai

pada bagian yang lebih dalam dan menjauhi vein.

Sistem epitermal terbentuk pada kedalaman kurang dari 1 km dari permukaan

pada temperatur kurang 300˚C (umumnya 150˚C-250˚C), dan dari fluida asal

meteorik, mungkin dengan sebagian tambahan dari magmatik. Sistem epitermal

25

umumnya dibedakan dari tipe endapan lainnya berdasarkan perbandingan emas

dan peraknya, komposisi batuan induk, dan tatanan geologinya. Banyak peneliti

membedakan tipe deposit emas epitermal menjadi dua yang pada awalnya

dibedakan sebagai serisit-adularia dan sulfat-asam. Sekarang lebih dikenal dengan

sistem sulfida tinggi dan sulfida rendah (Gambar 2.7).

Gambar 2.7 Distribusi skematik dari alterasi hidrotermal berassosiasi dengan

deposit epitermal sulfidasi rendah dan sulfidasi tinggi (Hedenquist,

1997).

Deposit emas epitermal sulfidasi rendah terbentuk dari larutan hidrotermal

yang naik melalui zona rekah dan bereaksi dengan batuan samping dan air

meteorik sehingga pH nya terus berkurang hingga mendekati netral. Sistem

epitermal sulfidasi rendah ini dicirikan oleh sulfur yang berkurang dan

membentuk H2S (Corbett dan Leach, 1996).

26

Tatanan tektonik dari epitermal sulfidasi rendah umumnya terdapat pada

volcanic island, busur magmatik pada batas lempeng dan continental volcanic

dengan regime struktur extensional dan strike-slip.