4

BAB II

TINJAUAN PUSTAKA

2.1 Geologi Regional

Dalam sub bab ini akan dibahas mengenai geologi regional daerah

penelitian (gambar 2.1), yang meliputi fisiografi regional, stratigrafi regional,

struktur geologi regional dan aktivitas volkanisme dan magmatisme.

Gambar 2.1 Peta Geologi Regional Daerah Penelitian skala 1:200.000 (Koesmono, Kusnama dan Suwarna, 1992)

5

2.1.1 Fisiografi Regional

Secara umum van Bemmelen (1949) telah membagi daerah Jawa Barat

menjadi empat zona fisiografi berdasarkan morfologi dan sifat tektoniknya

(Gambar 2.2), berturut-turut dari utara-selatan, adalah :

1. Zona Dataran Rendah Pantai Jakarta, membentang mulai dari Serang sampai

bagian timur Cirebon dengan lebar + 40 km. Terdiri atas endapan alluvial

(sungai dan pantai) serta endapan gunungapi kuarter (lahar dan piroklastik).

2. Zona Bogor, menyebar mulai dari Rangkasbitung, Bogor, Purwakarta, Subang,

Sumedang sampai Bumiayu (Majenang) dengan lebar + 40 km. Zona ini

merupakan jalur antiklinorium lapisan-lapisan berumur Neogen yang terlipat

kuat serta terintrusi secara intensif. Zona ini banyak dipengaruhi oleh aktifitas

tektonik dengan arah tegasan berarah utara-selatan dan sumbu lipatan berarah

barat-timur. Zona ini memiliki banyak intrusi yang berbentuk volcanic neck,

stock, dan boss.

3. Zona Bandung, terletak di sebelah Selatan Zona Bogor, membentang dari

Pelabuhanratu sebelah barat melalui lembah Cimandiri ke arah Sukabumi,

Cianjur, Bandung, Garut dan lembah Citanduy. Zona ini merupakan puncak

dari Geantiklin Jawa yang telah hancur, setelah pengangkatan pada Tersier

Akhir, zona ini meluas ke arah barat sampai ke Banten yang disebut sebagai

Zona Bandung Bagian Barat.

6

: Daerah Penelitian

Gambar 2.2 Zona Fisiografi Jawa Barat (van Bemmelen, 1949)

4. Zona Pegunungan Selatan Jawa Barat, merupakan dataran tinggi dengan

puncak di sebelah selatan Bandung. Terletak memanjang dari Pelabuhan Ratu

sampai Pulau Nusakambangan di sebelah selatan Segara Anakan dengan lebar

+ 50 km menyempit hingga beberapa kilometer di sebelah timur. Pegunungan

Selatan seluruhnya merupakan sisi selatan geantiklin Jawa yang mengalami

masa pengerutan yang melandai ke selatan menuju Samudera Hindia.

Berdasarkan pembagian zona fisiografi Jawa Barat di atas, maka daerah

Gunung Patuha, termasuk ke dalam Zona Selatan Jawa Barat.

7

2.1.2 Stratigrafi Regional

Menurut Koesmono, Kusnama dan Suwarna (1992), formasi batuan yang

menyusun daerah penelitian dari yang tertua hingga yang termuda (Tabel 2.1), di

antaranya:

1. Endapan-endapan piroklastika yang tak terpisahkan (QTv)

Merupakan satuan batuan tertua yang tersingkap di daerah penelitian, yaitu

berumur Pliosen-Plistosen yang menindih tidak selaras Formasi Koleberes.

Endapan Piroklastik berupa breksi andesit, breksi tuf dan tuf lapili.

Endapan ini tersingkap di bagian barat daya dan tenggara daerah

penelitian, sekitar 3% dari daerah penelitian terutupi oleh endapan ini.

2. Lahar dan Lava Gunung Kendeng (Ql (k,w))

Lahar dan Lava Gunung Kendeng berumur Plistosen menindih tidak

selaras endapan piroklstik sebelumnya. Lahar dan Lava Gunung Kendeng ini

berupa aliran lava yang berselingan dengan endapan lahar breksi andesit dan

breksi tuf.

Lahar dan Lava Gunung Kendeng ini tersingkap di utara bagian barat

sampai tenggara daerah penelitian, sekitar 47% dari daerah penelitian

tersusun oleh lahar dan lava ini.

3. Lava dan Lahar Gunung Patuha (Qv (p,l))

Lava dan Lahar Gunung Patuha berumur Holosen menindih tidak selaras

Lahar dan Lava Gunung Kendeng. Lava dan Lahar Gunung Patuha ini berupa

lava dan lahar andesit piroksin yang pejal dan berongga serta breksi lahar

matriks tuf pasiran berwarna abu-abu.

8

Lava dan Lahar Gunung Patuha ini tersingkap di barat daya daerah

penelitian, sekitar 50% daerah penelitian tersusun oleh lava dan lahar ini.

Tabel 2.1 Stratigrafi daerah penelitian (Koesmono, Kusnama dan Suwarna, 1992)

9

2.1.3 Tektonik dan Struktur Geologi Regional

Struktur geologi di pulau jawa pada umumnya berarah baratlaut -tenggara,

beberapa tempat berarah baratlaut-timurlaut bahkan sebagian berarah barat-timur.

Menurut Sujamto dan Roskamil (1975), pola tektonik di pulau jawa sangat

dipengaruhi oleh gejala tumbukan antara lempeng Samudra Hindia ke bawah

lempeng Asia Tenggara. Sebagai akibatnya terbentuklah rekahan-rekahan yang

berkembang menjadi sesar-sesar karena adanya gerak vertikal.

Menurut Van Bemmelen (1949), Jawa Barat telah mengalami 2 periode

tektonik, yaitu:

1. Periode Tektonik Intra Miosen. Pada periode ini, berlangsung

pembentukan geantiklin Jawa dibagian selatan yang menyebabkan

timbulnya gaya-gaya ke arah utara sehingga terbentuk struktur lipatan dan

sesar yang berumur Miosen tengah dan terutama di bagian tengah dan

utara pulau Jawa. Sejalan dengan itu berlangsung pula terobosan intrusi

dasit dan andesit hornblende.

2. Periode Tektonik Plio-Plistosen. Pada periode ini, terjadi proses

perlipatan dan pensesaran yang diakibatkan oleh gaya-gaya yang

mengarah ke utara dikarenakan oleh turunnya bagian utara Zona Bandung,

sehingga menekan Zona Bogor dengan kuat. Tekanan ini menimbulkan

struktur perlipatan dan sesar naik di bagian utara Zona Bogor yang

merupakan suatu zona memanjang antara Subang dan Guung Ciremai,

Zona sesar naik ini dikenal dengan Anjak Baribis.

10

Menurut Baumman (1973), Jawa Barat bagian baratdaya dibagi menjadi

empat fase tektonik, yaitu:

1. Fase Tektonik Oligo-Miosen. Pada fase ini terjadi proses pengangkatan di

daerah gunung Selatan Jawa Barat, membentuk struktur yang berarah

barat-timur. Hasil kegiatan tektonik ini ditandai dengan adanya hubu ngan

tidak selaras antara Formasi Walad dan Formasi jampang yang ada

diatasnya. Dalam fase tektonik ini aktivitas vulkanisme cukup kuat, hal ini

ditandai dengan banyaknya endapan-endapan yang mengandung material

vulkanik.

2. Fase Tektonik Miosen Tengah. Pada fase ini terjadi suatu kegiatan

tektonik yang cukup besar .pada bagian baratdaya Pulau Jawa mengalami

pengangkatan dan perlipatan yang selanjutnya diikuti oleh pembentukan

sesar-sesar. Arah perlipatan dan sesarnya barat-timur. Struktur yang terjadi

ini mempengaruhi seluruh endapan batuan berumur Miosen Bawah.

3. Fase Tektonik Plio-Plistosen. Pada fase ini terjadi sutau kegiatan tektonik

yang cukup besar, yang tejadi pada kala Pliosen Atas sampai Plistosen

Bawah. Fase ini merupakan penyebab terjadinya beberapa wrench faults

yang berarah timurlaut-baratdaya dan memotong struktur-struktur yang

ada, namun tidak diketahui dengan pasti, apakah kegitan tektonik ini

terjadi hingga zaman Kuarter.

4. Fase Tektonik Kuarter. Pada fase ini terjadi bersamaan dengan kegiatan

vulkanisme kuarter dan hampir seluruh kepulauan indonesia terpengaruh

oleh kegiatannya. Aktivitas tektonik ini membentuk struktur -struktur yang

11

aktif, yang sekarang berada di Pegunungan Selatan Jawa Barat. Gerak

tektonik pada fase ini diperkirakan jauh lebih aktif dibandingkan fase

sebelumnya.

Situmorang (1976), menyatakan bahwa arah pergerakan relatif menimbulkan

tekanan kompresi lateral berarah utara-selatan. Arah tekanan kompresi utama

tersebut selanjutnya dipakai sebagai dasar untuk menganalisa pola struktur di

Pulau Jawa (Gambar 2.3).

Gambar 2.3 Peta Konsep Tektonik Sesar Ulir (Situmorang, dkk, 1976)

2.1.4 Aktivitas Volkanisme dan Magmatisme

Tatanan tektonik daerah penelitian secara umum termasuk ke dalam

tatanan tektonik regional Jawa Barat, dan jalur magmatik yang menjadi bagian

dari satuan tektonik regional di Jawa Barat dibagi menjadi beberapa tahap dalam

aktivitasnya (Gambar 2.4) (Soeria, Atmadja, dkk., 1994).

12

Gambar 2.4 Jalur magmatik Tersier Pulau Jawa (Soeria, Atmadja, dkk., 1994)

Zaman Kapur

Peristiwa tektonik di Pulau Jawa pada Zaman Kapur ditandai dengan

subduksi lempeng samudera Hindia-Australia yang menyusup ke bawah lempeng

benua Eurasia. Jalur subduksi tersebut dicirikan oleh kehadiran batuan ofiolit

berumur Kapur yang merupakan bagian dari jalur subduksi purba berupa melange

dan sebagai Satuan Batuan Dasar Jawa. Berdasarkan pengukuran struktur

kelurusan dan sesar yang banyak memotong komplek ofiolit, menunjukkan arah

umum Timurlaut-Baratdaya atau sesuai dengan arah yang dinamakan “arah

Meratus”. Sedangkan di Jawa Barat, batuan yang tersingkap berhubungan dengan

jalur subduksi purba ini berumur Tersier (Eosen awal), berupa olistostrom yang

terdapat di Ciletuh dan secara tektonik satuan ini berhubungan dengan batuan

ofiolit yang terbreksikan dan mengalami serpentinisasi pada jalur -jalur

persentuhannya.

13

Zaman Tersier

Satuan tektonik pada Zaman Tersier yang berupa jalur magmatik menjadi dua

perioda kegiatan, yaitu Eosen Akhir-Miosen Awal dan Miosen Akhir-Pliosen.

Hasil kegiatan magmatik Eosen Akhir-Miosen Awal di Jawa Barat, tersingkap di

Pangandaran-Cikatomas berupa aliran lava dan breksi lahar yang tergolong dalam

Fm. Jampang yang berumur Oligosen-Miosen Awal. Satuan hasil kegiatan

magmatik ini terdiri dari kumpulan batuan volkanik yang dinamakan Formasi

“Andesit Tua” berumur Oligosen-Miosen Awal dan tersingkap hampir di

sepanjang pantai selatan P.Jawa, kecuali di Jawa Tengah. Kegiatan magmatik

Tersier yang lebih muda (Miosen Akhir-Pliosen) di Jawa Barat dapat diamati di

komplek Pegunungan Sanggabuana (Cianjur), sebelah Barat Laut Kota Bandung.

Di daerah ini diperkirakan sedikitnya ada tiga komplek batuan volkanik, yaitu

komplek volkanik Sanggabuana, kubah lava di Jatiluhur, serta jenjang-jenjang

volkanik dan sumbat lava di sebelah Selatan Sanggabuana. Petrografi batuannya

berkisar antara basalt hingga andesit piroksen, dan susunan kimianya berkisar

antara kalk-alkalin dan kalk-alkalin kaya Kalium. Beberapa singkapan batuan

volkanik Tersier akhir di Jawa Barat juga dapat diamati di komplek Wayang

Windu berupa lava andesit piroksen, dengan susunan kimianya berupa kalk-

alkalin, dan sejumlah aliran lava basalt di daerah Bayah (sebelah Barat Cikotok)

dengan catatan umur Miosen Tengah, susunan kimiawinya menunjukkan hasil

busur kepulauan toleitis. Berdasarkan hasil penelitian terhadap sebaran dan umur

batuan volkanik Tersier lainnya di Jawa Barat, diperoleh gambaran bahwa jalur

magma Tersier ini tersebar hampir meliputi seluruh bagian tengah Jawa Barat dan

14

mungkin sampai ke utara yang umurnya secara berangsur menjadi bertambah

muda ke arah utara. Dengan demikian terdapat kemungkinan bahwa kegiatan

vulkanisme selama zaman Tersier ini diawali dari bagian selatan Jawa (Miosen

Awal) dan secara berangsur bergeser ke arah utara. Mengingat bahwa jalur

subduksinya sendiri bergeser secara berangsur ke Selatan dimulai dari

kedudukannya pada awal Tersier pada punggungan bawah permukaan laut di

Selatan Jawa dan sekarang berada di sebelah Selatannya, maka dapat dipastikan

bahwa sudut penunjaman pada jalur subduksi menjadi semakin landai.

Zaman Kuarter

Satuan tektonik lainnya berupa jalur magma yang membentuk volkanik berumur

Kuarter, menempati bagian tengah Jawa-Barat atau dapat juga dikatakan berimpit

dengan jalur magmatik Tersier muda. Jalur volkanik Kuarter sebagai jalur

magmatik paling muda, memiliki potensi energi panasbumi yang hingga saat ini

sebagian telah dimanfaatkan secara komersial.

2.2 Teori Dasar

Energi panasbumi merupakan sumber panasbumi alami di dalam bumi

yang terperangkap pada kedalaman tertentu dan dapat dimanfaatkan secara

ekonomis. Energi panasbumi merupakan hasil interaksi batuan panas dan air yang

mengalir di sekitar dan dapat diperbaharui.

15

2.2.1 Sistem Panasbumi

Terdapat beberapa persyaratan terbentuknya sistem panasbumi yaitu:

1. Adanya sumber panasbumi berupa magma atau sisa panas dari batuan

terobosan.

2. Persediaan air yang cukup dan terjadi sirkulasi dekat sumber panasbumi

agar terbentuk uap air panas

3. Adanya batuan reservoir, berupa batuan porous yang dapat menyimpan

uap air

4. Adanya batuan penudung (caprock) yang dapat menahan hilangnya uap

air, berupa batuan kedap, biasanya batulempung teralterasi

5. Adanya rekahan sebagai media transport uap air panas

6. Adanya fluida panas dengan temperatur 45º-240º C

Sistem panasbumi berdasarkan lokasi dan tatanan hidrologinya dibagi

menjadi dua, yaitu (Browne, 1989):

1. Sistem panasbumi relief rendah

Sistem panasbumi ini dicirikan oleh topografi yang relatif rendah yang

memungkinkan fluida panasbumi dari dalam mencapai permukaan, dan

keluar sebagai manifestasi seperti kolam air alkali korida dan endapan

sinter silika. Air panas ini berasal dari air meteorik yang memiliki pH

mendekati netral dan biasanya memiliki salinitas rendah.

2. Sistem panasbumi relief tinggi

Sistem panasbumi ini sangat umum di Indonesia dimana tatanan busur

kepulauan yang memungkinkan terbentuknya morfologi curam dan

16

volkanisme andesitik berpengaruh terhadap hidrologi yang berasosiasi

dengan sistem panasbumi. Air alkali klorida dari dalam sangat jarang

mencapai permukaan tanah, maka sebagai penggantinya, pada sistem

panasbumi ini terdapat zona dua fasa dengan ketebalan beberapa ribu

meter yang diekspresikan oleh manifestasi di permukaan seperti fumarol,

steaming ground, dan solfatara. Air meteorik yang berasal dari air hujan

yang jatuh pada lereng yang curam akan tercampur dan mengalami

kondensasi dengan gas dan uap yang naik ke permukaan, membentuk satu

atau lebih lapisan kondensat (condensate layer) pada level yang lebih

tinggi daripada air alkali klorida yang berada di dalam. Fluida kondensat

asam ini bisa juga bergerak secara lateral di bawah permukaan dan keluar

sebagai mata air panas asam.

Sistem hidrothermal berdasarkan siklus pembentukannya dibagi menjadi

dua tipe (Ellis dan Mahon,1977), yaitu sistem berputar (cyclic system) dan sistem

tersimpan (storage system). Sistem berputar (cyclic system), dimulai dari

masuknya air (permukaan) terpanaskan oleh sumber panas di dalam berupa

magma lalu muncul kembali ke permukaan sebagai akibat gravitasi sehingga

memungkinkan adanya gejala artesis. Pada sistem ini terdapat lapisan batuan

dengan permeabilitas yang baik sehingga memungkinkan sistem ini terus

berputar. Sedangkan pada sistem tersimpan (storage system), air akan tersimpan

dalam akuifer dan terpanaskan di tempat dan tidak menunjukkan gejala apapun di

permukaan. Pada sistem tertutup terdapat lapisan batuan yang impermeabel

sebagai lapisan penutup.

17

Pembentukan sistem berputar antara lain membutuhkan:

1. formasi batuan yang memungkinkan air mengalami sirkulasi

2. sumber panas

3. ketersediaan air yang cukup

4. ketersediaan waktu dan area permukaan untuk pertukaran panas sehingga

memungkinkan air terpanaskan,

5. terdapat jalur air untuk naik ke permukaan

Berdasarkan aktivitas volkanik, sistem berputar dibagi menjadi:

1. sistem temperatur tinggi yang berasosiasi dengan volkanisme resen

2. sistem temperatur tinggi zona non-volcanic pada aktivitas tektonik

Kenozoik

3. sistem air hangat dekat zona aliranpanas normal

2.2.2 Alterasi Hidrothermal

Alterasi hidrothermal merupakan suatu proses interaksi fluida dan batuan

yang berhubungan dengan respon mineral, tekstur, dan kimiawi batuan sebagai

akibat dari perubahan temperatur dan kondisi kimiawi lingkungan melalui

kehadiran air panas, uap, atau gas (Henley & Ellis, 1983, op. cit., Wohletz &

Heiken, 1992). Proses alterasi hidrothermal meliputi proses penggantian

(replacement) mineral, pelarutan (leaching), dan pengendapan mineral secara

langsung yang mengisi urat ataupun rongga (vug). Pada proses ini, tipe dan

intensitas alterasi hidrothermal yang sedang berlangsung dapat merefleksikan

lingkungan baru bagi batuan reservoir.

18

Faktor-faktor utama yang mempengaruhi alterasi hidrothermal (Browne,

1989) yaitu:

1. Temperatur dan perbedaan temperatur antara host rock dan fluida yang

hadir

2. Komposisi kimiawi fluida

3. Konsentrasi fluida hidrohermal

4. Komposisi host rock

5. Kinetika reaksi atau tingkat alterasi/ pengendapan mineral

6. Lamanya (durasi) interaksi antara fluida dan batuan

7. Permeabilitas

Stabilitas mineral hidrothermal dinyatakan dalam fungsi temperatur

terhadap pH fluida, dimana konsentrasi dan rasio unsur fluida serta tekanan

dianggap konstan (Gambar 2.5). Corbett dan Leach (1998) membagi kelompok

mineral berdasarkan tipe alterasinya menjadi enam grup mineral sebagai berikut:

Grup Silika

Merupakan grup mineral yang paling stabil pada fluida dengan pH rendah

(biasanya <2) yang biasanya berasosiasi dengan sedikit fasa titanium-iron, seperti

rutile. Dibawah kondisi asam yang ekstrim, opaline silika, kristobalit, dan tridimit

akan bertemu di permukaan di atas level sistem hidrothermal klor ida, atau pada

temperatur <100º C (Leach, et. al., 1985). Pada pH fluida yang lebih tinggi, silika

amorf akan terbentuk pada temperatur <100º C. Kuarsa hampir selalu hadir pada

temperatur lebih tinggi, sedangkan kalsedon hadir pada temperatur menengah

(100-200º C), khususnya pada kondisi pengendapa relatif cepat. Perbedaan tipe

19

Gambar 2.5 Mineral alterasi yang umumnya hadir pada sistem hidrothermal

(Corbett dan Leach, 1998)

fasa silika dipengaruhi kinetika pengendapannya, contohnya silika amorf yang

terbentuk pada temperatur >200º C pada lingkungan pengendapan cepat.

20

Grup Alunit

Pada kondisi fluida dengan pH >2, mineral alunit akan terbentuk bersama

mineral silika pada kisaran temperatur yang panjang (Stoffregen, 1987, op. cit.,

Leach, 1994). Kehadiran alunit berasosiasi dengan andalusit pada temperatur

tinggi (biasanya >350-400º C). Lingkungan pembentukan mineral alunit dibagi

berdasarkan bentuk kristalnya (Rye, et. al., 1992, op. cit., Leach, 1994), yaitu: 1.

steam-heated alunite, 2. supergene alunite, 3. magmatic alunite, dan 4. magmatic

vein/ breccia alunite.

Grup Kaolin

Mineral pada grup kaolin akan terbentuk pada kondisi fluida dengan pH

sekitar 4, dan akan hadir bersamaan dengan mineral grup alunit pada kondisi

fluida transisi (pH sekitar 3-4). Berdasarkan penelitian pada sistem geothermal di

Filipina (Leach,et. al., 1985), diperoleh zonasi pembentukan mineal grup kaolin

yang terbentuk seiring dengan peningkatan kedalaman dan temperatur. Kaolin

terbentuk pada kedalaman dangkal pada temperatur rendah (<150-250º C), dan

pirofilit terbentuk pada kedalaman dan temperatur lebih besar (<200-250º C).

Dickite terbentuk pada zona transisi antara level pembentukan kaolin dan pirofilit.

Diaspor hadir bersama alunit dan/ atau fasa grup kaolin, umumnya hadir pada

zona silisifikasi.

Grup Illit

Mineral dari grup illit akan terbentuk pada kondisi fluida dengan pH 5-6,

dan akan hadir bersamaan dengan mineral grup kaolin pada pH 4 -5, tergantung

dari temperatur dan salinitas fluida. Smektit hadir pada temperatur rendah (<100

21

150º C), illit-smektit hadir pada temperatur 100-200º C, illit pada temperatur 200-

250º C, dan muskovit pada temperatur >250º C. Serisit yang merupakan muskovit

halus (fine- grained muscovite) dapat berisi mineral illit, dan bertemu pada level

transisi antara illit dan kristal muskovit yang lebih kasar. Mineral smektit yang

hadir pada mineral lempung illit-smektit akan menurun secara progresif seiring

dengan peningkatan temperatur sampai melebihi sekitar 100-200º C. Kristalinitas

mineral illlit dan serisit akan meningkat seiring peningkatan temperatur, dan dapat

diketahui dari hasil analisis X-RD.

Grup Klorit

Mineral klorit-karbonat dominan hadir pada kondisi fluida mendekati

netral, dan akan hadir bersama mineal grup illit pada kondisi fluida dengan pH 5 -

6. Interlayer klorit-smektit hadir pada temperatur rendah, dan berubah menjadi

klorit pada temperatur lebih tinggi.

Grup Kalk-Silikat

Mineral grup kalk-silikat terbentuk pada kondisi fluida dengan pH netral-

alkalin. Zeolit-klorit-karbonat terbentuk pada kondisi dingin, dan pembentukan

epidot yang diikuti amfibol sekunder (aktinolit) terbentuk secara progresif pada

temperatur lebih tinggi. Zeolit merupakan mineral yang sensitif terhadap

temperatur, dan hydrous zeolite hadir mendominasi pada kondisi dingin (<150-

200º C), sedangkan hydrated zeolite seperti laumontit (150-200º C) dan wairakit

(200-300º C) hadir secara progresif pada level lebih dalam dan temperatur lebih

tinggi pada sistem hidrothermal. Mineral epidot hadir sebagai butiran awal kristal

pada temperatur sekitar 180-220º C, dan mengkristal lebih sempurna pada

22

temperatur lebih tinggi (>220-250º C). Amfibol sekunder (biasanya aktinolit)

hadir pada sistem hidrothermal aktif dan stabil pada temperatur >280-300º C.

Biotit hadir mendominasi pada tubuh intrusi porfiri. Pada sistem aktif, biotit

sekunder tumbuh pada temperatur >300-325º C.

Pembagian zona alterasi hidrothermal dilakukan untuk menentukan tipe

alterasi pada tiap-tiap grup mineral. Corbett dan Leach (1998) membagi zona

alterasi menjadi lima zona, yaitu: zona argilik lanjut ( advanced argillik), argilik

(argilic), filik (phyllic), propilitik (propylitic), dan potasik (potassic).

Zona Argilik Lanjut

Terdiri dari mineral yang terbentuk pada kondisi pH rendah (<4)

(contohnya: grup mineral silika dan alunit) dan hadir melimpah bersama grup

mineral alunit dan kaolinit. Zona ini memiliki variasi temperatur tinggi – rendah,

dan mencakup ubahan sulfida tinggi (high sulphidation) dan ubahan asam sulfat.

Zona Argilik

Terdiri dari mineral yang terbentuk pada kondisi pH sekitar 4-6 dan

temperatur rendah (>200-250º C). Zona ini dicirikan oleh kehadiran mineral

kaolin dan smektit yang melimpah, serta mineral illit/ illit -smektit yang kadang

hadir, dan klorit yang kadang hadir.

Zona Filik

Mineral pada zona filik terbentuk pada kondisi pH sekitar 4-6 dan

temperatur lebih tinggi (>200-250º C). Zona ini dicirikan oleh kehadiran mineral

serisit (atau muskovit), dan pada temperatur tinggi kadang hadir pirofilit-

andalusit, dan kadang hadir mineral klorit.

23

Zona Propilitik

Mineral pada zona propilitik terbentuk pada kondisi fluida dengan pH

netral- alkalin dan temperatur rendah-tinggi. Pada temperatur rendah (<200-250º

C) disebut sebagai zona sub-propilitik, dicirikan oleh kehadiran mineral zeolit

yang menggantikan epidot. Pada temperatur lebih tinggi (>280-300º C) disebut

sebagai zona propilitik dalam (inner proyllitic zone), dicirikan oleh kehadiran

mineral amfibol sekunder (biasanya aktinolit). Sedangkan mineral yang umumnya

hadir pada semua zona propilitik yaitu albit atau K-felspar sekunder.

Zona Potasik

Mineral pada zona potasik terbentuk pada kondisi fluida dengan pH netral-

alkalin dan temperatur tinggi (>300-350º C). Zona ini dicirikan oleh kehadiran

mineral biotit, K-felspar, magnetit, ± aktinolit, ± klinopiroksen. Pada kondisi

yang sama, mineralogi skarn dapat terbentuk jika batuan asal (host rock) berupa

sedimen karbonatan yang akan membentuk zona mineral kalk-silikat seperti

garnet, klinopiroksen, dan tremolit.

2.2.2.1 Intensitas Alterasi

Derajat alterasi (alteration rank) digunakan sebagai indikasi empiris dari

temperatur dan permeabilitas di lapangan gunungapi yang dapat ditunjukkan

melalui studi kehadiran mineral sekunder. Intensitas merupakan istilah objektif

yang ditujukan bagi batuan yang telah mengalami alterasi (per ubahan) dan dapat

diukur secara kuantitatif (Browne, 1989). Intensitas alterasi dapat dilihat

berdasarkan perhitungan rasio persentase mineral sekunder (SM) terhadap total

mineral (TM) pada tiap kedalaman (tabel 2.2).

24

Tabel 2.2 Intensitas alterasi (Browne, 1989)