1

BAB I

PENDAHULUAN

1.1.Latar Belakang

Skarn Deposit terbentuk oleh ubahan litologi karbonat selama proses

metamofosa regional dan proses metasomatik kontak akibat intrusi batuan beku. Banyak

skarn yang berasossiasi dengan porphyry. Skarn merupakan alterasi pada mineral

kalsium, besi, dan magnesium yang terubah menjadi mineral karbonat dan dinding

batuan. Silikat magnesium yang hadir dominan ialah protolith dolomite dan mineral

calsium – iron silicate yang hadir adalah protolith limestone yang melimpah di dinding

bijih porphyry copper deposits.

Skarn memiliki karakterisik mineral karbonat yang terubah oleh garnet dan

pyroxene yang melimpah kalsium. Actinolite hadir sebagai mineral yang hadir pada

hydrous skarn yang teroverprint skarn anhydrous dan umumnya berasosiasi dengan

chalcopyrite – pyrite, magnetite dan formasi bijih. Mineral yang hadir dari zona ini

adalah epidote, clinozoisite, garnet, clinopyroxene, wollastonite, diopside, vesuvianite,

tremolite-actinolite, andradite, grossularite, phlogopite, dan biotit. Skarn terbentuk

pada kontak metamorphism dan metasomatisme ( prograde skarn ) melalui panas, fluida

dan bijih akibat pendinginan dinding tubuh plutonic serta melewati dinding batuan.

Sistem alterasi skarn terdapat pada zona yang terbentuk oleh variasi temperatur dan

evolusi fluida yang berasal dari stock intrusi atau pluton. Zonasinya dimulai endoskarn

bagian dalam dari intrusi ( proximal ) dan exoskarn pada zona luar / distal ( country

rock )

Skarn dapat terbentuk selama metamorfisme kontak atau regional. Selain itu

juga dari berbagai macam proses metasomatisme yang melibatkan fluida magmatik,

metamorfik, meteorik, dan yang berasal dari laut. Skarn dapat ditemukan di permukaan

sampai pluton, di sepanjang sesar dan shear zone, di sistem geotermal dangkal, pada

dasar lantai samudra maupun pada kerak bagian bawah yang tertutup oleh dataran hasil

metamorfisme burial dalam. Skarn dibagi menjadi endoskarn dan eksoskarn dengan

didasarkan pada jenis kandungan protolit.

2

Formasi dari skarn deposit merupakan hasil dari proses yang dinamis. Pada

sebagian besar skarn deposit, terdapat beberapa transisi dari metamorfisme distal yang

menghasilkan hornfels dan skarnoid ke metamorfisme proximal yang menghasilkan

skarn yang mengandung bijih berukuran relatif kasar.Selama gradien suhu yang tinggi

dan sirkulasi fluida skala besar akibat intrusi magma, metamorfisme kontak dapat

menjadi lebih kompleks dibandingkan model rekristalisasi isokimia yang menyusun

metamorfisme regional. Semakin kompleks fluida metasomatisme, akan menghasilkan

keterkaitan antara proses metamorfisme yang murni dengan proses metasomatisme.

Kebanyakan deposit skarn berasosiasi dengan busur magmatik yang berkaitan

dengan subduksi dalam kerak benua. Komposisi pluton berkisar dari diorit sampai

granit walaupun pada dasarnya memiliki perbedaan diantara tipe skarn logam yang

muncul untuk mencerminkan lingkungan geologi setempat (kedalaman formasi, pola

struktural dan fluida) lebih pada perbedaan pokok dari petrogenesis (Nakano,et al.,

1990). Sebaliknya, skarn yang mengandung emas pada lingkungan ini berasosiasi

dengan pluton yang tereduksi secara khusus yang mungkin mewakili sejarah geologi

yang khusus. Beberapa Skarn, tidak berasosiasi dengan subduksi yang berkaitan dengan

magmatisme.

Pluton yang berkomposisi granit, pada umumnya mengandung muskovit dan

biotit primer, megakristal kuarsa berwarna abu-abu gelap, lubang-lubang miarolitik,

alterasi tipe greisen, dan anomali radioaktif. Skarn yang terasosiasi, kaya akan timah

dan fluor walaupun induk dari elemen lain biasanya hadir dan mungkin penting secara

ekonomis. Perkembangan rangkaian ini termasuk W, Be, B, Li, Bi, Zn, Pb, U, F, dan

REE.

Zona skarn di endapan bijih Big Gossan dicirikan oleh kehadiran mineral utama

anhydrous seperti garnet (andradite) dan klino-piroksen (diopsid-hedenbergit), dan

dalam jumlah kecil mineral kalsit, kuarsa, dan epidot pada fase prograde. Mineral-

mineral tersebut di atas, pada fase retrograde kemudian di-replaced (diubah) menjadi

mineral-mineral hidrous seperti aktinolit, anhidrit, epidot, talk, dan mineral karbonat

Pembagian zonasi skarn di endapan bijih Big Gossan, mengacu pada kehadiran mineral

utama garnet dan klino-piroksen, dalam wall rock batuan karbonat Formasi Waripi

(Te).Walaupun skarnifikasi juga terbentuk pada batuan karbonat Anggota Limestone

3

Formasi Ekmai (Kkel), tetapi alterasi skarn dan mineralisai sulfide yang terkait dengan

endapan Cu-Au lebih intens terbentuk di Formasi Waripi.

1.2. Tujuan Penelitian

Kegiatan penelitianini bertujuan untuk memperoleh informasi - informasi

geologi secara regional yang mempengaruhi kondisi geologi lokal yang berdampak

pada proses intrusi, mineralisasi dan, alterasi yang berkembang untuk endapan Skarn.

Serta Penelitian ini diharapkan dapat memberikan bekal pengalaman bekerja dan

tambahan pengetahuan bagi penulis, khususnya dalam bidang eksplorasi endapan Skarn.

Agar dapat menambah data kepustakaan bagi pihak PT. Eksplorasi Nusa Jaya dan

Program Studi Teknik Geologi USTJ.

1.3. Pembatasan Masalah

Agar kegiatan penelitian dan penulisan dapat terencana dan terfokus, maka batasan

masalah geologi yang akan dibahas adalah :

1. Kondisi geomorfologi, stratigrafi, dan struktur geologi yang mempengaruhi intrusi,

mineralisasi dan alterasi.

2. Tipe alterasi dan mineralisasi untuk endapan Skarn.

1.4. Alat dan Bahan

Alat dan bahan yang digunakan dalam penelitian ini adalah :

1.4.1. Alat :

a. Kompas Geologi

b. Palu Geologi

c. Hand Lens 10 x dan 20 x pembesaran

d. Pen magnetite

e. Tape

f. Orienting plastic type HQ – NQ – BQ

g. Global position system ( GPS )

h. Camera digital

i. Peta Topografi Skala 1 : 25.000

j. Pita ukur 1 meter

4

k. Papan data

l. Kuas tangan

1.4.2. Bahan :

a. HCL 0.5 ( Asam Chloride )

b. Core hasil pemboran.

c. Kantong Sampel

1.5. Metode Penelitian

Guna mencapai hasil penelitian yang baik, perencanaan penelitian penting untuk

dipersiapkan baik dari tahapan persiapan penelitian sampai tahapan penyusunan hasil

penelitian. Tahapan – tahapan tersebut adalah :

a. Persiapan ;

b. Penelitian Lapangan ;

c. Penelitian laboratorium ;

d. Pengolahan data ;

e. Penyusunan skripsi.

1.5.1. Tahap Persiapan

Dalam tahapan persiapan yang dilakukan adalah penerbitan surat izin penelitian

dari tingkatan jurusan, fakultas sampai universitas kepada pihak perusahaan / instansi

pemerintah terkait di tingkatan kabupaten hingga desa setempat di lokasi penelitian dan

pengecekan serta melengkapi peralatan – peralatan yang dapat digunakan sehingga

dapat membantu kegiatan penelitian.

1.5.2. Penelitian Lapangan

Pada pelaksanaan penelitian lapangan sangatlah penting mengingat data - data

geologi permukaan yang menjadi obyek penelitian harus dapat dicatat dan direkam

dengan baik, sebab itu data-data yang terambil dapat memberikan informasi geologi

yang bekerja dan mempengaruhi kondisi di sekitar areal penelitian serta tentunya model

5

alterasi dan mineralisasi yang menjadi obyek utama penelitian dapat teramati dengan

baik.

1.5.3. Pengamatan Laboratorium / Studio

Tahap penelitian laboratorium sangat penting, namun tahapan ini dilakukan jika

kegiatan penelitian lapangan sudah dilakukan. Penelitian laboratorium berupa penelitian

terhadap contoh-contoh batuan yang diperoleh di lapangan berupa analisa petrografi.

Tujuan analisa petrografi adalah untuk mengetahui secara detail jenis, bentuk,

komposisi dan persentase mineral serta nama batuan. Analisa ini pentng guna

penafsiran mengenai genesa, lingkungan pengendapan, dan sejarah pembentukannya.

Analisa mikropaleontologi untuk mengetahui kandungan fosil dari batuan guna

mengetahui penentuan umur relatif dari singkapan.

Analisa struktur geologi meliputi analisa struktur primer dan sekunder yang

dipengaruhi oleh pergerakan tektonik secara regional yang berdampak pada lokal

struktur geologi.

1.5.4. Pengolahan Data dan Analisa Data

Tahapan pengolahan data ini dimaksudkan untuk mengolah semua data – data

hasil penelitian lapangan dan hasil analisis laboratorium.

Data analisa laboratorium berupa analisis petrografi sampel batuan beku

menggunakan klasifikasi Russel B. Travis, 1975, untuk batuan metamorf menggunakan

klasifikasi William, Turner dan Gilbert, 1982, sedangkan untuk batuan sedimen dan

karbonat digunakan klasifikasi Pettijhon, 1975, Folk, 1959, dan Dunham, 1962.Untuk

analisis mikro paleontologi guna kesebandingan umur berdasarkan foraminifera

planktonik menggunakan zonasi dari Blow, 1969.

1.5.5. Penyusunan Skripsi

Setelah selesainya kegiatan penelitian lapangan, analisa laboratorium dan

pengolahan data maka tahapan penyusunan laporan ilmiah dalam bentuk skripsi yang

memuat kondisi geologi umum daerah penelitian dan analisa tipe alterasi dan

mineralisasi Pada Endapan Skarn di daerah penelitian sebagai spesifikasi dalam

kegiatan penelitian.

6

BAB II

TATANAN GEOLOGI REGIONAL

2.1. FISIOGRAFI

Pulau New Guinea merupakan pulau yang sangat kompleks baik dari morfologi

bentang alam, dan proses tektonik yang aktif sampai saat ini. Secara umum dari selatan

dan utara pulau Papua dapat dibagi menjadi 3 bagian yaitu : continental ( benua ),

transitional provinces ( daerah transisi ), dan Oceanic ( Samudera ). Ada 2 klasifikasi

yang digunakan untuk mengidentifikasi pulau Papua menurut Van Bemellen ( 1949 )

dan klasifikasi Quarless van Ufford ( 1996 ). Menurut Quarless van Ufford( 1996 )

pulau Papua seperti burung yang menghadap ke arah Barat dan terbagi sebagai berikut :

1. Fisiografi klasifikasi Van Bemellen (1949)

Fisiografi pulau New Guinea dibagi menjadi 3 yakni :

a. zona semenanjung Barat ( Vogelkop ),

b. bagian utama ( mainland ), dan

c. bagian timur dan ekor.

2. Berdasarkan kenampakan morfologi pulau New Guinea yang digambarkan

seperti seekor burung yang sedang terbang dan menghadap ke arah Barat.

Menurut Quarless van Ufford ( 1996 ), maka fisiografi pulau Papua terbagi :

a. Bagian kepala burung ( Bird’s Head )

b. Bagian leher burung ( Bird’s Neck )

c. Bagian Badan burung ( Bird’s body )

d. Bagian Ekor burung ( Bird’s Tail )

7

Gambar 2.1. Fisiografi Pulau Papua

a. Zona Semenanjung Barat ( Vogelkop ) / Bird’s Head

Zona ini berada pada koordinat 130o BT – 135

o BT. Secara umun terbagi 2 subzona

yakni :

Subzona Utara – Timur

Dicirikan oleh kompleks pegunungan masif yang tersusun oleh batuan metamorfik

dan granitik yang berumur Neogen sampai Kuarter.

Subzona Selatan – Barat

Dataran rendah yang tersusun oleh plateu batugamping yang dikenal Onin dan

Kumawa Peninsula yang berumur tersier, dataran aluvial, dan rawa-rawa.

Subzona selatan – Barat dipotong oleh teluk Bintuni. Kedua subzona ini dipisahkan oleh

depresi seperti lembah dan dataran Warren – Momi Ransiki yang terdapat di sepanjang

zona sesar Sorong dan Ransiki, Down – Irai, Danau Anggi, Kasi – Kebar, Warsamsan,

serta Sorong

8

b. Bagian Leher ( Bird’s Neck )

Pada bagian terdapat kelurusan yang dinterpretasikan sebagai struktur geologi yang

berarah N – S dan NW – SE. Pada bagian leher memiliki beberapa subzona yaitu

Lengguru Fold Belt ( antiklin yang tersesarkan dari Kelompok Batugamping New

Guinea ), danau Jamur ( Dibentuk hasil ekstrusif lava yang berasal dari aktivitas

vulkanik kecil di bagian selatan yang berumur Resen ), Wandamen peninsula (

Selatan danau Jamur dan bagian paling utara dari kompleks batuan metamorfik ) dan

Weyland Range ( pegunungan masif yang menghubungkan bagian kepala dan badan.

c. Bagian Utama ( Mainland ) / Bird’s Body

Bagian utama berada di koordinat 135o BT – 143.5

o BT. Dicirikan oleh kelurusan –

kelurusan NW – SE. Zona ini didominasi oleh pegunungan masif ( Kompleks

Pegunungan Tengah atau Central Range ) di bagian utara dan dataran di bagian selatan,

rawa-rawa di bagian yang dekat permukaan laut. Bird’s Body dibagi beberapa sub zona:

Zona Central Range mountain, digambarkan sebagai tulang punggung dari burung.

Zona Cyclops Mts

Zona Bougenville Mts

Zona Mamberamo – Dewani Depression

Zona Digul – Fly depression

Zona Merauke

d. Bagian Timur Termasuk Ekor ( Bird’s Tail )

Berada pada koordinat 143.5o BT – 150.48

o BT. Zona ini ditandai oleh kelurusan –

kelurusan yang berarah NW – SE, daerah ini dibagi dalam 3 sub zona :

Zona vulkanik di pesisir utara

Zona sepanjang pesisir timur laut

Zona pegunungan tengah ( central range )

9

2.2. KERANGKA TEKTONIK PAPUA

Pulau New Guinea merupakan hasil dari aktivitas tektonik yaitu tumbukan

(collision) yang bersifat oblique convergent antara lempeng benua Australia dan

lempeng samudara Pasifik (Quarless van Ufford, 1996 dan Sapiie, 1998 ).

Ada beberapa model dari evolusi tektonik pulau New Guinea yang masih

menjadi perdebatan sampai sekarang. Beberapa model tersebut adalah :

a. Teori Pembalikan Subduksi ( Subduction Polarity Reversal )

Teori ini menyatakan bahwa pergerakan lempeng benua Australia bergerak ke arah

utara dan terjadi subduksi dengan Lempeng Benua Pasifik, selanjutnya diikuti oleh

proses kolisi dan inisiasi dari subduksi lempeng Samudera Pasifik ke arah selatan

palung laut New Guinea ( Dewey dan Bird, 1970 ; Hamilton, 1979 ; Jhonson and

Jaques, 1980 ; Milson, 1985 ; dan Sapiie, 2001 ).

b. Teori Zippering Model

Teori zippering model menjelaskan dua lempeng subduksi ( doubly subducting

slab ) dari lempeng samudera Pasifik pada pulau New Guinea bagian timur yang

kemungkinan merupakan bagian Lempeng Samudra Solomon Sea bagian barat

( Ripper dan Mcque, 1983 ; cooper dan Taylor, 1987 ; Sapiie, 2001 )

c. Teori Sesar Mendatar ( Strike Slip Fault )

Teori ini menjelaskan bahwa terjadi subduksi antara Lempeng Benua Australia dan

Lempeng Samudera Pasifik yang kemiringannya ke arah utara namun tidak terjadi

subduksi several seperti yang dijelaskan oleh teori pembalikan subduksi, tetapi hanya

pembentukan proses sesar - sesar mendatar akibat proses oblique convergence dimana

lempeng Australia memiliki kemiringan yang sangat vertikal ( Dow et all, 1988 ; Sapiie,

2001 ).

Para ahli geologi setuju bahwa New Guinea sekarang ini merupakan bagian dari

passive margin lempeng benua Australia bagian utara yang pada Mesozoik sampai

Kenozoik ditumbuk oleh satu atau beberapa kali busur vulkanik. Beberapa ahli juga

masih memperdebatkan mengenai proses collision yang terjadi di pulau New Guinea.

10

Ada ahli geologi yang menyatakan bahwa New Guinea terbentuk akibat satu kali proses

collision ( Ripper and Mcque, 1983 ; Milsom, 1985 ; Cooper and Taylor, 1987 ; Sapiie,

2001 ), tetapi beberapa menyatakan bahwa collision terjadi dua kali.

Gambar 2.2. Peta Tektonik New Guinea. Adaptasi Dari Hamilton, 1979.

Cooper Dan Taylor, 1987 Dan Closs. Spreading Centers Dari Northwest Dan Southwest.

Berdasarkan perubahan batuan sedimen karbonat menjadi batuan sedimen

silisiklastik pada cekungan batuan pengendapaan ( orogenic uplifts ), proses collision

yang membentuk Melanesian Orogeny dimulai pada Miosen Akhir ( Dow dan Sukamto,

1984 a ; Dow et all, Dow at all, 1988 ; Sapiie, 2001 ). Namun berdasarkan penentuan

umur batuan tahap metamorf di pulau New Guinea dan daerah busur kepulauan

diperoleh umur Oligosen Awal, yang berarti proses collision berlangsung pada awal

Oligosen ( Pigram et al, 1989 ; Davies, 1990 ; Sapiie, 2001 ). Dow et al, 1988

menyimpulkan bahwa pulau New Guinea merupakan hasil collision antara busur

kepulauan dan benua yaitu yang pertama pada Oligosen dan kedua pada masa Miosen (

Dow et al, 1988, Sapiie, 2001 ).

11

Quarless van Ufford (1996) juga menyimpulkan bahwa pulau New Guinea

terbentuk akibat dua kali proses orogenesa yang berbeda satu dengan yang lain. Proses

orogenesa pertama terjadi pada Eosen – Oligosen yang disebut Peninsula Orogeny yang

terbatas sampai sebagian besar bagian timur New Guinea. Kemudian proses orogenesa

selanjutnya dimulai pada Miosen Tengah yang disebut Central Range Orogeny.

Peristiwa ini berhubungan dengan pembentukan geologi pulau New Guinea sampai

sekarang ini.

Selanjutnya tahap Central Range Orogeny dibagi menjadi dua proses oleh Quarles

Van Ufford ( 1996 ) yaitu tahap pre-collisional dan tahap collisional. Tahap pre-

collisional adalah tahap pengangkatan ( Bulldozing ) dan metamorfisme dari sedimen

passive margin pada zona subduksi dengan kemiringan ke arah utara. Tahap collisional

terjadi ketika litosfer Australia yang mengapung berhenti di zona subduksi (Closs, et al,

1994 dalam Sapiie, 2001). Akibat dari aktivitas ini melibatkan basemen batuan kristalin,

terjadi aktivitas magma pada tahap akhir dan pengangkatan pegunungan secara vertikal

setinggi 1-2 km yang diperkirakan berlangsung 7-3 juta tahun yang lalu. Puncak dari

proses ini adalah inisiasi dari sesar mendatar mengiri yang berarah timur – barat ( E-W )

yang mendominasi proses tektonik dari bagian barat New Guinea ( Sapiie, 1998 ).

Proses pergerakan realtif lempeng benua Australia dan lempeng samudra Pasifik

berperan penting dalam perkembangan struktur di New Guinea, Sapiie (2001)

menjelaskan bahwa pada 4 juta tahun lalu pergerakan lempeng Pasifik terhadap

lempeng Australia berubah arah N 246o E ( SW ) sampai N 270

o E ( WSW ).

2.3. GEOLOGI REGIONAL PULAU NEW GUINEA

Berdasarkan batuan asal penyusun Pulau New Guinea, secara umum pulau ini

dibagi menjadi satuan geologi yaitu :

2.3.1. Satuan Samudera ( Oceanic Provinces )

Satuan ini terdiri dari kompleks batuan offiolit, serta kompleks kepulauan

sebagai bagian dari Lempeng Samudera Pasifik, berada di sebelah utara kompleks

pegunungan Tengah

12

2.3.2. Satuan Benua ( Continental Provinces )

Satuan ini tersusun dari batuan sedimen yang berasal dari Lempeng Benua

Australia, dan berada di sebelah selatan Kompleks Pegunungan Tengah.

2.3.3. Satuan Transisi ( Transitional Provinces )

Satuan ini tersusun dari batuan metamorfik yang dihasilkan dari proses

metamorfisme akibat interaksi antara Lempeng Benua Australia dan Lempeng

Samudera Pasifik.

Berdasarkan batuan penyusun serta evolusi tektonik yang berkembang, bagian

badan burung ( Bird’s body ) dapat dibagi menjadi empat satuan litotektonik, yaitu :

a. Satuan Depan Busur New Guinea

Merupakan dataran rendah di bagian selatan Pulau New Guinea. Batuan

penyusun satuan ini merupakan batuan sedimen karbonat berumur Kenozoikum, serta

batuan sedimen silisiklastik, batuan sedimen marin, serta sedimen berumur

Mesozoikum (Dow dan Sukamto, 1984 a,b : op cit Darman and Sidi, 2000 )

b. Satuan Sabuk Lipatan dan Sesar Anjakan Pegunungan Tengah

Merupakan sabuk orogenesa yang memanjang dari Papua hingga Papua

Peninsula di bagian timur sepanjang 1300 km dan lebar 150 km, ditandai dengan

pegunungan dengan ketinggian lebih dari 3000 mdpl ( Dow et al, 1988 ; Darman and

Sidi, 2000 ).

c. Satuan Sabuk Metamorfik Ruffaer

Satuan ini terdiri dari batuan metamorf temperatur rendah ( T < 300oC ), dengan

luas 150 dan merupakan daerah yang mengalami deformasi kuat. Satuan ini dibatasi

sabuk Offiolit New Guinea pada bagian utara, sedangkan bagian selatan dibatasi oleh

daerah terdeformasi dengan batuan penyusun berasal dari Passive margin Lempeng

Australia ( Dow et all, 1988 ; Sapiie, 2000 )

13

Gambar 2.3. Distribusi Karbonat Pada Awal Dan Pertengahan

Miosen Sepanjang Utara Australia Pada Pinggiran Kontinen, Katili (1986),

Apthorpe (1988), P.J. Davies, et al, (1989), Buther ( 1990 ) dan McLennan (1990).

d. Satuan Tumbukan Busur Kepulauan Melanesia

Satuan ini merupakan daerah yang kompleks, terdiri atas kerak samudera yang

berasal dari tumbukan Busur Kepulauan Melanesia dengan Lempeng Samudera Pasifik.

Satuan ini terdiri dari Zona Depresi Meervlakte dan Mamberamo Trust Fold- Belt

( MTFB ), dengan luas 200 km 2. Tumbukan yang membentuk satuan ini diperkirakan

pada kala Pliosen dan aktif sampai sekarang ( Dow dan Sukamto, 1984 a,b ; Dow et al,

1988 ; Darman dan Sidi, 2000 ).

14

BAB III

DASAR TEORI

3.1. ALTERASI HIDROTERMAL

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 (Bateman, 1981). Faktor-faktor dominan yang mempengaruhi pengendapan

mineral di dalam sistem hidrotermal terdiri dari empat macam (Barnes, 1979; Guilbert

dan Park, 1986), yaitu: (1) Perubahan temperatur; (2) Perubahan tekanan; (3) Reaksi

kimia antara fluida hidrotermal dengan batuan yang dilewati; dan (4) Percampuran

antara dua larutan yang berbeda. Temperatur dan pH fluida merupakan faktor terpenting

yang mempengaruhi mineralogi sistem hidrotermal.Tekanan langsung berhubungan

dengan temperatur, dan konsentrasi unsur terekspresikan di dalam pH batuan hasil

mineralisasi (Corbett dan Leach, 1996).

Guilbert dan Park (1986) mengemukakan alterasi merupakan perubahan di

dalam komposisi mineralogi suatu batuan (terutama secara fisik dan kimia), khususnya

diakibatkan oleh aksi dari fluida hidrotermal.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 Hedenquist, 1998).

Mineralogi batuan alterasi dapat mengindikasikan komposisi atau pH fluida

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

Corbett dan Leach (1996) mengemukakan komposisi batuan samping berperan

mengkontrol mineralogi alterasi. Mineralogi skarn terbentuk di dalam batuan

karbonatan.Fase adularia K-feldspar dipengaruhi oleh batuan kaya potasium. Paragonit

(Na-mika) terbentuk pada proses alterasi yang mengenai batuan berkomposisi albit.

Muskovit terbentuk di dalam alterasi batuan potasik.

15

Pada awalnya endapan skarn dianggap sebagai batuan metamorf hasil kontak

antara (hanya) batuan sedimen karbonatan dengan intrusi magma oleh ahli petrologi

metamorf, dengan terjadi perubahan kandungan batuan sedimen yang kaya karbonat,

besi, dan magnesium menjadi kaya akan kandungan Si, Al, Fe dan Mg dimana proses

yang bekerja berupa metasomatisme pada intrusi atau di dekat intrusi batuan beku (Best,

1982)

Tetapi definisi saat ini lebih tepatnya, secara sederhana endapan skarn terbentuk

sebagai hasil interaksi/reaksi antara larutan hidrothermal yang kaya silika bereaksi

dengan batuan sedimen/non sedimen yang kaya akan unsur Ca (kalsium), pada batuan

sedimen misalnya pada batugamping (tetapi bukan hanya pada batugamping). Hasil dari

reaksi tersebut akan menghasilkan mineral-mineral calc-silicate seperti garnet, epidote,

pyroxene sekunder, dll

Secara umum skarn dikelompokkan menjadi 2 berdasarkan suhu

pembentukannya; prograde skarn, dan retrograde skarn. Skarn prograde terbentuk pada

suhu tinggi, dicirikan oleh asosiasi mineral-mineral bersuhu tinggi, seperti garnet,

klinopiroksen, biotit, humit, montiselit,

sedangkan skarn retrograde terbentuk pada suhu rendah umumnya tersusun oleh

mineral-mineral serpentin, amfibol, tremolit, epidot, klorit, kalsit, dll. Berdasarkan

posisi dan batuan dasar yang tergantikan endapan skarn dapat diklasifikasikan

berdasarkan dari batuan asal yang tergantikan dengan istilah eksoskarn dan endoskarn

yang digunakan pada batuan yang tergantikan. Dengan kandungan mineral-mineral bijih

tertinggi dapat dijumpai pada endapan skarn tipe eksoskarn. Eksoskarn yaitu skarn yang

terbentuk pada batuan sedimen di sekitar intrusi batuan beku, sedangkan endoskarn

yaitu skarn yang terbentuk pada batas atau di dalam batuan beku itu sendiri.

Karakteristik zona alterasi dinding batuan pada zona Endapan Skarn yang

tersebar di dalam dan di luar zona porphyry dari pusat intrusi hingga beberapa

kilometer. Tipe alterasi yang dominan hadir dari sistem porphyry copper adalah

potassic, sericitic, advanced argillic, intermediate argillic, propylitic, sodic-calcic dan

sodic, greisen, serta skarn.

16

Gambar 3.1. Kondisi Optimun Pengembangan Endapan

Porphhyry Copper dan Skarn

(Silitoe dan Perello, 2005)

Potassic alterasi merupakan ubahan dan fase vein potasium, potasium feldspar

dan biotit ; potasium feldspar dengan karakteristik dominan mineral potasium seperti

silica dan dinding batuan granit, mineral biotit dominan hadir pada batuan intermediate

dan mafic. Mineral sulfida yang hadir pada zona alterasi potassic adalah bornite,

chalcopyrite, dan pyrite. Magnetite, molybdenite, anhydrite, dan atau calcite yang

umumnya hadir pada model alterasi ini. Alterasi potassic berasosiasi langsung dengan

stockwork vein – quartz, termasuk vein A ( quartz – bornite – chalcopyrite magnetite

anhydrite calcite ), B Vein ( quartz copper-iron – sulfides molybdenite), dan

vein transisi A - B, termasuk vein yang dominasi oleh biotite, magnetite, atau sulfida

copper – iron.

17

Sericitic alteration terbentuk dan menyebar dengan luas beberapa sentimeter

sepanjang struktur yang dikontrol oleh vein D pada jalur rekahan dan sesar. Vein

dengan spasi yang rapat, luas alterasi mungkin diatas 1 km 3

. Vein D umumnya

didominasi mineral sulfida dan sedikit mineral kuarsa. Mineral sulfida hadir pada zona

yang kuat dari zona vein yang kaya akan chalcopyrite yang memotong zona potassic,

hadir vein mineral pyrite - chalcopyrite hingga vein yang dominan hadir mineral sulfida.

Vein akhir yang kaya akan pyrite hadir pada semua zona, dan dibawah zona bijih.

Sericitic alterasi selvages memiliki karakteristik ubahan semua mineral potassium-mica

( sericite ) fine grained, dan kuarsa dengan sedikit kehadiran pyrite atau magnetite.

Advanced Argillic alterasi adalah alterasi hidrolisis dan alkali yang kationnya

terubah dan membentuk alkali bebas dari hydrous alumunium mineral silika (

pyrophyllite, dickite, kaolinite akibat pengurangan panas fluida ). Zona lokal dengan

temperatur tinggi hadir andalusite, alunite, dan variasi aluminiium seperti flourine,

mineral yang kaya silika seperti topaz, diaspore, zunyite, corundum, dumortierite dan

pyrite. Zona yang kaya akan kuarsa dengan ubahan alumunium ( alterasi sisa silika )

secara umum hadir dekat permukaan dari zona transisi lingkungan epithermal. Mineral

hypogen di dominasi oleh pyrite dan mineral tembaga yaitu enargite, covellite, digenite,

dan umumnya tetahedrite / tennantite.

Intermediate argillic alterasi merupakan kumpulan mineral lempung yang

terbentuk oleh hidrolisis alteration dengan karakteristik suhu yang rendah dibandingkan

zona alterasi sericitic, dan relatif derajat keasaman rendah, tetapi suhu yang relatif tinggi

dibandingkan alterasi argillic dengan suhu yang relatif sama. Mineral yang dominan

hadir pada alterasi ini adalah mineral lempung seperti smectite, kaolinite ubahan dari

18

plagioklas, potassium feldspar stabil, dan mineral feromagnesian yang terubah oleh

chlorite dan pyrite.

Propillitic merupakan alterasi batuan beku akibat hidrasi, karbonasi, oksidasi,

dan reaksi sulfidasi secara lokal, dan membentuk mineral hydrous dan sedikit mineral

karbonat, sulfide dan atau hematit. Mineral – mineral yang hadir di zona alterasi ini

adalah epidote, chlorite, atau actinolite, di beberapa tempat hadir pyrite,pada suhu yang

tinggi dan chlorite-illite-sericite atau smectite dan pyrite, pada suhu yang lebih rendah

hasil perubahan calcic plagioclase dan mineral feromagnesian. Mineral tembaga pada

umumnya tidak hadir pada zona alterasi propilitic.

19

Gambar 3.2. Pembentukan Cebakan Endapan Skarn dan Proophyri Cooper Yang

Berasosiasidengan batuan Karbonat,

Menurut ( Sillitoe dan Bunham, 1990 )

Sodic – calcic dan sodic merupakan alterasi alkali yang kuat, umumnya

penambahan mineral calcium dan potassium. Umumnya hadir mineral besi yang sudah

lapuk. Karakteristik mineral alterasi adalah reaksi mineral yang kaya sodium, plagioklas

yang terubah menjadi potassium feldspar. Sodic plagioklas, actinolite, epidote, chlorite,

calcic-pyroxene, calcic-plagioklas, dan Ca-Al-Fe dan garnet yang terbentuk pada

temperatur yang tinggi ( lebih dari 450oC).

Greisen merupakan alterasi vein selvage dengan kristal macro-scopically

hidrothermal muscovite. Greisen terdapat vein yang terisisi urat muscovite, quartz,

minor sulfides mineral ( pyrite lebih banyak dibandingkan chalcopyrite) dengan

potassium feldspar –muscovite selvages.

Skarn terbentuk oleh ubahan litologi karbonat selama proses metamofosa

regional dan proses metasomatik kontak akibat intrusi batuan beku. Banyak skarn yang

berasossiasi dengan porphyry. Skarn merupakan alterasi pada mineral kalsium, besi, dan

magnesium yang terubah menjadi mineral karbonat dan dinding batuan. Silikat

magnesium yang hadir dominan ialah protolith dolomite dan mineral calsium – iron

silicate yang hadir adalah protolith limestone yang melimpah di dinding bijih porphyry

20

copper deposits. Awal anhydrous skarn memiliki karakterisik mineral karbonat yang

terubah oleh garnet dan pyroxene yang melimpah kalsium. Actinolite hadir sebagai

mineral yang hadir pada hydrous skarn yang teroverprint skarn anhydrous dan

umumnya berasosiasi dengan chalcopyrite – pyrite, magnetite dan formasi bijih.

Mineral yang hadir dari zona ini adalah epidote, clinozoisite, garnet, clinopyroxene,

wollastonite, diopside, vesuvianite, tremolite-actinolite, andradite, grossularite,

phlogopite, dan biotit. Skarn terbentuk pada kontak metamorphism dan metasomatisme

( prograde skarn ) melalui panas, fluida dan bijih akibat pendinginan dinding tubuh

plutonic serta melewati dinding batuan. Sistem alterasi skarn terdapat pada zona yang

terbentuk oleh variasi temperatur dan evolusi fluida yang berasal dari stock intrusi atau

pluton. Zonasinya dimulai endoskarn bagian dalam dari intrusi ( proximal ) dan

exoskarn pada zona luar / distal ( country rock )

Gambar 3.3. Hubungan Sistem Hidrothermal Methamorphism Dan Endapan Skarn Yang Berhubungan Dengan Batuan karbonat.

( Diadaptasi dari Meinert, 1983 ).

21

Gambar 3.4. Beberapa Model Setting Tectonic Dari Pembentukan Endapan

Skarn ( Diadaptasi dari meinert 1983 )

Klasifikasi tektonik yang sangat berguna dari deposit skarn seharusnya

mengelompokkan tipe skarn yang pada umumnya berada bersama dan membedakannya

yang secara khusus terdapat dalam tektonik setting yang khusus. Sebagai contohnya,

deposit skarn calcic Fe-Cu sebenarnya hanyalah tipe skarn yang ditemukan dalam

wilayah busur kepulauan samudra.

Banyak dari skarn ini juga diperkaya oleh Co, Ni, Cr, dan Au. Sebagai

tambahan, beberapa skarn yang mengandung emas yang bernilai ekonomis muncul dan

telah terbentuk pada back arc basin yang berasosiasi dengan busur volkanik samudra

(Ray et al., 1988). Beberapa kenampakan kunci yang menyusun skarn tersebut terpisah

dari asosiasinya dengan magma dan kerak yang lebih berkembang adalah yang

berasosiasi dengan pluton yang bersifat gabbro dan diorit, endoskarn yang melimpah,

metasomatisme yang tersebar luas dan ketidakhadiran Sn dan Pb.

Kebanyakan deposit skarn berasosiasi dengan busur magmatik yang berkaitan

dengan subduksi dalam kerak benua. Komposisi pluton berkisar dari diorit sampai

granit walaupun pada dasarnya memiliki perbedaan diantara tipe skarn logam yang

muncul untuk mencerminkan lingkungan geologi setempat (kedalaman formasi, pola

struktural dan fluida) lebih pada perbedaan pokok dari petrogenesis (Nakano,et al.,

1990). Sebaliknya, skarn yang mengandung emas pada lingkungan ini berasosiasi

dengan pluton yang tereduksi secara khusus yang mungkin mewakili sejarah geologi

22

yang khusus. Beberapa Skarn, tidak berasosiasi dengan subduksi yang berkaitan dengan

magmatisme. Pluton yang berkomposisi granit, pada umumnya mengandung muskovit

dan biotit primer, megakristal kuarsa berwarna abu-abu gelap, lubang-lubang miarolitik,

alterasi tipe greisen, dan anomali radioaktif. Skarn yang terasosiasi, kaya akan timah

dan fluor walaupun induk dari elemen lain biasanya hadir dan mungkin penting secara

ekonomis. Perkembangan rangkaian ini termasuk W, Be, B, Li, Bi, Zn, Pb, U, F, dan

REE.