10

BAB II

TINJAUAN PUSTAKA 2.1 Geologi Regional

2.1.1 Fisiografi

Berdasarkan Peta Geologi lembar Ternate, Maluku Utara yang diterbitkan oleh

Pusat Penelitian dan Pengembangan Geologi Bandung, fisiografi Pulau Halmahera

dibagi menjadi 3 (tiga) bagian utama, yaitu Mendala Halmahera Timur, Halmahera

barat, dan Busur Kepulauan Gunung Api Kuarter.

a. Mendala Fisiografi Halmahera Timur

Mendala Halmahera Timur meliputi lengan timur laut, lengan tenggara, dan

beberapa pulau kecil di sebelah timur Pulau Halmahera. Morfologi mendala ini terdiri

dari pegunungan berlereng terjal dan torehan sungai yang dalam, serta sebagian

mempunyai morfologikarst. Morfologi pegunungan berlereng terjal merupakan

cerminan batuan keras. Jenis batuan penyusun pegunungan ini adalah batuan ultrabasa.

Morfologi karst terdapat pada daerah batugamping dengan perbukitan yang relatif

rendah dan lereng yang landai.

b. Mendala fisiografi Halmahera Barat

Mendala Halmahera Barat bagian utara dan lengan selatan Halmahera. Morfologi

mendala berupa perbukitan yang tersusun atas batuan sedimen, pada batugamping

berumur Neogen dan morfologikarst dan dibeberapa tempat terdapat morfologi kasar

yang merupakan cerminan batuan gunung api berumur Oligosen .

c. Mendala busur kepulauan gunung api kuarter

Mendala ini meliputi pulau-pulau kecil di sebelah barat pulau Halmahera.

Deretan pulau ini membentuk suatu busur kepulauan gunung api kuarter. Sebagian

pulaunya mempunyai kerucut gunung api yang masih aktif.

11

2.1.2 Stratigrafi

Pulau Halmahera terletak di antara pulau Sulawesi dan Papua, pada pusat

lempeng mikro yang sangat rumit dan berada pada batas pertemuan tiga lempeng

(Australasia, Eurasia, dan Pasifik). Halmahera memiliki sejarah tektonik yang mirip

dengan Sulawesi, terlihat dari bentuknya yang menyerupai huruf K.

Geologi lengan timur dan barat Halmahera sangat berbeda bukan hanya secara

tektonik tetapi juga evolusi formasi geologinya telah menghasilkan jalur yang sangat

berbeda. Lengan timur Halmahera memiliki batuan ultrabasa sebagai batuan dasar dan

batuan sedimen di atasnya dari Formasi Dodoga dan Formasi Dorosagu yang berumur

Eosen. Setelah ada jeda waktu sedimentasi sejak Eosen Akhir hingga Oligosen Awal,

terjadi aktivitas vulkanik yang menghasilkan material vulkanik. Sementara itu terbentuk

batuan sedimen dan batuan karbonat. Selama Kala Kuarter Halmahera Timur mengalami

pengangkatan dan erosi.

Laut Maluku di sebelah Barat Halmahera merupakan zona tumbukan antara

busur vulkanik Sangihe dan Halmahera. Tunjaman ke arah Timur dari lempeng samudra

Maluku di bawah lempeng laut Halmahera dan Filipina sejak Paleogen telah

menghasilkan empat busur vulkanik di lengan Barat Halmahera, yaitu: Formasi Bacan (?

Paleogen), Formasi Gosowong (? Miosen Akhir), Formasi Kayasa (Pliosen) dan Formasi

Vulkanik Kuarter yang masih aktif hingga saat ini (Gambar 2.1). Formasi-formasi ini

dipisahkan oleh ketidak selarasan menyudut yang memiliki jeda waktu yang cukup

panjang (Marjoribanks, 1997, dalam Richard dan Priyono, 2004).

12

Gambar 2.1 Geologi regional Halmahera (Daniel J.Olberg dkk, 1999)

Formasi Gosowong didominasi oleh batuan vulkanik bersifat andesitik sampai

dasitik dan batuan vulkaniklastik. Dari hasil dating (40Ar/39Ar) terhadap batuan basaltik-

andesit dari Formasi Gosowong didapatkan umur dengan kisaran 5,4Ma sampai 2,6Ma.

Kisaran waktu yang besar ini mungkin dikarenakan hilangnya argon selama proses

tektonik yang luas paska pengendapan, intrusi dan alterasi yang mempengaruhi Formasi

13

Gosowong. Bukti geologi menunjukkan bahwa umur yang tertua (5,6Ma atau Miosen

Akhir) seharusnya digunakan sebagai umur minimum dari Formasi Gosowong

(Majoribanks,1998, dalam Olberg dkk, 1999). Formasi Gosowong tertutup secara tidak

selaras oleh batuan vulkanik dari Formasi Kayasa.

Formasi Kayasa didominasi oleh lava dan breksi. Lava ini berkomposisi basaltik

sampai andesitik, berwarna abu-abu gelap sampai kehitaman; mineral gelapnya sebagian

besar piroksen, bertekstur porfiritik dengan feldspar sebagai fenokris. Breksi formasi ini

memiliki komponen andesitik dan basaltik, dengan warna abu-abu terang sampai abu-

abu gelap; bertekstur afanitik sampai faneritik, matriks pasir halus sampai sedang, tidak

terpilah dengan baik, sebagian umumnya terkloritisasi. Formasi ini deperkirakan

berumur Pliosen.

Kedua Formasi di atas kemudian secara lokal diintrusi oleh andesit porfiri dan

diorit kuarsa, yang kadang-kadang berasosiasi dengan mineralisasi emas-tembaga.

14

Tabel 2.1. Modifikasi Unit Stratigrafi Halmahera dari Sukamto, 1989

15

2.1.3 Struktur Geologi

Halmahera Timur dan Barat mewakili dua daerah tektonik yang berbeda.

Perkembangan tektonik Halmahera Timur yang dapat dilihat diperkirakan dimulai antara

Kapur Akhir sampai Awal Tersier. Elemen struktur utama Halmahera adalah:

1. Sesar naik berarah Utara Selatan di bagian tengah dan lengan selatan

Halmahera. Di Halmahera tengah jalur lipatan sesar naik ini membentuk batas

antara batuan dasar ofiolitik di bagian Timur dan batuan dasar busur vulkanik

dibagian Barat. Di lengan Selatan, basemen vulkanik ini diterobos oleh sedimen

Neogen.

2. Sesar konjugate berarah Timurlaut Baratdaya dan Barat-Baratlaut Timur-

Tenggara yang muncul di seluruh daerah ini. Set yang terakhir meliputi sesar

transform yang berasosiasi dengan busur vulkanik aktif.

3. Sesar normal listrik berarah Utara Selatan dan Timur Barat seperti pada urat

kuarsa Gosowong dan Ruwait.

4. Batuan berumur Pliosen di lengan utara di daerah Gosowong terlipat dengan

arah Sumbu Timur Barat.

16

Gambar 2.2 Setting tektonik Halmahera (Hall, 1999)

2.2 Alterasi Hidrotermal dan Mineralisasi

2.2.1. Alterasi Hidrothermal

Fluida epitermal biasanya temperaturnya berkurang bersamaan dengan

berkurangnya kedalaman dan bertambahnya jarak dari saluran fluida. Paleoisotherm dan

saluran fluida dapat diketahui dengan memetakan mineral alterasi hidrothermal yang

terdapat di dalam vein dan batuan induknya. Dalam hal ini, geothermometer 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).

17

Gambar 2.3 Sistem Vulkanik Hidrotermal (Hedenquist, 1997)

Banyak variabel yang mempengaruhi formasi mineral alterasi dalam sistem

hidrothermal. Ada enam faktor utama yang mempengaruhi mineral alterasi Corbett dan

Leach, 1996) yaitu:

1. Temperatur

2. Komposisi kimiawi fluida

3. Konsentrasi/kepekatan

4. Komposisi batuan induk

5. Lama aktifitas atau derajat kesetimbangan

6. Permeabilitas

18

1. Temperatur

Temperatur yang meningkat akan mempengaruhi stabilitas dan akan membentuk

mineral yang lebih sekikit kandungan airnya. Ini khususnya terlihat pada 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.

Temperatur juga mempengaruhi tingkat kristalinitas suatu mineral. Temperatur

yang lebih tinggi akan membentuk fasa yang lebih kristalin. Seperti pada kaolin, kaolin

dengan bentuk yang tidak teratur terbentuk pada suhu yang rendah, pada suhu yang

tinggi akan terbentuk dikit dengan bentuk kristal yang bagus.

Berikut temperatur pembentukan dari beberapa mineral alterasi yang dibuat

berdasarkan (Hedenquist,1997; Lawless dan white , 1997; Corbett dan Leach, 1996).

(Tabel 2.2)

19

Tabel 2.2 suhu pembentukan dari beberapa mineral alterasi (berdasarkan Hedenquist,1997; Lawless dan white , 1997; Corbett dan Leach, 1996).

Mineral

alterasi

Hedenquist ,

1997

Lawless dan White,

1997

Corbett dan Leach,

1996

Kaolin 2400C 180-3000C

Prehnit - 210-3000C 250-3000C

Kalsit 250-3000C

2. Kimia/Komposisi 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+.

20

3. Konsentrasi/Kepekatan

Konsentrasi absolut pada fluida hidrothermal 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

pottasium (cotoh: rhiolit atau shoshonit). 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 hidrothermal, atau waktu selama permeabilitas masih terbuka,

menentukan apakah kesetimbangan telah tercapai antara sirkulasi fluida dan batuan

induk.

6. Permeabilitas

Permeabilitas memiliki pengaruh yang nyata yang membuat batuan induk

berhubungan langsung dengan sirkulasi fluida hidrothermal. Alterasi philik dan argilik

biasanya berbatasan langsung dengan struktur utama atau dengan sistem vein dimana

fluida memiliki pH di bawah normal dikarenakan gas-gas yang larut, sedangkan Alterasi

propilitik biasanya terdapat pada batuan induk dengan permeabilitas rendah dan jauh

dari jalur fluida utama.

21

2.2.1.1 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, seperti

yang terlihat pada Gambar 2.4 (Corbett dan Leach, 1996) membagi kelompok alterasi

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 300-350oC) dan korundum hadir pada suhu yang lebih

tinggi lagi. Ada 4 macam alunit, alunit steam-heated, alunit supergen, alunit magmatic,

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 terbentuk pirophilit. Diaspor setempat-

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 < 100-150C, interlayer illit-smektit (100-200C), illit (200-250C), serisit (muskovit) >200-250oC, phengit >250-300oC. Kandungan smektit pada interlayer illit

smektit akan berkurang bersamaan dengan naiknya temperature.

22

Interlayer illit-smektit dapat menunjukkan temperatur fluida hidrothermal pada

kisaran 160-2200C (Lawless dan White, 1997). Alterasi dengan mineral alterasi yang

dominan illit menunjukkan temperatur fluida pada kisaran 220-2700C (Lawless dkk,

1997). Sebagaimana illit umumnya stabil pada temperature lebih tinggi dari 2200C,

berkurangnya temperatur akan meningkatkan stabilitas smektit. Pada umumnya illit

banyak dijumpai pada zona permeabel dan permeabilitas berkurang dengan

bertambahnya mineral klorit (Lawless dkk, 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 paleo temperatur,

karena dapat dijumpai pada temperatur rendah sampai temperatur lebih tinggi dari

3000C, tetapi mineral ini merupakan mineral yang baik untuk menunjukkan pH

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

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 180-2200C, pada kristalinitas yang lebih baik pada suhu yang lebih

tinggi (>220-2500C). Amfibol sekunder (aktinolit) terbentuk pada suhu 280-3000C.

Biotit umumnya tersebar luas di dalam atau di sekitar intrusi porfiri dan terbentuk pada

suhu 300-3250C.

23

7. Phase Mineral Lain

Mineral Karbonat terbentuk pada range pH (> 4) dan temperatur yang lebih

luas, dan berasosiasi dengan phase kaolin, illit, klorit, dan kalk-silikat. Mineral yang

termasuk dalam kelompok ini adalah siderit, rhodokrosit, ankerit, kutnahorit, dolomit,

magnesian-kalsit, dan kalsit.

Mineral Feldspar umumnya berassosiasi dengan phase klorit dan kalk-silikat,

terbentuk pada pH netral sampai basa. Mineral yang termasuk kelompok ini adalah albit,

adularia, dan orthoklas.

Mineral Sulfat terbentuk pada hampir semua suhu dan temperatur dalam

hidrothermal system. Mineral yang termasuk dalam kelompok ini adalah anhidrit,

gipsum, dan jarosit.

24

Ch-Sm / ChSilikaZeo

Ct / Do

Ch-Sm / ChSilika

Cb

Ch / Ch-SmQ / Chd

ZeoCt / Do

ChQ / ChdAd / AbCt / Do

ChI

Ab / AdQCb

ChCb

I-SmQ / Chd

Ch / Ch-SmSm

Q / Chd

Ch, Q, EpZeo, Ct / Do

Ad / Ab

Ch, Q, EpCt / DoAd / Ab

Ep, Act, Ch, QFsp, Ct / Do

TrQ

Ct / Do

CpxQ

Ct / Do

Ga, Q, Wo,Ves, Mt

Act, QFsp, Cb

Bio, ActFsp, Q

Bio, FspCpx, Mt

SerFspQChCb

Mica / SerFsp, Q+ Cb

MicaFsp, Q+ Cb

SerQCb

Mica / SerQCb

MicaQ

+ Cb

Mica, CorQ

DikPyr

Ser, Q

PyrSerQ

Mica / SerPytQ

AndMica

Q

And, MicaQ, Cor

SmSilica

SmCb

Q / Chd

I-SmQ / Chd

Cb

IQCb

HalSm

SilicaK, SmSilica+ Sid

K, SmQ

+ Sid

K, I-Sm, Q+ Sid

K, Dik I/ I-Sm+ Sid

Dik, IQ

+ Sid

HalSilica

KSilica

KQ

K, DikQ

+ Dp

DikQ

+ Dp

DikOyr, Q+ Dp

PyrQ

+ Dp

AndPyrQ

Al, HalSilica

Al, KSilica

AlKQ

Al, KDik, Q+ Dp

AlDik, Q+ Dp

Al, DikPyr, Q+ Dp

AlPyr, Q+ Dp

AndAl, Pyr

Q

AlOpCrTri

OpCrTri

Silica

Al

Q

Q

AndAlQ

Wei

Lau

Sib

, Heu

, Mor

, Cha

b, N

atZe

olite

Calc - SilicateGroup

ChloriteGroup

IlliteGroup

I - KGroup

KaolineGroup

Al - KGroup

AluniteGroup

SilicaGroup

Condition of non-dissociation Porp

hyry

Mes

othe

rmal

Epith

erm

al

INCREASING pHIN

CR

EASI

NG

TEM

PER

ATU

R

Potasik

Skarn

Phyllic

Propylitic

Argillic

Outer / Sub Propylitic

Advanced Argillic

Mineral Abreviation :Ab-albite ; Act-actinolite ; Ad-adularia ; Al-alunite ; And-andalusite ; Bio-biotite ; Cb-carbonate (Ca, Mg, Mn, Fe) ;Ch-chlorite ; Chab-chabazite ; Chd-chalcedony ; Ch-Sm-chlorite-smectite ; Cor-corondum ; Cpx-clinopyroxene ;Cr-cristobalite ; Ct-calcite ; Do-dolomite ; Dik-dickite ; Dp-diaspore ; Ep-epidot ; Fps-feldspar ; Ga-garnet ;Hal-hallosyite ; Heu-heulandite ; I-illite ; I-Sm-illite-smectite ; K-kaolinite ; Lau-leumontite ; Mt-magnetite ;Mor-mordenite ; Nat-natrolite ; Op-opaline silica ; Pyr-pyirophylite

Gambar 2.4 Himpunan mineral alterasi sistem hidrotermal (Corbett dan Leach, 1996).

25

2.2.1.2 Sistem Epitermal Sulfida Rendah

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. Resapan

silisifikasi dalam urat biasanya diapit oleh serisit-illit-kaolinit. Alterasi argilik [kaolinit-

illit-montmorillonit (smektit)] biasanya terbentuk berdampingan dengan urat. Alterasi

argilik lanjut (kaolinit-alunit) ini dapat terbentuk di sepanjang bagian atas zona

mineralisasi. Alterasi propilitik dijumpai pada bagian yang lebih dalam dan menjauhi

vein.

Sistem epitermal terbentuk pada kedalaman kurang dari dari 1 km dari

permukaan pada temperatur kurang 3000C (umumnya 1500-2500C), dan dari fluida asal

meteorik, mungkin dengan sebagian tambahan dari magmatic. Sistem epitermal

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 acid. Sekarang lebih dikenal dengan sistem sulfida

tinggi dan sulfida rendah (Gambar. 2.5; Hedenquist, 1997).

26

Gambar. 2.5 Distribusi skematik dari alterasi hydrothermal berassosiasi dengan deposit

epitermal sulfidasi rendah dan sulfidasi tinggi(Hedenquist, 1997).

Deposit emas epitermal sulfidasi rendah terbentuk dari larutan hidrothermal yang

naik melalui zona rekah dan bereaksi dengan batuan samping dan air meteorik sehingga

pH nya terus berkurang hingga hampir netral. Sistem epitermal sulfidasi rendah ini

dicirikan oleh sulfur yang berkurang dan membentuk H2S (Corbett dan Leach, 1996).

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.

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,

sphalerit, 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

27

bersifat permeable. Urat yang lebar (memiliki 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 epitermal sulfidasi rendah adalah:

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

adularia, serisit, barit, fluorit, rhodokrosit, hematit dan klorit.

Sistem epitermal sulfidasi rendah dapat dikelompokkan (Corbett dan Leach,

1996) sebagai berikut (Gambar 2.6):

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:

o Kuarsa emas perak sulfida o Karbonat emas logam dasar o Epitermal emas-perak kuarsa

Emas yang menggantikan batuan induk sedimen Berdasarkan arah kedalaman, sistem epitermal Au-Cu-adularia-serisit dapat

dikelompokkan lagi sebagai berikut:

o Sinter dan breksi hidrothermal Au-Cu (deposit Hot spring) o Urat kuarsa stockwork Cu-Au o Urat pengisi rekah Au-Cu

28

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