Skripsi TA Kontrol Struktur Terhadap Mineralisasi

BAB I PENDAHULUAN

1.1. Latar Belakang

Tugas Akhir adalah mata kuliah wajib dalam pendidikan tingkat sarjana (S1) pada Program Studi Teknik Geologi, Fakultas Sains dan Teknik, Universitas Jenderal Soedirman. Tugas Akhir tersebut berupa penelitian studi khusus dan pemetaan yang dilakukan oleh mahasiswa. Penelitian ini dilakukan di daerah Gunung Bujang dan sekitarnya, Kecamatan Batang Asai, Kabupaten Sarolangun, Provinsi Jambi, bekerjasama dengan PT.Antam Tbk. Unit Geomin (Jambi). PT. Antam Tbk. Unit Geomin merupakan salah satu Perusahaan BUMN yang sedang melakukan penambangan bijih emas di beberapa lokasi antara lain tambang Jambi (Sumatera Selatan), Pongkor (Jabar), Cibaliung (Banten), Papandayan (Jabar), dan lainnya. Endapan bijih di lokasi penelitian ditemukan baik dalam bentuk vein, vein , fracture filing , breksiasi.Faktor pengontrol utama terhadap keberadaan endapan bijih tersebut sangat dipengaruhi oleh struktur rekahan (sesar, kekar). Jaringan kekar yang berkembang merupakan jalan bagi late magmatic yang mengisi dan mengendapkan mineral-mineral bijih (Heru Sigit P, 2000). Adanya pengaruh struktur geologi terhadap perkembangan mineralisasi ini sangat menarik untuk diteliti, berdasarkan pertimbangan di atas maka penulis meneliti lebih lanjut mengenai kontrol struktur geologi yang berpengaruh pada alterasi-mineralisasi. Kajian lapangan merupakan dasar utama dalam melakukan interpretasi terhadap kondisi geologi suatu wilayah khususnya daerah Gunung Bujang dan

TUGAS AKHIR (Teknik Geologi Universitas Jenderal Soedirman) Willson Chani Simanjuntak (H1F008004)

1

sekitarnya. Dengan adanya data lapangan dapat menemukan hubungan geologi yang ada, berdasarkan interpretasi dari konsep, teori, hipotesis, dan model yang sudah ada. Kajian ini selanjutnya berguna dalam merekonstruksi kondisi geologi suatu daerah secara khusus berkaitan dengan kontrol struktur terhadap mineralisasi daerah penelitian, yang kemudian dapat diaplikasikan dalam berbagai hal,

seperti

pemanfaatan

sumberdaya

mineral

(mengenai

alterasi

dan

mineralisasi), energi, kerekayasaan, mitigasi kebencanaan, ataupun untuk kepentingan riset – riset ilmiah. Dalam penelitian ini, metode yang digunakan adalah metode penelitian kualitatif yang berupa analisis kesebandingan antara hasil penelitian penyusun (menggunakan metode survei untuk memperoleh fakta dari gejala – gejala yang ada dan mencari keterangan secara faktual di lapangan) dengan para peneliti terdahulu. 1.2.Maksud dan Tujuan

Maksud dari penelitian ini adalah untuk memenuhi syarat menyelesaikan studi Program Sarjana (S1) di Program Studi Teknik Geologi, Fakultas Sains dan Teknik, Universitas Jenderal Soedirman Purwokerto. Tujuan dari penelitian ini adalah untuk mengetahui kondisi geologi daerah penelitian yang meliputi aspek geomorfologi, stratigrafi, strat igrafi, struktur geologi sebagai pengontrol penyebaran alterasi dan mineralisasi dengan melakukan pemetaan permukaan dan analisa laboratorium. 1.3. Perumusan Masalah

Suatu penelitian yang dilakukan agar lebih fokus dan mengarah sesuai dengan tujuan penelitian, maka diperlukan adanya adan ya perumusan masalah.


2

Adapun pokok masalah yang diharapkan terjawab dalam penelitian ini adalah: 1. Bagaimana kondisi geologi (geomorfologi, stratigrafi, dan struktur geologi) daerah penelitian? 2. Bagaimana hubungan struktur geologi terhadap penyebaran mineralisasi daerah penelitian? 3. Bagaimanakah mineralisasi dan alterasi yang berkembang pada daerah penelitian? 4. Bagaimana sejarah geologi daerah penelitian? 1.4. Batasan Masalah

Studi geologi berupa geomorfologi, stratigrafi, dan struktur geologi. Hal tersebut didasarkan pada kajian lapangan berupa pemetaan satuan – satuan batuan dan menjelaskan hubungan satu sama lainnya dalam ruang dan waktu geologi, berdasarkan konsep litostratigrafi, dan pemetaan detil daerah penelitian, serta didukung oleh analisa laboratorium. Ditambah lagi dengan pembahasan mengenai hubungan struktur dan sumberdaya mineralisasi daerah penelitian. 1.5. Lokasi Penelitian dan Kesampaian Daerah Penelitian

Lokasi penelitian merupakan salah satu daerah eksplorasi PT. Aneka Tambang Tbk. Unit Geomin, yang secara administratif berada di daerah Gunung Bujang, Kecamatan Batang Asai, Kabupaten Sarolangun, Provinsi Jambi (Gambar 1.1). Lokasi daerah penelitian memiliki luasan sebesar 5 km x 5 km. Lokasi penelitian berjarak ± 90 menit perjalanan dari keberangkatan bandara SoekarnoHatta (Jakarta), daerah penelitian berada di utara kota Jambi, dapat ditempuh dalam waktu ± 7 jam perjalanan dari kota Jambi dengan menggunakan mini bus.


3

Daerah Penelitian

Gambar 1.1. Peta Lokasi daerah Penelitian sumber Bakosurtanal (BAPPEDA Prov. Jambi) skala

1 : 250.000

Gambar 1.2. Peta Lokasi daerah Penelitian


4

Sebelah utara berbatasan dengan Kabupaten Batanghari, sebelah timur berbatasan dengan Musi Rawas, sebelah seb elah selatan berbatasan dengan Rajanglebong, dan sebelah barat bersebelahan dengan Kabupaten Merangin. Pada umumnya, kondisi jalan provinsi yang dilalui cukup bagus hanya pada saat melewati jalan kecamatan kondisi jalan kurang baik dan masih rawan terhadap bencana longsor. Sarana transportasi sampai batas desa Narso cukup memadai, sedangkan untuk sampai ke daerah Gunung Bujang tidak terdapat sarana transportasi karena letaknya sangat jauh dan berupa jalan-jalan setapak dengan alas kayu-kayu. Kesampaian menuju lokasi daerah penelitian dengan perjalanan jalan kaki mencapai 2-3 hari perjalanan dengan istirahat malam hari pada tenda-tenda peristirahatan. Namun juga dapat dicapai dengan transportasi helikopter dengan lama perjalanan mencapai 15-20 menit dari desa Grabak. Lokasi daerah penelitian dengan luasan 25.000 km 2 yang berada pada IUP eksplorasi projek Jambi prospek Gunung Bujang, maka sudah semestinya penulis tidak mencantumkan koordinat lokasi dan identitas yang ada didalamnya secara detail baik dalam bentuk layout maupun maupun yang lainnya. Hal ini dilakukan untuk menjaga kerahasiaan daerah IUP projek Jambi prospek Gunung Bujang yang masih dalam proses eksplorasi.


5

BAB II STUDI PUSTAKA

2.1. Geologi 2.1.1. Fisiografi dan Geomorfologi Regional

Fisiografi pulau Sumatera dibentuk oleh rangkaian Pegunungan Barisan di sepanjang sisi baratnya, yang memisahkan pantai barat dan pantai timur. Lerengnya mengarah ke Samudera Indonesia dan pada umumnya curam. Hal ini mengakibatkan jalur pantai barat kebanyakan bergunung-gunung kecuali dua ambang dataran rendah di Sumatera Utara (Melaboh dan Singkel/Singkil) yang lebarnya ±20 km. Sisi timur dari pantai Sumatera ini terdiri dari lapisan tersier yang sangat luas serta berbukit-bukit dan berupa tanah rendah aluvial. Jalur rendah terdapat di bagian timur. Pada bagian ini banyak mengandung biji intan tersebar di Aceh yang lebarnya 30 km. Semakin ke arah s elatan semakin melebar dan bertambah hingga 150-200 km yang terdapat di Sumatera Tengah dan Sumatera Selatan. 1. Rangkaian Bukit Barisan. Elemen orografis yang utama adalah Bukit Barisan yang panjangnya 1650 km dan lebarnya ±100 km (puncak tertingginya ialah Gunung Kerinci dan Gunung Indrapura 3800 m). Bukit Barisan merupakan rangkaian sejumlah pegunungan yang sejajar atau colisses yang setelah cabang lainnya ke luar dari arah pokok barat laut tenggara, dikatakan bahwa arahnya lebih ke arah timur barat dan merosot (menurun) ke arah tanah rendah di bagian timur. Di antara Sungai Wampu dan Barumun merupakan Pegunungan Barisan yang bercorak empat


6

persegi panjang (sumbu barat laut tenggara 275 km panjangnya dan 150 km lebarnya). Puncak ini disebut Batak Tumor. Pada bagian puncak yang mempunyai 7 ketinggian 2000 m (sibutan 2457 m) terdapat kawah besar Toba yang panjangnya 31 km, serta luasnya 2269 km 2, sedangkan Danau Toba panjangnya 7 km dan luasnya 1776,5 km 2 (termasuk Pulau Samosir). Sistem Barisan di Sumatera Tengah terdiri dari beberapa pegunungan blok. Bagian yang paling sempit pada peralihan Batak Tumor (75 m) yang kemudian melebar menjadi 175 m pada irisan penampang bukit Padang. Perbukitan yang tertinggi terletak di bagian barat daya dengan ketinggian lebih dari 2000 m, kemudian berangsur-angsur semakin rendah ke arah dataran rendah Sumatera

Timur

(Lisun-Kuantan-Lalo

1000

m

dan

Suligi

Lipat

Kain

ketinggiannya lebih dari 500 m). TOBLER (1971) membedakan elemen-elemen tektonis dan morfologi Sumatera sebagai berikut: a. Dataran aluvial terbentang di pantai timur. b. Tanah endapan/ Foreland tersier ( peneplain) peneplain) dengan Pegunungan Tiga Puluh c. Depresi sub Barisan d. Barisan depan / fore barisandengan masa lipatan berlebihan (over thrust masses) e. Scheifer Barisan Scheifer Barisan dengan lipatan yang hebat dan batuan metamorf. f. Barisan tinggi/ High tinggi/ HighBarisan Barisan dengan vulkanvulkan muda. g. Dataran aluvial terbentang di pantai barat. Berdasarkan kajian perkembangan geologi, Pulau Sumatera dibedakan menjadi: Basin Tersier di Sumatera Timur (a-c) disebut zone I, rangkaian


7

pegunungan berbongkah di sebelah utara Umbilin disebut zone II, Fore barisan merupakan zone III, The Schiefer Barisan (e) tergolong zone IV kecuali zone Schiefer Barisan Schiefer Barisan di sebelah utara Padang, dan High dan High Barisan (f) termasuk zone V. Zone II dan III termasuk unsur luar terletak di sisi timur dari Bukit Barisan. Lengkung geantiklin di Bukit Barisan terangkat pada zaman Pleistosen merupakan zone IV dan V. Elemen-elemen tektonis dan morfologi Sumatera (Verstappen ( Verstappen)) Dataran pantai barat (pantai abrasi), merupakan daerah yang sempit, bahaya terkena erosi dan abrasi, pantainya berpasir dan tidak cocok untuk dijadikan sebagai permukiman.  Landas Bengkulu. Merupakan kawasan lahan rusak di sebelah barat bukit

barisan dan banyak tererosi, serta memiliki lereng yang terjal.  Deretan pegunungan vulkan muda. Daerahnya sempit dan erosinya tinggi.  Depresi sub barisan (lembah bongkah semangka). Tidak cocok sebagi

tempat hidup karena sangat sempit.  Daerah Basalt Sukadana Lampung. Irigasnya sangat sulit karena tidak

terdapat simpanan air.Landaian sebelah timur. Cocok bila dijadikan sebagai tempat hidup karena tanahnya datar. Dimanfaatkan sebagai daerah transmigrasi. Daerah ini berkembang menjadi daerah transmigrasi terluas di Sumatera.  Dataran aluvial pantai timur. Merupakan daerah Rawa Pa yau.

2. Zone Semangko Zone ini merupakan suatu corak permukaan yang mencerminkan karakteristik dari Geantiklin Barisan sepanjang pulau itu secara keseluruhan, yang


8

dinamakan jalur depresi- menengah pada puncak yang disebut Semangko Rift Zone. Zone Semangko ini terbentang mulai dari teluk semangko di Sumatera Selatan dan berkembang lebih jauh ke arah Trog lembah Aceh dengan Kota Raja sebagai ujung utaranya. Di beberapa jalur ini terisi dan tertutup oleh vulkanvulkan muda. Cekungan Sumatera Selatan dan Cekungan Sumatera Tengah merupakan satu cekungan besar yang mempunyai sedimentasi sama dan dipisahkan oleh Pegunungan Tigapuluh. Daerah Cekungan Sumatera Selatan dibagi menjadi depresi Jambi di utara, Sub Cekungan Palembang Tengah dan Sub Cekungan Palembang Selatan atau Depresi Lematang masing-masing dipisahkan oleh tinggian batuan dasar (basement). Tiga antiklinorium yang dipisahkan oleh tinggian batuan dasar adalah Antiklinorium Pendopo, Antiklinorium Palembang dan Antiklinorium Muaraenim. Secara rinci lagi penulis dapat menjelaskan mengenai geomorfologi daerah Kabupaten Sarolangun yaitu pada bagian baratnya ditempati oleh pegunungan Barisan, gunung Bangko, gunung Bujang dicirikan oleh topografi yang kasar, tersusun dari batuan sedimen malihan dan batuan beku yang terpotong oleh lembah-lembah yang dikontrol oleh sesar. Ketinggian berkisar antara 320 meter sampai lebih dari 2380 meter di atas permukaan laut dengan lereng yang curam yang tertutup rapat hutan belukar. Pola aliran yang utama adalah rektangular dan

teralis dengan bentuk lembah umumnya „V‟ sempit dan lurus. Bagian timur merupakan dataran rendah yang terbuka, hanya ditutupi oleh semak-belukar dan hutan kecil sementara di beberapa tempat berupa rawa. Bagian timur dan timur laut daerah ini terdiri dari lahan yang bergelombang, dengan ketinggian beberapa


9

puluh meter diatas permukaan laut. Sungai-sungai

mempunyai bentuk „meander‟

dan berpola „meranting‟ sampai „rektangular‟, kebanyakan sungai besar mengalir kearah barat laut-tenggara, sejajar dengan arah struktur utama (Departemen ESDM Pusat Sumber Daya Geologi, Sarolangun, 2006). 2.1.2. Stratigrafi Regional

Tatanan stratigrafi Sub Cekungan Jambi pada dasarnya terdiri dari satu siklus besar sedimentasi dimulai dari fase transgresi pada awal siklus dan fase regresi pada akhir silkusnya. Secara detail siklus ini dimulai oleh siklus non marin yaitu dengan diendapkannya Formasi Lahat pada Oligosen Awal dan kemudian diikuti oleh Formasi Talang Akar yang diendapkan secara tidak selaras di a tasnya.

Gambar 2.1. Peta Geologi Lembar Bangko provinsi Jambi (Suwarna, 1992)

F. Hulusimpang

F. Tmdi

Gambar 2.2. Korelasi Satuan Peta Lembar Bangko, Provinsi Jambi (Suwarna, 1992)


10

Menurut Adiwidjaja dan De Coster (1973), Formasi Talang Akar merupakan suatu endapan kipas aluvial dan endapan sungai teranyam ( braided stream deposit ) yang mengisi suatu cekungan. Fase transgresi terus berlangsung hingga Miosen Awal dimana pada kala ini berkembang Batuan karbonat yang diendapkan pada lingkungan back reef, fore reef, dan intertidal (Formasi Batu Raja)pada bagian atas Formasi Talang Akar. Fase Transgresi maksimum ditunjukkan dengan diendapkannya Formasi Gumai bagian bawah secara selaras di atas Formasi Baturaja yang terdiri dari Batu serpih lautdalam. Fase regresi dimulai dengan diendapkannya Formasi Gumai bagian atas dan diikuti oleh pengendapkan Formasi Air Benakat yang didominasi oleh litologi Batu Pasir pada lingkungan pantai dan delta. Formasi Air Benakat diendapkan secara selaras di atas Formasi Gumai. Pada Pliosen Awal, laut menjadi semakin dangkal dimana lingkungan pengendapan berubah menjadi laut dangkal, paludal, dataran delta dan non marin yang dicirikan oleh perselingan antara batupasir dan batulempung dengan sisipan berupa batubara (Formasi Muara Enim). Tipe pengendapan ini berlangsung hingga Pliosen Akhir dimana diendapkannya lapisan batupasir tufaan, pumice tufaan, pumice dan konglemerat. 

Batuan Dasar, Batuan Pra-Tersier atau basement terdiri basement terdiri dari kompleks

batuan Paleozoikum dan batuan Mesozoikum, batuan metamorf, batuan beku dan batuan karbonat. Batuan Paleozoikum akhir dan batuan Mesozoikum tersingkap dengan baik di Bukit Barisan, Pegunungan Tigapuluh dan Pegunungan Duabelas berupa batuan karbonat berumur permian, Granit dan Filit. Batuan dasar yang tersingkap di Pegunungan Tigapuluh terdiri dari filit yang terlipat kuat berwarna kecoklatan berumur Permian (Simanjuntak, 1991). Lebih ke arah Utara tersingkap


11

Granit yang telah mengalami pelapukan kuat. Warna pelapukan adalah merah dengan butir-butir kuarsa terlepas akibat pelapukan tersebut. Kontak antara Granit dan filit tidak teramati karena selain kontak tersebut tertutupi pelapukan yang kuat, daerah ini juga tertutup hutan yang lebat. Menurut Simanjuntak, et. al (1991), umur Granit adalah Jura. Hal ini berarti Granit mengintrusi batuan filit. Formasi Lahat, Formasi Lahat diendapkan secara tidak selaras di atas



batuan dasar, merupakan lapisan dengan tebal 200 m - 3350 m yang terdiri dari konglemerat, tufa, breksi vulkanik andesitik, endapan lahar, aliran lava dan batupasir kuarsa. Formasi ini memiliki 3 anggota, yaitu : 

Anggota Tuf Kikim Bawah, terdiri dari tuf andesitik, breksi dan lapisan lava. Ketebalan anggota ini bervariasi, antara 0 - 800 m.



Anggota Batupasir Kuarsa, diendapkan secara selaras di atas anggota pertama. Terdiri dari konglomerat dan batupasir berstruktur crossbedding berstruktur crossbedding . Butiran didominasi oleh kuarsa.



Anggota Tuf Kikim Atas, diendapkan secara selaras dan bergradual di atas Anggota Batupasir Kuarsa. Terdiri dari tuf dan batulempung tufan berselingan dengan endapan mirip lahar.

Formasi Lahat berumur Paleosen hingga Oligosen Awal. 

Formasi Talang Akar, Formasi Talang Akar pada Sub Cekungan Jambi

terdiri dari batulanau, batupasir dan sisipan batubara yang diendapkan pada lingkungan laut dangkal hingga transisi. Menurut Pulunggono, 1976, Formasi Talang Akar berumur Oligosen Akhir hingga Miosen Awal dan diendapkan secara selaras di atas Formasi Lahat. Bagian bawah formasi ini terdiri dari batupasir


12

kasar, serpih dan sisipan batubara. Sedangkan di bagian atasnya berupa perselingan antara antar a batupasir b atupasir dan serpih. se rpih. Ketebalan Ketebala n Formasi Talang Tal ang Akar berkisar antara 400m – 850m. 

Formasi Baturaja, Formasi ini diendapkan secara selaras di atas Fm.

Talang Akar dengan ketebalan antara 200 sampai 250 m. Litologi terdiri dari batugamping, batugamping terumbu, batugamping batugamping pasiran, batugamping serpihan, serpih gampingan dan napal kaya foraminifera, moluska dan koral. Formasi ini diendapkan pada lingkungan litoral-neritik dan berumur Miosen Awal. 

Formasi Gumai, Formasi Gumai diendapkan secara selaras di atas Formasi

Baturaja dimana formasi ini menandai terjadinya transgresi maksimum di Cekungan Sumatera Selatan. Bagian bawah formasi ini terdiri dari serpih gampingan dengan sisipan batugamping, napal dan batulanau. Sedangkan di bagian atasnya berupa perselingan perselin gan antara batupasir dan serpih. Ketebalan formasi ini secara umum bervariasi antara 150 m - 2200 m dan diendapkan pada lingkungan laut dalam. Formasi Gumai berumur Miosen Mi osen Awal-Miosen Tengah. 

Formasi Air Benakat, Formasi Air Benakat diendapkan secara selaras di

atas Formasi Gumai dan merupakan awal terjadinya fase regresi. Formasi ini terdiri dari batulempung putih kelabu dengan sisipan batupasir halus, batupasir abu-abu hitam kebiruan, glaukonitan setempat mengan dung lignit dan di bagian atas mengandung tufaan sedangkan bagian tengah kaya akan fosil foraminifera. Ketebalan Formasi Air Benakat bervariasi antara 100-1300 m dan berumur Miosen Tengah-Miosen Akhir. Formasi ini diendapkan pada lingkungan laut dangkal.


13



Formasi Muara Enim, Formasi Muara Enim mewakili tahap akhir dari fase

regresi tersier. Formasi ini diendapkan secara selaras di atas Formasi Air Benakat pada lingkungan laut dangkal, paludal, dataran delta dan non marin. Ketebalan formasi ini 500 – 1000m, terdiri dari batupasir, batulempung , batulanau dan batubara. Batupasir pada formasi ini dapat mengandung glaukonit dan debris volkanik. Pada formasi ini terdapat oksida besi berupa konkresi-konkresi dan silisified dan silisified wood. Sedangkan batubara yang terdapat pada formasi ini umumnya berupa lignit. Formasi Muara Enim berumur Miaosen Akhir Akhir – – Pliosen Awal. 

Formasi Kasai, Formasi Kasai diendapkan secara selaras di atas Formasi

Muara Enim dengan ketebalan 850 – 1200 m. Formasi ini terdiri dari batupasir tufan dan tefra riolitik di bagian bawah. Bagian atas terdiri dari tuf pumice pumice kaya kuarsa,

batupasir,

konglomerat,

tuf

pasiran

dengan

lensa

rudit

mengandung pumice mengandung pumice dan tuf berwarna abu-abu kekuningan, banyak dijumpai sisa tumbuhan dan lapisan tipis lignit serta kayu yang terkersikkan. Fasies pengendapannya adalah fluvial adalah fluvial dan dan aluvial fan. fan. Formasi Kasai berumur Pliosen Akhir-Plistosen Awal. 

Sedimen Kuarter, Satuan ini merupakan Litologi termuda yang tidak

terpengaruh oleh orogenesa Plio-Plistosen. Golongan ini diendapkan secara tidak selaras di atas formasi yang lebih tua yang teridi dari batupasir, fragmen-fragmen konglemerat berukuran kerikil hingga bongkah, hadir batuan volkanik andesitik basaltik berwarna gelap. Satuan ini berumur resen. 2.1.3. Tatanan Tektonik dan Struktur Geologi

Tektonik Sumatera dipengaruhi oleh interaksi konvergen antara dua lempeng yang berbeda jenis (Gambar 2.3). Arah gerak kedua lempeng terhadap


14

jalur subduksi membentuk sudut lancip l ancip sehingga pembentukan struktur geologi di Pulau Sumatera didominasi oleh sesar-sesar mendatar dekstral (right (right handed wrench fault ). ). Hubungan struktur geologi satu terhadap lainnya selain mengontrol sebaran batuan di permukaan juga menjadikan daerah ini cukup kompleks secara tektonik. Terbentuknya sejumlah struktur sesar yang cukup rapat ternyata diikuti oleh

aktifitas

magmatik

yang

menghasilkan

tubuh-tubuh

intrusi

batuan

beku. Aktifitas magmatik inilah yang membawa cebakan mineral bijih.

Gambar 2.3. Peta pergerakan lempeng daerah Sumatera dan kawasan Asia Tenggara lainnya pada masa kini

Seluruh batuan penyusuntelah mengalami deformasi yang kuat. Produk tektonik berupa struktur lipatan, kekar dan sesar. Pembentukan kedua jenis struktur geologi tersebut tidak terlepas dari pengaruh aktivitas tumbukan lempeng yang menyerong antara Lempeng Eurasia yang berada di utara dengan Lempeng India-Australia. Akibat tumbukan lempeng ini terbentuk jalur subduksi yang sekarang posisinya berada di lepas pantai barat Sumatera, sedangkan di daratan sumatera terbentuk daerah tinggian yang menyebabkan batuan tua tersingkap di TUGAS AKHIR (Teknik Geologi Universitas Jenderal Soedirman) Willson Chani Simanjuntak (H1F008004)

15

permukaan. Pola struktur lipatan dan umumnya berarah baratlaut-tenggara yang terbentuk sejak Pra-Tersier hingga Kuarter. Jenis dan kedudukan struktur geologi ini selanjutnya mempengaruhi pola sebaran batuan/formasi di permukaan. Berdasarkan hasil penelitian lapangan diketahui batuan/formasi di daerah penyelidikan menyebar dengan arah baratlaut-tenggara. Menurut Suta dan Xiaoguang (2005; dalam Satya, 2010), pulau Sumatera memiliki pola struktur yang yang dominan sebanyak 3 buah yaitu yaitu arah NE – SW SW yang sering disebut Pola Jambi, NW – SE SE yang disebut sebagai Pola Sumatera dan N – S sebagai Pola Sunda.Urutan Sunda.Urutan pola dari tua ke muda muda adalah pola Sumatera Sumatera NW – SE SE (Jurassic Awal- Kapur) yang diakibatkan oleh rezim kompresional. Akibat dari adanya tumbukan Lempeng India dengan Lempeng Eurasia. Pola Jambi (NE-SW) terbentuk pada zaman Pra-Tersier juga. Selanjutnya pola yang berkembang adalah Pola Sunda dengan arah N – S ( Kapur Akhir- Tersier Awal). Pola struktur Sunda inilah yang membuka cekungan – cekungan cekungan yang ada di daerah Sumatera dan pola ini banyak terdapat pada Cekungan Sumatera Utara dan Sumatera Tengah, sedangkan pada Cekungan Sumatera Selatan, pola N – S jarang ditemui. Hal ini ditandai pula dengan batas antara cekungan – cekungan cekungan yang ada di Pulau Sumatera yang berupa tinggian memiliki orientasi N – S. S. Kemudian pada zaman Plio-Pleistosen terjadi rezim kompresif yang membuat sesar-sesar normal mengalami inverse menjadi sesar naik dan beberapa sesar lain yang membentuk sesar geser strike-slip seperti Sesar Semangko. Secara umum arah struktur pokok dari Pulau Sumatera adalah:  Sisi barat Geantiklin Barisan terbentang di sebelah barat jalur Semangko

berada pada setengah Pulau Sumatera di sebelah seb elah selatan s elatan Padang Padan g tepatnya.


16

Sisi baratnya terbentuk oleh blok kerang yang panjang dan miring ke Samudera Hindia, dan disebut Blok Bengkulu.  Gawir sesar sepanjang jalur semangko memisahkan pantai barat dan timur.

Disebut juga Bukit Barisan Sensu stricto atau baris an tinggi.  Ujung selatan bukit barisan adalah daerah Lampung. Di antara Padang dan

Padang Sidempuan struktur geantiklinalBukit Barisantidak menentukan  Geantiklinal blok pegunungan yang memanjang di sisi timur, sama

dengan daerah di sisi barat sungai subsekuen dan cabang-cabangnya.  Batak Tumor yang merupakan lanjutan dari Bukit Barisan yang berupa

kubah geantiklinal besar yang terpotong oleh jalur Semangko.  Bukit Barisan di daerah Aceh adalah bagian teruwet pecah menjadi

sejumlah pegunungan Blok, yaitublok leuser dan pegunungan barat. Kedudukannya searah sisi barat seperti Blok Bengkulu.  Di

sebelah barat bukit Barisan terbentang palung antara sistem

pegunungan Sunda yang membentuk cekungan laut antara Sumatera dan rangkaian pulau-pulau di baratnya. Menurut De Coster, 1974 (dalam Salim, 1995), diperkirakan telah terjadi 3 episode orogenesa yang membentuk kerangka struktur daerah Cekungan Sumatera Selatan yaitu orogenesa Mesozoik Tengah, tektonik Kapur Akhir – Tersier Awal dan Orogenesa Plio – Plistosen. Episode

pertama,

endapan-endapan

Paleozoik

dan

Mesozoik

termetamorfosa, terlipat dan terpatahkan menjadi bongkah struktur dan diintrusi oleh batolit granit serta telah membentuk pola dasar struktur cekungan. Menurut


17

Pulunggono, 1992 (dalam Wisnu dan Nazirman ,1997), fase ini membentuk sesar berarah barat laut – tenggara yang berupa sesar – – sesar geser. Episode kedua pada Kapur Akhir berupa fase ekstensi menghasilkan gerak-gerak tensional tensional yang membentuk graben graben dan horst dengan horst dengan arah umum utara-selatan. Dikombinasikan dengan hasil orogenesa Mesozoik dan hasil pelapukan batuan-batuan Pra-Tersier, gerak gerak tensional tensional ini membentuk struktur tua yang mengontrol pembentukan Formasi Pra-Talang Akar. Episode

ketiga

berupa

fase

kompresi

pada

Plio-Plistosen

yang

menyebabkan pola pengendapan berubah menjadi regresi dan berperan dalam pembentukan struktur perlipatan dan sesar sehingga membentuk konfigurasi geologi sekarang. Pada periode tektonik ini juga terjadi pengangkatan Pegunungan Bukit Barisan yang menghasilkan sesar mendatar Semangko yang berkembang sepanjang Pegunungan Bukit Barisan. Pergerakan horisontal yang terjadi mulai Plistosen Awal sampai sekarang mempengaruhi kondisi Cekungan Sumatera Selatan dan Tengah sehingga sesar-sesar yang baru terbentuk di daerah ini mempunyai perkembangan hampir sejajar dengan sesar Semangko. Akibat pergerakan

horisontal

ini,

orogenesa

yang

terjadi

pada

Plio-Plistosen

menghasilkan lipatan yang berarah barat laut-tenggara tetapi sesar yang terbentuk berarah timur laut-barat daya dan barat laut-tenggara. Jenis sesar yang terdapat pada cekungan ini adalah sesar naik, sesar mendatar dan sesar normal. Kenampakan struktur yang dominan adalah struktur yang berarah barat laut – tenggara sebagai hasil orogenesa Plio-Plistosen. Dengan demikian pola struktur yang terjadi dapat dibedakan atas pola tua yang berarah utara-selatan dan


18

barat laut-tenggara serta pola muda yang berarah barat laut-tenggara yang sejajar dengan Pulau Sumatera . 2.2. Struktur Pengontrol dan Mineralisasi

Secara regional berdasarkan Peta Geologi Lembar Bangko oleh Suwarna, (1992) menunjukkan bahwa di daerah penelitian terdapat 2 garis sesar besar yang diperkirakan (Gambar 2.2). Menurut interpretasi penulis bahwa 2 sesar besar ini merupakan bagian penting sebagai indikasi tegasan pengontrol transportasi la rutan hidrotermal dan mineralisasi yang terjadi. Struktur geologi di daerah Kabupaten Sarolangun adalah perlipatan tegak berarah baratlaut-tenggara. Sesar utama berarah baratlaut-tenggara. (Departemen ESDM Pusat Sumber Daya Geologi, Sarolangun, 2006). Dengan adanya data struktur berdasarkan pustaka yang didapat maka dapat dilakukan interpretasi sementara terhadap kemungkinan keberadaan tegasan pengontrol pada sebaran urat-urat (veins (veins)) sebagai daerah distribusi minieralisasi minieral isasi yang berkembang.

Gambar 2.4. Kenampakan pola kelurusan sungai dan bukit pada daerah penelitian terhadap sesar semangko (NW-SE)

Berdasarkan pola kelurusan pada daerah penelitian yang dominan berarah baratlaut-tenggara, namun terdapat kelurusan dengan arah timurlaut-baratdaya.


19

(Gambar 2.4). Hal ini menunjukkan bahwa arah tegasan utama cenderung N-S. Interpretasi tegasan utara-selatan (N-S) yang dilakukan dapat dihubungkan pada arah tegasan pembentukan sesar semangko berupa strike slip ( Dekstral Fault ), ), dan ditafsirkan pada daerah penelitian berupa sesar strike slip (Dekstral Fault) dengan keberadaan Orde 2 sebagai perpindahan arah tegasan yang terjadi sesuai dengan konsep analisa Moody dan Hill, 1956 dalam Asikin, 1977. Berhubungan dengan tafsiran tegasan tersebut, kemudian dapat dilakukan penentuan terhadap kemungkinan arah mineralisasi. Berdasarkan data sekunder mengenai keterdapatan mineralisasi dan bahan galian lain yang telah dikembangkan yaitu baik secara eksplorasi maupun eksploitasi. Perusahaan yang melakukan kegiatan eksploitasi pada saat ini PT. Antam. Tbk. Unit Geomin dan PT. SCG (Sumatera Copper Gold ) yang telah melaksanakan eksplorasi emas dan tembaga dalam beberapa tahun sebelumnya. Wilayah bekas tambang yang ada di kabupaten Sarolangun hanya berupa bekas-bekas tambang emas tanpa izin. Kegiatan inventarisasi bahan galian dilaksanakan pada bekas tambang emas aluvial yang telah ditinggalkan oleh penambang emas tanpa izin (PETI). Daerah kegiatan meliputi Kecamatan Batang Asai, Kecamatan Limun, Kecamatan Bathin VIII dan Kecamat an Sarolangun. Kegiatan penambangan ini telah lama dilakukan oleh beberapa keluarga secara turun temurun. Sebelumnya masyarakat hanya menambang dengan cara mendulang, namun kini dengan masuknya pendatang bekerjasama dengan penduduk setempat dan seiring kemajuan teknologi, kegiatan penambangan telah te lah

menggunakan mesin „Dompeng‟. Kegiatan penambangan dilakukan terutama


20

pada daerah-daerah sekitar Sungai Batang Asai, Sungai Tembesi, Sungai Selembau, Sungai Limun dan Sungai Batang Rebah. 2.3. Dasar Teori 2.3.1. Tinjauan Tentang Struktur Geologi

Terdapatnya suatu struktur tertentu di suatu tempat terbentuk karena suatu deformasi tektonik tertentu. Deformasi tektonik pembentuk struktur tertentu dapat dibedakan

menjadi

dua

yaitu

deformasi

yang

bersifat

diskontinyu

atau

rapuh(brittle) rapuh(brittle) dan deformasi yang bersifat kontinyu (ductile). Perbedaan ini terjadi karena beberapa faktor yaitu sifat fisik batuan yang mengalami deformasi, temperatur dan tekanan yang dialami tubuh batuan selama berlangsungnya deformasi. Deformasi tektonik diskontinyu akan membentuk struktur geologi berupa sesar dan kekar, sedangkan struktur geologi kontinyu akan membentuk struktur berupa lipatan. Sesar menurut Billings (1972), merupakan rekahan pada batuan yang telah mengalami pergesaran sehingga terjadi perpindahan dua dinding blok batuan yang saling berhadapan, sedangkan kekar merupakan rekahan yang relatif belum mengalami pergeseran. Sesar dan kekar merupakan bagian dari disintegrasi mekanis batuan dan akan mengalami erosi yang cepat di permukaan bumi sehingga membentuk bentang alam yang khas sebagai depresi topografi lokal, lembah sungai dan gawir sesar yang lazim disebut jejak sesar (fault traces). Kenampakan ini dapat dengan jelas nampak dari foto udara atau citra satelit sebagai suatu bentuk kelurusan. Struktur geologi yang umum dijumpai di lapangan dapat berupa kekar dan sesar. Struktur yang bekerja pada suatu tubuh batuan terjadi karena adanya gaya


21

yang bekerja. Pola-pola kelurusan struktur yang di hasilkan dapat berupa pola yang baru maupun pola yang berasal dari reaktifitas terhadap struktur yang terjadi sebelumnya. A. Sistem Bukaan Urat

Di daerah mineralisasi akan ada hubungan spasial antara struktur mayor dengan proses mineralisasi yang terjadi. Secara regional suatu sistem struktur di daerah magmatic arcs akan terbentuk adanya intrusi-intrusi baik yang mengisi daerah bukaan-bukaan yang ada maupun membentuk bukaan yang baru. Sehingga pada daerah struktur mayor akan terjadi beberapa aktivitas yang berhubungan dengan cebakan mineral meliputi (Corbett dan Leach, 1997) : (1) Premineralization yang mengontrol pada daerah cekungan sedimentasi di batuan induknya. (2) Pre-mineralization intrusi atau breksi. (3) Syn-mineralization pada lokasi sistem cebakan. (4) Post-mineralization yang merupakan deformasi dari cebakan mineral. Menurut Corbett dan Leach (1997), didasarkan pada tatanan tektonik dan level erosi pada sistem hidrotermal, maka sistem bukaan cebakan dapat dibedakan menjadi beberapa yaitu : (Gambar 2.4) a. Splays atau horsetail yang berkembang di sepanjang struktur sesar relatif. Pada daerah ini merupakan agent utama terjadinya intrusi porpiri. b. Tension Fracture, terbentuk sebagai bukaan di batuan induk yang terletak di antara sesar strike-slip sesar strike-slip dan umumnya mempunyai orientasi yang tergantung dengan gaya (stress) utama. Tension fracture ini merupakan faktor dominan terjadinya sistem urat emas-perak. Karakteristiknya tercermin bahwa panjang dari kekar tarik akan berakhir sepanjang arah sesar. c. Jogs, terbentuk sebagai bends yang melintasi sepanjang struktur dan


22

dipisahkan dengan kekar tarik, beberapa cebakan terjadi pada daerah jog ini. d. Hanging wall splits, terbentuk pada kemiringan zona sesar terutama pada sesar turun atau kemiringan perlapisan batuan yang terpotong oleh kemiringan bidang sesar. e. Pull-apart basin, yang terbentuk sebagai parallelogram sebagai parallelogram yang terletak di antara 2 jalur sesar. f. Domes, terbentuk pada batuan dasar yang terisi oleh larutan hidrotermal pada suatu sistem urat mineralisasi. g. Ore shoots, umumnya merupakan perkembangan dari penambahan lebar suatu urat maupun bertambahnya kadar emas yang terbentuk oleh bertambahnya bukaan pada suatu sistem urat. h. Sheeted fracture, terbentuk pada lingkungan porpiri atau porpiri yang berhubungan dengan dengan lingkungan breksi.

Gambar 2.4. Sistem bukaan urat Corbett dan Leach, 1997

B. Analisa Arah Urat

Urat kuarsa pada prinsipnya terbentuk oleh larutan yang bersifat mengisi rekahan, oleh sebab itu pola urat yang terbentuk akan mengikuti pola rekahan. Pada cebakan yang mengisi rongga terjadi 2 proses yaitu : pembentukan rongga


23

dan pengisian larutan (Bateman,1981). Sesar geser yang bersifat ekstensif akan terbentuk rekahan terbuka yang memungkinkan masuknya larutan hidrotermal pembentuk urat, sehingga urat akan terbentuk relatif sejajar dengan arah sesar. Heru Sigit (2002), menyatakan bahwa urat hasil tegasan dan urat hasil tarikan di lapangan dapat dibedakan, yaitu urat kuarsa hasil tegasan memiliki ciri pecah-pecah (breciciated), kristal tidak baik, biasanya terbentuk mineral di bagian tengah atau tepinya dan urat hasil tarikan memiliki ciri kristal baik, membentuk struktur sisir (comb sisir (comb structure), mineral terkadang berada pada struktur sisirnya. (Gambar 2.5).

Gambar 2.5.Beda urat hasil tegasan dan urat hasil tarikan menurut Heru Sigit, 2002.

Beberapa lingkungan struktur bukaan cebakan batuan samping mengalami proses aktivitas selama terbentuknya, ter bentuknya, mulai dari pr dari pree-sampaisampai- sy sy n mineralisasi dan umumnya mengalami deformasi pada post po st - mineralisasi pada suatu sistem cebakan. Model dari sistem struktur tersebut disebut sebagai Riedel Shear Model Shear Model (Riedel, dalam Corbett and Leach, 1997). Pada suatu zona sesar kemungkinan akan terbentuk adanya kekar tarik yang mempunyai pola searah dengan gaya utama. Pola sesar terbentuk dengan arah yang berlawanan merupakan sesar geser (slip) dan sesar normal mempunyai arah sejajar dengan arah gaya utama. Lowell TUGAS AKHIR (Teknik Geologi Universitas Jenderal Soedirman) Willson Chani Simanjuntak (H1F008004)

24

dan Harris, (dalam Corbett and Leach, 1997) mengemukakan suatu hasil percobaan yang dilakukan pada lempung yang diberi tekanan dari arah lateral lat eral dan vertikal, hasil tersebut akan membentuk pola struktur menyudut lancip dengan arah gayanya dan mempunyai pola penyebaran melingkar mengikuti bentuk kubah (Gambar 2.6). Di bagian tepi dari arah gaya utama akan terbentuk adanya rekahan yang kemudian mengalami depresi dengan bentuk l ingkaran.

Gambar 2.6.Riedel Shear Model Shear Model (a dan c) serta (b) model bentuk sesar pada Lempung (Corbett and Leach, 1997).

2.4.Alterasi 2.4.Alterasi dan Mineralisasi Hidrotermal

Alterasi dan mineralisasi sangat erat kaitannya, dikarenakan tipe alterasi tertentu akan dicirikan dengan hadirnya suatu himpunan mineral yang khas sebagi pencirinya. 2.4.1. Alterasi Hidrotermal

Larutan hidrotermal adalah cairan bertemperatur tinggi (100° – 500°C) 500°C) sisa pendinginan magma yang mampu merubah mineral yang telah ada sebelumnya dan membentuk mineral-mineral tertentu. Secara umum cairan sisa kristalisasi TUGAS AKHIR (Teknik Geologi Universitas Jenderal Soedirman) Willson Chani Simanjuntak (H1F008004)

25

magma tersebut bersifat silika yang kaya alumina, alkali dan alkali tanah yang mengandung air dan unsur-unsur volatil (Bateman, 1981). Larutan hidrotermal terbentuk pada bagian akhir dari siklus pembekuan magma dan umumnya terakumulasi pada litologi dengan permeabilitas tinggi atau pada zona lemah. Interaksi antara larutan hidrotermal dengan batuan yang dilaluinya (wall (wall rocks) rocks) akan menyebabkan terubahnya mineral primer menjadi mineral sekunder (alteration (alteration minerals). minerals). Proses hidrotermal pada kondisi tertentu akan menghasilkan kumpulan mineral tertentu yang dikenal sebagai himpunan mineral atau mineral assemblage(Corbeet assemblage(Corbeet dan Leach, 1996)(Tabel 2.1). Secara umum kehadiran himpunan mineral tertentu dalam suatu ubahan batuan akan mencerminkan tipe alterasi tertentu. Tabel 2.1. Tipe-tipe alterasi berdasarkan himpunan mineral (Corbeet dan Leach, 1996) TIPE

Propilitik

Argilik

Argilik lanjut (temperatur

MINERAL

MINERAL

KUNCI

ASESORIS

KETERANGAN

Klorit

Albit

Temperatur 200 –

Epidot

Kuarsa

300oC,Salinitas beragam,

Karbonat

Kalsit

PH mendekati netral,

Pirit

Daerah dengan

Lempung/illit

permeabilitas

Oksida besi

rendah

Smektit

Pirit

Temperatur 100 – 300oC,

Montmorilonit

Klorit

Salinitas rendah,

Illit-smektit

Kalsit

PH asam – netral .

Kaolinit

Kuarsa

Kaolinit

Kalsedon

Temperatur 180 C

Alunit

Kristobalit

PH asam

rendah)

o

Kuarsa Pirit

Argilik lanjut

Pirofilit

Kuarsa

Temperatur 250 – 350oC,

( temperatur temperatur tinggi)

Diaspor

Tourmalin

PH asam

Andalusit

Enargit


26

Luzonit

Potasik

Filik

Adularia

Klorit

Temperatur > 300 oC,

Biotit

Epidot

Salinitas tinggi,

Kuarsa

Pirit

Dekat dengan batuan

Illit-serisit

intrusi .

Kuarsa

Anhidrit

Temperatur 230 –

Serisit

Pirit

400 C,Salinitas beragam,

Pirit

Kalsit

PH asam – netral, Zona

Rutil

tembus air pada batas urat

o

. Serisitik

Serisit (illit)

Pirit

Kuarsa

Illit-serisit

-

Muskovit Silisifikasi

Kuarsa

Pirit

-

Illit-serisit Adularia

Tipe Alterasi menurutCorbett menurutCorbett dan Leach (1996) (Tabel 2.1) membagi zona alterasi hidrotermal ke dalam lima zona alterasi berdasarkan kumpulan dan asosiasi mineral alterasi yang muncul pada kondisi kesetimbangan yang sama dan derajat PH. 

Alterasi Argilik, terdiri dari kumpulan mineral alterasi dengan

temperatur rendah, jenis alterasi ini dicirikan dengan kehadiran anggota dari kaolin (Halloysit, kaolinit dan dickit) dan illit (smektit, interlayer, illit-smektit, illit), serta asosiasi mineral transisi yang terbentuk pada pH menengah dan suhu rendah. Kelompok dari mineral temperatur rendah-transisi yaitu kelompok klorit-illit juga hadir. 

Alterasi Argilik Lanjut, jenis alterasi ini dicirikan dengan kehadiran

anggota dari kaolin (Halloysit, kaolinit dan dickit) dan illit (smektit, interlayer,


27

illit-smektit, illit), serta asosiasi mineral transisi yang terbentuk pada pH menengah dan suhu rendah. Kelompok dari mineral temperatur rendah-transisi yaitu kelompok klorit-illit juga hadir. 

Alterasi Propilitik, Jenis alterasi ini umumnya dicirikan oleh

kehadiran mineral klorit-epidot-aktinolit (Corbett & Leach, 1996). Menurut White (1996), Dicirikan oleh kehadiran klorit disertai dengan beberapa mineral epidot, illit/serisit, kalsit, albit, dan anhidrit terbentuk pada temperatur 200°300°C pada pH mendekati netral, dengan salinitas beragam, umumnya pada daerah

yang

mempunyai

permeabilitas

rendah. Alterasi rendah.Alterasi

ini

mempunyai

penyebaran yang terluas dan kaitannya secara langsung dengan mineralisasi sangat kecil. Kristal plagioklas mengalami argilitisasi dengan intensitas kecil, biotit biotit mengalami mengalami perubah perubahan an menjad menjadii klorit klorit dengan dengan atau atau tanpa tanpa karbonat karbonat.. 

Alterasi Filik, dicirikan oleh serisitasi hampir seluruh mineral silikat,

kecuali kuarsa. Plagioklas feldspar tergantikan oleh serisit dan kuarsa halus. KFeldspar magmatik juga mengalami serisitasi tapi lebih kecil intensitasnya dari plagiok plagioklas. las. 

Alterasi Potasik, Menurut Corbett & Leach (1996), mineral utama dalam

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


28

2.4.2. Mineralisasi Hidrotermal 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 berasosiasi dengan galena, sphalerit, kalkopirit, dan sedikit pirit (Corbett dan Leach 1996). Pola mineralisasinya yaitu mineral bijih yang mengisi rongga-rongga dan rekah (open (open space & cavity filling ). ). Zona bijih biasanya dibatasi oleh struktur, tetapi juga bisa muncul pada litologi yang 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. Menurut Bateman, 1981 Secara umum proses mineralisasi dipengaruhi olehbeberapa faktor pengontrol, meliputi : a. Larutan hidrotermal yang berfungsi sebagai larutan pembawa mineral. b. Zona lemah yang berfungsi sebagai saluran untuk lewat larutan hidrotermal. c. Tersedianya ruang untuk pengendapan larutan hidrotermal. d.Terjadinya reaksi kimia dari batuan induk/host induk/host rock dengan rock dengan larutan hidrotermal yang memungkinkan terjadinya pengendapan mineral bijih ( ore). ore). e. Adanya konsentrasi larutan yang cukup tinggi untuk mengendapkan mineral bijih (ore). ore).


29

Menurut Lindgren, 1933 faktor yang mengontrol terkonsentrasinya mineral-mineral logam (khususnya emas) pada suatu proses mineralisasi dipengaruhi oleh adanya : a. Proses diferensiasi, Pada proses ini terjadi kristalisasi secara fraksional ( fractional fractional crystalization), crystalization), yaitu pemisahan mineral-mineral berat pertama kali dan mengakibatkan terjadinya pengendapan kristal-kristal magnetit, kromit dan ilmenit. Pengendapan kromit sering berasosiasi dengan pengendapan intan dan platinum. Larutan sulfida akan terpisah dari magma panas dengan membawa mineral Ni, Cu, Au, Ag, Pt, dan Pd. b. Aliran gas yang membawa mineral-mineral logam hasil pangkayaan dari magma, Pada proses ini, unsur silika mempunyai peranan untuk membawa air dan unsur-unsur volatil dari magma. Air yang bersifat a sam akan naik membawa CO2, N, senyawa S, fluorida, klorida, fosfat, arsenik, senyawa antimon, selenida dan telurida. Pada saat yang bersamaan mineral logam seperti Au, Ag, Fe, Cu, Pb, Zn, Bi, Sn, tungten, Hg, Mn, Ni, Co, Rd dan U akan naik terbawa larutan. Komponenkomponen yang terbawa dalam aliran gas tersebut berupa sublimat pada erupsi vulkanik dekat permukaan dan membentuk urat hidrotermal atau terendapkan sebagai hasil penggantian (replacement (replacement deposits) deposits) di atas atau di dekat intrusi batuan beku. 2.4.3. Mineralisasi pada Endapan Emas Epitermal

Sebagian besar karakteristik dasar beberapa endapan bijih terbentuk pada tubuh bijih (Tabel 2.2) dan mineraloginya, tekstur bijih dan mineral penyerta, pen yerta, serta zona alterasi. Perbandingan utama penelitian antara endapan sulfidasi rendah dengan sulfidasi tinggi sedapat mungkin saling meliputi (sama) di dalam karakteristik.


30

Ada beberapa ciri-ciri khusus, seperti perbedaan bentuk tipe endapan, kedua pola biasanya dikontrol oleh struktur, meskipun pada endapan sulfidasi tinggi yang menyebar struktur dapat diabaikan. Endapan epitermal memiliki beragam bentuk karena tekanan rendah dan di bawah kondisi hidrostatik di mana mereka terbentuk, sebagian besar beragam geometri berasal dari akibat perbedaan permeabilitas (struktural, hidrotermal, batuan) pada batuan dinding (host (host rock ). ). Tabel 2.2. Mineral ubahpetunjuk temperatur (Reyes, 1990)

Meskipun ada beberapa mineral yang muncul pada endapan sulfidasi rendah dan sulfidasi tinggi, beberapa menunjukkan perbedaan yang jelas pada mineralogi bijih, beberapa di antaranya mencerminkan perbedaan kondisi redoks (reduksi-oksidasi) fluida hidrotermal. Arsenopirit dan sfalerit kaya Fe, keduanya merupakan mineral penciri dan biasa dijumpai pada endapan sulfidasi rendah, tetapi jarang dijumpai pada endapan sulfidasi tinggi. sebaliknya, pada endapan TUGAS AKHIR (Teknik Geologi Universitas Jenderal Soedirman) Willson Chani Simanjuntak (H1F008004)

31

sulfidasi tinggi biasanya mengandung mineral Cu-As, terutama garam sulfida ( sulfosalt sulfosalt )sulfidasi )sulfidasi tinggi enargit dan luzonit. Setiap sulfida, secara relatif mengandung mineral sulfidasi tinggi tenantit yang jarang dijumpai pada endapan sulfidasi rendah. Kelimpahan total mineral sulfida (terutama pirit) beragam, dapat lebih banyak dijumpai pada endapan sulfidasi tinggi daripada sulfidasi rendah. Reyes (1990), mengemukakan adanya mineral-mineral hidrotermal petunjuk temperatur, dimana mineral tersebut merupakan mineral dasar yang terbentuk dari hasil ubahan batuan pada kondisi asam – pH netral (Tabel 2.2). Tabel 2.3. Himpunan mineral ubahan berdasarkan temperatur dan pH larutan (Corbett dan Leach, 1997)

Mineral penyerta yang berasosiasi dengan kedua tipe di atas menunjukkan adanya perbedaan yang jelas yang mencerminkan pH (reaktivasi) fluida bijih. Kuarsa dijumpai pada kedua tipe endapan. Adularia dan kalsit, keduanya mengindikasikan kondisi pH mendekati netral yang biasa dijumpai pada endapan


32

sulfidasi rendah (sebagian besar umum dijumpai setelah kuarsa), tetapi tidak dijumpai pada endapan sulfidasi tinggi. Mineral-mineral yang terbentuk secara relatif di bawah kondisi asam, seperti kaolinit dan alunit, umum dijumpai tetapi jarang dijumpai sebagai mineral penyerta pada endapan sulfidasi tinggi. Pada endapan sulfidasi rendah, alunit tidak dapat terbentuk dengan bijih, tetapi umum dijumpai di daerah yang dipengaruhi oleh uap panas dan supergen yang dibentuk oleh air permukaan. Berdasarkan hubungan antara temperatur dan pH larutan, Corbett dan Leach (1998) telah membuat zona ubahan yang ditunjukkan oleh himpunan mineral tertentu dan tipe mineralisasinya (Tabel 2.3). 2.5. Sistem dan Karakteristik Endapan Epitermal

Sulfid dation A. Endapan emas epitermal High Sulfi Endapan emas tipe High Sulfidationterbentuk Sulfidationterbentuk jika gas magmatik naik dengan cepat dari sumber magma di kedalaman tanpa interaksi dengan batuan samping atau air permukaan dan menurun tekanannya dengan cepat hingga membentuk fluida hidrotermal sangat asam yang akan bereaksi dengan batuan samping (Gambar 2.7) pada level epitermal (Corbett, 2009, dalam Corbett dan Leach, 1998). Pada suhu di bawah 400°C kesetimbangan magmatik SO2 menjadi H2S dan H2SO4 pada vapour plume menghasilkan fluida asam yang panas (Rye et. Al.,1992 dalam Corbett dan Leach, 1996). Fluida asam yang panas ini bereaksi dengan air meteorik dan bereaksi pada batuan induk dalam zona bukaan atau batuan induk untuk membentuk endapan emas-tembaga (Rye et. Al.,1992 dalam Corbett dan Leach, 1996). Pada awalnya Hedenquist (1987) menggunakan istilah


33

“high sulfidation” digunakan untuk mengidentifikasi kehadiran penciri ubahan dan himpunan mineral seperti enargite, luzonit, dan tenantit.

Gambar 2.7. Model Konsep model untuk menggambarkan berbagai jenis mineralisasi pada busur magma porfiri dan mineralisasi Cu- Au-Mo-Ag ( modifikasi dari Corbett, 2009).

Sulfidati ation 2.5.2 Endapan emas epitermal L ow Sulfi Deposit

emas

epitermal

sulfidasi

rendah

terbentuk

dari

larutan

hidrothermal yang naik melalui zona rekahan 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 (Simmons, 1995 dalam Corbett dan Leach, 1996). Pada

mulanya Hedenquist (1987) menamakannya dengan “low sulfidation” karena belerang hadir dengan bilangan oksida-2.

Namun kemudian istilah “low

sulfidation” sekarang digunakan untuk mengindikasikan ciri khas alter asi dan himpunan mineral seperti sfalerite, galena, kalkopirit yang terbentuk pada derajat keasaman mendekati netral (white dan Hedenquist, 1995 dalam Corbett dan Leach, 1996). Pada kondisi reduksi ini sulfida hanya merupakan mineral


34

sekunder kaya belerang dengan dominasi pirhotit pada suhu lebih dari 300°C dan pirit pada suhu rendah ( Giggenbach, Giggenbach, 1987 dalam Corbett dan Leach, 1996). 1996). Endapan emas epitermal low sulfidation dicirikan dengan ubahan batuan samping oleh klorida netral yang terjadi karena interaksi antara batuan samping dengan fluida hidrotermal hampir netral yang sering dianggap dihasilkan karena masuknya komponen magmatik termineralisasi oleh air meteorik yang mengalir sampai dalam. Tatanan tektonik dari epitermal sulfidasi rendah umumnya terdapat pada volcanic island , busur magmatik pada batas lempeng dan continental volcanic dengan rezime struktur extensional struktur extensional dan dan strike-slip strike-slip.. Tabel 2.4

diterangkan perbedaan antara “high sulfidation” dan “low sulfidation”

yang meliputi bentuk, tekstur, jenis mineral bijih, mineral penyerta (gauge), jenis logam, mineral penciri, lingkungan tektonik, sifat kimiawi dan sifat fluidanya. Tabel 2.4. Karakteristik Alterasi Daerah Penelitian


35

Istilah sulfida tinggi digunakan untuk unsur S dalam hidrotermal vulkanik yang mempunyai bilangan redoks mendekati +4 (misalnya senyawa SO2). Sistem epitermal sulfida rendah, larutan magmatik yang didominasi gas H2S direduksi pada saat bereaksi dengan batuan samping (wall rock ) sehingga terjadi pengenceran akibat adanya sirkulasi larutan meteorik (air hujan). Kondisi ini sulfur hadir dengan bilangan oksidasi -2 yang didominasi H2S, sehingga diistilahkan sebagai sulfida rendah. Di bawah kondisi reduksi yang cukup tinggi ini sulfida hanya hadir sebagai sulfur sekunder. Endapan bijih epitermal adalah endapan yang terbentuk pada lingkungan hidrotermal dekat permukaan, mempunyai temperatur dan tekanan yang relatif rendah berasosiasi dengan kegiatan magmatisme kalk-alkali yang sering kali (tidak selalu) endapannya dijumpai di dalam produk vulkanik (sedimen vulkanik). Endapan epitermal sering juga disebut endapan urat, stockwork , hot spring , volcanic hosted dan lain-lain. Perbedaan tersebut disebabkan oleh perbedaan parameter yang digunakan dalam menggolongkan endapan mineral. Pada kenyataannya tidak mudah untuk membatasi ciri-ciri endapan epitermal dengan endapan hidrotermal lainnya. Ciri-ciri endapan epitermal menurut Lindgren, 1933 berdasarkan parameter kedalaman, temperatur, pembentukan, zona bijih, logam bijih, mineral bijih, mineral penyerta, ubahan batuan samping, tekstur dan struktur serta zonasi (Tabel 2.5).


36

Tabel 2.5. Ciri-ciri umum endapan epitermal (Lindgren, 1933)

Kedalaman

Permukaan hingga 1500 m.

Temperatur

50 – 2000C 2000C

Pembentukan

Pada batuan sedimen atau batuan beku, terutama yang berasosiasi dengan batuan intrusi dekat permukaan atau atau ekstrusi, biasanya disertai oleh sesar turun, kekar, dsb .

Zona bijih

Urat-urat yang simpel, beberapa tidak beraturan dengan pembentukan kantong-kantong bijih, juga seringkali seringkali terdapat pada pipa dan stockwork . stockwork . Jarang terbentuk sepanjang permukaan lapisan dan sedikit kanampakan penggantian .

Logam bijih

Pb, Zn, Au, Ag, Hg, Sb, Hg, Sb, Cu, Se, Bi, U

Mineral bijih

Native Au, Ag, elektrum, Cu, Bi Pirit, Markasit, Sfalerit, Galena, Kalkopirit, Cinabar, Stibnit, Realgar, Orpiment, Rubi, Silver, Argentit, Selenides, Tellurid.

Mineral penyerta

Kuarsa, Rijang, Kalsedon, Ametis, Serisit, Klorit rendah

( gangue) gangue)

Fe, Epidot, Karbonat, Fluorit, Barit, Adularia, Alunit, Dickit, Rhodochrosit, Zeolit .

Ubahan batuan

Sering sedikit silisifikasi, kaolinisasi, piritisasi,

samping

dolomitisasi, kloritisasi .

Tekstur dan struktur

Crustification (banding), sangat umum sering sebagai fine banding, fine banding, cockade, cockade, vugs, vugs, urat terbreksikan. Ukuran butir (kristal) sangat bervariasi .

Zonasi

Makin kedalam makin tidak beraturan, seringkali kisaran vertikalnya sangat kecil.


37

BAB III METODOLOGI

3.1. Metodelogi Penelitian

Metode penelitian yang digunakan berupa metode survei. Metode survei merupakan suatu metode untuk memperoleh fakta dari gejala – gejala yang ada dan mencari keterangan secara faktual di lapangan (Gayatri, 2004). Metode survei yang dilakukan berupa survey pemetaan geologi permukaan. Pemetaan geologi yang dilakukan bersifat pemetaan permukaan melalui observasi lapangan yang menggunakan jalur lintasan tertentu. Observasi di lapangan yang dilakukan meliputi orientasi medan, pengamatan morfologi, pengamatan singkapan dan batuan, pengamatan zona alterasi, pengukuran struktur geologi, dan pengambilan contoh batuan. Penelitian ini dilakukan dengan mengumpulkan data – data primer dari lapangan, namun sebelumnya perlu dilakukan analisis data sekunder yang didapatkan dari pustaka dan sumber yang lain yang dapat digunakan sebagai bahan pertimbangan sebelum melakukan observasi lapangan detail, selanjutnya akan dibantu dengan pekerjaan laboratorium dan studio. s tudio. 3.1.1. Tahap Pendahuluan

Tujuan dari kegiatan pendahuluan adalah untuk mendapatkan informasi – informasi dan gambaran daerah penelitian secara umum, seperti keadaan medan, bentang alam, stratigrafi, dan struktur geologi. Pengumpulan data tentang hubungan struktur dan alterasi-mineralisasi di daerah penelitian juga dikumpulkan dari berbagai sumber. Tahap pendahuluan ini meliputi:


38

a. Studi Pustaka Tujuan dari studi pustaka adalah untuk mempelajari bahan

– bahan

pustaka yang dapat membantu pemecahan masalah. Bahan literatur ini dapat berupa literatur umum dan literatur khusus. Literatur umum merupakan pustaka yang secara tidak langsung digunakan untuk membantu dalam memecahkan permasalahan geologi yang ada, dapat berupa teori, konsep, hipotesis, dan model geologi. Literatur khusus meliputi bahan pustaka yang secara langsung dapat digunakan untuk memecahkan permasalahan geologi daerah penelitian, berupa laporan geologi hasil penelitian terdahulu. b. Interpretasi Peta Topografi dan Citra Satelit Interpretasi peta topografi dan citra ini bertujuan untuk mendapatkan gambaran awal daerah penelitian, berupa keadaan bentang alam, interpretasi penyebaran batuan, struktur geologi, proses yang mungkin terjadi, dan untuk penentuan perencanaan lintasan pengamatan. 3.1.2. Peralatan Laboratorium

Alat-alat yang umumnya digunakan untuk analisis mikrofosil (dimiliki dan dioperasikan oleh pihak laboratorium Teknik Geologi Universitas Soedirman Purwokerto) adalah : a)

Lumpang besi dan mortir.

b)

Hidrogen Peroksida (H2O2) dan Natrium Hidroksida (NaOH).

c)

Ayakan Tyler 60, 80, dan 120 mesh.

d)

Oven.

e)

Cawan, tempat fosil, kuas, jarum, dan lem.


39

f)

Mikroskop binokuler.

g)

Alat tulis dan alat gambar.

h)

Kamera.

Alat-alat yang digunakan untuk analisis petrografi sayatan tipis adalah : a) Penyayat batuan (dimiliki dan dioperasikan oleh laboratorium Teknik Geologi Universitas Soedirman Purwokerto) b) Mikroskop polarisasi dan lampu (dioperasikan oleh laboratorium Teknik Geologi Universitas Soedirman Purwokerto, dianalisis oleh peneliti di laboratorium Teknik Geologi Universitas Soedirman Purwokerto) c) Komparator mika ataupun gips d) Diagram klasifikasi petrografi batuan e) Alat tulis dan alat gambar dan kamera 3.1.3. Kegiatan Lapangan

Kegiatan

lapangan

dilakukan

untuk

pengambilan

data

lapangan

berdasarkan lintasan pengamatan yang sudah direncanakan sebelumnya. Kegiatan K egiatan ini dalam pelaksanaannya terdapat 3 (tiga) unsur pokok yang akan dilakukan, yaitu:  Deskripsi litologi, yaitu pengamatan terhadap sifat fisik batuan secara

megaskopis,  Pengukuran unsur – unsur struktur jurus dan kemiringan sebagai struktur

bidang (misalnya bidang lapisan, sesar, kekar/rekahan, dan sebagainya), serta arah dan penunjaman sebagai struktur garis (misalnya perlipatan mikro, gores garis, dan sebagainya) sebagai pengontrol distribusi mineralisasi yang ada,


40

 Menentukan keberadaan urat (vein (vein)) berdasarkan struktur pengontrol serta tipe

dan arah penyebarannya, dan  Menentukan tipe mineralisasi dengan mengetahui keberadaan mineral-mineral

ubahan (alterasi-mineralisasi) pada daerah penelitian,  Serta membuat sketsa dan/atau foto singkapan batuan, kenampakan bentang

alam, kenampakan unsur struktur, dan lain-lain. 3.1.4. Kegiatan Pengolahan Data

Kegiatan pengolahan data yang dilakukan meliputi pengolahan dengan melakukan analisis baik studio maupun laboratorium secara mandiri berdasarkan konsep-konsep yang ada berkaitan dengan data yang didapatkan untuk melakukan pengklasifikasian. a. Analisis Data Petrografi Petrografi dan Alterasi (Terraspec)

Terraspec merupakan alat portable yang digunakan untuk pembacaan mineral alterasi yang digunakan untuk penentuan zona alterasi. Dalam penggunaanya, batuan di tembakkan sinar infra merah dan hasil dari pantulan sinar diartikan dalam grafik panjang gelombang. Analisis data petrografi dilakukan untuk mendeskripsi batuan secara mikroskopis mencakup butiran, jenis butiran, bentuk butir, besar butir, matriks, semen, dan jenis mineralnya berdasarkan sumber bacaan deskripsi petrografi oleh Suyatno (2002), Suharwanto (1993) dan buku panduan praktikum petrografi oleh ITB. Suatu penamanaan batuan berdasarkan karakteristik penyusun batuan tersebut dilakukan berdasarkan klasifikasi batuan beku, menurut Wiiliams (1982)(Gambar 3.1) dan klasifikasi batuan piroklastik menurut Schmid (1981) pada Gambar 3.2.


41

An100Ab0 – An0Ab100 anortit : an100ab0 – an90ab10 bytownit : an90ab10 – an70ab30 labradorit : an70ab30 – n50ab50 andesin : an50ab50 – an30ab70 oligoklas : an30ab70 – an10ab90 albit : an10ab90 – an0ab100

Williams, 1982 Gambar 3.1. Klasifikasi batuan beku menurut Williams,

Gambar 3.2. Klasifikasi batuan piroklastik berdasarkan fragmen epiklastik menurut Schmid, 1981

Berdasarkan klasifikasi Williams (1982) menjelaskan bahwa secara umum penentuan jenis batuan beku dilihat dari persentase kandungan kuarsa, jenis plagioklas, mineral penciri, dan tekstur khusus yang ada. b. Analisis Geomorfologi Geomorfologi

Analisi geomorfologi merupakan bagian dari pengolahan data untuk mengetahui kenampakan dari bentuk muka bumi daerah penelitian yang mengacu baik pada karakteristik fisik maupun genesanya. Dalam pengolahan ini dilakukan TUGAS AKHIR (Teknik Geologi Universitas Jenderal Soedirman) Willson Chani Simanjuntak (H1F008004)

42

pengklasifikasian terhadap te rhadap cakupan dari dar i kesamaan bentuk muka bumi dari setiap daerah dalam wilayah penelitian. Dalam pengklasifikasian yang dilakukan juga memperhatikan keberadaan sungai yang mengontrol terbentuknya bentuk-bentuk geomorfologi yang ada pada daerah penelitian. Dalam hal ini terdapat pembagian terhadap karakteristik sungai-sungai yang ada. Analisis geomorfologi ini dilakukan dengan acuan pengklasifikasian bentuk muka bumi berdasarkan klasifikasi geomorfik

Van Zuidam (1985)

diantaranya klasifikasi bentang alam, kelerengan dan pola aliran. Dalam penamaan dari tiap cakupan geomorfologi atau yang disebut

“penamaan satuan geomorfologi” disusun dengan tiga -empat kata dan diklasifikasikan berdasarkan geometri atau bentuk (seperti dataran, lembah, bukit/perbukitan, punggungan, gunung/pegunungan) gunung/pegunungan) kemudian genetik morfologi sebagai hasil rekaman dari struktur geologi yang telah terjadi ataupun proses geologi lainnya (misalnya aktivitas vulkanik) seperti ; homoklin, sinklin, antiklin, blok sesar). Berikut merupakan bagian-bagian dari pengklasifikasian oleh Van Zuidam (1985). 1. Morfografi

Morfografi, berasal dari dua kata yaitu morfo yang berarti bentuk dan graphos yang berarti gambaran, sehingga memiliki arti gambaran bentuk permukaan bumi. Aspek morfografi dilakukan dengan cara menganalisis peta topografi, berupa pengenalan bentuk lahan, yang tampak dari tampilan kerapatan kontur, ketinggian absolut sehingga dapat menentukan perbukitan atau dataran. Sedangkan perubahan pola punggungan dan pola aliran bisa mengidentifikasikan kegiatan tektonik yang ada di daerah penelitian. Pola pengaliran adalah kumpulan


43

dari suatu jaringan pengaliran yang dibentuk oleh anak sungai terhadap induknya.Pola pengaliran sangat mudah dikenal dari peta topografi atau foto udara, pola pengaliran berhubungan erat dengan jenis batuan, struktur geologi, kondisi erosi dan sejarah bentuk bumi. Howard (1967, dalam Van Zuidam, 1988) membagi pola pengaliran menjadi dua yaitu, pola pengaliran dasar (Gambar 3.3) dan pola genetik sungai. Dalam hal ini Davis (1875) membagi menjadi 4 tipe genetik sungai, yaitu Konsekuen, Subsekuen, Resekuen, dan Obsekuen. Keberadaan sungai – sungai tua yang pada saat ini memotong semua struktur dan diduga menjadi arah kemiringan lereng pertama kali adalah sungai Konsekuen. Selanjutnya Resekuen sama seperti konsekuen tetapi pada topografi yang baru, Subsekuen mengikuti jurus lapisan batuan, sedangkan Obsekuen yang berlawanan dengan kemiringan batuan maupun maupun lereng.

Gambar 3.3.Tipe pola pengaliran dasar (Howard, 1967 dalam Van Zuidam, R.A. 1985)

1. Pola Dendritik : Perlapisan batuan sedimen yang relatif datar atau peket batuan kristalin yang tak seragam dan memiliki ketahanan terhadap pelapukan. Secara regional daerah aliran memiliki kemiringan landai, jenis pola pengaliran membentuk percabangan menyebar seperti pohon rindang.


44

2. Pola Paralel : Pada umumnya menunjukkan daerah yang berlereng sedang sampai agak curam dan dapat ditemukan pada daerah bentuk lahan perbukitan yang memanjang. Sering terjadi pola peralihan antara pola dendritik dengan parallel atau trelis. Bentuk lahan perbukitan yang memanjang dengan pola pengaliran parallel mencerminkan perbukitan tersebut dipengaruhi oleh perlipatan. 3. PolaTrelis : Batuan sedimen yang memiliki kemiringan perlapisan (dip) atau terlipat. Batuan vulkanik atau batuan metasedimen derajat rendah dengan perbedaan perlapukan yang jelas. Jenis pola pengaliran biasanya berhadapan pada sisi sepanjang aliran subsekuen. 4. Pola Rektangular : Kekar atau sesar yang memiliki sudut kemiringan, tidak memiliki perulangan lapisan batuan, dan sering memperlihatkan pola pengaliran yang tidak menerus. 5. Pola Radial : Daerah vulkanik kerucut (kubah) intrusi dan sisa-sisa erosi.Pola pengaliran radial pada daerah vulkanik disebut sebagai pola pengaliran multiradial. 6. Pola Anular : Struktur kubah kerucut, cekungan dan kemungkinan retas ( stocks). stocks). 7. Pola Multibasinal : Endapan berupa gumuk hasil longsoran dengan prbedaan penggerusan atau perataan batuan dasar. Merupakan daerah perakan tanah, vulkanisme, pelarutan batugamping dan lelehan salju ( permafrost permafrost ). ).


45

1. Morfometri

Morfometri, merupakan penilaian kuantitatif dari bentuk lahan sebagai aspek pendukung dari morfografi dan morfogenetik sehinga klasifikasi kualitatif akan semakin tegas dengan angka-angka yang jelas. Variasi nilai kemiringan lereng

yang

diperoleh

kemudian

dikelompokkan

berdasarkan

klasifikasi

kemiringan lereng menurut Van Zuidam (1985), sehingga diperoleh penamaan kelas lerengnya (Tabel 3.1). Teknik perhitungan kemiringan lerengnya dapat dilakukan dengan menggunakan teknik grid teknik grid cell berukuran 2x2 cm pada peta topografi skala 1 : 12.500. Kemudian setiap kisi ditarik tegak lurus kontur dan dihitung kemiringan lerengnya dengan menggunakan persamaan berikut:

Dimana, n = jumlah kontur yang memotong diagonal jaring jar ing Ci = interval kontur (meter) D = diagonal grid, Skala 1 : 25.000


46

Tabel 3.1. Klasifikasi kemiringan kemiringan lereng menurut menurut Van Zuidam (1985)

2. Morfogenetik

Morfogenetik

adalah proses atau asal – usul terbentuknya permukaan

bumi, seperti bentuk lahan perbukitan/pegunungan, bentuklahan lembah atau bentuklahan

pedataran.

Proses

yang

berkembang

terhadap

pembentukan

permukaan bumi tersebut yaitu proses eksogen dan proses endogen. Proses eksogen merupakan proses yang dipengaruhi oleh iklim dikenal sebagai proses fisika dan proses kimia, sedangkan proses yang dipengaruhi oleh biologi biasanya terjadi akibat dari lebatnya vegetasi, seperti hutan atau semak belukar. Tahap perubahan permukaan bumi yang disebabkan oleh proses eksogen diawali dengan permukaan bumi yang dipengaruhi oleh iklim, seperti hujan, perubahan temperatur dan angin, sehingga merubah mineral – mineral penyusun batuan secara fisika atau kimia, sehingga batuan menjadi lapuk dan selanjutnya menjadi tanah. Secara garis besar proses eksogen diawali dengan pelapukan


47

batuan, kemudian hasil pelapukan batuan menjadi tanah dan tanah terkikis (degradasional), tertransport dan pada akhirnya diendapkan (agradasional). Proses endogen merupakan proses yang dipengaruhi oleh kekuatan/ tenaga dari dalam kerak bumi, sehingga merubah bentuk permukaan bumi. Proses dari dalam kerak bumi tersebut antara lain kegiatan tektonik yang menghasilkan patahan (sesar), pengangkatan (lipatan) dan kekar. Selain kegiatan tektonik, proses kegiatan magma dan gunung api (vulkanik) sangat berperan merubah bentuk permukaan bumi, sehingga membentuk perbukitan intrusi dan gunung api. Dilihat dari genesis kontrol utama pembentukannya (Tabel 3.2), bentuk lahan dapat di bedakan menjadi bentuk asal struktural, vulkanik, fluvial , marine, marine, karst , aeolian, aeolian, dan denudasi. Adapun klasifikasi terhadap pewarnaan dari masingmasing morfogenetik dapat dilihat pada tabel 3.3. Tabel 3.2. Pemberian kode satuan sebagai rekomendasi klasifikasi poses geomorfologi

berdasarkan aspek bentuk lahan (Verstappen (Versta ppen dan Van Zuidam, 1968/„75) No.

Proses

Bentukan

Contoh

Nama bentuk Lahan (diantaranya ada

geomorfologi

Asal

Kode

litologi yang belum tercantum)

I E

V1

Kepundan volkanik piroklastik

o

d

V2

Lereng volkanik lava

en

V3

Kaki volkanik breksi

V4

Dataran fluvial vulkanik

V5

Dataran lava

V6

Dataran lahar

n g

V o lk a n

V7

Dataran volkanik abu, tuf, lapili

o

V8

Sumbat volkanik lava

a

V9

Kerucut parasite volkanik lava

V10

Dike

V11

Dan sebagainya

ik 1 . V lk n is m a


48

II

S1

Gawir sesar

S2

Perbukitan blok sesar

S3

Bukit sembul (horst)

u

tr

S4

Lembah terban (graben)

ia

tu

S5

Perbukitan antiklin

ro V

l/

S6

Lembah antiklin

a

lk

S7

Perbukitan sinklin

ik

S8

Lembah sinklin

S9

Perbukitan monoklin homoklin

S10

Perbukitan dome

D1

Dataran nyaris pada granit

D2

Perbukitan terkikis pada satuan breksi

D3

Bukitan breksi terisolir

e

D4

Bukit sisa pada satuan breksi

d

u

D5

Perbukitan pedimoen

n

si

D6

Peidmont pada Peidmont pada satuan batupasir

l

D7

Kipas talus

D8

Lereng rayapan tanah

D9

Lereng jatuhan batu

K1

Dataran aluvial

K2

Cekungan danau

K3

Kubah karst

S 2 . k D ra st p is

o a n

m

III

D n a o a

E

K4

Bukit sisa karst terisolir

g

so

e

P ru

K5

Dataran aluvial karst

n n

K6

Perbukitan uvala. Dolena

K7

Lembah kering karst

K8

Ngarai karts

F1

Dataran aluvial

F2

Cekungan danau

F3

Dataran banjir

k la ta e

F4

Tanggul alam

lu

F5

Gosong sungai

ia

F6

Teras fluvial

F7

Kipas aluvial

F8

Delta

F9

Danau tapal kuda

F v l


49

M a ri n

Angin

M1

Rataan abrasi

M2

Tebing terjal pantai

M3

Gisik

M4

Beting gisik

M5

Tombolo

M6

Rataan pasang surut

M7

Dataran aluvial pantai

M8

Teras pantai

M9

Terumbu atol

M10

Terumbu prnghalang

M11

Lagun

M12

Gosong laut

A1

Gumuk pasir

Tabel 3.3. Pewarnaan sebagai rekomendasi sebagai symbol satua geomorfologi

berdasarkan aspek genetik (Van Zuidam, 1985)

c. Analisis Stratigrafi Stratigrafi

Pada

daerah

penelitian

analisa

sementara

dilakukan

secara

megaskopis.Pembagian satuan batuan didasarkan pada satuan litostratigrafi tidak resmi, yaitu penamaan satuan batuan didasarkan pada ciri fisik batuan yang dapat diamati di lapangan, meliputi jenis batuan, keseragaman gejala litologi dan posisi stratigrafinya (Sandi Stratigrafi Indonesia, pasal 15). Sedangkan penentuan batas penyebaran satuannya harus memenuhi persyaratan Sandi Stratigrafi Indonesia 1996 : pasal 17, yaitu yaitu : TUGAS AKHIR (Teknik Geologi Universitas Jenderal Soedirman) Willson Chani Simanjuntak (H1F008004)

50

1. Batas satuan litostratigrafi adalah sentuhan antara dua satuan yang berlainan ciri litologinya yang dijadikan dasar pembeda kedua satuan tersebut. 2. Batas satuan ditempatkan pada bidang yang nyata perubahan litologinya atau dalam hal perubahan tersebut tidak nyata, batasnya merupakan bidang yang diperkirakan kedudukannya. 3. Satuan-satuan yang berangsur berubah atau menjemari peralihannya dapat dipisahkan sebagai satuan tersendiri apabila memenuhi persyaratan sandi. 4. Penyebaran suatu satuan litostratigrafi semata-mata ditentukan oleh kelanjutan ciri ciri litologi yang menjadi ciri penentunya. 5. Dari segi praktis, penyebaran suatu satuan litostratigrafi dibatasi oleh batasan cekungan pengendapan atau aspek geologi lain. 6. Batas-batas daerah hukum (geografi) tidak boleh dipergunakan sebagai alasan berakhirnya penyebaran lateral suatu satuan. Berdasarkan pasal tersebut, kontak antar satuan batuan atau sentuh stratigrafi dapat bersifat tajam ataupun berangsur. Ada tiga macam batas stratigrafi, yaitu : 1. Selaras, yaitu sedimentasi berlangsung menerus tanpa gangguan dari satuan stratigrafi yang berada di bawah lapisan tersebut. 2. Tidak selaras, yaitu siklus sedimentasi tidak menerus, disebabkan oleh pengangkatan. 3. Diasterm, yaitu siklus sedimentasi tidak menerus, disebabkan oleh erosi atau tidak adanya pengendapan. Penamaan satuan litostratigrafi didasarkan atas jenis litologi yang paling dominan dalam satuan tersebut. Pengamatan terhadap litologi di lapangan dilakukan secara megaskopis yang meliputi


51

warna batuan baik warna segar maupun warna lapuknya, ukuran butir, bentuk butir, kemas, pemilahan, kekerasan, mineral tambahan, struktur sedimen, kandungan fosil dan lain-lain. d. Analisis Struktur Geologi

Perlu dilakukan interpretasi topografi untuk melihat indikasi struktur geologi yang meliputi interpretasi Citra Landsat , kerapatan garis kontur, kelurusan sungai, kelurusan punggungan, pola pengaliran sungai dan sebagainya. Semua indikasi yang telah ditemukan direkonstruksikan bersamaan dengan rekonstruksi pola jurus batuan yang akan menghasilkan jenis, arah dan pola struktur geologi yang berkembang di daerah tersebut yang kemudian dituangkan dalam Peta Pola Jurus. Untuk umurnya ditarik berdasarkan kesebandingan regional atau berdasarkan umur satuan litologi yang dilaluinya. 1. Lipatan

Perlipatan merupakan hasil dari deformasi atau perubahan bentuk dan atau volume dari suatu batuan yang ditunjukan sebagai suatu lengkungan atau himpunan lengkungan pada unsur garis atau bidang-bidang dalam batuan.Unsur garis atau bidang yang dimaksud adalah bidang perlapisan. Berdasarkan bentuknya, maka lipatan dibagi dibagi atas : 1. Antiklin : lipatan dimana bagian cembungnya mengarah ke atas. Dalam hal ini semakin tua batuannya semakin dalam letaknya. Jika batuannya telah mengalami pembalikan maka lipatan itu dinamakan Synantiklin. 2. Sinklin : lipatan dimana bagian cekungannya mengarah keatas. Dimana semakin muda batuannya semakin dalam letaknya. Jika batuannya telah mengalami pembalikan maka lipatan itu dinamakan Antisinklin.


52

Untuk mengamati adanya struktur perlipatan di lapangan yaitu dengan melihat perubahan berangsur pada kemiringan (dip) lapisan batuan, perulangan urutan variasi litologi, pembalikan dengan menentukan top dan bottomnya bottomnya yang tidak sesuai dengan arah kemiringan lapisan. 2. Kekar

Kekar didefinisikan sebagai suatu rekahan pada kerak bumi yang belum atau sedikit sekali mengalami pergeseran sepanjang bidangnya, akibat tekanan yang lebih lanjut.Kekar memecahkan batuan dengan rekahan yang relatif halus dengan panjang yang bervariasi mulai dari beberapa sentimeter sampai ratusan meter. Secara genetik, kekar dapat dibedakan menjadi dua jenis (Hobs, 1976, dalam Haryanto, 2003) yaitu : 1. Kekar gerus ( shear shear joint ), ), adalah rekahan yang bidang-bidangnya terbentuk karena adanya kecenderungan untuk saling bergeser ( shearing ) searah bidang rekahan. 2. Kekar tarik ( Extensional joint ), ), adalah rekahan yang bidang-bidangnya terbentuk kadanya kecenderungan untuk saling menarik (meregang) atau bergeser tegak lurus terhadap bidang rekahannya. Kekar tarikan dapat dibedakan sebagai : a. Tension Fracture, Fracture, yaitu kekar tarik yang bidang rekahnya searah dengan tegasan. Kekar jenis inilah yang biasanya terisi oleh cairan hidrothermal yang kemudian berubah menjadi vein. vein. b. Release Fracture, Fracture, yaitu kekar tarik yang terbentuk akibat hilangnya atau pengurangan tekanan, orientasinya tegak lurus terhadap gaya utama.

Struktur ini biasa disebut dengan “ stylolite”. Kekar merupak an an salah satu


53

struktur yang sulit untuk diamati, sebab kekar dapat terbentuk pada setiap waktu kejadian geologi, misalnya sebelum terjadinya suatu lipatan. Kesulitan lainnya adalah tidak adanya atau relatif kecil pergeseran dari kekar, sehingga tidak dapat ditentukan kelompok mana yang terbentuk sebelum atau sesudahnya. Walaupun demikian, di dalam analisis, kekar dapat dipakai untuk membantu menentukan pola tegasan, dengan anggapan bahwa kekar-kekar tersebut pada keseluruhan daerah terbentuk sebelum atau pada saat pembentukan sesar. Analisa kekar digunakan dalam penentuan jenis sesar, hal ini dapat diterapkan dengan menggunakan pemodelan Anderson (Gambar 3.4) dengan patokan sebagai berikut : 1.

yang σ1 berada pada titik tengah perpotongan 2 bidang Conjugate Shear yang mempunyai sudut sempit.

2.

σ2 berada pada pada titik perpotongan perpotongan antara 2 bidang Conjugate Shear

3.

σ3 berada pada titik tengah perpotongan 2 bidang Conjugate Shear yang yang mempunyai sudut tumpul.

4.

σ1 ┴σ2 ┴σ3.

5. Orientasi tensional joint searah dengan orientasiσ1. 6. Orientasi stylolites Orientasi stylolites ┴ dengan dengan orientasi σ1 atau searah searah dengan dengan orientasi σ3 7. Bidang shear Bidang shear dan dan tensional akan tensional akan membentuk sudut sempit. 8. Bidang shear Bidang shear dengan dengan release joint akan membentuk sudut tumpul.


54

Dip-slip faults

Hanging wall block

Hanging wall block Dip-slip faults

Foot wall block

A. Normal

Foot wall block

B. Thrust

Obliqueslip faults

E. Sinistral-normal

C. Right-lateral, or dextral D. Left-lateral, or sinistral Rotational faults

F. Sinistral-reverse

G.

Gambar 3.4.Klasifikasi sesar (Anderson, 1951 dalam Sitter, 1956) berdasarkan analisis kekar bentuk stereografi dan sistem tegasan

3. Sesar

Untuk mengamati keberadaan arah dan jenis sesar di lapangan dapat diperkirakan dengan melihat indikasi yang ada seperti adanya dragfold (lipatan seret), offset litologi, kekar-kekar, cermin sesar, gores-garis, breksiasi, zona-zona hancuran, kelurusan mata air panas dan air terjun. Klasifikasi sesar telah banyak dikemukakan oleh para ahli terdahulu, mengingat struktur sesar adalah rekahan kekar di dalam bumi yang ditimbulkan karena pergeseran sehingga untuk membuat analisis strukturnya diusahakan untuk dapat mengetahui arah dan besarnya pergeseran tersebut.Indikasi sesar di lapangan tidak mudah untuk ditemukan untuk itu pengolahan data kekar untuk mengetahui tegasan utamanya dapat dilasifikasikan menjadi tiga jenis berdasarkan orientasi tegasan utama


55

(Anderson, 1951 dalam Sitter, 1956) (Gambar 3.5) dan dinyatakan dalam σ1 (tegasan terbesar),σ2 (tegasan menengah), dan σ3. (tegasan terke cil) yang saling tegak lurus satu sama lain secara triaksial. Sesar tersebut secara dinamik diklasifikasikan menjadi : 1.

Sesar normal, dimana σ1 vertikal dan σ2 serta σ3 horisontal. Besarnya sudut kemiringan (dip) bidang sesar mendekati 60º.

2. Sesar mendatar, dimana σ2 vertikal dan σ1 serta σ3 horisontal. 3.

Sesar naik, dimana σ3 vertikal dan σ1 dan σ2 horisontal. Kemiringan bidang sesar mendekati 30º. Dalam hal ini, bidang sesar vertikal dan bergerak secara horisontal.

Gambar 3.5.Hubungan antara pola tegasan dengan jenis sesar yang terbentuk (Anderson, 1951 dalam Sitter, 1956)

Dalam merekonstruksi stuktur geologi dapat menggunakan pemodelan stuktur.Pemodelan struktur yang dipakai penulis adalah berdasarkan Moody dan Hill (1959 dalam Asikin, 1977) (Gambar 3.6). Berdasarkan percobaan yang dilakukan oleh Moody dan Hill (1959 dalam Asikin, 1977) yang meneliti hubungan tegasan utama terhadap unsur-unsur stuktur yang terbentuk, maka muncul teori pemodelan sistem sesar mendatar Moody dan Hill sebagai berikut:


56

1. Jika suatu materi isotrofik yang homogen dikenai suatu gaya kompresi yang menggerus (Shearing (Shearing ), ), akan membentuk lipatan, kemudian seiring bertambahnya kompresi akan membentuk patahan naik. Selanjutnya pada sudut 30° terhadap arah tegasan maksimum yang mengenainya, bidang shear maksimum shear maksimum sejajar terhadap sumbu tegasan menengah dan berada 45° terhadap tegasan kompresi maksimum. Rentang sudut 15° antara 45° bidang shear maksimum dan 30° bidang shear yang terbentuk dipercaya akibat adanya sudut geser dalam (internal ( internal friction). friction). 2. Suatu kompresi stress yang mengenai materi isotropik yang seragam, pada umumnya dapat dipecahkan kedalam tiga arah tegasan (maksimum, menengah, dan minimum). Kenampakan bumi dari udara adalah suatu permukaan yang tegasan gerusnya nol, dan sering kali berada tegak lurus atau normal terhadap salah satu arah tegasan. Akibatnya salah satu dari arah tegasan akan berarah vertikal. 3. Orde kedua dalam sistem tegasan ini muncul dari tegasan yang berarah 30 o45° dari tegasan orde pertama atau tegak lurus terhadap bidang gerus maksimum orde pertama. Bidang gerus orde kedua ini akan berpola sama dengan pola bidang gerus yang terbentuk pada or de pertama. 4. Orde ketiga dalam sistem ini arahnya akan mulai menyerupai arah orde pertama, sehingga tidak mungkin untuk membedakan orde keempat dan seterusnya dari orde pertama, kedua dan orde ketiga. Akibatnya tak akan muncul jumlah tak terhingga dari arah tegasan. Sistem ini dipecahkan kedalam delapan arah shear utama empat antiklinal utama, dan arah patahan naik untuk segala province tektonik . Dalam kenyataan di lapangan


57

kenampakan orde pertama dan orde kedua dapat kita bedakan dengan mudah, namun kenampakan orde ketiga dan orde-orde selanjutnya pada umumnya sulit sekali untuk ditemukan.

Gambar 3.6.Pemodelan Sesar berdasarkan Moody danHill, 1959 dalam Asikin, 1977

Selain itu, analisis struktur dari data lapangan juga didukung dari teori klasifikasi

sesar

menurut

Rickard

(1972

dalam

Haryanto,

2003)

yang

memperlihatkan cara penentuan nama bagi sesar translasi(Gambar 3.7).


58

Karakteristik penamaan oleh Rickard (1972) adalah mengkombinasikan besar kemiringan bidang sesar dengan besar sudut pitch. Berdasarkan kombinasi tersebut yang kemudian di plot pada diagram, menghasilkan penamaan sesar dengan ketentuan sebagai berikut: 1. Apabila pitch kurang atau sama dengan 10 o, maka sesar dinamakan sesar mendatar, baik dekstral (menganan) atau sinistral (mengiri). Dalam klasifikasi ini dinamakan sebagai right slip fault atau left slip fault. Ditunjukan pada zona sesar mendatar berwarna abu abu pada gambar 3.7. 2. Apabila pitch 80 o sampai 90o, dengan memperhatikan pergerakan sesar (naik atau normal) maka akan diberi nama normal fault atau reverse fault. Namun apabila kemiringan bidang sesar kurang dari 45 o dengan pitch yang sama dengan ketentuan tersebut maka untuk sesar normal akan dinamakan lag normal fault (low angel normal fault) atau sesar normal bersudut kecil, dan untuk sesar naik dinamakan thrust fault atau sesar anjak. Ditunjukan pada zona sesar normal dan naik dengan warna abu abu pada gambar 3.7. 3. Apabila pitch pada sesar mendatar lebih besar dari 10 o dan kurang atau sama dengan 45 o, maka sesar merupakan sesar mendatar mendatar yang yang memiliki pergerakan naik atau turun. Dalam penamaan, pergerakan naik atau turun tersebut menjadi keterangan pergerakan sesar mendatar tersebut, misalnya sesar mendatar mengiri (sinistral) normal dengan ciri pitch lebih besar dari 10o dan kurang atau sama dengan 45 o serta kemiringan bidang sesar 50o maka dinamakan normal left slip fault. Apabila kemiringan sesar kurang dari 45 o dengan pergerakan yang sama, maka disebut sebagai lag


59

left slip fault. Hal tersebut juga berlaku untuk pergerakan naik. Ditunjukan pada zona sesar mendatar bagian putih pada gambar 3.7. 4. Apabila pitch lebih dari 45 o.dan kurang dari 80 o, dengan pergerakan normal atau naik, maka sesar tersebut juga memiliki kinematika pergeseran mendatar (menganan atau mengiri). Apabila bidang lebih dari 45o, maka dapat dinamakan right slip normal fault, right slip reverse fault, left slip normal fault atau left slip reverse fault. Hal tersebut juga berlaku untuk lag fault dan reverse fault. Ditunjukan pada zona sesar naik dan normal bagian putih pada gambar 3.7.

Klasifikasi sesar menurut Rickard, 1972

1. Thrust Slip Fault

12. Lag Slip Fault

2. Reverse Slip Fault

13. Normal Slip Fault

3. Right Thrust Slip Fault

14. Left Lag Slip Fault

4. Thrust Right Slip Fault

15. Lag Left Slip Fault

5. Reverse Right Slip Fault 16. Normal Left Slip Fault 6. Right Reverse Slip Fault 17. Left Normal Slip Fault 7. Right Slip Fault

18. Left Slip Fault

8. Lag Right Slip Fault

19. Thrust Left Slip Fault

9. Right Lag Slip Fault

20. Left Thrust Slip Fault

10. Right Normal Slip Fault 21. Left Reverse Slip Fault 11. Normal Right Slip Fault 22. Reverse Left Slip Fault

Gambar 3.7.Klasifikasi Sesar menurut Rickard(1972 dalam Haryanto, 2003)


60

e. Analisis Sejarah Geologi

Analisis sejarah geologi bertujuan untuk menguraikan suatu seri kejadian geologi yang disusun secara berurutan berdasarkan kejadiannya, dimulai dari yang pertama terbentuk hingga yang terakhir ataupun yang sekarang sedang terjadi. 3.1.5. Penyusunan Laporan Skripsi

Penyusunan skripsi dilakukan setelah tahapan kegiatan lapangan selesai. Penyusunan skripsi menggunakan data

– data lapangan yang dikompilasikan

dengan hasil analisa laboratorium dan pekerjaan studio. Komponen yang dibahas dalam skripsi berupa informasi geomorfologi, stratigrafi, struktur geologi, aspek alterasi hidrotermal, mineralisasi, dan sejarah geologi. Pembahasan dan pengkajian semua aspek ini secara sistematik, diharapkan kerangka geologi daerah penelitian dapat dipahami dengan lebih baik disamping kehadiran gejala mineralisasi.


61

3.1.6.Diagram Alir Penelitian

Tah Taha Pen Pendahulua luan

Kajian

Administrasi

Proposal

Perlengkapan Lapangan

Pustaka

Tah Tahap Pen Penelitia litian n Lap Lapangan

Pengamatan

Sampling

Singkapan

Pemetaan

Pengambilan data

Sketsa

Geologi

Struktur dan

dan

Mineralisasi

Foto

Tah Tahap Pek Pekerjaa rjaan Lab Laborat ratorium rium

Analisis

Analisis

Analisis

Struktur

Terraspec

Petro rafi

Studio

Peta Lintasan

Peta

Peta

Peta Struktur

dan Lokasi

Geomorfologi

Geolo i

dan

Pengamatan

Mineralisasi

Tah Taha I nter ret retasi Pen Pen usunan Sk Skri si

Prese resentasi ntasi H asi asil

Gambar 3.8. Diagram Alir Penelitian


62

Tabel 3.4. Jadwal Rencana Kegiatan


63

BAB 1V GEOLOGI DAERAH PENELITIAN

4.1 Geomorfologi 4.1.1 Analisis Kondisi Geomorfologi Geomorfologi

Analisis kondisi geomorfologi merupakan rangkaian penjelasan terhadap kenampakan situasi dan kondisi morfologi sesungguhnya pada daerah penelitian yang terekam sebagai akibat dari proses-proses geologi yang pernah terjadi pada masa lampau ataupun sekarang.Analisis yang dilakukan dilakukan berupa analisis analisis pada peta topografi, citra Shuttle Radar Topographic Mission (SRTM ) maupun pengamatan langsung di lapangan. Interpretasi berdasarkan kenampakan susunan kontur pada peta topografi yang ada, didukung dengan kemampuan menganalisa karakteristik geomorfologi daerah penelitian sehingga dapat memperoleh hasil antara lain berupa data pola perbukitan, punggungan punggungan dan lembah, jurus dan kemiringan lapisan, serta gejala sesar (Gambar 4.10). Selain itu, analisis yang dilakukan juga menghasilkan informasi mengenai proses-proses geomorfik yang telah atau sedang berlangsung seperti denudasi, erosi, pengendapan,kemudian kaitan proses proses tersebut terhadap bentukan asal morfologi daerah Gunung Bujang dan sekitarnya menjadi seperti sekarang. Analisis kondisi geomorfologi daerah Gunung Bujang dan sekitarnya berdasarkan pada pengamatan peta kontur, citra Shuttle Radar Topographic Mission (SRTM ), ), dan pengamatan langsung di lapangan, menunjukkan bentang alam bergelombang yang relatif rendah, terdiri dari perbukitan dan lembah. Titik tertinggi yaitu ± 1937,5 mdpl mdpl berada di bagian bagian baratdaya (daerah bukit Kayu


64

Aro), sedangkan titik terendah yaitu ± 962,5 mdpl berada di bagian timurlaut (daerah Hilir sungai Tangkui). Kenampakan bentang alam berdominasi perbukitan di daerah Gunung Bujang dan sekitarnya, umumnya dikontrol oleh struktur geologi pada daerah penelitian dan juga pengaruh resistensi (tingkat kekerasan) dari suatu lapisan batuan. Keberadaan batuan beku yang lebih bersifat resisten terhadap proses erosional dengan pelamparannya hampir pada seluruh daerah penelitian menjadi bukti pendukung terbentuknya morfologi sekarang. Pada daerah penelitian, pengaruh struktur geologi terhadap pembentukkan morfologi sekarang relatif intensif, hal ini terbukti dengan banyaknya didapatkan data struktur shear fracture, fracture, tension, tension, fracture filing atau veins vei ns,, breksiasi, yang pada umumnya berada pada satuan Lava Andesit pada bagian timur peta memanjang dari utara ke selatan sel atan daerah penelitin. Sedangkan untuk keberagaman litologinya terdiri dari, lava andesit, intrusi diorit dan diorite kuarsa, serta breksi vulkanik. Pola kelurusan yang ditemukan di daerah Gunung Bujang dan sekitarnya merupakan manifestasi untuk mengidentifikasikan keberadaan struktur geologi. Pada bentang alam perbukitan/pegunungan perbukitan/pegunungan yang disusun oleh lava andesit, an desit, terlihat adanya banyak air terjun dengan elevasi relatif besar (Gambar 4.7) yang menunjukkan bahwa tingkat resitensi lava andesit lebih besar dibandingkan batuan lainnya serta dikontrol oleh struktur minor (rekahan) yang memungkinkan air mampu melewati bidang lemah satuan batuan tersebut. Bentang alam dataran rendah berupa lembah-lembah pada peta penelitian merupakan sebagai zona struktur sesar yang mengalami deformasi batuan sehingga menjadi jalur masuknya air meteorite yang kemudian mengikis (erosi)


65

dan melapukan batuan yang dilewatinya. Proses pengikisan (erosi) dan pelapukan yang lama dan menerus kemudian menjadikan zona tersebut sebagai zona endapan aluvial dengan ukuran sampai bongkah. bongkah. sebagai hasil erosi vertikal yang masih terjadi dan tertransportasi cukup jauh melalui air sungai. Proses eksogen yang terjadi pada saat sekarang adalah pelapukan batuan dan erosi intensif. Tahapan geomorfik di daerah penelitian adalah muda hingga

dewasa yang ditunjukkan dengan adanya lembah sungai yang berbentuk “V” dan “U”.Tahapan geomorfik muda dicirikan oleh bentuk sungai “V” (Gambar 4.6) dengan lembah sungai yang relatif sempit dan erosi yang dominan berarah vertikal. Tahapan geomorfik dewasa ditunjukkan dengan ciri-ciri lembah sungai

berbentuk “U” (Gambar 4.7) dengan erosi lateral yang lebih dominan, namun pada daerah penelitian belum sampai pada tahap terbentuknya meander, dan belum terbentuk dataran banjir (Gambar 4.5). 4.1.2 Analisis Pola Aliran dan Tipe Genetik Genetik Sungai

Analisis baik pada pola aliran sungai maupun tipe genetik sungai yang dilakukan untuk mengetahui proses-proses geologi yang telah berperan dalam pembentukan bentang alam pada daerah penelitian sekarang. Jenis-jenis pola aliran dan tipe genetik seperti yang telah dijabarkan dalam bab pendahuluan merupakan kunci kunci dalam analisis ini. Pada daerah Gunung Bujang Bujang dan sekitarnya memiliki sungai-sungai dengan pola aliran rectangular karena jenis pola pengaliran membentuk percabangan tegak lurus terhadap sungai utama, dan memperlihatkan pola pengaliran yang tidak menerus.tersusun atas Kekar atau sesar yang memiliki sudut kemiringan, tidak memiliki perulangan lapisan batuan, dan sering (Howard, 1967 dalam Van Zuidam, 1985). Daerah Gunung Bujang


66

memiliki dua daerah aliran sungai (DAS) yang pada akhirnya bermuara ke Sungai Tangkui (Gambar 4.1).

Gambar 4.1. Pola aliran dan tipe genetik sungai daerahpenelitian

Terdapat dua sungai besar yang membagi dua zona pada daerah penelitian (Gambar 4.2), yaitu sungai Tangkui dan sungai Batu Licin yang pada bertemu menjadi satu aliran sungai yang disebut sungai Tangkui. Tangkui. Sungai-sungai tersebut tergolong dalam jenis sungai menuju dewasa pada tahapan geomorfiknya, terlihat

dari bentuk sungai yang berbentuk “U”, namun erosi yang terjadi berupa erosi vertikal sampai lateral, dan memiliki arah aliran yang searah dengan kemiringan lereng awal dan struktur utama sehingga keduanya digolongkan ke dalam sungai dengan tipe genetik konsekuen (Davis, 1875) (Gambar 4.2). Menurut Davis, Keberadaan sungai – sungai tua yang pada saat ini memotong semua struktur dan diduga menjadi arah kemiringan lereng, namun terbentuk pada topografi yang baru adalah sungai resekuen. Namun pada daer ah penelitian sungai resekuen yang TUGAS AKHIR (Teknik Geologi Universitas Jenderal Soedirman) Willson Chani Simanjuntak (H1F008004)

67

terjadi secara umum masih searah dengan struktur-struktur yang ada, menurut interpretasi penulis, hal ini disebabkan karena karakter batuan yang resisten. 0

N 10 E

Sungai menuju dewasa

Sungai Batu Licin

Arah Kemiringan lereng

Arah aliran Sungai

Sungai Tangkui

Tangkui dan Batu Licin yang termasuk dalam tipe Gambar 4.2. Pertemuan sungai Tangkui genetik konsekuen memperlihatkan arah aliran sungai yang searah dengan arah kemiringan lereng awal (Davis, 1875)

Sungai Kematus yang mengalir dari selatan ke utara ini merupakan cabang sungai Tangkui berada di bagian selatan daerah penelitian bertipe genetik resekuen, yaitu tipe sungai dengan arah aliran yang searah dengan kemiringan lereng awal pada topografi baru (Davis, 1875) (Gambar 4.3), serta dengan karakteristik erosi vertikal yang relatif masih intensif pada dinding-dinding sungai tersebut. Berdasarkan tahapan geomorfiknya sungai ini tergolong dalam jenis sungai stadia menuju dewasa terlihat dari bentuk dinding sungai yang masih

berbentuk relatif “V”, memiliki karakteristik arus sung ai yang deras sampai sedang, serta material bawaan atau fragmen lepasan yang relatif berukuran bongkah sampai sa mpai brangkal. Secara umun terbentuknya sungai ini hanya dikontrol oleh proses pelapukan yang membuka rekahan sebagai jalur mengalirnya air dan


68

proses erosi, terbukti tidak ditemukannya bukti data struktur geologi baik berupa shear fracture, fracture, tension, tension, maupun breksiasi disepanjang sungai ini maupun efek resistensi batuan dasar. 0

N 158 E

Arah kemiringan lereng

Arah aliran sungai

Gambar 4.3. Sungai Kematusyang termasuk dalam tipe genetik resekuen yang memperlihatkan arah aliran sungai yang searah dengan arah kemiringan lereng pada topografi baru (Davis, 1875)

Sungai Telusewu yang juga merupakan cabang sungai Tangkui berada di bagian barat daerah penelitian mengalir dari barat ke timur, memiliki arah aliran yang searah dengan kemiringan lereng dan struktur sehingga digolongkan juga ke dalam sungai dengan tipe genetik resekuen (Davis, 1875) 1875) (Gambar 4.4), memiliki tipe erosi vertikal relatif intensif. Proses pembentukan sungai ini diakibatkan oleh proses struktural berupa sesar lokal yang membentuk jalur mengalirnya air dan juga proses erosi, terbukti dari banyaknya ditemukan air terjun dengan elevasi yang relatif besar (Gambar 4.5). Jenis sungai ini tergolong dalam sungai menuju dewasa, terlihat dari bentuk dinding sungai yang juga masih berbentuk

“V”,memiliki material lepasan berukuran bongkah sampai bra ngkal, namun dengan arus yang relatif kecil sampai sedang.


69

0

N 256 E

Longsoran

Kemiringan Lereng

Arah aliran sungai

Gambar 4.4. Sungai Telusewu yang termasuk dalam tipe genetik resekuen dengan arah aliran searah dengan kemiringan lereng (Davis, 1875) 0

N 280 E

Air Terjun/waterfall

Gambar 4.5. Air Terjun (waterfall) di sungai Telusewu

Pada bagian utara daerah penelitian terdapat sungai Sako yang mengalir dari barat ke timur. Sama seperti sungai sebelumnya, sungai ini memilki tipe aliran sungai yang yang searah dengan dengan arah kemiringan kemiringan lereng yaitu bertipe resekuen (Davis, 1875) (Gambar 4.6) dan tergolong dalam sungai menuju dewasa. Proses pembentukan sungai ini juga

dikontrol oleh proses struktural pada batuan

dasarnya yaitu Andesit. Sama seperti sungai Telusewu, sungai Sako juga banyak ditemukan morfologi air terjun dengan elevasi yang juga cukup besar (Gambar


70

4.7). Berdasarkan penjelasan diatas maka dapat disimpulkan bahwa karakteristik batuan dasar menyebabkan adanya keberadaan sungai yang berbelok-belok (rectangle) rectangle) karena pengaruh resistensi batuan dan juga pengaruh adanya kontrol struktur geologi didalamnya. Pada sepanjang sungai dan anak sungai ini memilki tipe aliran sungai yang sama. 0

N 270 E

Air Terjun/waterfall


Arah Aliran Sungai

Gambar 4.6. Sungai Sako yang termasuk dalam tipe genetik resekuen memperlihatkan arah aliran sungaiyang searah dengan arah kemiringan lereng (Davis, 1875) 0

N 260 E

Air Terjun ( Waterfall )

Gambar 4.7. Kenampakan air terjun ( waterfall ) di Sungai Sako


71

Pada bagian timur daerah penelitian terdapat sungai Medang yang mengalir dari timur ke barat terdapat sungai dengan tipe aliran yang sama seperti pada sungai Sako dan Telusewu, namun secara keseluruhan aliran sungai ini masih berada diatas batuan dasarnya yang masih tersingkap dengan jelas. Hal ini membuktikan bahwa erosi yang terjadi belum terlalu jauh dan diperkuat dengan

bentuk dinding sungai sungai yang masih relatif “V” dan keberadaan morfologi air terjun yang cukup banyak dan berteras-teras, serta arus sungai yang relatif sedang sampai besar (Gambar 4.8). Berdasarkan penjelasan diatas telah menandakan bahwa sungai ini terbentuk oleh proses proses struktural yang ada secara intensif. 0

0

N 96 E

N 110 E

Gambar 4.8.kenampakan sungai dan air terjun (waterfall ( waterfall ) di sungai Medang. 0

N 135 E


Arah aliran sungai sungai

Gambar 4.9. Sungai Medang yang termasuk dalam tipe resekuen (Davis, 1875)


72

Pada daerah penelitian memiliki suatu keistimewaan dengan keberadaan sungai-sungai yang relatif sebagai bidang lemah terbentuknya kelurusankelurusan struktur geologi yang terjadi. Sungai-sungai yang terbentuk berada pada satuan batuan yang relatif homogen dan kristalin. Hal ini menjadi bukti bahwa karakteristik satuan batuan yang dilewati kelurusan-kelurusan tersebut merupakan jenis batuan yang memiliki tingkat britle batuan yang lebih besar dan semakin mudah untuk sampai ke batas diskontinuitas deformasi yaitu terbentuknya kekarkekar dan sesar. Keberadaan sungai-sungai yang ada relatif sebagai pengontrol geomorfologi daerah penelitian. Maka dapat disimpulkan bahwa secara dominan geomorfologi daerah penelitian dikontrol oleh struktur geologi. Pada sungaisungai yang ditemui juga banyak didapat urat-urat kuarsa yang pada umumnya berarah tegak lurus dengan arah aliran sungai. Keberadaan urat-urat tersebut menandakan bahwa terjadi proses hidrotermal pada daerah tersebut. Secara umum sungai-sungai yang ada pada daerah penelitian tergolong dalm sungai jenis resekuen yaitu sungai dengan arah aliran yang searah dengan kemiringan lereng dan struktur (Davis, 1875). Secara keseluruhan sungai yang mengalir searah dengan kemiringan lereng bearah W-E (barat-timur) dan struktur yang ada, misalnya ; sungai Medang, s.Banyak Telun, s. Batu Kursi, s. Jejak Kambing.


73

0

N 358 E

Urat-urat kuarsa

Gambar 4.10.Kenampakan kelurusan sungai dan urat-urat kuarsa sebagai manifestasi struktur geologi pengontrol geomorfologi daerah penelitian penelitian


74

4.1.3 Satuan Geomorfologi Geomorfologi

Suatu pembagian satuan geomorfologi yang diinterpretasikan berdasarkan karakteristik bentuk muka bumi daerah peneliatian sebagai akibat dari proses baik eksogen maupun endogen yang telah terjadi sampai sekarang merupakan acuan penentu dalam penamaannya. A

B Gambar 4.11. Peta geomorfologi daerah Gunung Bujang dan sekitarnya

Berdasarkan hasil penelitian di lapangan penulis mengklasifikasikan cakupan geomorfologi daerah penelitian menurut kombinasi klasifikasi Van Zuidam (1985) berdasarkan perhitungan persen lereng (Gambar 4.12) menjadi empat

satuan

geomorfologi

(Gambar

4.11)

berdasarkan

karakteristik

morfologinya yang dikontrol oleh faktor litologi, struktur, maupun proses-proses geomorfik seperti pelapukan, pelarutan, erosi, dan pengendapan. Keempat satuan geomorfologi tersebut antara lain adalah Satuan Perbukitan Terjal Struktural (S2),


75

Satuan Perbukitan Terjal Sedang Struktural (S2), Satuan Perbukitan Terjal Sedang Terisolir, dan Dataran Endapan Aluvial.

Gambar 4.12. Peta Persen Lereng Tabel 4.1. Perhitungan persen lereng

4.1.3.1 Satuan Pegunungan Terjal Struktural (S2)

Penamaan morfometri “Pegunungan” satuan ini berdasarkan kenampakan topografi berupa tinggian-tinggian dengan titik tinggi berbeda-beda (dengan kemiringan lereng 30 – 62,5 %) pada satuan batuan dengan komposisi batuan TUGAS AKHIR (Teknik Geologi Universitas Jenderal Soedirman) Willson Chani Simanjuntak (H1F008004)

76

kristalin atau homogen secara dominan berasal dari hasil aktivitas gunungapi (produk vulkanik), walaupun juga dijumpai batuan yang heterogen seperti batuan breksi. Satuan ini meliputi 40% daerah penelitian, yang ditandai dengan warna ungu tua sesuai kaidah aspek genetik bentuk asal lahan struktural pada peta geomorfologi (Van Zuidam, 1985). Satuan ini mempunyai ketinggian minimum pada titik tit ik 962,5 mdpl pada timurlaut t imurlaut (N-E) satuan (Gambar 4.14) dan ketinggian keti nggian maksimum pada titik 1900 mdpl dengan kemiringan batuan berkisar 30 o-35o pada bagian baratdaya (S-W) satuan (Gambar 4.13). U

0

N 305 E

B.Batu Putih B.Batu Kursi B.Sako

Gambar 4.13. Kenampakan satuan perbukitan terjal struktural bagian barat pada daerah penelitian


77

0

N 35 E

B.Madu

Gambar 4.14. Kenampakan satuan perbukitan terjal struktural bagian timur pada daerah penelitian

Litologi pada satuan ini terdiri dari dari diorit kuarsa, breksi breksi dan lava andesit andesit yang merupakan jenis batuan yang memiliki tingkat resistensi yang kuat terhadap erosi, namun mempunyai tingkat britle batuan yang relatif rentan terhadap adanya aktivitas tektonik. Stadia sungai pada satuan geomorfolgi ini tergolong kedalam sungai menuju dewasa, terlihat dari sungai yang ada pada satuan geomorfologi ini relatif masih

sempit berbentuk relatif “V”( Gambar 4.16),dengan tebing relatif

agak curam sampai curam yang terdiri dari batuan dasar . Tipe genetik sungai pada satuan ini didominasi oleh tipe resekuen karena searah dengan kemiringan lereng (Davis, 1875) yang ada pada daerah penelitian. Pola aliran sungai pada satuan geomorfologi geomorfologi ini adalah

rektangulardengan

sungai-sungai yang yang relatif bercabang-cabang dengan dengan pola tegak lurus terhadap sungai utama (sungai Tangkui dan Batu Licin) yang terbentuk oleh proses struktural yang berkembang di wilayah penelitian, dan juga bentuk sungai yang dipengaruhi oleh perbedaan tingkat kekerasan batuan (resistensi batuan). Satuan ini ditandai dengan perbukitan-perbukitan terjal yang memanjang dari utara – selatan pada satuan geomorfologi ini. Untuk satuan geomorfologi ini, lahan dimanfaatkan sebagai areal IUP projek Jambi untuk kegiatan eksplorasi emas. TUGAS AKHIR (Teknik Geologi Universitas Jenderal Soedirman) Willson Chani Simanjuntak (H1F008004)

78

Bentukan morfologi satuan ini pada umumnya terbentuk karena adanya aktivitas tektonik yang intensif dan mungkin masih berlangsung sampai saat ini. Pengaruh tektonik yang cukup intensif sebagai proses awal terbentuknya aliran air yang mengisi dan mengikis ruang retakan akibat aktifitas tektonik tersebut baik pada struktur minor (rekahan) maupu struktur major (sesar) (Gambar 4.15). Elevasi pada daerah pemetaan ini dengan kemiringan lereng sekitar 30-62,5% mengidentifikasikan aktifitas tektonik terhadap karakteristik batuan sangat berpengaruh pada satuan geomorfologi geomorfologi ini. 0

N 255 E

Rekahan-rekahan

Gambar 4.15. Kenampakan rekahan-rekahan akibat aktifitas tektonik sebagai jalur erosi air 0

N 274 E

Dip/slope : 30-60,5%

Gambar 4.16. Kenampakan dipslope pada satuan perbukitan terjal struktural pada litilogi lava andesit


79

Beberapa daerah pada satuan ini memiliki kemiringan lereng hingga lebih dari 45o (Gambar 4.16). Hal ini menandakan bahwa pada satuan memiliki

morfometri hingga “sangat terjal”, n amun secara dominasi tetap tergolong morfometri “terjal” 4.1.3.2 Satuan Pegunungan Terjal Sedang Struktural Struktural (S2)

Penamaan morfometri “Pegunungan” pada satuan ini mengacu pada kenampakan topografi berupa tinggian dengan titik tinggi yang berbeda-beda yaitu, 14o-16o (kemiringan lereng berkisar 15%

– 30%), sedangkan untuk

penamaan morfogenesanya mengacu pada batuan penyusun yang merupakan batuan hasil aktivitas tektonik (struktural) berupa sesar-sesar mendatar. Adapun

penamaan “Struktural” secara lebih detail berdasarkan berdasarkan klasifikasi Van Zuidam (1985). Satuan ini meliputi 45% daerah penelitian, yang ditandai dengan warna ungu muda sesuai kaidah aspek genetik pada peta geomorfologi (Van Zuidam, 1985). Satuan ini mempunyai ketinggian minimum pada titi k 937,5 mdpl (Gambar 4.19) dan ketinggian maksimum pada titik 1950 mdpl (Gambar 4.17). Litologi pada satuan ini terdiri dari lava andesit pada bagian selatan satuan diorite pada bagian utara, serta litologi breksi. Stadia sungai pada satuan geomorfolgi ini tergolong kedalam sungai menuju muda, dimana sungai yang ada pada satuan geomorfologi ini relatif sempit berbentuk huruf hampir “U” (Gambar 4.20), dengan tebing terjal sampai landai yang terdiri dari batuan dasar dan memiliki ciri aliran arus yang relatif kuat sampai sedang.


80

U

0

N 305 E

B.Tangkui Hulu

B.Batu Kursi

B.Sako

Gambar 4.17. Kenampakan satuan Perbukitan Terjal Sedang Struktural (S2) bagian barat 0

N 35 E

B.Madu

Gambar 4.18. Kenampakan satuan Perbukitan Terjal Sedang Struktural (S2) bagian timur 0

N 347 E

B.Kayu Aro B.Janda Kincul

JR2 JR1 Gambar 4.19. Kenampakan satuan Perbukitan Terjal Sedang Struktural (S2) bagian tengah


81

Tipe genetik sungai pada satuan ini didominasi oleh tipe resekuen yang pola alirannya searah dengan arah kemiringan lereng. Pola aliran sungai pada satuan geomorfologi ini adalah rektangular , terbukti adanya sungai-sungai yang berpola tegak lurus dengan sungai utama, yang terbentuk oleh proses struktural yang berkembang di wilayah penelitian, dan juga bentuk sungai yang dipengaruhi oleh perbedaan tingkat resistensi batuan. Pengaruh struktur yang cukup intensif terbukti dari banyaknya ditemukannya rekahan-rekahan (struktur minor) pada batuan dasar penyusun satuan geomorfologi ini (Gambar 4.21). Secara umum satuan ini ditandai dengan perbukitan dan lereng sungai yang memanjang dari utara – selatan pada bagian tengah daerah pemetaan. 0

N 184 E

Aliran sungai Kemiringan Lereng

Gambar 4.20. Kenampakan sungai stadia menuju muda dengan tipe genetik sungai resekuen

( shear fracture) Gambar 4.21. Kenampakan Struktur minor berupa kekar berpasangan ( shear fracture)


82

4.1.3.3 Satuan Dataran Endapan Aluvial

Satuan ini meliputi 10% daerah penelitian, yang ditandai dengan warna biru sesuai kaidah aspek genetik pada peta geomorfologi (Van Zuidam, 1985). Satuan ini mempunyai ketinggian minimum pada titik 987,5 mdpl dan ketinggian maksimum pada titik 1350 mdpl (Gambar 4.24).

Penamaan morfometri “dataran” berdasarkan perhitungan persen lereng umum dengan slope yang landai yaitu sekitar 0o – 2o (Van Zuidam, 1985). Elevasi yang lebih rendah dari pada satuan sebelumnya menandakan bahwa satuan ini memiliki tingkat resistensi yang lebih rendah terhadap proses erosi. Hal tersebut dibuktikan dari data lapangan bahwa batuan penyusun unit satuan ini adalah material – material lepasan yang pada umumnya merupakan material transportasi sungai (berdasarkan kenampakan ukuran kerikil-bongkah (±0,5cm-3m) dan bentuk material lepasan yang relatif menyudut tanggung sampai membundar tanggung. Litologi pada satuan ini terdiri dari material l epas yang merupakan hasil rombakan batuan alterasi yang teralterasi dan tidak j auh terbawa oleh arus air.


83

U

0

N 349 E

Gambar 4.24. Kenampakan Satuan Dataran Endapan Aluvial pada daerah penelitian

Material pada satuan ini pada umumnya terdiri dari material lepasan mulai berukuran bongkah sampai berukuran kerakal berupa batuan yang homogen yaitu batuan lava l ava andesit yang teralterasi teralt erasi yang diidentifikasi sebagai jenis batuan yang berasal dari produk vulkanik (Gambar 4.25). Stadia sungai pada satuan geomorfologi ini tergolong kedalam sungai menuju dewasa, dimana sungai yang ada pada satuan geomorfologi ini relatif cukup lebar berbentuk huruf hampir “U” (Gambar 4.25). Pada satuan ini belum terdapat dataran banjir yang cukup luas, karena pada pinggiran sungainya masih berupa dinding-dinding batuan dasar (Gambar 4.26). TUGAS AKHIR (Teknik Geologi Universitas Jenderal Soedirman) Willson Chani Simanjuntak (H1F008004)

84

0

N 188 E

Ukuran material le asan Aliran sungai Kemiringan Lereng

Gambar 4.25. Kenampakan sungai Tangkui stadia menuju muda dengan tipe genetik sungai Konsekuen (Davis, 1875) 0

N 245 E

Batuan Dasar pada dinding sungai

Gambar 4.26. Kenampakan dinding sungai yang merupakan batuan dasar pada sungai Tangkui


85

4.2 Stratigrafi

Stratigrafi merupakan salah satu cara dalam menjelaskan karakteristik berkaitan dengan pemeriaan fisik sampai ketebalan satuan batuan, urutan berkaitan dengan umur batuan, dan genesa atau proses pembentukan suatu batuan, serta menafsirkan lingkungan pengendapan. Metode ini ditampilkan dalam bentuk kolom stratigrafi yang didalamnya menampilkan seperti yang dijelaskan diatas. Umur geologi pada suatu batuan sangat berkaitan erat dengan lingkungan pengendapannya. Tiap lingkungan pengendapan memiliki identifikasi umur geologi yang berbeda-beda. Hal ini berarti bahwa identifikasi atau analisa pada lingkungan pengendapan laut (analisa fosil) akan berbeda dengan lingkungan pengendapan darat ( Dating Dating ). ). Pembagian satuan batuan di daerah penelitian didasarkan pada sistem pembagian tatanama tidak resmi, yaitu pengelompokan lapisan batuan secara bersistem menjadi satuan bernama berdasarkan ciri – ciri litologinya. Meliputi jenis dan kombinasi batuan, serta kesamaan ciri atau gejala litologi batuan yang dapat diamati di lapangan. Pembagian satuan batuan juga didasarkan pada dominasi batuan yang tersingkap di daerah penelitian. Berdasarkan ciri – ciri litologi yang dominan, perbedaan antara batuan yang satu s atu dengan batuan lainnya, serta posisi stratigrafi yang diamati di lapangan, maka stratigrafi daerah penelitian dapat dibagi menjadi 5 (lima) satuan batuan dan satu satuan Endapan Aluvial (Lampiran F).


86

U

Satuan Endapan Aluvial Satuan Diorit Satuan Breksi Vulkanik muda Satuan Diorit Kuarsa Satuan Lava Andesit Satuan Breksi Vulkanik Tua

Gambar 4.27. Peta geologi daerah Gunung Bujang dan sekitarnya

Secara umum semua litoligi yang didapat di daerah penelitian relatif telah teralterasi kuat sampai lemah. Adapun pembagian satuan batuan yang ada berdasarkan periode mineralisasi yang terjadi, maka satuan batuan dapat dibagi menjadi Pre-mineralisasi Pre-mineralisasi mencakup satuan breksi vulkanik tua, lava andesit, diorit, dan breksi vulkanik muda. Pada Post -mineralisasi -mineralisasi yaitu satuan endapan aluvial. Alterasi yang terjadi pada batuan secara umum dapat berupa hasil pelapukan atau pengaruh langsung la ngsung larutan hidrotermal. Dalam proses identifikasi i dentifikasi terhadap kenampakan antara batuan hasil alterasi hidrotermal dan alterasi pelapukan sering terjadi kesulitan untuk membedakannya. Oleh sebab itu, pada beberapa sampel batuan penulis membutuhkan alat analisa berupa Terraspec untuk mengetahuinya. Pada umumnya alat Terraspec ini digunakan hanya untuk mendeteksi mineral alterasi berupa mineral lempung , sedangkan mineral lainnya


87

tidak dapat dideteksi atau null. Pemilihan alat ini dalam penentuan mineralmineral alterasi pada daerah penelitian dikarenakan alat ini bersifat portable bersifat portable atau mudah dibawa, dan efektif dalam melakukan kegiatan analisanya di lapangan.

Gambar 4.28. Kolom urutan pembentukan batuan daerah Gunung Bujang dan sekitarnya


88

Berdasarkan data di lapangan, maka dapat disimpulkan bahwa daerah Gunung

Bujang

dan

sekitarnya

memiliki

lima

satuan

batuan

yang

diidentifikasikan berdasarkan ciri litologinya dan selanjutnya dilakukan analisis petrografi untuk mengetahui komposisi mineral, penamaan batuan, umur berdasarkan

kesebandingan

untuk

mengetahui

waktu

pengendapan,

dan

lingkungan pengendapan. Adapun urutan satuan batuan dari tua ke muda berturut-turut adalah satuan breksi vulkanik tua, lava andesit, satuan diorit kuarsa, satuan breksi vulkanik muda, satuan diorit dan satuan endapan aluvial. Kelima satuan batuantersebut disusun dalam suatu kolom stratigrafi umum selanjutnya disetarakan dengan formasi batuan yang telah diamati oleh peneliti sebelumnya (Gambar 4.28). 4.2.1 Satuan Breksi Vulkanik Tua 4.2.1.1 Penyebaran dan Ketebalan

Satuan breksi vulkanik tua ini meliputi ±6% dari luas daerah penelitian ditandai dengan warna coklat pada Peta Geologi (Lampiran A). Penyebaran satuan ini berada di hulu sungai Tangkui sampai sungai Batu Lidah yang berada di bagian utara daerah penelitian dalam arah utara-selatan (N(N-S). Satuan ini tersingkap dengan baik terutama di sepanjang dinding tepi sungai hulu Tangkui sampai lantai sungai Batu Lidah (Gambar 4.29). Pada umumnya satuan ini ditentukan berdasarkan

dominasi breksi vulkanik yang didapat, walaupun

sebenarnya satuan ini diselingi juga oleh litologi andesit yang cukup segar sampailapuk sedang. Pembentukan breksi yang terbentuk sebagai hasil rombakan batuan yang telah terbentuk sebelumnya memiliki penyebaran yang cukup luas, namun


89

berbeda halnya dengan keterdapatan satuan breksi pada daerah penelitian penulis. Hal tersebut dikarenakan, kontrol struktur kompleks mengupas satuan ini, sehingga tersingkap secara setempat. Litologi penyusun satuan ini sangat kompak dengan ukuran fragmen batuan yang relatif kecil (kerikil), yang telah mengalami transportasi sungai yang cukup jauh terbukti dari bentukan fragmen penyusun menyudut tanggung hingga membundar tanggung. Keterdapatan fragmen penyusun hingga matriks mat riks yang berasal dari litologi yang lebih tua berupa ber upa kuarsit. Hasil pengamatan di lapangan menunjukkan bahwa ketebalan satuan ini diperkirakan

<

150

meter.Penentuan

ketebalan

satuan

ini

berdasarkan

keberadaannya yang setempat dan kontruksi penampang sayatan geologi (Lampiran A). 0

N 115 E

Gambar 4.29.Singkapan breksi tua di sungai hulu Tangkui

4.2.1.2 Ciri Litologi

Satuan breksi polimik ini tersusun oleh fragmen andesit, kuarsit, tuf berukuran kerakal-kerikil, matriks andesit, tuf, serta semen silika dan sedikit gelas satuan ini diselingi litologi andesit yang teralterasi lemah, memiliki karakteristik yang sama seperti andesit pada satuan lava andesit. Litologi penyusun pada satuan


90

batuan ini sangat s angat unik dengan karakteristi karakterist i fisik yang berbeda baik terhadap te rhadap breksi pada satuan breksi polimik maupun breksi sedimen lainnya yang biasa dijumpai. Hal ini dibuktikan dari keberadaan breksi yang terbentuk secara setempatsetempat dan kenampakannya yang kaya akan silika sebagai semen pengikat matriks dengan fragmen. Hal ini menandakan bahwa pembentukan satuan batuan ini pada saat periode vulkanisme. Secara megaskopis breksi ini berwarna abu-abu keputihan sampai abu-abu gelap, klastik, memiliki fragmen polimik (andesit, tuf, dasit, kuarsa masif), berukuran kerakal hingga kerikil, kemas terbuka, sangat kompak, semen dominan silika, teralterasi, namun tidak terdapat mineralisasi. Satuan batuan ini dilalui struktur geologi daerah penelitian. Hal ini terbukti ditemukannya struktur minor berupa rekahan-rekahan (Gambar 4.30). 1

2

3

4

Gambar 4.30.Singkapan breksi vulkanik di sungai hulu Tangkui (1) dan sungai Batu Lidah (2), Serta fragmen penyusun breksi vulkanik (3 dan 4)


91

Analisis mikroskopis pada satuan breksi ini dilakukan dengan conto sampel matriks batuan yang diambil pada stasiun pengamatan ANT.BLC 1(Gambar 4.31).

Urat kuarsa opak epidot plagioklas

Frag. andesit

klorit

Gambar 4.31.Sayatan tipis matriks breksi vulkanik tua pada sampel ANT.BLC1 di sungai hulu Tangkui

Sayatan tuf litik, tersusun oleh fragmen berukuran 0,5-1,1 mm, mencakup butiran fragmen litik batuan andesit, fragmen kristal plagioklas dan kuarsa, sebagian sudah terubahkan menjadi mineral lempung, epidot, klorit, dan mineral opak.Fragmen batuan (30%), terdiri dari andesit, menyudut - menyudut tanggung, berukuran 0,5 - 1,1 mm.Fragmen batuan sebagian sudah terubahkan menjadi klorit, epidot, mineral lempung, dan mineral opak. Fragmen kristalterdiri dari plagioklas(10%) dan kuarsa (20%), hadir berukuran 0,1-0,25 mm, anhedralsubhedral, sebagian sudah terubah menjadi mineral lempung, klorit.Masagelas (10%), berupa pecahan gelas sebagian sudah terubah menjadi mineral lempung, serisit dan klorit. Mineral sekunder yang hadir, yaitu Epidot (12%), berbentuk granular, berwarna hijau, hadir merubah me rubah masadasar serta fragmen litik batuan. Klorit(13%), hadir menggantikan fragmen dan masadasar, berwarna hijau kecoklatan, serta TUGAS AKHIR (Teknik Geologi Universitas Jenderal Soedirman) Willson Chani Simanjuntak (H1F008004)

92

Mineral opak (5%), tersebar pada fragmen litik batuan dan masadasar. Menurut klasifikasi Schmid, 1981 dinamakan Tuf Litik. 4.2.1.3 Umur

Satuan breksi vulkanik ini memiliki umur yang paling tua dibandingkan dengan semua satuan batuan pada daerah penelitian. Satuan ini termasuk kedalam kelompok batuan Pre batuan Pre – mineralisasi. Umur relatif dari satuan batuan ini mengacu pada data regional (peta geologi regional dan data – data sekunder) yang termasuk kedalam Formasi Hulusimpang (Tomh) (Suwarna, 1992), berumur Tersier (Oligosen – Miosen Awal). Sama halnya dengan karakteristik pada satuan breksi lainnya yaitu walaupun satuan ini dikategorikan sebagai batuan sedimen, namun karena sebagai produk gunungapi darat (vulkanik) sehingga tidak dapat dilakukan analisa biostratigrafi (analisa fosil). 4.2.1.4 Lingkungan Pengendapan Pengendapan

Menurut data regional melalui peta regional lembar bangko menjelaskan bahwa satuan batuan ini juga berada dalam formasi Hulusimpang (Tomh) yang terbentuk sebagai produk gunungapi pada lingkungan pengendapan Darat (Suwarna, 1992). 4.2.1.5 Hubungan Hubungan dengan satuan sebelumnya

Hubungan satuan ini dengan satuan batuan di bawahnya tidak teridentifikan, sedangkan hubungannya dengan satuan batuan yang berada di atasnya sebagai produk gunungapi dengan sistem pengendapan vulkanisme yaitu lava andesit ditumpang selaras dalam formasi Hulusimpang (Tomh).


93

4.2.2 Satuan Lava Andesit 4.2.2.1 Penyebaran dan Ketebalan

Satuan Lava Andesitmeliputi ±60 % dari luas daerah penelitian ditandai dengan warna merahpada Peta Geologi (Lampiran A). Penyebarannya dimulai dari bagian utara hingga bagian selatan daerah penelitian dengan pola penyebaran berarah utara-selatan (N-S). Singkapan batuan ini tersingkap dalam kondisi lapuk sedang hingga lapuk kuat, dengan dimensi yang sedang hingga sangat besar berupadinding-dinding batuan (Gambar 4.32). 0

N 286 E

Gambar 4.32.Singkapan dinding lava andesit

Satuan batuan ini berada di daerah Gunung Bujang, sungai Medang, sungai Banyak Telun, sungai Kematus, sungai Tangka, sungai Telu Sewu, sungai Jejak Kambing, sungai Batu Kursi, sampai Bukit Sako, dan Bukit Madu. Penyebarannya merata di perbukitan dan sungai tersebut. Terdapat kontak pada satuan ini yang ditemukan di sisi badan sungai Batu Licin. Batas kontak yang ditemukan yaitu dengan diorit kuarsa yang termasuk dalam satuan diorit kuarsa (Gambar 4.33). TUGAS AKHIR (Teknik Geologi Universitas Jenderal Soedirman) Willson Chani Simanjuntak (H1F008004)

94

Karakteristik sungai dengan stadia muda sampai menuju dewasa menjadi dasar bahwa satuan ini tersingkap sepanjang lantai sungai-sungai seperti telah disebutkan di atas. Selain itu satuan batuan ini banyak ditemukan pada tebing atau dinding pada gawir-gawir sesar yang ada seperti pada dinding Gunung Bujang, dinding Bukit Batu Kursi. 0

N 88 E

Lava Andesit

Diorit Kuarsa

Gambar 4.33.Singkapan kontak lava andesit (atas) dengan intrusi dyke diorit kuarsa (bawah)

Dalam menentukan ketebalan satuan batuan ini didapat dari selisih antara ketinggian maksimum dengan ketinggian minimum pada penampang sayatan geologi daerah penelitian. Hal ini dilakukan karena satuan batuan bukan merupakan batuan sedimen dengan karakteristik perlapisan batuan. Satuan ini menumpang di atas satuan batuan di bawahnya.Berdasarkan rekonstruksi penampang geologi, tebal satuan ini mencapai <100 meter. 4.2.2.2 Ciri Litologi

Satuan lava andesit ini tersusun atas andesit porfiritik. Kenampakan dari batuan-batuan penyusun satuan ini relatif sulit untuk mengidentifikasinya. Hal ini dikarenakan kondisi batuan yang telah teralterasi kuat sampai lemah, serta tingkat


95

pelapukan yang intensif, sehingga cukup sulit untuk mendapatkan sampel batuan yang segar/ fresh. fresh. Namun secara megaskopis dapat dibedakan berdasarkan bentukan dan ukuran dari mineral asalnya, khususnya pada mineral plagioklasnya. Pada bagian selatan satuan ini memiliki karakteristik batuan yang relatif dalam kondisi lapuk sedang sampai kuat. Hal ini dipengaruhi oleh proses alterasi hidrotermal dan proses oksidasi yang sangat intensif. Secara megaskopis, andesit, memiliki warna abu-abu kehijauan, koheren, tekstur porfiritik, euhedral

– hipokristalin, ekuigranular, komposisi mineral

plagioklas, piroksen, sedikit kuarsa, teralterasi, teralterasi , dan termineralisasi, serta teroksidasi hematite, geotit, limonit, jarosit. Secara umum batuan ini teralterasi silifikasi kuarsa, dikit, kaolinit, alunit, pyropilit, klorit, epidot (Gambar 4.35) . Pada batuan ini juga banyak dijumpai vuggy quartz (Gambar quartz (Gambar 4.34).

Kenampakan Vuggy quartz

Gambar 4.34.Sampel fresh andesit dengan veinlet kuarsa (kiri) dan vuggy quartz (kanan) quartz (kanan)


96

0

N 341 E

Teralterasi Dickite – Kaolinit Oksidasi Goetite – Jarosite

Gambar 4.35.Singkapan andesit teralterasi kuat

Analisis mikroskopis pada satuan lava andesit ini dilakukan dengan conto sampel batuan yang diambil pada stasiun pengamatan WCL 10.112 (Gambar 4.36).

kuarsa opak klorit

Piroksen

Gambar 4.36.Sayatan tipis Andesit

Plagioklas (45%), putih abu-abu, kembaran karlsbad-albit. Fenokris (20%) berukuran 0,8-2,5 mm, bentuk subhedral-anhedral, An 43 (jenis andesine). Massa dasar (25%) berukuran 0,1-0,5 mm, An 43 (jenis andesin), tersebar merata dalam sayatan. Pada massa dasar memperlihatkan tekstur aliran. Kuarsa (10%), tidak TUGAS AKHIR (Teknik Geologi Universitas Jenderal Soedirman) Willson Chani Simanjuntak (H1F008004)

97

berwarna, anhedral. Piroksen (15%), hijau muda hingga abu-abu pucat, ukuran 0,5-1 mm, besar mineral piroksen telah mengalami ubahan menjadi klorit. Hadir merata dalam batuan. Mineral opak (10%), hitam, ukuran butir 0,05-0,1 mm. Gelas (15%), tidak berwarna. Sebagian besar telah mengalami ubahan menjadi lempung. Hadir juga mineral sekunder yaitu klorit (5%), hijau-hijau kekuningan, ukuran butir 0,05-0,1 mm. Berdasarkan klasifikasi Williams (1982) dapat dinamakan Andesit Piroksen. Pada satuan batuan ini juga terdapat keistimewaan tersendiri yaitu, ditemukannya litologi andesit dengan kandungan magnet sedang hingga lemah. Keberadaan

batuan

ini

hanya

pada

beberapa

stasiun

saja.

Ditafsirkan

pembentukkan batuan ini dipengaruhi oleh adanya intrusi ( mikro intrusion) intrusion) hampir menyerupai urat dengan kandungan magnetik yang cukup kuat (Gambar 4.37). Kehadiran intrusi ini mempengaruhi komposisi kimia batuan yang dilaluinya, yaitu andesit porfiritik sehingga dapat merubah sifat magnetik batuan. 1

2

3

Andesit porfiritik

Andesit magnetis

Gambar 4.37.Kenampakan singkapan (1 dan 2) dansampel kontak andesit porfiritik (3-kiri) dengan andesit magnetis (3-kanan)


98

4.2.2.3 Umur

–

Satuan lava andesit ini termasuk kedalam kelompok batuan Pre

mineralisasi. Umur relatif dari satuan batuan ini mengacu padadata regional (peta geologi regional dan data

– data sekunder) yang termasuk kedalam Formasi

Hulusimpang (Tomh) (Suwarna, 1992), berumur Tersier (Oligosen

– Miosen

Awal). Hal ini dilakukan karena tidak ditemukannya fosil indeks pada batuan beku dengan analisa fosil dan tidak dapatnya dilakukan analisa geodating untuk penentuan umur dari jenis batuan beku ini. 4.2.2.4 Lingkungan Pengendapan

Menurut data regional melalui peta regional lembar bangko menjelaskan bahwa satuan sat uan batuan yang berada dalam formasi Hulusimpang (Tomh) terbentuk sebagai produk gunungapi pada lingkungan pengendapan Darat (Suwarna, 1992) 4.2.2.5 Hubungan Hubungan dengan satuan sebelumnya

Berdasarkan data geologi regional lembar Bangko menunjukan bahwa hubungan satuan ini dengan satuan batuan yang ada di bawahnya yaitu selaras dalam suatu sistem vulkanisme yang sama. 4.2.3 Satuan Intrusi Diorite Kuarsa 4.2.3.1 Penyebaran dan Ketebalan

Satuan breksi yang meliputi ±13% dari luas daerah daer ah penelitian ditandai oleh warna merah muda pucat pada Peta Geologi (Lampiran A). Penyebaran satuan ini berada di utara daerah penelitian terbagi menjadi beberapa bagian intrusi berupa dike, namun dengan karakteristik mineralogi yang sama. Satuan ini umumnya tersingkap di sungai Sako, sungai Batu Kursi, sungai tangkui bagian hulu, dan sungai batu licin. Pada umunya penyebaran batuan ini tidak terlalu luas, dan hadir


99

secara setempat-setempat. Hal ini dipengaruhi kontrol strukur geologi yang intensif.Namun ditafsirkan bahwa luasan satuan ini dapat dikelompokan secara dominanasi litologi yang didapat. Litologi pada satuan ini umunya tersingkap dalam kondisi segar (di dinding tepi dan dasar sungai) berupa air terjun kecil dengan dimensi yang cukup besar. Perhitungan ketebalan satuan batuan ini tidak dilakukan, hal ini dikarenakan keberadaan intrusi berupa dike ini terbentuk secara setempat-setempatdan diselingi oleh litologi lava andesit. Berdasarkan kondisi tersebut, maka penulis kesulitan dalam menentukan ketebalan satuan tersebut dan akhirnya penulis tidak menuliskan keterangan ketebalan satuan ini pada laporan ini. 4.2.3.2 Ciri Litologi

Pada umumnya kondisi batuan yang ditemukan pada satuan batuan ini relatif cukup segar / fresh disepanjang lantai sungai maupun dinding tepi sungai. Satuan batuan ini terbentuk pada periode Pre – mineralisasi, dibuktikan dengan ditemukannya mineral bijih yang hadir secara setempat-setempat. Secara umum ciri megaskopis litologi yang diamati di lapangan terdiri dari

diorite

kuarsa

yaitu,

warna

abu-abu

keputihan,

koheren,

tekstur

porfiritik,subhedral-anhedral, holokristalin, ekuigranular, komposisi mineral feldspar, kuarsa, biotit, piroksen. Batuan ini relatif teralterasi klorit (Gambar 4.38), da termineralisasi pirit secara setempat ( spotted spotted ). ).


100

0

N 255 E

Teralterasi klorit Teroksidasi goetit - jarosit

Gambar 4.38.Singkapan diorite pada lantai dasar sungai (kiri) dan sampel diorite teralterasi (kanan)

Analisis mikroskopis pada satuan diorit ini dilakukan dengan conto sampel batuan yang diambil pada stasiun pengamatan pengamatan WCL 7.84 dan WCL 8.92.

bi ih klorit

Pla Pl a io iokl klas as

Gambar 4.39.Sayatan tipis Diorit (WCL 7.84)


101

Tersusun atas,Feldspar (50%), berupa K-Feldspar dan Plagioklas ; KFeldspar (5%), warna putih berkabut, berukuran 0,9 – 5,5mm, 5,5mm, bentuk subhedralanhedral. Hampir sebagian besar mineral telah mengalami al terasi/ubahan menjadi mineral serisit dan lempung. Plagioklas (50%), warna putih abu-abu, ukuran butir 0,5-2mm, memperlihatkan kembaran albit, klasbad albit (An25/oligoklas). Kuarsa (15%), tidak berwarna, berukuran 0,5 – 3,5mm, 3,5mm, bentuk anhedral. Piroksen(10%), kekuningan-hijau pucat, bentuk subhedral- anhedral, ukuran 0,05-0,3mm. Sebagian besar mineral telah mengalami ubahan menjadi klorit. Biotit (10%), coklat-hitam. Mineral bijih (5%), hitam, kedap cahaya, anhedral, berukuran 0,5 – 0,6 mm, hadir setempat

– setempat dalam sayatan. Hadir juga Mineral

Sekunderklorit (5%), hijau - hijau kekuningan, ukuran butir 0,05-0,1 mm. Berdasarkan klasifikasi William (1982) ( 1982) dapat dinamakan Diorit Kuarsa. Analisis mikroskopis pada satuan diorit ini dilakukan dengan conto sampel batuan yang diambil pada stasiun pengamatan pengamatan WCL 8.92.

opak Klorit

Piroksen

Plagioklas Klorit

Gambar 4.40.Sayatan tipis Diorit Kuarsa (WCL 8.92)


102

Terdiri dariFeldspar (50%), berupa K-Feldspar dan Plagioklas ; K Feldspar (5%), warna putih berkabut, berukuran 0,9 – 4,5mm, 4,5mm, bentuk subhedral-anhedral. Hampir sebagian besar mineral telah mengalami alterasi/ubahan menjadi mineral serisit dan lempung. Plagioklas (40%), warna putih abu-abu, ukuran butir 0,52mm, memperlihatkan kembaran albit, klasbad albit (An25/oligoklas). Kuarsa (15%), tidak berwarna, berukuran 0,5 – 3,5mm,bentuk 3,5mm,bentuk anhedral. Piroksen (20%), kekuningan-hijau pucat, bentuk subhedral- anhedral, ukuran 0,05-0,3mm. Sebagian besar mineral telah mengalami ubahan menjadi klorit. Biotit (5%), coklat, belahan satu arah. Mineral bijih (5%), hitam, kedap cahaya, anhedral, berukuran 0,5 – 0,6 mm, hadir setempat – setempat dalam sayatan. Terdapat mineral sekunder, klorit (5%), hijau - hijau kekuningan, ukuran butir 0,05-0,1 mm. Berdasarkan klasifikasi William (1982) dapat dinamakan Diorit Kuarsa. 4.2.3.3 Umur

Satuan intrusi diorite kuarsa ini memiliki umur yang lebih muda dibandingkan dengansatuan lava andesit, karena berdasarkan prinsip potongmemotong (cross ( cross cutting relationship) relationship) yaitu batuan yang memotong lebih muda daripada batuan yang dipotong. Umur relatif dari satuan batuan ini mengacu padadata regional (peta geologi regional dan data – data sekunder) yang termasuk kedalam Formasi Diorite Terkloritkan (Tmdi) (Suwarna, 1992), berumur Miosen Tengah 4.2.3.4 Lingkungan Pengendapan Pengendapan

Menurut data regional melalui peta regional lembar bangko juga menjelaskan bahwa satuan batuan yang berada dalam formasi Hulusimpangini


103

juga terbentuk sebagai produk gunungapi pada lingkungan pengendapan Darat (Suwarna, 1992). 4.2.3.5 Hubungan Hubungan dengan satuan sebelumnya

Hubungan satuan ini dengan satuan di bawahnya yaitu satuan lava andesit adalah tidak selaras. Penentuan ini berdasarkan kesebandingan data regional peta Lembar Bangko yang menunjukan adanya interval waktu geologi yang cukup jauh terhadap satuan batuan yang ada di bawahnya. 4.2.4 Satuan Breksi Vulkanik Muda 4.2.4.1 Penyebaran dan Ketebalan

Satuan breksi vulkanik yang meliputi ±9% dari luas daerah penelitian ditandai dengan warna coklat kekuningan pada Peta Geologi (Lampiran A). Penyebaran satuan ini berada di gunung bujang sampai bukit JR1 dan JR2 yang berada di bagian selatan daerah penelitian. penelitian. Satuan ini tersingkap dengan baik terutama di sepanjang dinding Gunung bujang ( wallrock ) (Gambar 4.41) sampai bukit JR 2. Satuan ini berada pada Pre pada Pre-mineralisasi -mineralisasi sampai Syn-mineralisasi. Syn-mineralisasi. Pada umumnya satuan ini ditentukan berdasarkan

dominasi breksi polimik yang yang

didapat telah teralterasi baik fragmen maupun matriksnya, walaupun sebenarnya satuan ini diselingi juga oleh litologi lava andesit yang telah tersilisifikasi. Pembentukan satuan batuan ini berada dalam bagian maar atau kaldera suatu tubuh gunungapi. Aktivitas vulkanik yang menyebabkan meletusnya gunungapi dan menyisakan menyisakan zona hancuran membentuk breksi monomik ( Diaterm Breccia). Breccia). Seiring dengan aktivitas magmatisme yang tersebar melalui struktur geologi dan melintasi satuan ini, maka satuan breksi ini mengalami alterasi kuat sampai


104

sedang dan termineralisasi. Hasil pengamatan di lapangan menunjukkan bahwa ketebalan satuan ini diperkirakan < 100 meter. 0

N 195 E

Teralterasi kaolinit, dickit Teroksidasi Hematit, Goetit, jarosit.

Gambar 4.41.Singkapan breksi vulkanik pada dinding Gunung Bujang


Satuan breksi vulkanik ini tersusun oleh dominasi fragmen (class ( class supported ), ), yaitu yaitu andesit berukuran boulder sampai kerakal, matriks dominan andesit, dan semen silika. Breksi ini diselingi litologi asal yaitu andesit yang teralterasi kuat. Pada umumnya litologi penyusun satuan ini teralterasi dengan mineral ubahan alunit, dikit, kaolinit, piropilit, serta silisifikasi kuarsa. Satuan ini teroksidasi hematit, goetit, limonit, dan jarosit. Karakteristik batuan yang berkemas terbuka menjadi ruang hadirnya mineral sulfide pirit baik dalam urat maupun tersebar (disseminated (disseminated ). ). Pada umumnya penulis tidak melakukan analisa sayatan tipis (petrografis) pada litologi satuan ini. Hal ni dikarenakan sifat batuan yang teralterasi kuat TUGAS AKHIR (Teknik Geologi Universitas Jenderal Soedirman) Willson Chani Simanjuntak (H1F008004)

105

sehingga tidak dapat ditentukan mineral asalnya sebelum terubah (teralterasi) dan juga pengaruh kehadiran silika berupa kuarsa yang sangat dominan. Kehadiran kuarsa yang sangat dominan menyebabkan terjadinya pergantian mineral (displacement ) terhadap mineral asalnya, sehingga identifikasi mineral yang terkandung hanya tersusun atas silika berupa kuarsa baik pada matrik maupun fragmennya. Hal ini menjadi dasar penulis tidak melakukan sayatan tipisdan hanya berdasarkan interpretasi megaskopis. 4.2.4.3 Umur

Ditafsirkan satuan Breksi Vulkanik ini termasuk kedalam kelompok batuan Pre-mineralisasi Pre-mineralisasi sampai Syn – mineralisasi. Umur relatif dari satuan batuan ini mengacu

pada

periode

pembentukan alterasi

dan

tektonik

daerah

mineralisasi

penelitian

yaitu

sebagai

berumur

pengontrol

pliosen-pleistosen.

Walaupun satuan ini dikategorikan sebagai batuan rombakan, namun karena sebagai produk gunungapi darat sehingga tidak dapat dilakukan analisa biostratigrafi. 4.2.4.4 Lingkungan Pengendapan Pengendapan

Secara interpretatif satuan batuan ini terbentuk pada periode vulkanisme darat. Hal ini menjadi dasar bahwa lingkungan pengendapan satuan ini berada di Darat. 4.2.4.5 Hubungan Hubungan dengan satuan sebelumnya

Hubungan satuan ini dengan satuan di bawahnya yaitu satuan intrusi diorite kuarsa adalah tidak selaras. Hal ditentukan berdasarkan interval waktu pmbentukan yang relatif jauh. Pembentukan satuan ini pada kala Pliosen pleistosen.


106

4.2.5 Satuan Intrusi Diorit 4.2.5.1 Penyebaran dan Ketebalan

Satuan intrusi dioritini meliputi ±2% dari luas daerah penelitian ditandai dengan warna merah muda ( Pink ) pada Peta Geologi (Lampiran A). Penyebaran satuan ini berada secara setempat di sungai Medang bagian hulu.Munculnya intrusi ini ditafsirkan karena pengaruh struktur geologi yang hadir baik terpetakan sebagai satuan batuan maupun sebagai retas-retas diorit pada satuan diorit kuarsa pada daerah penelitian (LAMPIRAN A).Keberadaan batuan ini didapatkan dari data sekunder PT. Antam Unit Geomin, Projek Jambi, Prospek Bujang, dan luasan satuan batuan yang sangat kecil, setempat sehingga membuat penulis belum dapat memperkirakan ketebalan dari satuan batuan ini. 4.2.5.2 Ciri Litologi

Pada umumnya kondisi batuan yang ditemukan pada satuan batuan ini relatif cukup segar hingga lapuk sedang. Tersingkap hanya pada beberapa stasiun pengamatan saja, yaitu bagian hulu sungai Medang.. Satuan batuan ini ditafsirkan dit afsirkan sebagai intrusi terakhir pada daerah penelitian, dan keberadaannya mempengaruhi proses alterasi dan mineralisasi yang tersebar. Hal ini dibuktikan dengan tidak ditemukannya mineral ubahan terhadap komposisi mineral awal batuan dalam satuan batuan ini, namun mempengaruhi komposisi mineral litologi lainnya. Secara umum ciri megaskopis litologi yang diamati di lapangan terdiri dari diorite ini yaitu, warna abu-abu keputihan, koheren, tekstur porfiritik, subhedral-anhedral, holokristalin, ekuigranular, komposisi mineral feldspar, plagioklas, kuarsa, biotit.


107

opak

Feldspar Plagioklas

kuarsa

Gambar 4.42 Sayatan tipis diorit pada conto sampel ANT.BLC.2 (data sekunder menurut PT.Antam Unit Geomin)

Sayatan diorit, bertekstur porfiroafanitik tersusun oleh plagioklas, kuarsa dan feldspar dengan ukuran 0,1-1 mm. Masadasar kasar yang tersusun oleh kuarsa.Kuarsa(45%), hadir sebagai fenokris (10%) dengan ukuran (0,1-0.5mm), berbentuk

euhedral,

sebagai

masadasar

(30%)

tersebar

merata.Plagioklas(30%),banyak hadir sebagai fenokrisdengan ukuran 0.5

– 1,5

mm, berbentuk subhedral, dengan An 45. Feldspar (15%), hadir sebagai fenokris berukuran (0,2-1mm) berbentuk euhedral.Opak(10%), hadir sebagai fenokris dengan ukuran 0,1 – 1 mm, berbentuk andehdral – subhedral. Menurut klasifikasi Williams (1982), maka dapat dinamakan Diorit. Ditafsirkan bahwa satuan batuan ini hadir sebagai intrusi kedua setelah intrusi pertama, yaitu intrusi diorite kuarsa. Dan kehadiran intrusi ini berfungsi sebagai intrusi pembawa mineralisasi dalam sistem Porfiri, hal ini dibuktikan dengan tidak ditemukannya efek ubahan (alterasi) terhadap mineral-mineral penyusun litologi l itologi dalam satuan ini (Gambar 4.43). Akan tetapi kehadiran intrusi


108

ini menyebabkan menyebabkan terjadinya ubahan (alterasi) terhadap mineral-mineral penyusun litologi dalam satuan intrusi diorite kuarsa. 1

2

3

Gambar 4.43. Kenampakan singkapan diorite (1), sampel diorite (2), dan perbesaran terhadap diorite dengan Luv perbesaran 20x (3) (data doc. Antam).

4.2.5.3 Umur dan Lingkungan Pengendapan

Satuan batuan ini ditafsirkan terbentuk setelah terjadinya struktur geologi periode kedua yang ada pada daerah penelitian berumur Pliosen - Pleistosen . Hal ini dikarenakan hadirnya satuan ini dikontrol oleh struktur geologi daerah penelitian. Satuan ini terbentuk pada lingkungan darat, hal ini dibuktikan dari korelasi terhadap satuan batuan yang lebih tua daripada satuan ini pada lingkungan darat. 4.2.5.4 Hubungan dengan satuan sebelumnya

Hubungan pembentukan satuan ini dengan satuan batuan yang berada dibawahnya yaitu tidak selaras. Penentuan ini berdasarkan keterkaitannya dengan struktur geologi pengontrol terhadap intrusi ini yang berumur Pliosen

–

Pleistosen. Hal ini membuktikan bahwa adanya interval waktu pembentukan yang cukup jauh dengan pembentukan satuan sebelumnya.


109

4.2.6 Satuan Endapan Aluvial 4.2.6.1 Penyebaran dan Ketebalan

Satuan endapan aluvial yang meliputi ±10% dari luas daerah penelitian ditandai dengan warna abu-abu pada Peta Geologi (Lampiran A). Penyebaran Penyebaran satuan ini berada di sepanjang sungai besar dan sebagian sungai kecil yang berada dari bagian selatan sampai bagian utara daerah penelitian dalam arah NN -S. Satuan ini terendapkan dengan baik terutama di sepanjang S. Tangkui dan S. Batu Licin (Gambar 4.44). Hasil pengamatan di lapangan menunjukkan bahwa ketebalan satuan ini diperkirakan <5 meter. 0

N 158 E

Menyudut tanggung

0

N 32 E

Membundar tanggung

Gambar 4.44. Endapan aluvial sepangjang s. Batu Licin (kiri) dan s. Tangkui (kanan)


Satuan Endapan aluvial tersusun oleh material lepasan hasil pelapukan batuan. Material lepas tersebut berukuran bongkah (0,5-(>)2m) sampai brangkal. Material lepasan maupun hancuran yang terendapkan berbentuk menyudut tanggung hingga membundartanggung. Hal ini menandakan bahwa proses


110

transportasi material lepasan melalui sungai tersebut telah berjalan cukup jauh terdiri dari fragmen-fragmen yang didominasi oleh batuan andesit. 4.2.6.3 Umur

Satuan Endapan Aluvial ini memiliki umur paling muda dibandingkan semua satuan batuan pada daerah penelitian. Satuan ini termasuk kedalam kelompok batuan Post batuan Post – – mineralisasi. Satuan

Endapan

Aluvial

ini

berumur

Holosen

karena

proses

pengendapannya masih terus berlangsung hingga sekarang. 4.2.6.4 Lingkungan Pengendapan Pengendapan

Satuan Endapan aluvial ini diendapkan di lingkungan darat berupa sungai, tepatnya pada sungai Tangkui dan Batu Licin memanjang dari utara sampai selatan. 4.2.6.5 Hubungan Hubungan dengan satuan sebelumnya

Tidak diperolehnya data umur berkaitan dengan hubungan stratigrafi satuan ini dengan yang lainnya, karena satuan endapan fluvial tidak memiliki kesebandingan stratigrafi dengan satuan-satuan resmi yang telah dibuat oleh peneliti sebelumnya.


111

BAB V STUDI KHUSUS

5.1. Struktur Geologi

Pola struktur geologi yang berkembang di daerah Gunung Bujang dan sekitarnya termasuk ke dalam Pola Sumatera (NW-SE). Hal ini dapat dibuktikan berdasarkan pola kelurusan baik kelurusan sungai maupun bukit/lereng (Gambar 5.1) yang didapat, kemudian dianalisa untuk memperoleh diagram mawar yang mencerminkan struktur geologi regional daerah penelitian.

Sesar Semangko Derah Penelitiian

Gambar 5.1. Citra Landsat Daerah Gunung Bujang dan sesar semangko

Menurut De Coster, 1974 (dalam Salim, 1995),diperkirakan telah terjadi 3 episode orogenesa yang membentuk kerangka struktur dae rah Cekungan Sumatera


112

Selatan yaitu orogenesa Mesozoik Tengah, tektonik Kapur Akhir – Tersier Awal dan Orogenesa Plio – Plistosen. Berdasarkan analisa yang dilakukan menunjukkan bahwa daerah penelitian secara umum termasuk dalam episode yang ketiga, berupa fase kompresi pada Plio-Plistosen, periode tektonik terjadi membentuk pengangkatan Pegunungan Bukit Barisan yang menghasilkan sesar mendatar Semangko yang berkembang sepanjang Pegunungan Bukit Barisan. Pergerakan horisontal yang terjadi mulai Plistosen Awal sampai sekarang mempengaruhi kondisi Cekungan Sumatera Selatan dan Tengah sehingga sesar-sesar yang baru terbentuk di daerah ini mempunyai perkembangan hampir sejajar dengan sesar Semangko. Akibat pergerakan horisontal ini, orogenesa yang terjadi pada PlioPlistosen menghasilkan lipatan yang berarah barat laut-tenggara (NW-SE) tetapi sesar yang terbentuk berarah timur laut-barat daya (NE-SW) dan barat lauttenggara (NW-SE). Jenis sesar yang terdapat pada cekungan ini adalah sesar naik, sesar mendatar dan sesar normal. Kenampakan struktur yang dominan adalah struktur yang berarah baratlaut

– tenggara (NW-SE) sebagai hasil orogenesa Plio-Plistosen. Dengan demikian pola struktur yang terjadi dapat dibedakan atas pola tua yang berarah utara-selatan utara- selatan (N-S) dan barat laut-tenggara (NW-SE) serta pola muda yang berarah baratlauttenggara (NE-SW) yang sejajar dengan Pulau Sumatera . Hal ini dibuktikan dengan pola kelurusan bukit dan lembah, serta sungai pada citra SRTM (Gambar 5.2) yang menunjukkan bahwa pola kelurusan yang dominan adalah baratlaut-tenggara (NW-SE) yang dapat dikategorikan sebagai pola struktur berupa pola Sumatera yang telah terbentuk pada Jurassic Awal-


113

Kapur, namun juga terdapat pola kelurusan baratdaya-timurlaut berupa pola struktur jambi menurut Suta dan Xiaoguang (2005; dalam Satya, 2010).

Gambar 5.2. Analisa Kelurusan SRTM (a) dengan hasil analisa berupa diagram mawar (b) Tabel 5.1. Data orientasi arah pola kelurusan citra SRTM

Data arah orientasi pola kelurusan SRTM No.

Azimuth (N..'E)

No.

Azimuth (N..'E)

1

48

41

43

2

309

42

302

3

310

43

303

4

288

44

316

5

309

45

286

6

267

46

293

7

249

47

312

8

271

48

307

9

272

49

2

10

270

50

347

11

273

51

339

12

321

52

340

13

323

53

293

14

13

54

64

15

354

55

65


114

16

322

56

87

17

321

57

10

18

314

58

95

19

5

59

45

20

42

60

48

21

43

61

31

22

44

62

41

23

45

63

343

24

43

64

55

25

65

65

75

26

6

66

331

27

7

67

323

28

334

68

330

29

335

69

87

30

323

70

79

31

280

71

72

32

308

72

345

33

306

34

305

35

304

36

336

37

294

38

326

39

283

40

298

Struktur geologi yang berkembang di daerah Gunung Bujang dan sekitarnya relatif sulit diidentifikasi berdasarkan keberadaan kekar-kekar awal dari suatu kelurusan garis struktur dikarenakan kekar-kekar tersebut

telah

bercampur aduk. Hal ini menandakan bahwa aktivitas tektonik pada daerah penelitian sangat san gat kompleks dan intensif. intensif . Pada daerah penelitian terdiri dari sesars esarsesar mendatar sampai obligue berarah NW-SE berarah NW-SE sampai NE-SW . Bukti-bukti awal yang dapat dijadikan sebagai acuan adalah hasil analisis kelurusan dari peta


115

kontur dan citra SRTM untuk menginterpretasikan keberadaan jalur zona lemah yang berkembang di daerah penelitian. Data lapangan yang diperoleh menunjukkan adanya struktur-struktur tersebut antara lain berupa kekar tunggal (Tension) Tension) atau urat kuarsa, data kekar gerus (shear fracture), fracture), breksi sesar (zona hancuran)/kelurusan sungai. Data-data yang diambil dari lapangan tersebut kemudian diolah dengan menggunakan perangkat lunak Dips. Penamaan sesar dilakukan berdasarkan klasifikasi ganda (Rickard, 1973 dalam Harsolumakso, 1997). Penamaan struktur diambil dari nama sungai, desa, atau bukit tempat ditemukannya bukti jalur sesar tersebut. Berdasarkan hasil pengolahan data lapangan dengan pengolah data yang ada, maka daerah Gunung Bujang dan sekitarnya memilki beberapa jenis sesar pengontrol antara lain : 5.1.1. Sesar Menurun Kiri Tangkui dan indikasinya

Sesar menganan turun Tangkui berarah relatif N-S. Sesar Tangkui merupakan sesar yang terbentuk pada orde pertama dan terjadi pada Premineralisasi. Sesar ini memotong batuan Andesit, Diorite, dan Breksi Vulkanik Tua. Sesar ini ditafsirkan sebagai jalur penyebaran alterasi dan bukaan untuk jalur fluida hidrotermal. hidrotermal.


116

0

N 112 E

Gambar 5.3. Kenampakan kekar gerus dan urat-uarat kuarsa

Arah breksi sesar

Gambar 5.4. Kenampakan breksi sesar di lantai sungai Tangkui sebagai manifestasi struktur geologi

Indikasi keberadaan struktur sesar ini di lapangan adalah ditemukannya struktur yang berupa kekar-kekar, baik berupa kekar gerus ( shearfracture), shearfracture), kekar tarik (tension (tension), ), dan urat-urat kuarsa (Gambar 5.3). Sesar ini diinterpretasikan berdasarkan kelurusan Sungai Tangkui yang berarah relatif baratdaya-timurlaut dan juga keterdapatan breksi sesar (Gambar 5.4), serta hancuran bongkah bongkah besar batuan yang yang menandakan zona hancuran. Data dan Analisa

Berdasarkan hasil pengukuran di lapangan, dari data kekar dan urat kuarsa didapatkan arah umum yang ditentukan dengan menggunakan stereonet dan program Dips program Dips (Gambar 5.5).


117

Gambar5.5. Analisis Kinematika Struktur geologi dan orientasi urat daerah penelitian.

Berdasarkan analisis kinematika dari data elemen struktur yang diperoleh dilapangan, didapatkan kedudukan bidang sesar yaitu N 203 0 E/ 360SE, dengan kedudukan netslip yaitu 31 0, N 262 0 E dan pitch sebesar 56 0SW. Berdasarkan klasifikasi Rickard (1972) pada gambar 5.6, diperoleh penamaan sesar yaitu Left Lag Slip Fault (Rickard, (Rickard, 1972). Dasar penentuan jenis sesar berdasarkan : 1.

Pergerakan

: Lefttslip

2.

Besar pitch

3.

Arah netslip (naik atau turun) : turun

4.

Besar dip sesar

o

: 56 o

: 36

Nama Sesar : Left Lag Slip Fault (14)

Gambar5.6.Penamaan sesar berdasarkan Klasifikasi Rickard (1972)

Berdasarkan analisis terhadap data keberadaan urat-urat kuarsa yang ada dapat ditentukan bahwa orientasi urat yang terbentuk mengikuti pola kekar tarik dan searah dengan arah tegasan sesar Tangkui yaitu N 208 o E / 43o NW.


118

Hasil analisis shear fracturemenunjukan fracturemenunjukan bahwa arah tegasan maksimum

(Ω1) yang mempengaruhi Sesar Menurun Kiri Tangkui ini memiliki arah orientasi 720, N 134 0 E, sehingga arah tegasan relatifutara-selatan (N-S). 5.1.2. Sesar Geser Kanan Menurun Batu Licin dan indikasinya

Sesar Geser Kanan Menurun Batu Licin berarah relatif NW-SE. Sesar Batu Licin merupakan sesar utama yang terbentuk pada orde pertama dan terjadi pada Pre-mineralisasi. Pre-mineralisasi. Sesar ini memotong batuan Andesit, Diorite, dan Breksi Vulkanik Tua. Sesar ini ditafsirkan sebagai jalur penyebaran alterasi dan bukaan untuk jalur fluida fluida hidrothermal. 0

N 285 E

0

N 348 E

Gambar 5.7. Kenampakan kekar berpasangan ( shear ( shear fracture.kiri) fracture.kiri) dan urat kuarsa (comb. ( comb.kanan) kanan) pada dinding pinggir sungai Batu Licin

Indikasi keberadaan struktur sesar ini di lapangan adalah ditemukannya struktur yang berupa kekar-kekar, baik berupa kekar gerus ( shear ( shear fracture) fracture) dan juga kekar tarik (tension), tension), serta ditemukan urat-urat kuarsa berbentuk sisir (comb ( comb)) (Gambar 5.7). Selain indikasi diatas juga banyak ditemukan pembelokan sungai yang sangat signifikan dan memperkuat dugaan bahwa ada kontrol struktur yang berperan didalamnya. Sesar ini juga diinterpretasikan berdasarkan kelurusan Sungai Batu Batu Licin yang yang berarah relatif utara-selatan.


119

Data dan Analisa


Gambar 5.8. Analisis Kinematika Struktur geologi dan orientasi urat daerah penelitian.

Berdasarkan analisis kinematika dari data elemen struktur yang diperoleh di lapangan, didapatkan kedudukan bidang sesar yaitu N 350° E/64°NE, dengan kedudukan netslip yaitu 42 0, N 143 0 E dan pitch sebesar 29 0SW. Berdasarkan klasifikasi Rickard (1972) pada gambar 5.9, diperoleh penamaan sesar yaitu Normal Right Slip Fault (Rickard, (Rickard, 1972). Dasar penentuan jenis sesar berdasarkan : 5.

Pergerakan

: Righttslip

6.

Besar pitch

: 29

7.


8.

Besar dip sesar

o

o

: 64

Nama Nama Sesar Sesar : Normal Normal Ri ht Sli Fault Fault 11

Gambar 5.9.Penamaan sesar berdasarkan Klasifikasi Rickard (1972)


120

Berdasarkan analisis terhadap data keberadaan urat-urat kuarsa yang ada dapat ditentukan bahwa orientasi urat yang terbentuk mengikuti kekar tarik dan searah dengan arah tegasan sesar Batu Licin yaitu N 350 o E / 87o NE. Hasil analisis shear fracturemenunjukan fracturemenunjukan bahwa arah

tegasan maksimum (Ω 1) yang

mempengaruhi Sesar Kanan TurunBatu Licin ini memiliki arah orientasi 52 0, N 1780 E, sehingga arah tegasan relatifutara-selatan (N-S). 5.1.3. Sesar Geser Kanan Menurun Gunung Bujang Timur dan indikasinya

Sesar turun menganan Gunung Bujang Timurini berarah relatif timurlaut baratdaya (NW-SE). Sesar Gunung Bujang Timur merupakan sesar yang terbentuk pada orde pertama dan terjadi pada Pre-mineralisasi. Pre-mineralisasi. Sesar ini merupakan sesar dengan arah tegasan yang relatif dapat diteruskan hingga sesar batulicin. Hal ini mengandung arti bahwa sesar Batu Licin dan sesar Gunung Bujang timur terbentuk pada periode yang sama. Sesar ini memotong batuan Andesit. Indikasi keberadaan struktur sesar ini di lapangan adalah ditemukannya struktur yang berupa kekar-kekar, baik berupa kekar gerus ( shearfracture ( shearfracture)) dan juga kekar tarik (tension ( tension), ), jalur breksi sesar, serta ditemukan jalur-jalur silisifikasi yang dikontrol oleh hadirnya suatu rekahan. Ditafsirkan bahwa kehadiran rekahan ini berasal dari sesar tersebut. Kenampakan indikasi sesar di lapangan dapat pula dilihat dengan adanya kelurusan dari dinding Gunung Bujang bagian sebelah timur (Gambar 5.10).


121

0

N 218 E

0

N 319 E

Gambar 5.10.Kenampakan kelurusan dinding Gn. Bujang (kiri) dan breksi sesar yang teralterasi di dinding Gunung Bujang bagian timur (kanan).

Data dan Analisa

Berdasarkan hasil pengukuran di lapangan, dari data kekar dan urat kuarsa didapatkan arah umum yang ditentukan dengan menggunakan stereonet dan program Dips program Dips..

Gambar 5.11. Analisis Kinematika Struktur geologi dan orientasi urat kuarsa daerah penelitian.

Berdasarkan analisis kinematika dari data elemen struktur yang diperoleh di lapangan, didapatkan kedudukan bidang sesar yaitu N 170°E/21°NE, dengan kedudukan netslip yaitu 11 0, N 319 0 E dan pitch sebesar 31 o NW.


122

Berdasarkan klasifikasi Rickard (1972) pada gambar 5.12, diperoleh penamaan sesar yaitu Lag yaitu Lag Right Slip Fault (Rickard, (Rickard, 1972). Dasar penentuan jenis sesar berdasarkan : 1.

Pergerakan

: Rightslip

2.

Besar pitch

: 31

3.


4.

Besar dip sesar

o

o

: 21

Nama Sesar : Lag Right Slip Fault (8)

Gambar5.12.Penamaan sesar berdasarkan Klasifikasi Rickard (1972).

Berdasarkan analisis terhadap data keberadaan urat-urat kuarsa yang ada dapat ditentukan bahwa orientasi urat yang terbentuk mengikuti kekar tarik dan searah dengan arah tegasan sesar Gn. Bujang Timur yaitu N 186 o E / 71o NW. Hasil analisis shear fracturemenunjukan fracturemenunjukan bahwa arah tegasan maksimum

(Ω1) yang mempengaruhi Sesar Turun MengananGn. Bujang Timur ini memiliki arah orientasi 340, N 1220 E, sehingga arah tegasan relatifutara-selatan (N-S). 5.1.4. Sesar Geser Kiri Menurun Batu Kursi dan indikasinya

Sesar Geser Kiri Menurun Batu Kursi berarah relatif NE-SW. Sesar Batu Kursi merupakan sesar yang terbentuk pada orde kedua dari sesar Tangkui dan terjadi pada Pre-mineralisasi. Pre-mineralisasi. Sesar ini memotong batuan Andesit. Sesar ini diinterpretasikan berdasarkan kelurusan Sungai Batu Kursi (Gambar 5.13 kiri).


123

0

N 255 E

Gambar 5.13. Kenampakan kelurusan sungai (kiri) dan breksi sesar (kanan) di sungai Batu Kursi.

Indikasi keberadaan struktur sesar ini di lapangan adalah ditemukannya struktur yang berupa kekar-kekar, baik berupa kekar gerus ( shear ( shear fracture) fracture) dan juga kekar tarik (tension (tension), ), breksi sesar (Gambar 5.13 kanan), serta ditemukan uraturat kuarsa yang melimpah dengan diameter sampai ukuran veinlet. Data dan Analisa

Berdasarkan hasil pengukuran di lapangan, dari data kekar didapatkan arah umum yang ditentukan dengan menggunakan stereonet dan program Dips.


Berdasarkan analisis kinematika dari data elemen struktur yang diperoleh di lapangan, didapatkan kedudukan bidang sesar yaitu N 79°E/34°NE, dengan TUGAS AKHIR (Teknik Geologi Universitas Jenderal Soedirman) Willson Chani Simanjuntak (H1F008004)

124

kedudukan netslip yaitu 11 0, N 102 0 E dan pitch sebesar 250 NW. Berdasarkan klasifikasi Rickard (1972) pada gambar 5.15, diperoleh penamaan sesar yaitu Lag Left Slip Fault (Rickard, Fault (Rickard, 1972). Dasar penentuan jenis sesar berdasarkan : 5.

Pergerakan

: Leftslip

6.

Besar pitch

: 25

7.


8.

Besar dip sesar

o

o

: 34

Nama Sesar : Lag Left Slip Fault (15)

Gambar 5.15.Penamaan sesar berdasarkan Klasifikasi Rickard (1972).

Berdasarkan analisis terhadap data keberadaan urat-urat kuarsa yang ada dapat ditentukan bahwa orientasi urat yang terbentuk mengikuti kekar tarik dan searah dengan arah tegasan sesar Batu Kursi yaitu N 231 o E / 77o NW. Hasil analisis shear fracturemenunjukan fracturemenunjukan bahwa arah tegasan maksimum

(Ω1) yang mempengaruhi Sesar Geser Kiri Menurun Batu Kursi ini memiliki arah orientasi 670, N 357 0 E, sehingga arah tegasan relatiftimurlaut-baratdaya (NESW). 5.1.5. Sesar Geser Kiri Jejak Kambing dan indikasinya

Sesar geser kiri Jejak Kambing berarah relatif NE-SW. Sesar Jejak Kambing merupakan sesar yang terbentuk pada orde kedua yang juga terhadap sesar Tangkui sebagai orde pertama, dan terjadi pada Pre-mineralisasi. Pre-mineralisasi. Sesar ini memotong batuan Andesit. Sesar ini diinterpretasikan berdasarkan kelurusan Sungai Jejak Kambing.


125

Indikasi keberadaan struktur sesar ini di lapangan adalah ditemukannya struktur yang berupa kekar-kekar, baik berupa kekar gerus ( shear ( shear fracture) fracture) dan juga kekar tarik (tension (tension)) (Gambar 5.16), serta ditemukan urat-urat kuarsa. 0

N 198 E

Gambar 5.16.Singkapan dengan kenampakan kekar gerus berpasangan di sungai Jejak Kambing.

Data dan Analisa



Berdasarkan analisis kinematika dari data elemen struktur yang diperoleh di lapangan, didapatkan kedudukan bidang sesar yaitu N 232°E/81°NE, dengan TUGAS AKHIR (Teknik Geologi Universitas Jenderal Soedirman) Willson Chani Simanjuntak (H1F008004)

126

kedudukan netslip yaitu 36 0, N 440 E dan pitch sebesar 7 0SE. Berdasarkan klasifikasi Rickard (1972) pada gambar 5.18, diperoleh penamaan sesar yaitu Left Slip Fault (Rickard, (Rickard, 1972). Dasar penentuan jenis sesar berdasarkan : 9.

Pergerakan

10. Besar pitch

: Leftslip o

:7

11. Arah netslip (naik atau turun) : turun 12. Besar dip sesar

o

: 81

Nama Sesar : Left Slip Fault (18)


Berdasarkan analisis terhadap data keberadaan urat-urat kuarsa yang ada dapat ditentukan bahwa orientasi urat yang terbentuk mengikuti kekar tarik dan searah dengan arah tegasan sesar Jejak J ejak Kambing yaitu N 49o E / 65 oSE. Hasil analisis shear fracturemenunjukan fracturemenunjukan bahwa arah tegasan maksimum

(Ω1) yang mempengaruhi Sesar Geser Kiri Jejak Kambing ini memiliki arah orientasi 30, N 151 0 E, sehingga arah tegasan relatiftimurlaut-baratdaya (NE-SW). 5.1.6. Sesar Geser Kiri Menurun Banyak Telun

Sesar Banyak Telun berarah relatif NW-SE. Sesar Banyak Telun merupakan sesar yang terbentuk pada orde kedua terhadap sesar utama Batu Licin dan terjadi pada Pre-mineralisasi. Pre-mineralisasi. Sesar ini memotong batuan Andesit, Diorite. Sesar ini diinterpretasikan berdasarkan kelurusan Sungai Banyak Telun berarah baratlaut-tenggara. Indikasi keberadaan struktur sesar ini di lapangan adalah ditemukannya struktur yang berupa kekar-kekar, baik berupa kekar gerus ( shear ( shear fracture) fracture) dan juga kekar tarik (tension), tension), serta ditemukan breksi sesar di sungai Banyak Telun TUGAS AKHIR (Teknik Geologi Universitas Jenderal Soedirman) Willson Chani Simanjuntak (H1F008004)

127

(Gambar 5.19). Berkaitan dengan nama sungai yang ada yaitu sungai Banyak Telun, menandakan bahwa di daerah ini juga banyak ditemukan air terjun (telun) dengan elevasi yang signifikan (terjal sampai sangat terjal) pada gambar 5.20. 0

N 28 E

Gambar 5.19.Kenampakan breksi sesar di sungai Banyak telun 0

N 105 E

Gambar 5.20.Kenampakan air terjun di sungai Banyak telun

Data dan Analisa

Berdasarkan hasil pengukuran di lapangan, dari data kekar didapatkan arah umum yang ditentukan dengan menggunakan stereonet dan program Dips. Dips.


128

Gambar 5.21. Analisis Kinematika Struktur geologi dan orientasi tension daerah penelitian.

Berdasarkan analisis kinematika dari data elemen struktur yang diperoleh di lapangan, didapatkan kedudukan bidang sesar yaitu N 276°E/12°NW, dengan kedudukan netslip yaitu 9 0, N 319 0 E dan pitch sebesar 43 0SE. Berdasarkan klasifikasi Rickard (1972) pada gambar 5.22, diperoleh penamaan sesar yaitu Lag Left Slip Fault (Rickard, (Rickard, 1972). Dasar penentuan jenis sesar berdasarkan : 1.

Pergerakan

: leftslip

2.

Besar pitch

: 43

3.

Arah netslip netslip (naik (naik atau turun) : turun

4.

Besar dip sesar

o

: 12

o



Berdasarkan analisis terhadap data keberadaan kekar tarik (tension ( tension)) yang ada dapat ditentukan bahwa orientasi kekar tarik yang terbentuk searah dengan arah tegasan sesar Banyak Telun yaitu N 357 o E / 43o NE.


129


(Ω1) yang mempengaruhi Sesar Turu Mengiri Banyak Telun ini memiliki arah orientasi 760, N 179 0 E, sehingga arah tegasan relatiftimurlaut-baratdaya (NESW). 5.1.7. Sesar Menurun Kiri Medang dan indikasinya

Sesar Menurun Kiri Medang berarah relatif NW-SE. Sesar Medang merupakan sesar yang terbentuk pada orde kedua terhadap sesar utama Batu Licin dan terjadi pada Pre-mineralisasi. Pre-mineralisasi. Sesar ini memotong batuan Andesit. Sesar ini diinterpretasikan berdasarkan kelurusan Sungai Medang yang berarah relatif utara-selatan dan pembelokan sungai pada sungai Batu Licin. Indikasi keberadaan struktur sesar ini di lapangan adalah ditemukannya struktur yang berupa kekar-kekar, baik berupa kekar gerus ( shear ( shear fracture) fracture) dan juga kekar tarik (tension), tension), serta keberadaan air terjun sebagai salah satu indikasi manifestasi struktur geologi di sungai medang (Gambar 5.23). 0

N 116 E

Gambar 5.23.Kenampakan air terjun bertingkat (kiri) dan kekar gerus (kanan) sebagai manifestasi struktur geologi di sungai Medang

Data dan Analisa

Berdasarkan hasil pengukuran di lapangan, dari data kekar didapatkan arah umum yang ditentukan dengan menggunakan stereonet dan program Dips. Dips. TUGAS AKHIR (Teknik Geologi Universitas Jenderal Soedirman) Willson Chani Simanjuntak (H1F008004)

130

Gambar 5.24. Analisis Kinematika Struktur geologi dan orientasi tension pada daerah penelitian.

Berdasarkan analisis kinematika dari data elemen struktur yang diperoleh dilapangan, didapatkan kedudukan bidang sesar yaitu N 274°E/25°NW, dengan kedudukan netslip yaitu 19 0, N 321 0 E dan pitch sebesar 480SE. Berdasarkan klasifikasi Rickard (1972) pada gambar 5.25, diperoleh penamaan sesar yaitu Left Lag Slip Fault (Rickard, (Rickard, 1972). Dasar penentuan jenis sesar berdasarkan : 5.

Pergerakan

: leftslip

6.

Besar pitch

: 48

7.


8.

Besar dip sesar

o

o

: 25



Berdasarkan analisis terhadap data keberadaan kekar tarik (tension ( tension)) yang ada dapat ditentukan bahwa orientasi kekar tarik yang terbentuk searah dengan arah tegasan sesar Banyak Telun yaitu N 242 o E / 55o NW.


131


(Ω1) yang mempengaruhi Sesar Turun Mengiri Medang ini memiliki arah orientasi 730, N 236 0 E, sehingga arah tegasan relatiftimurlaut-baratdaya (NESW). 5.1.8. Sesar Turun mengiri Sako dan indikasinya

Sesar turun mengiri Sako berarah relatif NE-SW. Sesar Sako merupakan sesar yang terbentuk pada orde kedua dari sesar Batu Licin dan terjadi pada Premineralisasi.

Sesar

ini

memotong

batuan

Andesit,

Diorite.

Sesar

ini

diinterpretasikan berdasarkan kelurusan Sungai Sako yang berarah relatif timurlaut-baratdaya. Indikasi keberadaan struktur sesar ini di lapangan adalah ditemukannya struktur yang berupa kekar-kekar, baik berupa kekar gerus ( shear ( shear fracture), fracture), kekar tarik (tension (tension), ), air terjun, serta breksi s esar di sungai Sako (Gambar 5.26). 0

N 351 E

Gambar 5.26.Kenampakan air terjun (kiri) dan Breksi Sesar (kanan) (kanan) sebagai manifestasi Struktur Geologi di sungai Medang

Data dan Analisa

Berdasarkan hasil pengukuran di lapangan, dari data kekar didapatkan arah umum yang ditentukan dengan menggunakan stereonet dan program Dips. Dips.


132

Gambar 5.27. Analisis Kinematika Struktur geologi dan orientasi tension daerah penelitian.

Berdasarkan analisis kinematika dari data elemen struktur yang diperoleh dilapangan, didapatkan kedudukan bidang sesar yaitu N 75°E/68°SE, dengan kedudukan netslip yaitu 64 0, N 127 0 E dan pitch sebesar 490SE. Berdasarkan klasifikasi Rickard (1972) pada gambar 5.28, diperoleh penamaan sesar yaitu Left Normal Slip Fault (Rickard, Fault (Rickard, 1972). Dasar penentuan jenis sesar berdasarkan : 1.

Pergerakan

: Leftslip

2.

Besar pitch

: 49

3.


4.

Besar dip sesar

o

o

: 68

Nama Sesar : Left Normal Slip Fault (17)


Berdasarkan analisis terhadap data keberadaan kekar tarik (tension ( tension)) yang ada dapat ditentukan bahwa orientasi kekar tarik yang terbentuk searah dengan arah tegasan sesar Banyak Telun yaitu N 245 o E / 51o NW.


133

Hasil analisis shear analisis shear fracture menunjukan bahwa arah tegasan maksimum

(Ω1) yang mempengaruhi Sesar Turun Mengiri Medang ini memiliki arah orientasi 750, N 810 E, sehingga arah tegasan relatif timurlaut-baratdaya (NESW). 5.2. Kedudukan tegasan utama

Kedudukan tegasan utama sangat penting dalam menentukan evolusi struktur geologi pada sebuah wilayah. Dalam klasifikasi Anderson (1951) apabila kedudukan tegasan utama terbesar dan menengah mendatar, sedangkan kedudukan tegasan utama menengah tegak maka akan menghasilkan sesar menganan atau mengiri. Apabila kedudukan tegasan utama terbesar tegak maka akan menghasilkan sesar Normal (Gambar 5.29). Klasifikasi Anderson (1951)

Sesar Naik

Sesar Normal

Sesar Mendatar

Prin Prinsi si Stes Stesss

Gambar 5.29. Klasifikasi sesar menurut Anderson (1951).

Kedudukan umum pada tegasan utama terbesar di daerah Gunung Bujang ditunjukkan dan kemudian diplot pada peta sebagai peta sebaran kedudukan tegasan utama terbesar di daerah Gunung Bujang dan sekitarnya (Terlampir).


134

5.3. Zona bukaan

Struktur geologi utama Daerah Gunung Bujang berupa 2 sesar utama sebagai orde pertama dalam periode tektonik yang sama yaitu,sesar menganan turun berjurus baratlaut-tenggara yaitu Sesar Gunung Bujang Timur (bagian Selatan) sampai sesar Batu Licin dengan orde duanya berupa sesar Banyak Telun, sesar Medang, serta sesar Sako berjurus relatif timurlaut-baratdaya Sesar utama lainnya adalah sesar turun mengiri berjurus timurlaut-baratdaya yaitu sesar Tangkui dengan orde duanya yaitu, sesar Batu Kursi dan sesar Jejak Kambing. Interaksi

delapan sesar ini menghasilkan menghasilkan zona bukaan yang yang merupakan zona

sebaran veinlet yang veinlet yang membawa mineral logam. Zona bukaan primer cenderung dibatasi oleh sesar-sesar geser, veintlet , dan kekar-kekar. Zona bukaan sekunder terutama dibatasi oleh kekar-kekar dan urat. 5.4. Hubungan Struktur Dengan Mekanisme Tektonik

Struktur geologi yang berkembang pada daerah penelitian memiliki pola yang relatif sama dengan pola umum struktur geologi regional sumatera. Dengan data – data data tersebut, dapat ditarik suatu hubungkan antara pola pembentukan struktur daerah penelitian dengan struktur st ruktur regional re gional dari mekanisme tektonik yang bekerja, dimana tegasan yang membentuk struktur geologi daerah penelitian berhubungan langsung dengan gaya – gaya tektonik yang bekerja pada sumatera yang secara umum berarah Utara – Selatan yang dicirikan oleh adanya struktur sesar berpola baratlaut – tenggara. Berdasarkan data-data lapangan dan didukung data regional maka pembentukan pola-pola struktur geologi di daerah pemetaan disebabkan adanya aktivitas penunjaman lempeng yang terjadi di sekitar pulau sumatera.


135

Pembentukan tersebut dimulai dengan pengendapan satuan batuan yang terdapat di daerah pemetaan yang terjadi selama kurun waktu Oligosen Awal. Aktivitas tektonik yang terjadi pada daerah penelitian menghasilkan struktur geologi baik kekar maupun sesar. Sesar-sesar pada daerah penelitian yang mempunyai tegasan berarah relatif utara-selatan hingga timurlaut – baratdaya, yang mengenai satuan Breksi Vulkanik Formasi Hulusimpang (Tomh) dengan endapan-endapan vulkanik dan Formasi Diorit Terkloritkan (Tmdi) yang berumur Oligosen-Miosen Tengah. Maka dapat disimpulkan bahwa penbentukan struktur geologi pada daerah penelitian terbentuk setelah pembentukan semua satuan batuan yang ada, yaitu plio-plestosen menurut De Coster, 1974 (dalam Salim, 1995). 

Periode tektonik pertama pada Miosen Tengah oleh Pulunggono, 1992.

Tabel 5.2. Klasifikasi sesar Orde Pertama



Nama

Jenis Sesar

Bidang Sesar

Pitch

Netslip

Sesar Sako

Sesar Turun mengiri

N 75°E/68°SE 75°E/6 8°SE

49°SE

64°,N 127°E

Sesar Batu Kursi

Sesar Geser Kiri Menurun

N 79°E/34°SE 79°E /34°SE

25°SE

11°,N 102°E

Periode tektonik pada pembentukan sesar orde pertama (Plio-Pleistosen)

Tabel 5.3. Klasifikasi sesar Orde Pertama Nama

Jenis Sesar

Bidang Sesar

Pitch

Netslip

Sesar Tangkui

Sesar Turun Mengiri

N 203°E/36°NW 203°E /36°NW

56°SW

31°,N 262°E

N 350°E/64°SE

29°SE

42°,N 143°E

N 170°E/21°NW

31°NE

11°,N 319°E

Sesar Batu Licin Sesar Gn. Bujang

Sesar Geser Kanan Menurun Sesar Geser Kanan Menurun


136



Periode tektonik pada pembentukan sesar orde pertama (Plio-Pleistosen)

Tabel 5.4. Klasifikasi sesar Orde Kedua Nama

Jenis Sesar

Bidang Sesar

Pitch

Netslip

Sesar Jejak Kambing

Sesar Geser Kiri

N 232°E/81°SE

7°SE

36°,N 44°E

Sesar Banyak Telun

Sesar Geser Kiri Menurun

N276°E/12°NW N276°E/ 12°NW

43°NW

9°,N 319°E

Sesar Medang Medang

Sesar Turun Mengiri

N 274°E/25°NE

48°NW

19°,N 321°E

Mekanisme pembentukan struktur geologi pada daerah penelitian di dasarkan pada pendekatan teori strain elipsoid menurut Reidel yang merupakan modifikasi dari teori (Harding, 1974) dimana dalam pembentukannya terjadi dalam satu periode pembentukan dengan arah umum tegasan maksimum berarah utara-selatan. 5.5. Pola Struktur Geologi Daerah Penelitian dan Mineralisasi

Berdasarkan pengamatan dan korelasi data pada daerah penelitian terjadi 2 periode tektonik pada daerah penelitian. Hal ini dikaitkan dengan tektonik pengontrol terhadap hadirnya intrusi diorite kuarsa pada daerah penelitian. Pada periode pertama dengan arah tegasan timurlaut-baratdaya (NE-SW) membentuk pola struktur berarah barat-timur (W-E) yaitu, sesar Sako dan sesar Batu Kursi. Pada Periode kedua dengan arah tegasan utara-selatan (N-S) membentuk pola struktur berupa struktur sesar geser kanan menurun Batu Licin dan sesar turun mengiri Tangkui dengan arah tegasan

relatif

utara-selatan merupakan sesar

utama yang mempengaruhi patahan pada daerah penelitian. Dari terbentuknya patahan Batu Licin kemudian terbentuknya patahan Banyak Telun, Medang, serta s erta reaktivasi terhadap sesar Sako. Dari patahan Tangkui kemudian terbentuk patahan


137

Jejak Kambing dan rektivasi terhadap sesar Batu Kursi, sesar tersebut mempengaruhi arah utama pola mineralisasi purba. Reaktivasi terhadap struktur tua dibuktikan dengan ditemukannya lebih dari 2 titik puncak data kekar gerus yang menunjukan adanya arah tegasan lain selain tegasan dominan. Analisa kinematika dan dinamika terhadap periode tektonik pertama sebagai struktur pengontrol pengontrol penyebaran penyebaran mineralisasi daerah penelitian. Pola Pola sesar geser utama pada orde pertama relatif berarah baratlaut-tenggara dan timurlaut baratdaya ditunjukkan oleh sesar turun mengiri tangkui, sesar turun menganan batu licin, dan turun menganan Gn. Bujang timur. timu r. Maka dapat ditentukan bahwa adanya tegasan utama berarah utara-selatan (N-S) sesuai dengan pola tegasan jalur subduksi yang menyerong antara Lempeng Eurasia yang berada di utara dengan Lempeng

India-Australia.

Pola

sesar

geser

berarah

timurlaut-baratdaya

ditunjukkan oleh sesar geser kiri menurun batu kursi, sesar geser kiri jejak kambing. Sesar-sesar tersebut terbentuk pada orde kedua dari orde pertama sesar turun mengiri Tangkui. Ditafsirkan bahwa Sesar mendatar tersebut merupakan sesar sobekan yang dihasilkan dari perbedaan pengakomodasian gaya kompresi dari masing-masing blok yang berbeda. Sedangkan pola lain sebagai orde kedua dari sesar geser kanan Batu Licin dan sesar turun menganan Gn. Bujang Timur ditunjukkan oleh sesar turun mengiri banyak telun, sesar turun mengiri medang, dan sesar turun mengiri sako dengan arah tegasan timurlaut-baratdaya (NE-SW). Secara interpretatif pembentukan struktur geologi dengan arah tegasan utama utara-selatan (N-S) pada daerah penelitian telah peristiwa proses trajectory yang dalam hal ini tegasan utama mengalami pergeseran atau pembelokan.


138

Dampak dari pembelokan tegasan ini membentuk sesar utama yaitu sesar turun menganan Gn. Bujang Timur (LAMPIRAN C). Berdasarkan analisis kinematik dengan pemodelan struktur geologi lainnya dan pola sesar geser geser dengan hubungan penyebaran mineralisasi mineralisasi pada daerah penelitian,maka digunakan pendekatan model dari sistem struktur tersebut disebut sebagai Riedel Shear Model (Riedel, dalam Corbett and Leach, 1997).Pada umumnya, keberadaan mineral ubahan yang terbentuk dikontrol oleh seluruh struktur geologi yang ada di daerah penelitian, hal ini dibuktikan dari penyebaran zona alterasi yang menempati seluruh luasan daerah penelitian mengikuti keberadaan struktur geologi yang ada. Sedangkan mineralisasi yang ada, cenderung hadir pada bukaan (tension ( tension)) berupa urat kuarsa berarah utaraselatan (N-S) sebagai ekstensional (tarikan) ekstensional (tarikan) dari sesar utama orde pertama dengan arah tegasan utara-selatan. Dan Keberadaan urat kuarsa lainnya berarah timurlaut baratdaya (NE-SW) juga terdapat pada sesar orde kedua dengan arah tegasan timurlaut-baratdaya (NE-SW) dari sesar utama Tangkui. Pola mineralisasi daerah penelitian, berdasarkan korelasi mineralisasi dan kecenderungan kekar bawah permukaan. Didapatkan bahwa mineralisasi daerah Gunung Bujang merupakan tegasan purba yang menghasilkan dilatasi kompresi (compression jog) dengan disertai bukaan menerus sebagai tension fracture berarah utara-selatan hingga timurlaut-baratdaya sepanjang sesar-sesar yang ada.


139

BAB VI ALTERASI DAN MINERALISASI

6.1. Alterasi Hidrotermal

Alterasi hidrotermal pada suatu daerah tertentu mempunyai karakteristik tersendiri. Fluida hidrotermal yang mempunyai kondisi fisika - kimia tertentu melewati suatu batuan (wall (wall rock ) yang tertentu pula melewati permeabilitas sekunder maupun primer, menghasilkan atau merubah batuan yang ada menjadi kumpulan/asosiasi mineral ubahan (alteration (alteration). ). Pengendapan mineral tertentu ada yang bersifat pengisian dan juga pengalterasian terhadap batuan yang ada. Alterasi itu menyangkut aspek kimiawi, mineralogi, dan tekstur. Asosiasi mineral alterasi yang khas biasanya tercermin sebagai suatu tipe alterasi. Secara umum alterasi di daerah telitian dibagi ke dalam 4 zona alterasi yaitu zona filik, zona advanced argilik, argilik, zona argilik, dan zona propilitik(Peta Zona Alterasi terlampir). Pembagian zona ini berdasarkan pengamatan megaskopis, mikroskopis petrografi dan melalui análisis Terraspecuntuk Terraspecuntuk mengetahui mineralmineral lempung yang dominan dalam penentuan zona. 6.2.

Pengamatan Petrografi

Pengamatan

petrografi dan mineralogi dilakukan dengan mikroskop

polarisasi dan mikroskop pantul. Mikroskop polarisasi ini digunakan untuk mendeskripsikan baik mineral primer maupun mineral sekunder pada conto batuan dari permukaan. Hasil pengamatan petrografi menunjukkan bahwa sebagian besar mineral primer (plagioklas, kuarsa dan piroksen) telah terubah sehingga sulit diamati.


140

Sebaliknya mineral ubahan mendominasi komposisi batuan sepertikuarsa, alunit, dikit, kaolinit,klorit, epidot, muskovit, serisit. Plagioklas merupakan mineral batuan vulkanik yang masih dapat ditemukan berupa sisa-sisa dengan tekstur dan kembarannya yang masih dapat kita amati. Sebagian besar tubuh plagioklas telah terubah oleh serisite, klorit dan mineral sulfide (pirit) (Gambar 6.2). Piroksen ditemukan dalam jumlah sangat sedikit dan sudah terubah oleh, klorit (Gambar 6.1).

ser qz plg

chlo

px

Gambar 6.1. Sayatan tipis lp WCL 10.112 yang menunjukkan adanya serisite (Ser) ubahan dari K-Felspar dan klorit (chlo) yang hadir menggantikan piroksen.

opak

chlo

pirit

Urat kuarsa

Gambar 6.2.Sayatan tipis lp WCL 7.80 yang menunjukkan adanya K-Feldspar yang terubah klorit (chlo), terdapat kuarsa dan mineral sulfide dalam urat kuarsa berupa pirit


141

Kuarsa dapat ditemukan menggantikkan fenokris (Gambar 6.2), sebagai masadasar maupun dalam veintlet. Veintlet kuarsa sering berasosiasi dengan mineral lainnya seperti pirit, dan sulfida yang lain. Serisit hadir berupa kumpulan lembaran tipis mika putih. Butiran halus serisit hadir berupa penggantian fenokris dari K-felspar maupun mineral mafik. Serisit juga hadir menggantikan masadasar (Gambar 6.1).

Terras spec 6.3. Analisis Terra Analisis Terraspec digunakan untuk mendeteksi jenis mineral lempung yang hadir pada conto batuan di permukaan. Langkah pertama untuk melakukan analisis ini adalah dengan memotong batuan sehingga mempunyai permukaan 2 yang rata dengan diameter minimal 3 cm. Permukaan yang diharapkan dapat memberikan data pengukuran yang lebih akurat. Kemudian semua sampel dikeringkan dibawah sinar matahari, usahakan sampel yang ada benar-benar kering. Perlakuan

yang

dilakukan

yaitu,

alat

pengukurannya

(berupa

sensor infrared infrared ) ditempelkan pada batuan yang telah dipotong rata. Hasil pembacaannya berupa grafik yang direkam direkam dengan komputer (Gambar 6.4).

Gambar 6.3.Hasil analisa Terraspec (summary) pada seluruh sampel batuan pada daerah penelitian menunjukkan mineral ubahan ubahan dominan yaitu, muskovit, epidot, alunit, kaolinit.


142

Gambar 6.4.Grafik yang menunjukkan karakteristik panjang gelombang inframerah terhadap suatu batuan yang mengandung mineral lempung ( clay mineral )

Hasil pembacaan alat ini kemudian dicocokkan dengan database pola gelombang alterasi mineral yang terukur (standar). Dengan mengulang 3 kali pengukuran, maka akan didapatkan jenis mineral lempung yang paling mirip dengan database standar mineral yang ada. Hasil inilah yang merupakan jenis mineral lempung yang terdapat pada conto batuan yang dianalisis. Adapun hasil pengukuran data itu diringkas diringkas ditambahkan data petrografi (Tabel 6.1). Tabel 6.1.Hasil analisa Terraspec pada beberapa sampel perwakilan zona alterasi pada daerah

penelitian


143

6.4. Zonasi Alterasi Daerah Penelitian

Pengamatan megaskopis dan pengamatan mikroskopis yang telah dilakukan maka didapatkan jenis dan penyebaran alterasi hidrotermal di daerah penelitian (Gambar 6.5) berdasarkan klasifikasi Corbet dan Leach (1998) dapat diketahui tiga zona alterasi yaitu : a.

Zona alterasi Kuarsa±Klorit±Epidot (Zona Propilitik)

b.

Zona alterasi Kuarsa± ±Kaolinit (Zona Argilik)

c.

Zona alterasi Kuarsa±Alunit±Dikit (Zona Anvanced Argilik)

d.

Zona alterasi Kuarsa±Serisit (Zona Filik) U

Gambar 6.5. Peta alterasi daerah Gunung Bujang da n sekitarnya

a. Zona Alterasi Propilik

Tipe alterasi ini menyebar di hampir 55 % daerah telitian ditandai dengan warna hijau pada peta alterasi. Menyebar di zona paling luar dari zona alterasi filik, adv. argilik dan argilik. Alterasi ini mengubah lemah sampai kuat batuan yang ada di daerah telitian dan merata pada semua batuan.


144

Secara megaskopis alterasi ini umunya memberi kesan warna abu – abu kehijaun sampai hijau tua (Gambar 6.6), terkadang hadir bersama urat. Mineralmineral penyerta biasanya berasosiasi dengan pirit.

Gambar 6.6. Kenampakan propilitik di lp WCL 11.123. Kesan warna hijau tua menjadi ciri khas alterasi ini secara megaskopis.

Pengamatan lapangan di lp pada batuan dasit dijumpai zona ubahan ini berwarna kehijauan- hijauan tua, mengubah kuat, dan sebagian terdapat disseminated – spotted mineral pirit, dan magnetit. Warna hijau diidentifikasi karena ubahan dari klorit. Pada umumnya bentukan asal mineral asal yang terubah telah mengalami metamorfisme (perubahan bentuk), sehingga identifikasi yang dilakukan cukup sulit. Hasil pegamatan mikroskopis pada lp WCL 11.123 di dapatkan mineral sekunder yang hadir berupa serisit, klorit, mineral

– mineral mineral silika, opak, serta

mineral sulfide (pirit) dala urat kuarsa. Serisit hadir mengubah plagioklas sedangkan klorit mengubah sebagian besar mineral piroksen (Gambar 6.7).


145

opk

ser Urat kuarsa

Chlo

Gambar 6.7. Analisis petrografi pada lp WCL 11.123. sebagian besar piroksen mengalami ubahan menjadi klorit (H9).

Berdasarkan hasil analisa Terraspec, daerah ini di dominasi oleh mineral muskovit - klorit - epidot - kaolinit. pH pada zona alterasi ini 6

– 7

(Corbett&Leach,1998) dengan suhu pembentukan 240° - 270°C (Tabel 6.2). Tabel 6.2. Suhu pembentukan zona propilitik berdasarkan Reyes, 1990.

Mineral

50

100

150

200

250

300

Ubahan Kuarsa Muskovit Klorit Epidot

b. Zona Alterasi Argilik

Tipe alterasi ini menyebar hampir 20 % daerah telitian ditandai dengan warna kuning pucat pada peta alterasi. Menyebar di antara zona alterasi propilitik dan adv. argilik. Alterasi ini mengubah lemah sampai kuat batuan-batuan yang ada di daerah telitian dan merata pada semua batuan. Secara megaskopis alterasi ini umunya memberi kesan warna abu – abu abu TUGAS AKHIR (Teknik Geologi Universitas Jenderal Soedirman) Willson Chani Simanjuntak (H1F008004)

146

putih sampai kehijauan, relatif lunak, terkadang seperti sabun, sering berasosiasi berasosiasi dengan zona – zona zona lemah seperti sesar dan kekar dan terkadang juga hadir bersama urat. Mineral-mineral penyerta biasanya berasosiasi dengan piritdan kuarsa.

Jarosit Kaolinit

Dikit

Gambar 6.8. Singkapan teralterasi kuarsa-kaolinit, kuarsa-dikit, serta teroksidasi jarosite.

Pengamatan lapangan di lp WCL 4.29 pada batuan andesit dijumpai zona ubahan ini berwarna abu-abu, relatif keseluruhan terubahkan, dan sebagian terdapat disseminated – spotted mineral pirit. Warna abu-abu kemungkinan hadirnya kaolinit yang menggantikan plagioklas. (Gambar6.9). Hasil pegamatan mikroskopis pada lp WCL 4.29 ini di dapatkan mineral sekunder yang hadir berupa mineral lempung, klorit dan mineral – mineral mineral silika serta mineral opak. Secara keseluruhan terdapat silisifikasi kuarsa yang dominan. Mineral – – mineral lempung hadir mengubah sedang – kuat kuat plagioklas yang ada, serta mineral sulfide (Gambar 6.9).


147

opak

py chlo

Urat kuarsa

Gambar 6.9. Analisis petrografi pada lp WCL 4.29kandungan pirit dalam urat kuarsa, mineral lempung klorit (A7) mengubah fenokris plagioklas.

Berdasarkan hasil analisa Terraspec daerah ini di dominasi oleh mineral muskovit – kaolinit – klorit - montmorilonit - siderit. Zona ini memiliki pH pembentukan ini 3 – 4 (Corbett&Leach,1998) dengan suhu pembentukan 180° 200°C (Tabel 6.3). Tabel 6.3. Suhu pembentukan zona Argilik berdasarkan Reyes, Reyes, 1990.

Mineral

50

100

150

200

250

300

Ubahan Kuarsa Kaolinit Klorit Montmorilonit Siderite

c. Zona Alterasi Argilik Lanjut

Tipe alterasi ini menyebar hampir 15 % daerah telitian ditandai dengan warna merah muda ( pink ). ). Menyebar di zona lebih dalam dari alterasi argilik dan propilitik. Alterasi ini mengubah sedang sampai kuat batuan – batuan yang ada di TUGAS AKHIR (Teknik Geologi Universitas Jenderal Soedirman) Willson Chani Simanjuntak (H1F008004)

148

daerah telitian pada batuan andesit, dasit, breksi muda. Zona ini pada umumnya dilalui urat-urat silifikasi bertekstur vuggy bertekstur vuggy quartz yang quartz yang dikontrol oleh sesar dan mineral ubahan yang terjadi terdapat pada rongga-rongga breksi muda yang memiliki kemas terbuka. Secara megaskopis alterasi ini umunya memberi kesan warna abu – abu sampai putih kekuningan, kilap sabun, bersifat lunak, biladigores dengan screcer (Pen magnet ) ) terlihat seperti tekstur gula pasir. Mineral-mineral penyerta biasanya berasosiasi dengan piropilit, mineral lempung, klorit, mineral opak dan oksida besi, serta hadirnya sulfide masif . Pengamatan lapangan di lp WCL 1.8 dijumpai zona ubahan ini berwarna abu-abu hingga putih, teralterasi kuat, dan sebagian terdapat disseminated – disseminated – spotted mineral pirit, hadir bersama urat – urat urat kuarsa dan tekstur vuggy quartz (Gambar 6.10(2)). 1

2

3

4

Gambar6.10. Kenampakan zona filik dan struktur rekahan (1), silisifikasi kuarsa dengan tekstur vuggy (2), singkapan yang terubah menjadi alunit (3), serta sulfida masif yang hadir bersama mineral ubahan kaolinit (4) , dikit. Batuan asal andesit teralterasi kuat.


149

Hasil pegamatan mikroskopis pada lokasi pengamatan ini didapatkan mineral sekunder yang hadir hampir 55% berupa silika, hadir juga mineral lempung berupa klorit, mineral bijih berupa pirit hadir secara disseminated , serta hadirnya mineral Fe-oksida yaitu limonite mengisi rongga rekahan dan rongga antar mineral (Gambar 6.11).

Qz

py

chlo

Gambar 6.11. Analisis petrografi pada lp WCL 1.8 menunjukan hadirnya silika 50 % dan tekstur vuggy tekstur vuggy berisi berisi mineral bijih dan opak. Mineral lempung yang yang terbentuk berupa klorit.

Berdasarkan hasil analisa Terraspec daerah ini di dominasi oleh mineral muskovit – paragonit – pirofilit. Zona ini memiliki pH pembentukan ini 2 – 3 (Corbett&Leach,1998) dengan suhu pembentukan 180° - 200°C (Tabel 6.4). Tabel 6.4. Suhu pembentukan zona zona Argilik Lanjut berdasarkan Reyes, 1990

Mineral

50

100

150

200

250

300

Ubahan Dickite Kaolinit Klorit Montmorilonit Diaspor


150

d. Zona Alterasi Filik

Nama lain zona alterasi ini adalah serisitisasi dan kelanjutan alterasi argilik. Zona ini dicirikan oleh kumpulan mineral kuarsa-serisit-pirit dan umumnya terdapat sedikit klorit, illit dan rutil. Piropilit ada pada zona ini sedangkan karbonat dan anhidrit sangat jarang. Pada bagian dalam, zona ini didominasi oleh serisit. Terdapatnya mineral lempung pada zona ini sangat penting. Efek serisitisasi pada feldspar dan umumya biotit menghasilkan rutil yang jumlahnya sedikit. Hadirnya mineral sulfide berupa pirit yang tersebar (disseminated) hingga keterdapatan pirit dalam suatu urat kuarsa menjadi bukti mineralisasi yang berkembang pada zona alterasi ini. Zona filik meliputi Sungai Paku dan sebagian Sungai Napalicin. Di zona ini sering ditemukan pirit baik menyebar ataupun urat-urat baik di Sungai Paku ataupun Sungai Napalicin. Di daerah ini juga ditemukan intrusi diorit kuarsa. Pengamatan lapangan di lp BY 8.8 dijumpai zona ubahan ini berwarna abuabu hingga abu-abu kehijauan, teralterasi kuat, dan sebagian terdapat disseminated mineral disseminated mineral pirit, hadir bersama urat – urat urat kuarsa (Gambar 6.12) 0

N 346 E

Gambar 6.12. Singkapan Batuan Andesit yang telah teralterasi serisit, klorit


151

Hasil pegamatan mikroskopis pada lokasi pengamatan ini didapatkan mineral ubahan berupa serisit yang merupakan ubahan dari hampir sebagian mineral feldspar.Mineral sekunder yang hadir berupa silika (kuarsa), hadir juga mineral lempung berupa serisit, mineral bijih berupa pirit hadir secara disseminated , serta hadirnya mineral opak dalam massa dasar gelas litologi ini (Gambar 6.13).

chlo

opk

Qz plg

Gambar 6.13. Analisa Petrografi pad alp WCL 6.55 menunjukkan kehadiran mineral ubahan dari mineral K-feldspar berupa serisit, juga hadir sebagai mineral sekunder. Terdapat mineral opak.

Dari data Terraspec daerah ini di dominasi oleh mineral klorit palygorskite - muskovit. Zona ini memiliki pH pembentukan ini 4

–

– 5

(Corbett&Leach,1998) dengan suhu pembentukan 220° - 270°C (Tabel 6.5). Tabel 6.5. Suhu pembentukan zona Filik berdasarkan Reyes, 1990

Mineral

50

100

150

200

250

300

Ubahan Muskovit Klorit Kuarsa


152

6.5. Mineralisasi Bijih Daerah Penelitian

Mineralisasi bijih di daerah telitian terlihat dalam urat – – urat kuarsa dan disseminated dan disseminated dan spotted spotted pada pada batuan. Pada pengamatan secara sec ara megaskopis dapat diamati hadirnya mineral sulfida seperti pirit, kalkopirit, magnetit dan mineral kuarsa sebagai mineral gangue mineral gangue.. a. Pirit (FeS2) Mineral bijih ini ditemukan di semua jenis batuan pada daerah penelitian, dijumpai

berwarna

kuning

loyang

dengan

ukuran

yang

relatif

halus,

memperlihatkan kenampakan spotted dan disseminated pada disseminated pada batuan, terkadang juga hadir dalam urat kuarsa. Secara umum berbentuk euhedral – subhedral, tetapi terkadang juga ditemukan berbentuk anhedral. b. Kalkopirit (CuFeS2) Secara megaskopis keberadaan kalkopirit teramati hadir berasosiasi dengan pirit membentuk tekstur pengisian, spotted dan disseminated. Sebagian besar mempunyai bentuk kristal subhedral

– anhedral, ukuran relatif halus.

Kalkopirit sering hadir bersama alterasi argilik yang keberadaannya di sekitar zona silisifikasi. Magnetit (Fe3O4) Magnetit umumnya hadir pada batuan diorit baik sebagai mineral primer maupun mineral sekunder hasil oksidasi, bewarna hitam, massif, dan memiliki sifat kemagnetan jika didekatkan dengan pensil magnet. Berdasarkan data sekunder (PT.Antam Unit Geomin, Projek Jambi, Prospek Gunung Gunung Bujang) dengan hasil analisa mineralgrafi pada daerah Gunung Bujang menunjukan bahwa pada conto sampel GB.R.65.R/0.58/<5/60118/766.FI berupa Massive berupa Massive quartz, Au 0.58, Ag<5, Cu 60, Pb 118, Zn 7.


153

6.6. Pembentukan Alterasi Berdasarkan Corbett & Leach Tabel 6.6.Karakteristik Zona Alterasi pada daerah penelitian

Mineral Penciri Alterasi Muskovit, Kaolinit, Klorit, Epidot, Siderit, Kuarsa

Litologi

Andesit dan Intrusi Diorit Kuarsa

Serisit, Klorit,

Andesit dan Intrusi

Muskovit, Kuarsa

Diorit

Palygorskit, kaolinit, Klorit, Epidot, Kuarsa

Andesit

Paragonit, Alunit,

Andesit dan Intrusi

Dikit, Kaolinit,Diaspor

Diorit

Kesebandingan

Suhu dan pH Pembentukan

(Corbett & Leach,

(Corbett & Leach, 1998 ;

1998)

Reyes, 1990)

Zona Propilitik

Zona Filik

Zona Argilik

Zona Argilik Lanjut

Temperatur 240°C – 270°C, pH 6 - 7 Temperatur 220°C - 220 C, pH 5 - 6 Temperatur 170°C – 200°C, pH 4 - 5 Temperatur 170°C – 200°C, pH 2 - 3

Gambar 6.14. Mekanisme Pembentukan Zona Altersi pada daerah Gunung Bujang


154

Dari Terry & Leach terlihat bahwa perubahan suhu dari panas ke dingin mengalami perubahan pH semakin asam dari satu zona ke zona yang lainnya. Pembentukan zona alterasi diawali oleh propilitik yang memiliki suhu 240°270°C (Reyes, 1990) dengan pH 6-7, dilanjutkan dengan filik bersuhu 220°270°C (Reyes, 1990) dengan pH 5-6, setelah itu suhu menurun terbentuk argilik dengan suhu 170°-220°C (Reyes, 1990) dengan pH 4-5, dan diakhiri oleh argilik lanjut bersuhu sama dengan zona sebelumnya 170°-220°C (Reyes, 1990) dengan pH 2-3. Mekanisme pembentukan zona alterasi berdasarkan suhu dan tingkat keasaman larutan hidrotermal mengalami perubahan seiring jarak penyebaran larutan hidrotermal. Dalam hal ini pengontrol terhadap penyebaran larutan hidrotermal yang berkaitan dengan pembentukan zona alterasi merupakan struktur geologi yang kompleks dan intensif pada daerah penelitian. 6.7. Kesebandingan Data Lapangan Dengan Karakteristik Endapan Epitermal Tabel 6.7.Kesebandingan data lapangan dengan karakteristik endapan epitermal

Komponen Pendekatan

Daerah Penelitian

Kontrol struktur

Lingkungan

regional

Vulkanik

Sulfidasi Tinggi (Acid Sulphate

Sulfidasi rendah

atau Kaolinit-Alunit

(Adularia-Serisit) Kaldera dan lingkungan

Kaldera, kubah silisifikasi

vulkanik yang lain. lain .

Dikontrol oleh sistem sesar regional utama dan rekahan yang Kontrol struktur

Sesar lokal dan

dibentuk pada beberapa generasi

Sesar lokal/regional

lokal

regional

(episode) .

atau rekahan. Crustiform, comb , colloform, quartz, banded, cherty, chalcedonic, chalcedonic, vuggy,

Tekstur

comb, comb, vuggy, vuggy, masif

mineralisasi

kuarsa, stockwork kuarsa, stockwork

urat stockwork urat stockwork dan dan Vuggy dan kuarsa masif


breksi hidrotermal .

155

Batuan volkanik subaerial asam-

Host rock

Andesit

Batuan volkanik subaerial asam –

intermediet,, riolit intermediet

intermediet,, umumnya riodasit intermediet

hingga andesit serta

(juga riolit, trakiandesit, yang

berasosiasi dengan

membentuk kubah dan aliran

intrusi dan batuan

debu) .

sedimen.

Diaspor, pirofilit,, epidot, klorit, siderit, montmorilonit, kaolinit, paragonit,

Serisit, adularia, klorit,

alunit, palygorskit, Pirofilit, alunit, diaspor, kaolinit,

silika, illit, epidot. epidot .

Asosiasi

muskovit, illit,

kristobalit, serisit, silika. silika. Tidak

Alunit dan pirofilit

mineral ubahan

dickit, serisit

ada adularia, sedikit klorit .

supergen.

Advanced argillic Bagian luar

Serisit (filik) hingga

propilitik, filik,

(atas) merupakan zona argilik

argilik menengah.

Ubahan batu

argilik, argilik

menengah + seritisasi maupun

Bagian luar merupakan

samping

lanjut

zona propilitik .

zona propilitik . Bijih : 150 – 3000C,

Temperatur

gangue 140 0C, pada

pengendapan

kasus tertentu terjadi

bijih

100 – 3000C

100 – 3200C (data terbatas)

boiling .

Bardasarkan table 6.7, maka dapat disimpulkan bahwa karakteristik endapan epitermal yang terbentuk pada daerah penelitian cenderung pada zona HS ( High High Sulfidation), Sulfidation), namun juga terdapat indikasi yang mengarah pada zona LS ( Low Low Sulfidation). Sulfidation).


156

BAB VII SEJARAH GEOLOGI

Berdasarkan data geologi primer yang meliputi data lapangan, dan data sekunder yang terdiri dari ciri litologi, umur dan lingkungan pengendapan, serta pola struktur dan mekanisme pembentukannya serta ditambah dengan hasil interpretasi dan penafsiran, pada akhirnya dapat dibuat suatu sintesis geologi daerah penelitian yang menggambarkan sejarah geologi pada suatu kerangka ruang dan waktu. Penentuan sejarah geologi daerah penelitian juga mengacu pada sejarah geologi regional peneliti-peneliti terdahulu. Model sejarah geologi daerah penelitian diperhitungkan sejak kala Oligosen dimana batuan tertua te rtua ditemukan dit emukan di daerah penelitian hingga kondisi saat ini. Pada Oligosen-Miosen Awal, daerah penelitian merupakan lingkungan darat. Pada kala ini diendapkan satuan breksi volkanik sebagai penyusun Formasi Hulusimpang (Tomh)

yang diendapkan dengan mekanisme volkanik. Hal Hal ini

terlihat dari ditemukannya fragmen penyusun berupa andesit sebagai produk aliran lava vulkanik. Pada lokasi tertentu terdapat fragmen hingga matriks tuf sebagai penciri adanya aktifitas volkanik berupa letusan gunung api. Pada satuan ini, gejala volkanisme berlangsung secara intensif. Hal ini ditunjukan oleh kehadiran breksi dengan fragmen dominan batuan andesit, breksi dengan fragmen kuarsa masif. Hal ini mengindikasikan bahwa sumber material klastik yang merupakan jalur magmatik yang diperkirakan berasal dari gunung api pada kala itu. Dan keberadaan luasan satuan ini yang hanya setempat dengan karakteristik penyebaran breksi pada umumnya menjadi alasan bahwa breksi berumur paling


157

tua dibandingkan dengan satuan lainnya dalam sistem vulkanik yang sama. Dalam satuan ini juga terdapat gejala alterasi yang diperkirakan berasal dari intrusi daerah sekitar penelitian yang turut menyuplai fluida hidrotermal. Pada Oligosen-Miosen Awal, diendapkan secara

selaras satuan lava

andesit di atas satuan Breksi Vukanik Tua. Satuan ini juga termasuk dalam Formasi Hulusimpang (Tomh) yang merupakan lava vulkanik. Hal ini menunjukan adanya aktivitas vulkanisme pada daerah penelitian. Satuan Lava Andesit Formasi Hulusimpang (Tomh) ini diendapkan dengan mekanisme aliran. Pada Miosen Tengah, terjadi terobosan intrusi Diorit Kuarsa pada Formasi Diorit Terkloritkan (Tmdi) yang memotong satuan batuan yang ada di atasnya. Intrusi ini ditafsirkan dikontrol oleh fase tektonik tua sebelum fase tektonik yang ditemukan pada daerah penelitian. Fase tektonik tua ini termasuk dalam fase kompresi sumatera selatan yang terbentuk pada Miosen Tengah (Pulonggono, 1992). Sesuai dengan hukum potong-memotong (cross cutting), bahwa batuan yang memotong berumur lebih muda daripada batuan yang dipotong. Hal ini menjadi dasar dan terbukti berdasarkan data regional yang menunjukan bahwa bahwa adanya jarak waktu geologi yang cukup jauh (tidak selaras) antara Formasi Hulusimpang (Tomh) dengan Formasi Diorit Terkloritkan (Tmdi). Secara interpretatif pembentukan Satuan Breksi Vulkanik Muda pada kala Plio-Plistosen, namun tidak dapat ditafsirkan periode pembentukannya pada suatu formasi batuan. Pembentukan satuan batuan ini termasuk dalam sistem tubuh gunungapi bagian maar (kaldera) sebagai hasil erupsi gunungapi, yang kemudian pecahan-pecahan batuan sampingnya membentuk breksi atau diaterm breccias. breccias. Penulis menafsirkan bahwa pembentukan satuan ini tidak jauh sebelum terjadinya


158

periode tektonik pada Plio-Pliosen. Hal ini dibuktikan berdasarkan mineralisasi yang melimpah pada satuan ini dengan kontrol struktur geologi sebagai jalur penyebaran mineralisasi tersebut. Menurut De Coster, 1974 (dalam Salim, 1995), fase kompresi pada PlioPlistosen yang menyebabkan pola pengendapan berubah menjadi regresi dan berperan dalam pembentukan struktur perlipatan dan sesar sehingga membentuk konfigurasi geologi sekarang. Pada periode tektonik ini juga terjadi pengangkatan Pegunungan Bukit Barisan yang menghasilkan sesar mendatar Semangko yang berkembang sepanjang Pegunungan Bukit Barisan. Proses tektonik ini yang menyebabkan pola struktur tua kembali aktif (reaktivasi) sehingga menimbulkan pola-pola struktur tua pada satuan yang lebih muda. Hal ini membuktikan bahwa reaktivasi ini membentuk pola struktur pada daerah penelitian, yang kemudian mengontrol hadirnya intrusi kedua berupa Diorit sebagai intrusi pembawa mineralisasi

dalam

sistem

epitermal.

Hal

ini

dibuktikan

dengan

tidak

ditemukannya gejala alterasi pada satuan intrusi kedua ini. Dan kemunculan intrusi kedua inilah yang ditafsirkan sebagai pengontrol penyebaran zona alterasi pada seluruh satuan batuan daerah penelitian. Pada daerah penelitian terekam tegasan-tegasan yang menunjukkan adanya gejala struktur. Pada dasarnya gaya yang berlangsung pada daerah penelitian berarah N-S (utara-selatan) yang merupakan arah tegasan yang menghasilkan bukaan (ekstension (eks tensional) al) masuknya mineralisasi dalam suatu urat kuarsa. Tetapi data lapangan memiliki variasi tegasan yaitu NE-SW. Hal ini diakibatkan intensitas gaya yang berlangsung sehingga menghasilkan reoriented stress. Pergeseran arah tegasan tersebut


159

menjadi bukti ditemukannya pula keberadaan urat-urat kuarsa pada kekar-kekar ekstension ekstensionalnya. alnya. Pada dasarnya gaya N-S akan menghasilkan sesar – sesar sesar normal yang terekam di selatan daerah penelitian, dimana sesar normal ini merupakan sesar tertua. Ketika gaya terus bekerja terjadi perubahan pergerakan struktur dimana terjadi pergeseran dari sesar tertua tersebut menjadi sesar mendatar seperti yang terekam pada lokasi penelitian. Deformasi yang terjadi pada daerah penelitian berupa sesar mendatar. Kehadiran sesar geser merupakan sesar robekan (tear fault ) yang terbentuk karena adanya perbedaan akomodasi gaya sehingga menyebabkan perbedaan kecepatan. Keberadaan struktur geologi pada daerah penelitian kemudian menjadi pengontrol jalur masuknya air meteorit (air meteorit (air permukaan). Proses erosi yang terjadi kemudian membentuk daerah-daerah endapan dari material-material lepasan membentuk endapan-endapan aluvial pada daerah penelitian. Keberadaan material lepasan penyusun, ukuran, serta bentuk material lepasan menjadi bukti penentuan jenis endapan ini adalah endapan aluvial.


160

BAB VIII KESIMPULAN

1. Daerah telitian dapat dibagi menjadi empat satuan geomorfologi, yaitu: 

Satuan Pegunungan Terjal struktural (S2),



Satuan Pegunungan Terjal Sedang struktural (S2),



Satuan Endapan Aluvial

2. Daerah telitian tersusun oleh beberapa satuan batuan berkaitan dengan periode mineralisasi dari tua ke muda adalah : Pada Pre-mineralisasi Pre-mineralisasi antara lain ; satuan Breksi Vulkanik Tua, satuan Lava Andesit, satuan Intrusi Diorit Kuarsa, Pre Kuarsa, Pre-mineralisasi -mineralisasi atau Syn-mineralisasi Syn-mineralisasi satuan Breksi Vulkanik Muda, pembawa mineralisasi berupa Intrusi Diorite, dan pada Post-mineralisasi yaitu, satuan Endapan Aluvial. 3.

Berdasarkan analisa kelurusan SRTM dan data lapangan pada daerah telitian terdapat struktur geologi kekar dan sesar. Dari kelurusan SRTM arah dominan ialah NW-SE dengan arah tegasan utama yaitu utara-selatan ( N-S).

4. Daerah penelitian memiliki 2 periode tektonik, yaitu Tegasan berarah NE-SW pada Kala Miosen Tengah yang tereaktivasi oleh periode tektonik kedua dengan arah gaya tegasan yaitu N-S (orde pertama) yang merupakan reaktifasi dari tegasan purba pada pola sumatera (N-S). Dan NE-SW sebagai orde kedua dari sesar utama (orde pertama). Periode tektonik tersebut merupakan jalur penyebaran alterasi dan mineralisasi dengan indikasi urat / veintlet kuarsa veintlet kuarsa berarah utara-selatan (N-S).


161

5. Zona alterasi yang terdapat di daerah penelitian dapat dikelompokkan menjadi lima zonasi ubahan, yaitu zona propilitic, zona Argillic, zona Argilik Lanjut , , dan zona Filik. 6. Lingkungan Alterasi dalam sistem epitermal pada daerah penelitian termasuk dalam Lingkungan HS ( High ( High

Sulfidation) Sulfidation)

namun

terdapat

indikasi

Lingkungan LS ( Low ( Low Sulfidation). Sulfidation).


162

DAFTAR PUSTAKA

. Adiwijaya, P. and De Coster, G.L., 1073. Pre-Tertiary Paleotopography and Related Sedimentation in South Sumatra. Sumatra . Proceeding .Indo.Petrol.Assoc. 2 rd Ann. Conv. Conv. 77-110 Asikin, S., 1992. Diktat Diktat Struktur (tektonik) Indonesia.KelompokBidangKeahlian Indonesia.KelompokBidangKeahlian (KBK) GeologiDinamis, JurusanTeknikGeologi ITB. Anderson E.M., 1951, The Dynamics of faulting and Dyke Formation With Application to Britania, Oliver and Boyn, London. Badgley C.P., 1965, Structural and Tectonic Principles, Harper & Row Publisher, New York Barber, A.J., Crow, M.J. & Milsom, J.S. (eds) 2005, Sumatra: Geology, Resources and Tectonic Evolution, Geological Society, Society , London, Memoirs 31, P. 98-119,147-233. 98-119,147-233. Bateman, A.M., 1981, Mineral Deposit 3rd edition. edition. Jhon Wiley and Sons, New York. Corbett, G. J., dan Leach, T. M., 1998. Southwest Pacific Rim Gold-Copper System: Structure, Alteration, and Mineralization. Mineralization. Society of Economic Geologist, USA. Corbett, G. J & Leach, T. M., 1996, Southwest Pasific Rim Gold / Copper System : Structure, Alteration and Mineralization, A workshop presented for the Society of Eksploration Geochemist, Townsville. Darman, H., & Sidi, F.H., 2000, An Outline f The Geology of Indonesia, Ikatan Ahli Geologi Indonesia.


163

Davis, G.H., dan Raynold, S.J., 1996, Structural Geology of Rock and Region, 2 nd edition. Jhon Wiley and Sons, Inc., New York. De coster, G.L., 1974. The Geology of the Central and South Sumatra Basins . Proceeding .Indo.Petrol.Assoc. 3rd Ann. Conv. Conv. 77-110 Guilbert, J.M. dan Park, C.F. Jr., 1986, The Geology of Ore Deposits, W.H.Freeman and Company, New York, hal.55-209. Hamilton, Warren, 1979, Tectonics of the Indonesian Regions, Regions , U.S.Goverment Printing Office: Washington Hedenquiest, J.W., Izawa,E., Arribas,A., White, N..C 1996, Epitermal Gold Deposits: Styles, Characteristic, and Exploration, Resource Geology Special publication Number 1, Society of Resources Geology, Tokyo HeruSigitPurwanto.(2000), PemineralanEmasdanKawalanStrukturPadaKawasanPenjom, Pahang Dan LubokMandi

Terengganu,

Semenanjung

Malaysia.DisertasiDoktor, Malaysia .DisertasiDoktor,

UniversitasKebangsaan Malaysia Hal 39-83, tidakdipublikasikan. Howard, A.D., 1966, Drainage Analysis in Geology, A Summation, AAPGBulletin, AAPGBulletin, Vol. 51, 51, p. 224-295.

Lindgren, W., 1933, “ Mineral Deposit”, Deposit”, McGraw-Hill Book Company, Inc, USA. USA. Lobeck, A.K., 1939, Geomorphology: An Introduction to the study of Landscapes , McGraw-Hill Book Company, Inc., Now York and London, h. 621-642. Moody J.D., Hill M.J., 1956, Wrench fault tectonics, tectonics, Bull. Geological Soc. Am., v.67, p. 1207-1426. Park R.G., 1983, Foundations 1983, Foundations of Structural geology geology,, Chapman & Hall, New York


164

P.T ANTAM Tbk, 2006, Mengetahuikemungkinanadanyamineralisasiemasdan mineral pengikutnya, dengan target peninjauanmendapatkanpotensi yang menarik. Tidak dipublikasikan. Pulunggono, dkk, 1992, Pre-Tertiary and Tertiary fault systems as a framework of the South Sumatra Basin : a study of SAR-maps, Proceedings of the Indonesian Petroleum Association 21st Annual Convention, p. 338-360. Rickard, W.H., 1972, Physical modeling of structural , pp. RH-I -RH-9 In FederalResearch Natural Areas in Oregon and Washington. Simanjuntak. T.O, dkk, 1991. Peta Geologi Lembar Muarobungo, Muarobungo, skala peta 1 : 250. 000. Suta, dan Xiaoguang, 2005 dalam Satya, 2010, “Perke mbangan struktur maupun evolusi Cekungan Sumatera Selatan”. (online, http://ptbudie.wordpress.com/2011/10/12/kerangka-tektonik-dan perkembangan-struktur-cekungan-sumatra-selatan/.html, diakses tanggal 29/01/2013) Suwarna.N,dkk.1992.MemetakangeologikabupatenSarolangun, padaPetaGeologiLembarSarolangun, skalapeta 1 : 250.000. 250.000. Suyatno, dkk, 2002, Buku Panduan Praktikum Petrografi. ITB. Bandung. Tim Konservasi Sarolangun, 2006. INVENTARISASI BAHAN GALIAN PADA BEKAS TAMBANG DAERAH SAROLANGUN,JAMBI. Departemen ESDM PusatSumberDayaGeologi. Bandung. Verstappen, H., 1956. Dasar Fisiografis Dari Transmigrasi di Sumatera Selatan :The Physiographic basic of pioneer settlementin Southern Sumatera, Sumatera ,


165

Kementerian Pertahanan, Djawatan Topografi Angkatan Darat Balai Geografi, Jakarta. White, N.C. & Hedenquest, J.W., 1995, Epithermal Gold Deposits StyleCharacteristics and Exploration, A workshop presented for the Society ofEconomic Geologist no. 23, pp. 1, 9- 13. Williams, H., Turner, F.J and Gilbert, C.M., 1982, Petrography. Petrography. An Introduction to The Study of Rocks in Thin Section, University of California, Berkeley, W.H. Freeman and Company, San Fransisco. Zuidam, R.A. Van., 1985. Aerial Photo-Interpretation Terrain Analysis and Geomorphology Mapping. Smith Publisher The Hague, ITC Zuidam, R.A Van and Zuidam Cancelado., 1979. Terrain Analysis and Classification using Aerial Photographs A Geomorphological Approach ITC , ITC , Text Book. Sumber lain : 

http://smiatmiundip.wordpress.com/2012/05/17/perkembangan-tektonik pulau-sumatra/.html.



http://ptbudie.wordpress.com/2011/10/12/kerangka-tektonik-dan perkembangan-struktur-cekungan-sumatra-selatan/.html.



http://jurnal-geologi.blogspot.com


166

Skripsi TA Kontrol Struktur Terhadap Mineralisasi

Recommend Documents