Published in SEG Newsletter, 1995, No. 23, pp. 1, 9-13

ENDAPAN EPITERMAL EMAS: TIPE, KARAKTERISTIK DAN EKSPLORASI

Noel C. White1 and Jeffrey W. Hedenquist 21BHP Minerals International Exploration, 229 Shepherds Bush Road, London W6 7AN, U.K.

2Mineral Resources Dept., Geological Survey of Japan, 1-1- 3 Higashi, Tsukuba 305, Japan

Endapan bijih epitermal terbentuk pada kedalaman yang dangkal. Kesimpulan ini awalnya berdasarkan rekonstruksi geologi, mineralogi bijih dan tekstur yang terkait (Lindgren, 1933). Hal ini kemudian telah disempurnakan dengan data inklusi fluida yang mengidentifikasi bahwa bijih epitermal terbentuk selama rentang suhu <150oC ke ~ 300oC, dari permukaan sampai kedalaman 1 sampai 2 km. Di sini kita menyoroti karakteristik umum dari dua prinsip tipe mineralisasi epitermal di mana emas adalah logam ekonomi yang dominan. Kami mendasarkan generalisasi kami pada pengamatan beberapa endapan dan prospek di wilayah sirkum Pasifik. Perbedaan antara dua tipe yang sangat penting untuk eksplorasi efektif. Meskipun tipe ini menunjukkan alterasi mineralogi serupa, pembagian zona alterasi berbeda, dan mineralisasi ekonomi berasosiasi dengan perbedaan bagian dari sistem. Zonasi alterasi dapat digunakan sebagai tolak ukur yang sangat prospektif dari sistem, tetapi hanya ketika tipe tersebut telah benar diakui. Selain itu, dua tipe mineralisasi ini memiliki perbedaan pada asosiasi geokimianya.

Gambar 1. Sketsa umum yang menunjukkan hubungan antara tipe fluida sampai zonasi alterasi dalam dua tipe endapan epitermal. (a) pada sistem sulfidasi rendah, fluida pada kedalaman 1-2 km dekat pH netral dan berkurang, dan pada kesetimbangan dengan host rock (batuan induk) pada kedalaman yang lebih besar. Fluida mendidih naik sepanjang zona permeabel, bijih terendapkan dan mineral gangue, dan beberapa dapat terlepas dari dekat mata air panas pH normal. Uap mengembun dipisahkan dengan CO2 dan H2S di zona diagnesa untuk membentuk uap air panas, asam dari oksidasi H2S. (b) Pada sistem sulfidasi tinggi, volatil magmatik naik ke lingkungan epitermal di mana mereka diserap oleh air meteorik, dan HCl dan SO2 membentuk larutan sangat asam yang larut batu itu ke luar dari fluida saluran. Bijih logam dapat diperkenalkan dalam batuan yang tercuci oleh cairan magmatik terakhir (lihat Hedenquist dkk, 1994).

Dua tipe endapan yang terbentuk dari fluida mengandung kimia (Gbr. 1). Pada lingkungan sulfidasi rendah, mineralisasi fluida biasanya tersadap dari pengeboran kedalam sistem geotermal aktif (Henley dan Ellis, 1983). mendekati pH netral dan fluida berkurang membentuk tingkatan sulfidasi rendah mineral sulfida (Barton dan Skinner, 1979). Sebaliknya, sistem sulfidasi tinggi dan relatifnya tingkatan mineral sulfidasi tinggi berhubungan dengan fluida cairan asam dan teroksidasi yang terbentuk di lingkungan magmatik-hidrotermal dekat dengan gunung api muda (Ransome, 1907;. Hedenquist dkk, 1994). Kedua tipe mineralisasi epitermal (White dan Hedenquist, 1990) juga dikenal sebagai tipe adularia-serisit dan asam-sulfat, masing-masing (Heald et al., 1987).

Studi isotop menunjukkan bahwa fluida hidrotermal pada lingkungan sulfidasi rendah didominasi oleh air meteorik, tetapi beberapa sistem mengandung air dan gas-gas reaktif asal magmatik (Hedenquist dan Lowenstern, 1994). Fluida yang naik dari kedalaman yang dalam harus diseimbangkan dengan batuan induknya, sehingga berkurang dan memiliki pH mendekati netral (Giggenbach, 1992); reaksi ini menghasilkan NaCl, CO2 dan H2S menjadi spesies utama pada fluida (Gbr 1). Pendidihan pada kedalaman yang dangkal menghasilkan uap yang kaya akan CO2 dan H2S yang dapat mengembun di dekat permukaan di zona diagnesa, membentuk uap panas asam sulfat air dari oksidasi H2S (pH air 2-3 dengan suhu mendekati 100oC).

Sebaliknya, pada lingkungan sulfidasi tinggi komponen reaktif berasal dari sumber magma teroksidasi naik ke dekat permukaan dengan sedikit in teraksi air-batuan di kedalaman. Uap yang kaya akan HCl dan SO2 dapat diserap oleh air tanah (Rye, 1993), menghasilkan panas (200-300oC), asam sangat tingggi (pH 0-2) dan oksidasi fluida yang bereaksi secara menyeluruh dengan larut dan batuan induk pada kedalaman yang dangkal. Jadi salah satu perbedaan utama antara kedua tipe fluida adalah derajat dimana fluida itu memiliki kesetimbangan dengan host rock (batuan induk) di bawah level endapan bijih.

Untuk menyederhanakan pembahasan singkat kami, kami memeriksa epitermal mineralisasi di mana emas adalah logam ekonomi utama, terutama yang diselenggarakan oleh atau terkait dengan batuan vulkanik yang bersifat kalk-alkali atau bersifat alkali. Kedua tipe tersebar luas (Tabel 1), terutama pada setting tektonik konvergen, dan keduanya memiliki conto ekonomi signifikan yang besar. Sebuah diskusi dapat dibuat untuk sistem epitermal yang kaya akan perak, logam dasar (Pb, Zn) atau bahkan timah.

PENGAMATANKarakteristik yang paling mendasar dari setiap endapan bijih adalah bentuknya, mineralogi, tekstur dan zonasi alterasi. Berdasarkan berbagai pengamatan (Sillitoe, 1977; Buchanan,

1981; Heald dkk, 1987; White dkk, 1995), ketika kita membandingkan endapan sulfidasi rendah dan tinggi kita dapat melihat bahwa ada tumpangtindih pada karakteristiknya, tetapi ada juga banyak fitur khas. Contonya, bentuk karakteristik dari kedua tipe endapan epitermal adalah berbeda (Tabel 2). Kebanyakan endapan sulfidasi rendah mengandung cavity filling vein (urat saling mengisi) dengan batas yang mencolok, atau urat halus stockwork. Urat mungkin penting pada endapan sulfidasi tinggi, tetapi umumnya mengandung bijih disaminated (menyebar) yang mengganti atau menyuci kembali batuan asal. Kedua tipe biasanya dikotrol struktur, meskipun pada endapan sulfidasi tinggi berbentuk dissaminated yang bisa saja menutupinya.

Bijih dan gangueHasil analisis mineral bijih menunjukkan tumpang tindih, tetapi ada beberapa perbedaan yang diungkapkan, berdasarkan kompilasi data mineral lebih dari 130 endapan epitermal (White dkk, 1995; Tabel 3); perbedaan ini terutama dalam mineral sulfida, yang mencerminkan perbedaan kondisi redoks fluida hidrotermal. Salah satu perbedaan adalah kejadian yang biasa yang terjadi pada sfalerit dan arsenopirit pada endapan sulfidasi rendah, sedangkan sfalerit langka dan arsenopirit jarang pada endapan sulfidasi tinggi (White dkk., 1995). Tidak seperti conto sulfidasi rendah, endapan sulfidasi tinggi umumnya mengandung mineral tembaga, terutama pada kondisi sulfidasi tinggi sulfosalt enargit-luzonit. Sulfida tersebut, termasuk relatif kondisi sulfidasi tinggi mineral tennantit-tetrahedrit (Barton dan Skinner, 1979), bertipe jarang atau tidak ada pada endapan sulfidasi rendah. Total kelimpahan mineral-mineral sulfida (didominasi pirit) tidak signifikan, karena dapat menjadi tinggi atau rendah pada tipe keduanya.

Mineral-mineral gangue berasosiasi dengan dua tipe mineralisasi epitermal yang juga menunjukkan tumpang tindih, tetapi ada perbedaan yang jelas (Tabel 4), perbedaan yang mencerminkan reaktivitas (pH) alterasi fluida. Kuarsa umum di kedua tipe. Adularia dan kalsit, keduanya mengidentifikasikan mendekati kondisi pH netral, mineral yang umum pada endapan sulfidasi rendah (yang paling umum setelah kuarsa; Buchanan, 1981), tetapi masih jauh dari endapan sulfidasi tinggi. Mineral-mineral terbentuk dibawah relatif kondisi asam, seperti kaolinit dan alunit (ditambah mineral piropilit, diaspor dan P-, Sr-, Pb-dan REE-bantalan fosfat sulfat), yang umum tapi kecil pada endapan sulfidasi tinggi. Pada endapan sulfidasi rendah kaolinit dan alunit tidak terbentuk sebagai gangue, kecuali sebagai mencetak (overprint) (Vikre, 1985).

TeksturTekstur yang menjadi karakteristik kedua tipe endapan sangat berbeda. Endapan sulfidasi rendah menunjukkan berbagai tekstur, termasuk banded, crustiform kuarsa dan urat kalsedon, druse-lined cavities, dan spektakuler, beberapa episode vena breksi. Yang terakhir ini mencerminkan beberapa episode deposisi mineral dan rekahan hidrolik, diikuti dengan eksplosif tekanan yang mungkin berasosiasi dengan erupsi hidrotermal pada permukaan. Kisi bertekstur kalsit berbilah (Lattice-textured bladed ) umum, terbentuk dari hasil boiling (Simmons dan Christenson, 1994), meskipun mungkin diganti dengan kuarsa sebagai sistem pendinginan. Di daerah yang mengalami erosi kecil, Sinter silika khas disimpan di paleosurface (paleo permukaan) oleh mataair panas pH netral masih dapat hadir (Vikre, 1985; White dkk, 1989). Sinter adalah rhythmically banded, dengan struktur pertumbuhan vertikal, dan dapat berisi fragmen tanaman, mudah dibedakan dari penggantian siliceous pada bedded sediments.

Sebaliknya, tipikal tekstur endapan sulfidasi tinggi menunjukan variasi yang relatif kecil, dengan tekstur karakteristik menjadi tubuh masif vuggy kuarsa tipikal endapan tipe Nansatsu, meskipun secara lokal vein dan breksi bisa menjadi induk pada bijih. Vuggy kuarsa disebabkan oleh pencucian asam pada pH <2 (Stoffregen, 1987), yang meninggalkan ruang terbuka dan terutama dibalik silika; residu ini maka rekristalisasi pada kuarsa, dengan penambahan kuarsa dan endapan pirit dari larutan. Masif sampai vein banded sulfide mengandung pirit dan enargit yang dapat juga memotong tubuh vuggy kuarsa. Sinter silika tak pernah terbentuk pada permukaan pada lingkungan asam ini karena faktor kinetik

menghambat polimerisasi dan prestipisasi silika dari larutan asam. Atas dasar tekstur sendiri, jarang ada banyak kesulitan untuk membedakan dua tipe endapan.Alterasi zonasi dan mineralogiSelain mineral gangue, mineralogi dan zonasi kumpulan alterasi hidrotermal merupakan karakteristik lain yang membedakan. Banyak alterasi mineral stabil melebihi batas suhu dan/atau rentang pH, dan dengan demikian memberikan informasi penting untuk merekonstruksi struktur termal dan geokimia dari sistem hidrotermal. Bila dekat permukaan asal endapan ini, dan seting dinamik di mana mereka terbentuk (termasuk kemungkinan erosi yang signifikan selama aktifitas hidrotermal; Reyes, 1990; Sillitoe, 1994), alterasi tersebut overprints sistem harus dibedakan dari asosiasi dengan bijih.

Bijih berasosiasi alterasi pada endapan sulfidasi rendah yang dihasilkan dekat pH netral air termal, dengan suhu menurun keduanya dengan makin dangkal dan dengan semakin jauh jaraknya dari saluran aliran fluida. Dalam perubahan sistem mineralogi aktif dan suhu secara langsung diukur, sehingga menunjukkan rentang stabilitas termal dari suhu tergantung mineral (Henley dan Ellis, 1983; Reyes, 1990; Gbr 2). Selama eksplorasi prospek informasi epitermal ini memungkinkan paleoisotherms yang disimpulkan dari distribusi mineral alterasi, yang pada gilirannya membantu untuk menemukan saluran dari paleoflow, dan untuk menentukan tingkat erosi. Yang pertama adalah penting karena akumulasi bijih utama harus terjadi di zona saluran. Yang terakhir ini sangat penting karena bijih paling epitermal diendapkan selama rentang 180 sampai 280oC, setara dengan kedalaman di bawah tabel paleowater dari sekitar 100 m ke 800-1500 m (Hedenquist dan Henley, 1985). Prospek dengan paleotemperatures rendah dalam kisaran yang menggembirakan, sedangkan indikasi suhu > 280oC menunjukkan potensi epitermal telah terkikis.

Variasi dalam basal spasi mineral lempung, yang mendominasi alterasi pada lingkungan sulfidasi rendah (Tabel 5) adalah salah satu indikator terbaik dari paleotemperatur. Dengan meningkatnya suhu smektit (stabil di < 160oC) memberikan cara untuk interstratified ilit-smektit, sedangkan ilit dengan sendirinya umumnya stabil pada > 220oC (Reyes, 1990). Ini kemajuan dalam stabilitas termal yang umum akan menghasilkan zonasi ke atas dan keluar jelas mineral dari tubuh bijih rendah sulfidasi (Tabel 6). Zona bijih mengandung mineral yang menunjukkan pH tertinggi (adularia dan kalsit), seperti boiling dalam saluran menyebabkan hilangnya CO2 dan mengakibatkan peningkatan pH, meskipun mineral ini relatif tidak sensitif suhu (Gbr. 2). Mineral lain yang suhunya sensitif termasuk zeolit (paling stabil di <220oC, kecuali wairakit) dan Ca-silikat seperti epidot (stabil di atas 200-240oC); hidrotermal biotit dan amfibol terbentuk pada suhu di atas sekitar 280oC, dekat dasar lingkungan epitermal.

Gambar 2. Suhu stabilitas mineral hidrotermal umumnya di lingkungan epitermal (dari Henley dan Ellis, 1983; Reyes, 1990; E. Izawa dan M. Aoki, komunikasi pribadi, 1994). Beberapa pekerja tidak setuju pada suhu absolut muncul pertama beberapa mineral-mineral, dan suhu transisi dari satu lempung ke lainnya, tetapi stabilitas relatif mirip pada sistem geotermal di seluruh dunia. Hal ini berguna untuk mengidentifikasi zona kumpulan mineral, karena bisa saja akan lebih penting dalam menunjukkan palaeotemperature dari mineral tunggal (Reyes, 1990). Pada sistem sulfidasi rendah mineral gangue utama adalah kuarsa, kalsit, dan adularia, dalam sistem sulfidasi tinggi mineral gangue utama adalah kuarsa.

Izawa dkk. (1990) menyimpulkan rangkaian palaeotemperature sensitif mineral-mineral hidrotermal yang merupakan karakteristik pada distrik Hishikari, Jepang, dan berdasarkan alterasi mineral paleoisotherm telah dipetakan menggunakan sampel permukaan dan pengeboran. Kehadiran kristobalit primer atau tridimit (dari suhu tinggi devitrifikasi dari glass vulkanik) mengidentikasikan kuranganya efek batuan yang teralterasi oleh suhu terendah fluida hidrotermal. Peningkatan zona suhu tertinggi telah dipetakan berdasarkan kehadiran kaolinit, smektit, lempung interstratified, dan akhirnya (di bawah permukaan sekarang) kelimpahan klorit melebihi dari lempung interstratified. Zona ini membentuk lingkaran memanjang yang berpusat pada sistem vein, dan pada penampang menggantung sistem vein, pola diharapkan untuk cairan hidrotermal naik sepanjang rekahan.

Berbeda pada alterasi pH netral, mineral-mineral seperti kaolinit, dikit, piropilit, diaspor dan alunit stabil dibawah kondisi asam (Hemley dkk, 1969, 1980; Reyes, 1990), dan beberapa mineral-mineral ini juga suhunya sensitif (Gbr 2). Piropilit bisa terbentuk pada suhu < 160oC jika konsentrasi silika tinggi (yaitu, membentuk silika kalsedon atau amorf), namun berdampingan dengan identifikasi dikit, ilit atau diaspor palaeotemperature > 200oC. Zunyit, topaz dan andalusit juga menunjukkan kondisi asam dan alterasi suhu tinggi, > 260oC. Mineral ini terdiri dari kumpulan advanced argillic alteration yang terbentuk pada suhu

tinggi fluida asam pada endapan sulfidasi tinggi. Batuan induk yang paling umum terdiri dari pencucian alterasi silisik (Meyer dan Hemley, 1967), dengan advanced argillic alteration memberikan jalan keluar pada lingkaran argillic alteration (Steven dan Ratte, 1960), sedangkan ilit atau smektit menjadi stabil sebagai air asam secara progresif dinetralkan oleh reaksi dengan batuan induk dari saluran (Gbr 6).

Gambar 3. Distribusi alterasi hidrotermal berasosiasi dengan endapan sulfidasi tinggi dan rendah. Alterasi mineralogi keduanya bervariasi baik secara vertikal dan lateral. Kuarsa stabil di semua area. Alterasi propilitik terbentuk pada daerah rendah air: rasio batuan, yaitu zona saluran luar, dan mineralogi dikendalikan oleh komposisi batuan. Tipe mineral-mineral termasuk albit, kalsit, klorit, epidot dan pirit. Uap yang dipanaskan mencetak di dapat terjadi baik dalam lingkungan sulfidasi rendah atau tinggi, meskipun dalam hipogen terakhir dan mineralogi uap panas adalah sama. Efek dari cetakan uap panas yang paling jelas dalam lingkungan sulfidasi rendah, sebagai perubahan mineralogi sangat berbeda dari yang dihasilkan oleh fluida hipogen. Pada lingkungan sulfidasi rendah. Sinter silika dapat terbentuk dimana air panas pH netral terlepas pada permukaan; pada area relief tinggi, bagaimanapun, air panas ini dapat mengalir lateral pada jarak yang jauh sebelum mencapai permukaan, menjadi entrained dalam air tanah dan dengan demikian tidak cendrung untuk sinter silika. Pada area sedikit erosi relief tinggi, vein dapat berakhir di paleosurface di sinter (misalnya, McLaughlin, USA); sebaliknya, di daerah paleorelief tinggi, vein dapat menjepit keluar ke atas, mungkin dalam batuan teralterasi argilik, jauh di bawah permukaan (misalnya, Hishikari, Jepang). Dalam lingkungan sulfidasi tinggi, mineralisasi bijih (jika ada) menempati bagian dari sangat asam-inti teralterasi dari sistem perubahan. Inti ini biasanya sangat tidak teratur bentuknya, namun pada umumnya terjepit di atas dan di bawah tubuh bijih utama.

Beberapa suhu yang lebih rendah, mineral asam stabil, seperti kaolinit dan alunit, juga tipe alterasi disebabkan oleh uap panas dekat permukaan pada sistem sulfidasi rendah (Gbr 1), ini terbentuk dekat 100oC, tetapi dapat dipanaskan jika air asam sulfat mengalir sepanjang rekahan (Reyes, 1990). Dimana hidrotermal kaolinit dan alunit terbentuk pada endapan ini, mereka overlying or overprinting bijih; pelapukan sulfida juga dapat menghasilkan alterasi overprint serupa, termasuk jarosit.

Observasi ini menggambarkan kebutuhan untuk membedakan kedua tipe mineralisasi selama eksplorasi. Pada endapan sulfidasi tinggi bijih tipikal terkait asosiasi dengan (biasanya IN) zona alterasi yang paling asam, dan dikelilingi oleh kumpulan mineral-mineral menunjukkan kondisi asam kurang. Sebaliknya, pada endapan sulfidasi rendah bijih berasosiasi dengan alterasi PALING asam (yaitu, adularia dan kalsit atau ilit), jika asam, advanced argillic

alteration hadir (hanya kaolinit dan alunit), itu overprint di dekat-permukaan tidak berhubungan langsung dengan bijih mineralisasi (Tabel 6). Perhatian khusus harus diberikan untuk menentukan asal mineral alterasi yang menunjukkan kondisi asam, termasuk 1) keasaman hipogen karena HCl magmatik dan SO2, 2) uap panas air asam sulfat terbentuk di dekat permukaan, dan 3) pelapukan pasca-hidrotermal mineral sulfida.

Dari perspektif memahami kontrol pada transportasi dan endapan logam, pengetahuan tentang variabel seperti pH dan tingkatan redoks, bersamaan dengan suhu, salinitas fluida, dll, merupakan dasar yang penting. Sebagai contoh, pada fluida salinitas rendah berkurang, emas kemungkinan akan tertransportasi dalam larutan sebagai kompleks bisulfid. Boiling, operasi proses yang umum jika tidak di mana-mana dalam saluran pada kedalaman epitermal, akan menyebabkan CO2 akan hilang dari fluida, mengakibatkan sebuah peningkatan pH. Awalnya meningkatkan kelarutan emas, tapi akhirnya terlampir H2S hilang dari cairan yang menyebabkan kelarutan menurun, sehingga menyebabkan pengendapan emas (Henley dkk, 1984). Sebaliknya, pada larutan teroksidasi dan asam dari salinitas sedang, emas dapat tertransportasi sebagai kompleks klorida, dengan perbedaan kontrol pada pengendapan (Giggenbach, 1992; Hedenquist dkk, 1994).

IMPLIKASI EKSPLORASI Untuk menilai prospek efektif epitermal emas, penting untuk menetapkan apakah tipe sulfidasi rendah atau tinggi. Umunya uap asam panas luas dan menonjol dan/atau mencetak pelapukan pada sistem sulfidasi rendah sering keliru diidentifikasi sebagai alterasi advanced argillic yang berkaitan dengan sistem sulfidasi tinggi. Ini membawa untuk terbuang sia-sia pada sebuah penutup selimut takprospektif. Untungnya karakteristik sederhana di atas memungkinkan dua tipe tersebut terjadi, dalam banyak kasus, mudah dibedakan. Asal yang berbeda pada dua tipe menghasilkan perbedaan pada tanda geokimia bijih (Tabel 7). Dengan menggunakan perbedaan kimia secara umum untuk memandu desain survei geokimia, dan aplikasi yang benar zonasi alterasi untuk terdetail fokus bijih potensial, kita bisa eksplor sistem ini lebih efisien.

Dalam eksplorasi juga penting untuk mempertimbangkan kondisi geologi dan kondisi hidrologis (misalnya, relief) yang berlaku pada saat mineralisasi. Pada sistem sulfidasi tinggi, struktur bijih induk yang mungkin ditemukan di dekat lubang erupsi (yaitu, di atas dapur magma sub vulkanik). Air asam yang dihasilkan pada lingkungan ini dapat mengalir jauh sebelum pemakaian di permukaan, seperti yang ditunjukkan oleh distribusi yang luas dari fitur permukaan yang berasosiasi dengan sistem aktif seperti gunungapi Nevaldo del Ruiz di Kolombia (Giggenbach dkk, 1990).

Sistem hidrotermal sangat besar yang membentuk endapan sulfidasi rendah juga sangat kuat dipengaruhi oleh topografi (Henley dan Ellis, 1983). Pada relatif rendah area saluran dangkal yang besar kemungkinan akan didistribusikan di atas zona pengumpan memperluas pada basement (dasar); sistem hidrotermal dan alterasi yang dihasilkan umumnya memiliki distribusi mendekati simetris dalam setting ini karena menjamurnya air panas yang menaik.

Pada area relief tinggi (misalnya, stratovulkanis andesitik) ada tingkat besar aliran lateral dalam sistem geotermal, hingga 10 km atau lebih, menghasilkan zona alterasi sangat asimetris relatif terhadap zona upflow. Sebagai contoh, sistem Palinpinon geotermal, Filipina (Reyes, 1990), pH netral air panas mengendapkan sinter silika yang terbentuk lebih dari 5 km dari zona upflow, dan beberapa ratus meter yang rendah ketinggiannya dari air asam uap panas dan alterasi berasosiasi dengan zona upflow, yang pada kasus ini bisa terbentuk pada keliling zona alterasi asimetrik ektensif. Kegagalan untuk mengenali aliran lateral dapat mengarahkan pada kesalahan interpretasi seperti tampak paradoks pada zona flat-lying intens alterasi (berhubungan dengan akuifer) terjepit di antara batuan yang sedikit atau tidak teralterasi (aquicludes).

Rekonstruksi setting geologi dan topografi sebuah distrik prospektif harus dikombinasikan dengan informasi tentang alterasi mineralogi dan zonasi (Tabel 5 dan 6), anomali geokimia (Tabel 7) dan hasil geofisik untuk potensi interpretasi terbaik dan lokasi mineralisasi epitermal.

Di masa lalu seorang eksplorasionis harus bergantung pada pengalaman untuk mengidentifikasi mineral alterasi di lapangan. Lempung dan mineral OH dan SO4 bantalan lainnya memiliki paling potensial untuk mengidentifikasi zonasi palaeotemperature, namun mereka lebih sulit untuk melihat jelas karakteristik di lapangan, dan menunggu hasil difraksi sinar-X mengurangi efektivitas kombinasi pemetaan alterasi dengan pemetaan geologikal dan sampling geokimikal. Sekarang ketersediaan di lapangan spektometer infra red portable (seperti II PIMA) telah merevolusi kemampuan kita untuk memetakan alterasi dengan benar dan secara rinci (misalnya, lempung interstratified dapat diidentifikasi).

Kurangnya respon geofisika langsung yang berkaitan untuk bijih yang dibatsi pengguna geofisika dalam eksplorasi emas secara historis. Meskipun, proses mineralisasi menyebabkan perubahan pada sifat batuan yang dideteksi dengan metode geofisik pada kedua daerah dan skala prospek. Saat survei geofisika yang digunakan bersama dengan data geologi dan geokimia (White dkk, 1995; Tabel 8), dan dengan pemahaman tentang proses mineralisasi, mereka dapat menjadi bantuan yang penting dalam eksplorasi (Irvine dan Smith, 1990). Pada skala regional, survei aeromagnetik, radiometrik dan gravitasi dapat membantu menemukan sistem alterasi dan struktur yang mengontrol endapan. Pada skala prospek, survey polarisasi induksi, elektromagnetik dan resistivitas dapat menemukan perubahan sifat batuan (misalnya, piritisasi, silisifikasi dan alterasi lempung), yang mungkin berhubungan pada proses pembentukan bijih.

Ketika tersingkap pada permukaan, endapan epitermal emas baik tipe sulfidasi tinggi dan rendah sulit dalam target eksplorasinya karena berbeda tajam dalam luas dan kadar. Kesuksesan ekplorasi harus bergantung pada integrasi berbagai teknik eksplorasi, dipandu oleh pemahaman tentang karakteristik endapan dan proses pembentuknya. Tipe mineralisasi, dan faktor lingkungan pada saat pembentukan (misalnya, kontrol struktur, topografi, kedalaman di bawah tabel paleowater) dan hari ini (misalnya, topografi, kedalaman erosi, vegetasi, kedalaman pelapukan, curah hujan) semua perubahan efektivitas teknik eksplorasi yang berbeda. Tidak ada rumus sederhana untuk sukses: apa yang terbaik harus ditentukan untuk setiap daerah dan prospek masing-masing.

KESIMPULANKami telah membahas secara singkat dua tipe yang berbeda dari hubungan endapan epitermal emas, dan telah mencatat karakteristik umum masing-masing tipe. Meskipun kedua tipe yang

biasa pada lingkungan geologi serupa, komposisi fluida mineralisasi sangat berbeda. Asam dan lingkungan sulfidasi tinggi oksidasi menghasilkan endapan dengan karakteristik yang berbeda dari pembentukannya pada pH netral dan pengurangan lingkungan sulfidasi rendah. Karakteristik ini dapat dikenali dengan mudah di lapangan, dan ini diakui krusial untuk eksplorasi efisien pada sebuah prospek epiterma.

Generalisasi kami telah didasarkan pada pengamatan kami, dan ini dibuat oleh geologist lain dalam publikasi pada studi endapan bijih. Observasi yang cermat dan pelaporan adalah sangat penting jika kita ingin meningkatkan pemahaman tentang jenis endapan yang berbeda. Sebagaimana dicatat oleh Woodall (1993), "adalah penting untuk memahami proses pembentukan bijih dan yang dapat dikenali, dari data yang terbatas, di mana proses tersebut telah aktif". Observasi yang cermat, diikuti dengan interpretasi informasi berdasarkan pemahaman dari proses pembentukan bijih, akan sangat penting untuk eksplorasi kedepannya, khususnya untuk endapan yang tidak tersingkap.

UCAPAN TERIMA KASIHKami berterima kasih kepada Sam Adams, Antonio Arribas, Jr, Dick Sillitoe, Stuart Simmons dan Theo van Leeuwen untuk komentar mereka. Diterbitkan atas izin dari BHP Minerals International Exploration Inc

DAFTAR PUSTAKABarton, P.B., Jr., and Skinner, B.J., 1979, Sulfide mineral stabilities, in Barnes, H.L., ed.,

Geochemistryof Hydrothermal Ore Deposits: New York, Wiley Interscience, p.278-403.Buchanan, L.J., 1981, Precious metal deposits associated with volcanic environments in the

southwest, inDickson, W.R. and Payne, W.D., eds., Relations of Tectonics to Ore Deposits in the Southern

Cordillera: Arizona Geological Society Digest, v. 14, p. 237-262.Giggenbach, W.F., 1992, Magma degassing and mineral deposition in hydrothermal systems

along convergent plate boundaries: Economic Geology, v. 87, p. 1927-1944.Giggenbach, W.F., Garcia, P.,N., Londono, C.,A., Rodriguez, V.,L., Rojas, G.,N. and

Calvache, V.,M.L.,1990, The chemistry of fumarolic vapor and thermal-spring discharges from the Nevaldo del

Ruiz volcanic-magmatic-hydrothermal system, Columbia: Journal of Volcanology and Geothermal Research, v. 42, p. 13-39.

Heald, P., Foley, N.K. and Hayba, D.O., 1987, Comparative anatomy of volcanic-hosted epithermal deposits: Acid sulfate and adularia-sericite types: Economic Geology, v. 82, p. 1-26.

Hedenquist, J.W., Matsuhisa, Y., Izawa, E., White, N.C., Giggenbach, W. F. and Aoki, M., 1994,Geology, geochemistry, and origin of high sulfidation Cu-Au mineralization in the Nansatsu district, Japan: Economic Geology, v. 89, p. 1-30.

Hedenquist, J.W. and Henley, R.W., 1985, The importance of CO2 on freezing point measurements of fluid inclusions: Evidence from active geothermal systems and implications for epithermal ore deposition: Economic Geology, v. 80, p. 1379-1406.

Hedenquist, J.W. and Lowenstern, J.B., 1994, The role of magmas in the formation of hydrothermal ore deposits: Nature, v. 370, 519-527.

Hemley, J.J., Hostetler, P.B., Gude, A.J. and Mountjoy, W.T., 1969, Some stability relations of alunite:Economic Geology, v. 64, p. 599-612.

Hemley, J.J., Montoya, J.W., Marinenko, J.W. and Luce, R.W., 1980, Equilibria in the system Al2O3-SiO2 -H2O and some general implications for alteration/mineralization processes: Economic Geology, v. 75, p.210-228.

Henley, R.W., and Ellis, A.J., 1983. Geothermal systems, ancient and modern. Earth Science Reviews, v.19, p. 1-50.

Henley, R.W., Truesdell, A.H. and Barton, P.B., 1984, Fluid-mineral equilibria in hydrothermal systems:Society of Economic Geologists, Reviews in Economic Geology, v. 1, 267 p.

Irvine, R.J. and Smith, M.J., 1990, Geophysical exploration for epithermal gold deposits: Journal of Geochemical Exploration, v. 36, p. 375-412.

Izawa, E., Urashima, Y., Ibaraki, K., Suzuki, R., Yokoyama, T., Kawasaki, K., Koga, A. and Taguchi, S.,1990, The Hishikari gold deposit: high-grade epithermal veins in Quaternary volcanics of southern Kyushu, Japan: Journal of Geochemical Exploration, v. 36, p. 1-56.

Lindgren , W., 1933. Mineral deposits, 4th ed.: New York, McGraw-Hill, 930 p.Meyer, C. and Hemley, J.J., 1967, Wallrock alteration, in Barnes, H.L., ed., Geochemistry of

Hydrothermal Ore Deposits: New York, Holt, Reinhart and Winston, p. 166-235.Ransome, F.L., 1907, The association of alunite with gold in the Goldfield district, Nevada:

Economic Geology, v. 2, p. 667-692.Reyes, A.G., 1990, Petrology of Philippine geothermal systems and the application of

alteration mineralogy to their assessment: Journal of Volcanology and Geothermal Research, v. 43, p.279-309.

Rye, R.O., 1993, The evolution of magmatic fluids in the epithermal environment: the stable isotope perspective: Economic Geology, v. 88, p. 733-752.

Sillitoe, R.H., 1977, Metallic mineralization affiliated to subaerial volcanism: a review. in Volcanic Processes in Ore Genesis: Geological Society of London Special Publication 7, p. 99-116.

Sillitoe, R.H., 1994, Erosion and collapse of volcanoes: causes of telescoping in intrusion-centered ore deposits: Geology, v. 22, p. 945-948.

Simmons, S.F. and Christenson, B.W., 1994, Origins of calcite in a boiling geothermal system: American Journal of Science, v. 294, p. 361-400.

Steven, T.A. and Ratte, J.C., 1960, Geology and ore deposits of the Summitville district, San Juan Mountains, Colorado: United States Geological Survey, Professional Paper 343, 70 p.

Stoffregen, R., 1987, Genesis of acid sulfate alteration and Au-Cu mineralization at Summitville:Economic Geology, v. 82, p. 1575-1591.

Vikre, P.G., 1985, Precious metal vein systems in the National district, Humbolt County, Nevada:Economic Geology, v. 80, p. 360-393.

White, N.C. and Hedenquist, J.W., 1990, Epithermal environments and tipes of mineralization:variations and their causes, and guidelines for exploration: Journal of Geochemical Exploration, v.36, p. 445-474.

White, N.C., Leake, M.J., McCaughey, S.N. and Parris, B.W., 1995, Epithermal deposits of the southwest Pacific: Journal of Geochemical Exploration, v. 54, p. 87-136.

White, N.C., Wood, D.G. and Lee, M.C., 1989, Epithermal sinters of Paleozoic age in North Queensland,Australia: Geology, v. 17, p. 718-722.

Woodall, R., 1993, The multidisciplinary team approach to successful mineral exploration: Society of Economic Geologists Newsletter, no. 14, p. 1, 6-11.