32998366 genesa-bahan-galian-complete2

muhammad dahlan balfas GENESA BAHAN GALIAN

Teknik Pertambangan Unmul - 1

I. PENDAHULUAN

Laju pertumbuhan penduduk dunia yang terus meningkat disertai standar hidup masyarakat yang semakin tinggi, menyebabkan kebutuhan produksi untuk semua jenis mineral juga terus meningkat. Pada saat bersamaan, usaha pencarian cadangan bijih menjadi semakin kompleks. Semakin jarang ditemukan cadangan yang tersingkap di permukaan, sehingga pencarian terutama ditujukan pada cadangan yang berada di bawah permukaan. Ini pun semakin lama semakin dalam dan semakin dalam.

Untuk itulah, dibutuhkan kerja lebih keras di lapangan dan analisa laboratorium lebih teliti disertai kerja terpadu dari para ahli geologi, geokimia, geofisika, matematika dan untuk semua itu dibutuhkan keahlian komputer dari setiap orang yang terlibat di dalamnya. Disamping itu, industri pertambangan harus terus mengembangkan ―exploration thingking‖ yang berbasis pada pemahaman mendalam tentang geologi struktur, stratigrafi, petrologi, mineralogi, dan bagaimana fluida bermigrasi di bawah permukaan atau genesa dari suatu deposit bijih.

Genesa bahan galian adalah disiplin ilmu yang mempelajari cara terbentuknya suatu deposit bahan galian secara alamiah. Dengan mempelajari genesa bahan galian, maka karakteristik suatu deposit bahan galian dapat diketahui, seperti bentuk deposit, letak deposit, luas penyebaran, besar cadangan, dan dengan petunjuk itu dapatlah ditentukan metode penambangan yang dapat dilakukan serta cara pengolahannya.

Dalam membahas genesa bahan galian, maka ada beberapa istilah yang sering dipakai dan harus dipahami, antara lain :

• Bijih : Ore

Suatu deposit yang meliputi mineral bijih, mineral gang, dan batuan samping, dimana dari deposit tersebut dapat diekstraksi satu atau lebih jenis logam. Pengertian bijih ini harus dibedakan dengan pengertian mineral bijih.

• Mineral Bijih : Ore Mineral

• Mineral Gang : Gangue Mineral

• Batuan Samping : Country Rock

Kumpulan dari satu mineral (simple ore) atau beberapa mineral (complex ore) yang daripadanya dapat diekstraksi satu atau lebih logam secara menguntungkan.

Mineral pengiring atau mineral yang biasanya berasosiasi dengan mineral bijih dalam suatu deposit bijih. Biasanya bersifat tidak ekonomis seperti kuarsa, kalsit, fluorit, pirit, siderit dan lain-lain.

Batuan yang terdapat di sekeliling suatu deposit mineral.

• Syngenetic : Deposit yang terbentuk bersamaan dengan pembentukan batuan

disekelilingnya.

• Epigenetic : Deposit yang terbentuk lebih dulu dari batuan disekitarnya. • Deposit Mineral : Istilah yang digunakan untuk suatu akumulasi atau konsentrasi

mineral dalam suatu tubuh mineral yang terbentuk secara alami dan memiliki nilai ekonomis untuk ditambang (Bateman, 1950). Dalam suatu deposit dapat dihasilkan beberapa mineral bijih yang berbeda.



Subeconom

ic

Recove

rable

Mineral bijih dapat ditemukan dalam bentuk logam murni seperti emas dan tembaga, dan

bisa juga dalam bentuk kombinasi logam dengan sulfur, arsenik, oksigen, silicon, atau elemen-elemen lainnya. Umumnya deposit bijih ditemukan dalam bentuk kombinasi sehingga untuk mendapatkan logam murni harus diekstraksi lebih dulu.

Suatu jenis logam dapat diekstraksi dari beberapa mineral bijih yang berbeda seperti tembaga dari chalcocite, bornite, chalcopyrite, cuprite, dan malachite.

Suatu mineral bijih dapat mengandung lebih dari satu logam seperti stannite yang mengandung tembaga dan timah.

Mineral bijih dapat dibagi lagi menjadi :

1. Bijih Primer : Hypogene

2. Bijih Sekunder :

Supergene

Deposit bijih yang terbentuk bersamaan dengan pembentukan batuan. Deposit bijih yang merupakan hasil ubahan dari mineral- mineral/batuan yang telah terbentuk sebelumnya.

Pengertian mineral hypogene yang pertama kali diusulkan oleh Ransome sebenarnya tidak persis sama dengan pengertian mineral primer. Istilah hypogene menunjukkan mineral yang terbentuk langsung dari suatu larutan. Sehingga semua mineral hypogene adalah mineral primer, tapi sebaliknya tidak semua mineral primer termasuk mineral hypogene, seperti deposit hemati sedimenter dan bijih Kuroko.

Dalam aplikasinya, para ahli tambang membedakan pengertian antara cadangan mineral (mineral reserves) dengan sumberdaya mineral (mineral resources).

a. Sumberdaya mineral meliputi deposit mineral yang bersifat hipotetis dan spekulatif, deposit yang belum tersingkap, maupun deposit yang tidak ekonomis atau deposit yang belum diketahui ekonomis tidaknya (Gambar 1.1).

b. Cadangan mineral adalah konsentrasi mineral yang berguna atau pun komoditas energi, yang memiliki nilai ekonomis dengan pasti.

Identified Resources Undiscovered Resources

In known districts In undiscovered districts

RESERVES

HYPOTHETICAL RESOURCES

SPECULATIVE RESOURCES

CONDITIONAL RESOURCES

Degrees of certainty of existence

Potential resources = Conditional + Hypothetical + Speculative

Gambar 1.1 Pengertian istilah reserve dan resources

1.1 PENGERTIAN BAHAN GALIAN

Pengertian umum bahan galian adalah semua bahan atau subtansi yang terjadi dengan sendirinya di alam dan sangat dibutuhkan oleh manusia untuk berbagai keperluan industrinya .



• Menurut UU No. 11 thn . 1967 tentang Pokok-Pokok Pertambangan; Bahan Galian adalah unsur-unsur kimia, mineral-mineral, bijih-bijih dan segala macam batuan termasuk batu-batu mulia yang merupakan endapan alam.

• Bahan galian dapat berupa logam maupun bukan logam, dan dapat berupa bahan tunggal ataupun berupa campuran lebih dari satu bahan.

Di Indonesia, berdasarkan PP No. 27 thn. 1980 bahan galian dibagi atas tiga golongan yaitu : 1. Golongan A : Golongan bahan galian strategis artinya strategis dalam Pertahanan

dan Keamanan Negara serta Perekonomian Negara. Contoh : minyakbumi, gas alam, uranium, batubara, dan lain-lain.

2. Golongan B : Golongan bahan galian vital artinya dapat menjamin hajat hidup orang banyak atau yang dianggap dapat memenuhi kebutuhan masyarakat secara luas. Contoh : besi, mangan, kromit, bauksit, tembaga, timbal, seng, emas, platina, air raksa, dan lain-lain.

3. Golongan C : Golongan bahan galian yang tidak termasuk golongan A dan B. Contoh : pasir, talk, magnesit, dan lain-lain.

Unsur-unsur yang membentuk bahan-bahan deposit bahan galian diperoleh dari massa batuan cair pijar (magma) yang berasal dari mantel bumi bagian atas atau dari kerak bumi bagian luar.

Dari 98 unsur yang diketahui, hanya ada 8 unsur saja yang dijumpai pada kerak bumi dalam jumlah lebih dari 1%; sedangkan kerak luar bumi sendiri (sampai kedalaman kurang lebih 15km) tersusun dari 13 unsur utama, yaitu : oksigen (O) silicon (Si). aluminium (Al), besi (Fe), kalsium (Ca), natrium (Na), kalium (K), magnesium (Mg),titanium (Ti), fosfor (P), hydrogen (H), karbon (C), dan mangan (Mn).

Termasuk dalam unsur-unsur yang jumlahnya sangat sedikit adalah kelompok logam mulia dan bahan-bahan yang ekonomis seperti : platina , emas, perak, tembaga, timbal, seng, timah putih, nikel, dan lain-lain. Jadi jelaslah, tanpa proses-proses geologi yang dapat mengakumulasikan bahan-bahan tersebut, maka bahan-bahan tersebut tidak dapat dijumpai dalam jumlah yang ekonomis.

Memahami proses terakumulasinyanya suatu deposit mineral sangat penting

dalam pekerjaan ekplorasi, dengan mengenal cara terbentuknya bermacam- macam endapan mineral maka pencariannya dapat lebih terarah.

Mineral-mineral pembentuk batuan jumlahnya juga sangat sedikit, dari lebih 1600 jenis mineral yang dikenal, hanya kira-kira 50 jenis saja yang termasuk jenis mineral pembentuk batuan dan dari 50 jenis mineral pembentuk batuan tersebut, hanya 29 jenis saja yang termasuk umum dijumpai.



Tabel 1.1. Persentase mineral pembentuk batuan yang umum dijumpai pada kerak

bumi (Bateman, 1950).

Mineral Litosfera Batuan Beku Batuan Sedimen

• Feldspar • Kwarsa

• Piroksin, Amfibol, Olivin

• Mika

• Magnetit

• Titanit, ilmenit

• Lain-lain

• Kaolin

• Dolomit

• Khlorit

• Kalsit

• Limonit

49 21 15 8 3 1 3 - - - - -

50 21 17 8 3 1 - - - - - -

16 35 -

15 - - 3 9 9 5 4 4

Jumlah (%) = 100 100 100

Mineral-mineral yang termasuk mineral ekonomi, kira-kira hanya sekitar 200

jenis dan dalam jumlah presentase yang tidak sebanyak jenis mineral pembentuk batuan.

Batuan adalah bahan yang terjadi dengan sendirinya di alam dan merupakan

agregasi atau kumpulan dari satu atau lebih mineral. Mineral adalah bahan anorganis yang terjadi dengan sendirinya di alam dan

merupakan unsur pembentuk batuan. Mineral dapat terdiri dari satu jenis unsur kimia saja , misalnya mineral karbon yang hanya terdiri dari unsur C, atau lebih dari satu unsur, seperti pada mineral halit yang terdiri dari Na dan Cl, atau mineral silika yang terdiri dari SiO2.

1.2 KLASIFIKASI BAHAN GALIAN

Lingdren (1911) mengemukakan suatu klasifikasi yang didasarkan pada genetic suatu deposit bijih. Dengan berfokus pada penelitian kumpulan mineral yang dilakukan baik di lapangan maupun di laboratorium, Lingdren berusaha meneliti kondisi Tekanan (P) dan Temperatur (T) pembentukan masing-masing mineral. Dari penelitian tersebut disimpulkan bahwa kebanyakan deposit mineral terbentuk dari :

(i) proses fisika-kimia dalam intrusi dan ekstrusi batuan beku, larutan atau dalam gas, yang terkumpul dalam jumlah besar, dan

(ii) proses konsentrasi secara mekanik.



Klasifikasi Bahan Galian (Lingdren, 1911) :

I. Deposit dari Proses Mekanik

II. Deposit dari Proses Kimia Temperatur oC Tekanan

A. Pada Permukaan Air 1. Oleh Reaksi 2. Evaporasi B. Pada Tubuh Batuan 1. Konsentrasi subtansi yang terkandung

dalam batuan a. oleh pelapukan b. oleh airtanah c. oleh metamorfisme

2. Konsentrasi dari subtansi luar a. Tanpa aktifitas magma b. Berhubungan dengan aktifitas magma

(i) Berkaitan dengan air - Deposit Epitermal - Deposit Mesotermal - Deposit Hipotermal

(ii) Emanasi magma langsung - Deposit Pirometasomatik - Sublimasi

C. Konsentrasi dalam magma oleh difrensiasi

1. Deposit Magmatik 2. Pegmatites

0 – 70

0 – 100 0 – 100 0 – 400

0 – 100

50 – 200 200 – 500 500 – 600 500 – 800 100 – 600 700 – 1500

±575

Menengah – Tinggi

Menengah Menengah

Tinggi

Menengah

Menengah

Tinggi Sangat Tinggi

Sangat Tinggi

Rendah - Menengah

Sangat Tinggi Sangat tinggi

Karena dasar utama klasifikasi tersebut adalah T dan P pembentukan deposit yang kadang hanya didasarkan pada pengamatan di laboratorium, beberapa deposit belum dapat dimasukkan kedalam klasifikasi diatas dan harus dipisahkan dengan istilah lain seperti deposits of native copper dan deposits resulting from oxidation and supergen sulfide enrichment, serta regionally metamorphosed sulfide deposits.

Kesulitan lain dalam penempatan deposit tertentu dalam klasifikasi Lingdren adalah seperti deposit yang terdapat di Cerro de Pesco Peru, dimana secara mineralogi deposit tersebut termasuk deposit mesotermal, tapi menurut Craton dan Bowditch mineral-mineral tersebut ternyata terbentuk pada kedalaman yang relatif dangkal dengan kondisi pada tekanan rendah. Dengan demikian deposit tersebut bisa juga dimasukkan kedalam deposit epitermal. Untuk itu, faktor-faktor pengontrol terbentuknya suatu deposit bahan galian (selain temperatur dan tekanan) harus juga mendapat perhatian seperti faktor struktur geologi, pengaruh fisika dan kimia batuan samping, ratio relatif dari konsentrasi ion-ion yang berbeda dalam larutan asal, dan kompleksitas kimiawi.

Niggli (1925) memperkenalkan suatu klasifikasi yang didasarkan pada pemisahan proses magmatik menjadi plutonik dan vulkanik, yang terdiri atas :

I. Plutonik : 1. Hidrotermal 2. Pegmatitik-Pneumatolitik 3. Orto-magmatik

II. Vulkanik : 1. Exhalative to hydrothermal 2. Pneumatolitik 3. Ortomagmatik



Schnederhohn (1932) mengembangkan klasifikasi genetic sebagai berikut :

A. Magmatic Rocks and Ore Deposition

a. Intrusive Magmatic

I. Intrusive Rocks and Liquid Magmatic Deposits

I-II. Liquid Magmatic – Pneumatolytic

II. Pneumatolytic;

1. Pegmatite Veins,

2. Pneumatolytic Veins and Impregnations,

3. Contact Pneumatolytic

II-III. Pneumatolytic – Hydrothermal

III. Hydrothermal

c. Extrusive Magmatic

I. Extrusive – Hydrothermal

II. Exhalation

B. Sedimentary Deposits :

1. Weathered Zone (Oxidation & Enrichment);

2. Placers;

3. Residual;

4. Biochemical-inorganic;

5. Salts;

6. Fuels;

7. Descending groundwater deposits.

C. Metamorphic Deposits

1. Thermal Contact Metamorphism

2. Metamorphism Rocks

3. Metamorphosed Ore Deposits

4. Rarely formed metamorphic deposits



Mead L. Jensen dan Alan M. Bateman (1981) mengembangkan klasifikasi sebagai berikut :

TEORI PROSES TIPE DEPOSIT

Terbentuk oleh proses internal

Kristalisasi Magmatik Magmatic crystallization

Presipitasi mineral bijih sebagai unsur utama atau unsur minor batuan beku dalam bentuk disseminated grains atau segregations.

Disseminated intan di Kimberlit, Mineral REE di Carbonatites,

Semua deposit granit, basal, dunit, nefelin-senit.

Segregasi Magmatik

Magmatic segregation Pemisahan mineral bijih oleh kristalisasi fraksinasi dan proses yang berhubungan selama difrensiasi magma. Liquation, Pemisahan liquid (liquid immiscibility), pemisahan sulfida dari magma, larutan sulfida-oksida atau oksida yang terakumulasidi bawah silikat atau diinjeksikan ke batuan samping atau pada sejumlah kasus dierupsikan ke permukaan.

Layer kromit di Great Dyke Zimbabwe dan Bushveld Co,plex, RSA

Tubuh bijih tembaga-nikel

Sudbury, Canada; Pechenga, USSR dan Yilgam Block, Western Australia Deposit Titanium Allard

Lake, Quebec, Canada.

Hidrotermal Hydrothermal

Pengendapan dari hot aquaeous solution, yang bisa berasal dari magmatik, metamorfik, permukaan atau sumber lainnya.

Vein dan stockwork timah-tungsten- tembaga Cornwall, UK Deposit tembaga porfiri

Panguna, PNG dan Bingham, USA

Sekresi Lateral Lateral secretion

Difusi material pembentuk bijih atau gangue dari batuan samping kedalam patahan atau struktur lainnya.

Deposit tembaga Yellowknife, Canada.

Deposit emas Mother Lode, USA.

Proses Metamorfik Metamorphic Processes

Metamorfisme kontak atau regional yang menghasilkan deposit mineral industri Deposit pirometasomatik (skarn) terbentuk oleh proses replasemen batuan samping disekitar intrusi. Konsentrasi awal atau further elemen bijih oleh proses metamorfisme, seperti granitisasi, proses alterasi, dll.

Deposit Andalusit, Transvaal, RSA Deposit Garnet, NY, USA.

Deposit tembaga Mackay, USA dan

Craigmont, Canada. Deposit talk, Luzenac, France Beberapa vein emas dan

deposit disseminated nikel dalam tubuh ultramafik.



TEORI PROSES TIPE DEPOSIT

Terbentuk oleh proses eksternal

Akumulasi Mekanik Konsentrasi gravitasi, mineral resisten ke dalam endapan placer.

Timah placer Malaysia Emas placer Yukon, Canada.

Deposit kaolin Georgia, USA

Presipitasi Sedimenter

Sedimentary precipitates

Presipitasi particular elements dalam suitable sedimentary environment, dengan atau tanpa intervensi organisme biologis.

Banded iron formations of the Precambrian shields. Deposit mangan Chiaturi, USSR

Deposit evaporit Zechstein, Eropa.

Deposit Posfat Florida, USA.

Proses Residual Pencucian (leaching) elemen yang mudah larut dari batuan dan meninggalkan elemen yang tidak larut sebagai material sisa.

Nikel laterit New Caledonia, Bauksit Hungaria, Prancis,

Jamaika dan Arkansas, USA.

Pengayaan sekunder atau supergen Secondary or supergene enrichment

Pencucian (leaching) elemen berharga dari bagian atas suatu deposit mineral dan kemudian di- presipitasikan pada kedalaman untuk membentuk konsentrasi yang tinggi.

Beberapa bonanza emas dan perak Bagian atas sejumlah

deposit tembaga porfiri

Volcanic exhalatif ( = Sedimentary exhalatif)

Exhalations larutan hidrotermal di permukaan, biasanya di bawah laut dan umumnya menghasilkan tubuh bijih stratiform.

Deposit logam dasar Meggan, Jerman; Deposit Kuroko, Jepang; Black

Smoker deposits of modern oceans Merkuri Almaden, Spanyol

Deposit solfatara (kaolin + alunit), Sisilia.

1.3 FLUIDA PEMBAWA BIJIH

Bagaimana suatu deposit bijih bisa terbentuk?

Pembentukan deposit mineral/bijih adalah suatu proses yang sangat kompleks. Setiap jenis mineral/bijih (ore) dan mineral gangue, memiliki tipe deposit sendiri yang berbeda dengan tipe deposit lainnya, baik proses pembentukannya, mineralogy, tekstur, kandungan, bentuk, ukuran, dan lain-lain. Ada banyak hal yang saling menpengaruhi dalam pembentukan suatu deposit mineral/bijih. Salah satu faktor yang paling dominan dalam pembentukan deposit suatu mineral adalah fluida pembawa bijih.

Fluida pembawa bijih terdiri atas : (1) fluida magmatik, (2) fluida hidrotermal, (3) air meteoric, (4) air laut, (5) air konat, dan (6) fluida metamorfik.

Temperatur dan tekanan juga memegang peranan yang sangat penting, tapi sebagian proses bekerja pada temperatur dan tekanan permukaan. Faktor lain yang cukup berperan adalah gas, porositas dan permeabilitas batuan, atmosfer, organisme dan batuan samping.



1.3.1. MAGMA

Magma adalah larutan pijar (a high temperature molten) yang bersifat mobil dan terbentuk secara alamiah pada mantel bumi bagian atas atau pada kerak bumi.

Temperatur magma sangat tinggi, berkisar antara 625oC (magma felsik) hingga >1200oC (magma mafik). Umumnya, komposisi magma tidak homogen; sebagian kaya akan unsur-unsur ferromagnesian, sebagian lainnya banyak mengandung silika, sodium atau potassium, volatile, xenolith reaktif, atau substansi-substansi lainnya. Komposisi magma juga terus berubah karena adanya reaksi kimia selama proses asimilasi dan difrensiasi dalam magma berlangsung. Disamping itu, magma bersifat tidak static dan bukan merupakan suatu system yang tertutup. Magma terus menuju suatu kesetimbangan dengan lingkungan sekitarnya.

Asimilasi magma adalah proses larutnya batuan samping ke dalam magma

akibat pergerakan magma. Pergerakan magma sendiri terjadi akibat adanya : 1. Tekanan gravitasi batuan sekitarnya terhadap dapur magma 2. Tekanan lateral karena gerakan tektonik 3. Perubahan volume pada waktu magma mengkristal dimana gas-gas keluar 4. Stoping (batuan samping yang jatuh ke dalam magma akibat

pergerakan/desakan magma ke batuan samping).

Difrensiasi magma adalah proses yang menyebabkan magma terpisah menjadi dua bagian atau lebih yang berbeda komposisi. Difrensiasi meliputi : 1. Liquid Immiscibility; pembentukan dua liquid yang tidak bercampur dalam

suatu tempat (seperti minyak dan air). 2. Kristalisasi Fraksional; pemisahan kristal yang terbentuk lebih dulu dari

larutan karena gaya gravity settling, mekanika filter pressing, atau pengaruh arus konveksi dalam dapur magma.

3. Transport material dalam larutan (magma) oleh pemisahan gas dari magma terletak pada bagian atas dapur magma.

4. Difusi thermal; gradient temperatur menyebabkan perbedaan mineral yang terbentuk.

Pada proses pendinginan magma, kristalisasi dan pemisahan ke dalam fraksi-fraksi terjadi karena proses kristalisasi fraksinasi atau difrensiasi. Elemen logam (dalam hal ini) dapat terkonsentrasi oleh suatu mekanisme pembentukan batuan dalam berbagai bentuk (yang akan dibahas kemudian).

Selama difrensiasi berlangsung, bagian magma yang bersifat lebih mafik kaya akan kromium, nikel, platinum dan terkadang fosforous dan elemen-elemen lainnya. Sebaliknya, konsentrasi tin, zirconium, thorium dan berbagai elemen lain ditemukan dalam unit silicic (felsik). • Kumpulan mineral penyusun batuan beku (logam dan non-logam) dari kristalisasi

magma merepresentasikan sifat-sifat magma asal mineral-mineral tersebut. • Didalam dapur magma, terjadi beberapa proses yang saling terkait dan

berkesinambungan (tergantung sifat magma asalnya).



1.3.2. FLUIDA HIDROTERMAL

Sisa magma semakin banyak mengandung air magmatik (juvenil). Air magmatik tersebut mengandung volatile dan larutan mineral yang memiliki titik beku yang cukup rendah dan merupakan ―mother liquors‖ dari larutan hidrotermal. Bowen dan ahli geologi lainnya menyatakan bahwa larutan hidrotermal adalah residu dari injeksi pegmatite setelah unsur-unsur pegmatite mengkristal.

Kandungan volatile dan larutan mineral yang memiliki titik beku yang cukup rendah tersebut dikenal dengan istilah mineralizers. Mineralizers ini mengandung (1) elemen bersifat mobil dalam jumlah cukup banyak dalam batuan, (2) elemen seperti tembaga, lead, zinc, perak, emas dan lain-lain; LIL (large-ion lithophile), (3) elemen seperti Li, Be, B, Rb, dan Cs; dan (4) dalam jumlah cukup banyak berupa alkali, alkali earth, dan

volatile khususnya Na, K, Ca, Cl, dan CO2. Kesemuanya itu memegang peranan penting dalam transportasi metal pada proses hidrotermal.

Kandungan air magmatik menyebabkan turunnya viskositas magma, titik beku mineral semakin rendah dan memungkinkan pembentukan mineral yang tidak bisa terbentuk pada ―dry melt‖. White (1967) menyatakan bahwa komposisi air magmatik bisa dideterminasi dari (1) tipe magma dan sejarah kristalisasi, (2) hubungan temperatur dan tekanan selama dan setelah pemisahan dari magma, (3) jenis air lain yang kemungkinan bercampur dengan air magma pada saat bergerak, dan (4) reaksi dengan batuan samping.

Air adalah komponen bersifat mobil paling penting dalam magma, jumlahnya yang terus bertambah seiring dengan proses difrensiasi memegang peranan penting dalam transportasi komponen bijih. Jumlah air dalam magma berkisar antara 1 – 15 % yang merupakan fungsi dari berbagai parameter seperti – kandungan air dalam magma awal, banyaknya air yang masuk dari batuan samping, tingkat porositas-permeabiliatas batuan samping, tekanan magma dan tekanan dinding dapur magma, dan temperatur.



Gambar 1.2. Kandungan dan sirkulasi air dalam dapur magma (magma chamber)

Pemahaman sifat fluida (hidrotermal) sangat penting untuk menjelaskan potensi kimia dan bagaimana fluida tersebut dapat bergerak disepanjang zona-zona lemah seperti patahan, kekar, pori-pori batuan dan lain-lain. Disamping sifat air magmatik diatas, maka hal-hal lain yang mempengaruhi pembentukan deposit bijih adalah kandungan volatile, densitas fluida, salinitas dan kandungan senyawa-senyawa kompleks dalam fluida tersebut.

Kandungan volatile, meskipun jumlahnya kecil, sangat berperan dalam

mengurangi viskositas larutan, menurunkan titik melting, mengumpulkan dan media transportasi logam, dan juga berperan penting dalam pembentukan deposit mineral.

Densitas fluida hidrotermal mempengaruhi viskositas, dinamika aliran (flow

dynamics) dan mengontrol kelarutan komponen bijih (Helgeson, 1964).

Salinitas berhubungan langsung dengan konsentrasi logam pada temperatur tinggi, dimana semakin tinggi salinitas fluida semakin besar konsentrasi logam berat dalam larutan (Ellis, 1970).

Senyawa kompleks yang paling penting dalam fluida adalah kompleks klorida

karena perannya dalam transportasi dan pembentukan deposit bijih. Kompleks

ini dapat membentuk bijih dengan berbagai unsur seperti Cu+2, Zn+2, Pb+2, Ag, Hg+2.



1.3.3. AIR METEORIK

Air yang berasal dari atmosfir (hujan, salju) disebut air meteorik. Air tersebut mengalami perkolasi ke bawah dan bereaksi dengan lithosfer dalam proses supergen. Dalam proses tersebut, air meteoric melarutkan oksigen, nitrogen, karbondioksida, dan gas-gas lain serta berbagai elemen kerak bumi lainnya - sodium, calcium, magnesium, sulfat dan karbonat – yang sangat penting untuk mengikat dan membentuk deposit bijih.

1.3.4. AIR LAUT

Karakteristik air laut sebagai fluida pembentuk bijih adalah dalam konteks evaporit, fosforit, submarine exhalites, nodul mangan, dan endapan kerak samudera. Air laut diasumsikan dapat (1) berperan pasif sebagai medium dispersi untuk pelarutan ion, molekul, dan partikel suspensi, dan (2) berperan aktif dalam melarutkan ion dalam batuan di lantai dasar samudera (table 15.1).

1.3.5. AIR KONAT

Air yang terperangkap dalam batuan sedimen bersamaan dengan pengendapan material sedimen disebut air konat. Air konat sangat banyak diteliti dalam hubungannya dengan eksplorasi dan produksi lapangan minyak. Disamping itu air konat sangat banyak mengandung sodium dan klorida, dan juga mengandung calcium, magnesium, dan bikarbonat, dan kadang strontium, barium, dan nitrogen (White, 1968). Pada kondisi aktif, air konat memiliki daya pelarutan yang sangat tinggi terhadap unsur-unsur logam.

1.3.6. FLUIDA METAMORFIK

Air konat dan air meteoric yang berada di dalam bumi karena pengaruh panas dan tekanan (oleh pengaruh intrusi magma atau metamorfisme regional) menjadi sangat reaktif (Shand, 1943). Perubahan inilah yang kemudian menjadi air metamorfik yang diyakini sangat aktif sebagai pembawa bijih.



13


II. KONSENTRASI MAGMATIK

Deposit magmatik dihasilkan dari kristalisasi langsung, atau konsentrasi oleh proses difrensiasi di dalam dapur magma. Beberapa bijih terbentuk karena adanya efek fisika seperti gravitasi; misalnya pembentukan kristal kromit yang terendapkan pada lantai dapur magma, dan sebagian lainnya terbentuk karena perubahan kimia, seperti perubahan pH yang dihasilkan dari reaksi antara fluida pembawa bijih dengan batuan induk (host rock). Turunnya temperatur dan tekanan, atau perubahan velocity media transport, atau pemisahan larutan, juga dapat menyebabkan reaksi kimia yang menghasilkan pengendapan bijih.

Secara umum dalam pembentukan deposit mineralnya, magma asal yang terbentuk pada awalnya masih bersifat mafik, terutama yang terbentuk di sepanjang zona subduksi (dibawah kerak kontinen atau pada kerak samudera). Magma mafik ini sebagian besar mengandung komponen silikat dan dalam jumlah terbatas komponen oksida dan sulfida (gambar 2.1). Pada kondisi ini elemen metal dapat terkonsentrasi dalam berbagai bentuk oleh mekanisme pembentukan batuan berupa kristalisasi, fraksinasi, dan difrensiasi magma (gambar 2.2).

• Kristalisasi magma mafik menghasilkan kromit, nikel, platinum dan lain-lain.

Kristalisasi magma selanjutnya, magma sisa (rest magma) semakin bersifat felsik dan semakin banyak mengandung komponen sulfida dan oksida. Proses difrensiasi magma pada tahapan ini memegang peranan penting dalam membentuk deposit-deposit mineral berharga.

• Kristalisasi magma felsik menghasilkan tin, zirconium, thorium dan elemen lainnya.

Sebagian magma sisa kemudian menerobos batuan samping yang dikenal sebagai peristiwa injeksi magmatik. Komponen berharga dari proses ini disebut deposit injeksi magmatik.

Secara berangsur, kadar air dan konsentrasi volatile di dalam magma sisa (rest magma) bertambah banyak. Disamping itu, banyak juga terkandung CO2, boron, fluorine, chlorine, sulfur, phosphorus, dan elemen-elemen lainnya. Kesemua komponen tersebut membantu mengurangi viskositas magma dan menurunkan titik beku mineral. Magma sisa pada kondisi ini memasuki tahapan aqueo-igneous - yaitu suatu peralihan antara fase igneous menjadi fase hidrotermal – yang disebut tahap pegmatitik.

Jika kandungan gas dalam magma - yang terdiri atas unsur air (±90%); CO2, H2S, dan S melimpah; dan CO, HCL, HF, H2, N, Cl, F, B dan lain-lain - semakin besar, proses magmatik akan memasuki proses pneumatolitik yaitu proses yang disebabkan oleh lepasnya gas dari dalam magma. Gas-gas tersebut merupakan agen yang baik untuk memisahkan dan mengangkut material berharga dari magma. Proses pneumatolitik adalah proses yang sangat penting dalam membentuk metasomatisme kontak (Daubree, 1841).


Gambar 2.1. Skema sekuen proses magmatik awal yang mengawali pembentukan ore

magma dan penempatannya. Gambar ini menunjukkan proses difrensiasi yang semakin ke kanan semakin asam (digambar ulang dari A.J. Naldrett dalam Gulibert & Park, 1981).

Guilbert & Park, 1981, menyatakan bahwa pengendapan bijih magmatik dapat terjadi melalui lima cara, yaitu :

1. Sedimentasi Magmatik (magmatic sedimentation) atau pengendapan dan akumulasi mineral yang telah mengkristal (crystal settling).

2. Kristalisasi langsung pada dinding atau lantai dapur magma. 3. Pemisahan liquid magmatik dan pemadatannya. 4. Konsolidasi batuan beku yang mengandung asesori mineral ekonomik. 5. Kristalisasi magma secara keseluruhan.

Pengendapan terjadi karena pada saat terjadi konveksi, terjadi penurunan temperatur magma yang memungkinkan mineral-mineral tertentu mulai terbentuk terutama pada puncak dapur magma. Kristal mineral-mineral tersebut memiliki variasi berat jenis, ukuran butir, dan bentuk kristal. Variasi ini menyebabkan kristal-kristal tersebut bergerak kebagian bawah dapur magma karena gaya gravitasi dan didukung oleh viskositas magma asal yang masih rendah. Akumulasi mineral tertentu dapat terjadi


karena hanya larutan bersifat mafik yang memiliki viskositas rendah yang dapat terbentuk melalui proses ini.

• Olivine membentuk dunit,

• Olivine dan ortopiroksin membentuk peridotit (90% atau lebih olivine),

• Olivine dan piroksin membentuk pyroxenite (90% atau lebih enstatite).

Gambar 2.2 Modifikasi Bowen’s reaction series (Guilbert & Park, 1981)

Jensen & Bateman, 1981, membagi deposit bijih dari konsentrasi magmatik ke dalam dua tipe, yaitu :

1. Magmatik Awal (Early Magmatic) a. Dissemination b. Segregation c. Injection

2. Magmatik Akhir (Late Magmatic)

a. Residual liquid segregation b. Residual liquid injection - Residual liquid Pegmatitic Injection c. Immiscible liquid segregation d. Immiscible liquid injection


2.1. Magmatik Awal (Early Magmatic).

Deposit magmatik awal dihasilkan dari pembekuan magma langsung yang disebut orthotectic dan orthomagmatic. Deposit ini terbentuk oleh (1) kristalisasi langsung tanpa konsentrasi, (2) segregasi kristal yang terbentuk lebih dahulu, dan (3) injeksi material padat ke tempat lain oleh difrensiasi. Mineral bijih mengkristal lebih dulu dibanding batuan silikat dan sebagian kemudian terpisah karena difrensiasi kristalisasi.

2.1.1. Diseminasi (Dissemination)

Proses kristalisasi magma untuk pertama kali, terjadi relatif pada kedalaman besar, menghasilkan batuan beku granular. Kristal mineral (termasuk mineral bijih dalam bentuk fenokris) yang terbentuk dalam proses ini tidak terkonsentrasi, tapi tersebar merata (disseminated) di dalam tubuh batuan beku intrusive, bisa berbentuk dike, pipa atau massa berbentuk stok. Ukuran depositnya sangat besar dibandingkan jenis deposit lainnya. Contoh deposit adalah pipa intan Afrika Selatan yang tersebar merata dalam batuan kimberlite dan korundum yang tersebar dalam nephelin syenite di Ontario.

2.1.2. Segregasi (Segregation)

Segregasi magmatik awal adalah konsentrasi pertama pertama yang menghasilkan unsur-unsur berharga dari magma, terbentuk karena difrensiasi kristalisasi akibat gaya gravitasi. Karena kristalisasi tersebut, sebagian material menjadi lebih berat dari larutan sehingga material tersebut terendapkan dan terakumulasi pada bagian bawah dapur magma. Bentuk deposit mineral jenis ini biasanya lenticular dan berukuran kecil. Kadang juga ditemukan dalam bentuk layer dalam batuan induk. Contoh depositnya adalah deposit kromit Bushveld Igneous Complex (BIC) di Afrika Selatan.

2.1.3. Injeksi (Injections)

Beberapa deposit bijih magmatik terbentuk dalam grup ini. Mineral bijih kemungkinan terbentuk karena difrensiasi kristalisasi, lebih dulu atau bersamaan dengan dengan mineral batuan silikat yang berasosiasi dengan mineral bijih tersebut. Mineral-mineral yang terbentuk tidak terakumulasi pada tempatnya terendap, tapi di-injeksi-kan dan terkonsentrasi pada batuan samping. Contoh deposit seperti ini adalah dike titanoferous magnetit di Cumberland, dan pipa platinum di Afrika selatan.

2.2. Magmatik Akhir (Late magmatic).

Deposit magmatik akhir terdiri atas deposit mineral bijih yang mengkristal dari magma residual setelah pembentukan batuan silikat sebagai bagian akhir dari proses magmatik. Gejala yang sering diperlihatkan berupa pembentukan mineral-mineral kemudian yang memotong endapan magmatik awal, dicirikan oleh adanya reaction rim pada sekeliling mineral yang telah terbentuk. Deposit yang terbentuk berasal dari proses difrensiasi kristalisasi, akumulasi gravitatif dari heavy residual liquid, dan pemisahan liqud sulfide droplets (yang disebut liquid immiscibility), dan berbagai bentuk difrensiasi lainnya.


Perbedaan nyata antara proses magmatik awal dan akhir adalah deposit magmatik awal terbentuk pada tempat dimana tubuh intrusi batuan beku (magma) terbentuk dan setelah akumulasi mineral bijih membeku, tidak ada lagi perpindahan tempat. Sedang pada deposit magmatik akhir, kadang-kadang akumulasi tersebut masih berpindah dan diendapkan pada batuan samping.

2.2.1. Gravitative Liquid Accumulation

Residual Liquid Segregation

Pemisahan yang terjadi di dalam dapur magma oleh proses difrensiasi kristalisasi sudah terjadi mulai dari tahap awal sampai konsolidasi akhir. Karena mineral-mineral mafik mengkristal lebih dulu, maka magma residu yang lebih bersifat felsik menjadi sangat kaya akan silika, alkali, dan air. Kristal yang terbentuk pertama cenderung akan bergerak ke dasar dapur magma karena berat jenisnya lebih besar dari liquid residu-nya. Deposit mineral pada tipe ini terbentuk karena adanya proses difrensiasi kristalisasi dan akumulasi magma residual. Contoh endapannya adalah deposit Titanomagnetik di Bushveld.

Residual Liquid Injection

Liquid residual yang banyak mengandung logam yang terakumulasi di dalam dapur magma, sebelum terkonsolidasi, bisa mengalami pergerakan dan diinjeksikan ke tempat lain yang tekanannya lebih rendah (karena adanya tekanan dari batuan induk atau tekanan dari dalam magmanya sendiri) membentuk mineral-mineral berikutnya secara terkonsentrasi (Residual Liqud Injection).

2.2.2. Residual Liquid Pegmatitic Injection

Pembentukan pegmatitik dihasilkan dari injeksi fluida magmatik yang mengandung bahan-bahan mineral pembentuk batuan yang masih tersisa, air, karbondioksida, konsentrasi rare elements, mineralizers, dan logam. Beberapa deposit pegmatite memiliki deposit mineral berharga dan layak untuk dieksploitasi. Tubuh pegmatitik biasanya berupa intrusi dike atau intrusi irregular.

Pegmatit yang memiliki nilai ekonomi umumnya berasosiasi dengan batuan beku felsik seperti granit dan diorit. Deposit pegmatite dicirikan oleh dominasi kuarsa, feldspar, dan mika; mineral tersebut membentuk zonasi dari dinding (wall) ke inti (core) injeksi. Feldspar dan mika dominan pada bagian dinding hingga intermediet, kuarsa dominan pada bagian inti. Kristal-kristal besar pada zona inti dihasilkan dari fluiditas magma yang sangat tinggi (viskositas rendah) memungkinkan ion-ion dapat bergerak lebih cepat untuk membentuk muka kristal. Deposit logam yang cukup penting adalah tantalium, niobium, tin, tungsten, molybdenum, dan uranium. Disamping itu, terdapat pula deposit mineral industri seperti feldspar, mika, kuarsa, korondum, kriolit, gemstone, rare earth, dan mineral-mineral yang mengandung beryllium, lithium, cesium, dan rubidium.


2.2.3. Immiscible Liquid

Immiscible Liquid Segregation

Pada tahap ini, terjadi penetrasi larutan magma yang tersisa dan kemudian membentuk mineral-mineral berikutnya secara terkonsentrasi (Immiscible Liquid Separation & Acumulation). Skinner & Peck menemukan suatu larutan immiscible sulfide melt pada tahap akhir pendinginan lava Hawai yang jenuh akan sulfide sulfur

pada temperatur 1065oC. Sulfide-rich phases terdiri atas dua – yang pertama immiscible sulfide-rich liquid dan yang kedua adalah copper-rich pyrrhotite solid solution. Sulfide-rich liquid terdiri atas kombinasi pyrrhotite, chalcopyrite, dan magnetite. Larutan tersebut mengandung oksigen yang cukup banyak, yang menurunkan permukaan sulfide liquidus. Skinner & Peck menyimpulkan bahwa pada fase pertama yang mengkristal adalah copper-nickel-rich pyrrhotite solid solution. Jadi fase pertama kristalisasi immiscible sulfide liquid dapat mengkonsentrasikan copper dan nickel yang dapat menghasilkan suatu ore bodies yang komersial.

Vogt dalam Jensen & Bateman, 1981, melihat bahwa iron-nickel-copper sulfides larut sekitar 6 atau 7 persen dalam magma mafik dan selama pendinginan larutan tersebut memisahkan diri sebagai immiscible sulfide drops, yang kemudian terakumulasi pada dasar dapur magma dan membentuk liquid sulfide segregation.

• Dalam hal ini segregasi tersebut akan menyerupai akumulasi molten copper (matte) yang terkumpul pada bagian bawah tungku peleburan.

Sulfida-sulfida akan tetap dalam bentuk liquid hingga semua silikat mengkristal; karenanya sulfida-sulfida tersebut melakukan penetrasi dan merusak silikat yang terbentuk lebih dulu dan kemudian mengkristal disekitarnya. Jadi sulfida adalah mineral pyrogenic yang mengkristal paling akhir, dan karena sulfida-sulfida tersebut melakukan penetrasi dan merusak silikat yang terbentuk sebelumnya, kadan mereka dinterpretasikan sebagai hidrotermal.

Immiscible Liquid Injection

Jika fraksi yang kaya akan sulfida telah terakumulasi (seperti dijelaskan diatas) dan kemudian mengalami gangguan sebelum terkonsolidasi, fraksi tersebut akan mendesak ke dinding dapur magma membentuk celah atau membentuk daerah breksiasi pada batuan samping dan akhirnya terkonsolidasi membentuk immiscible liquid injection.

• Setelah proses-proses di atas terjadi (Early Magmatic Process dan Late Magmatic Process) jika magma asalnya banyak mengandung unsur volatile, maka unsure- unsur volatile tersebut bersama larutan sisa, disebut larutan magma sisa (rest magma) akan membentuk jebakan transisi ke pegmatitit-pneumatolitis.

• Apabila pembentukan deposit pegmatitit-pneumatolitis sudah berakhir, maka larutan sisa magmanya akan sangat encer, karena tekanan gasnya sudah menurun dengan cepat. Larutan terakhir ini akan membentuk jebakan hidrotermal.


III. METASOMATISME KONTAK

perubahan metamorfik yang disertai pengantaran material dari external source

Umumnya magma tidak sempat mencapai permukaan bumi, tapi terkonsolidasi di dalam kerak bumi. selama proses konsolidasi tersebut (1) emanasi fluida bertemperatur tinggi (selama atau sesaat setelah konsolidasi magma) menghasilkan efek pada invaded rock, dan (2) kristalisasi cenderung menyebabkan konsentrasi volatil dalam residual liquid bertambah, sehingga pada akhir konsolidasi terdapat volatil dalam jumlah besar yang akan bereaksi dengan batuan samping.

Efek emanasi magma pada batuan samping terdiri atas dua tipe, yaitu (1) efek panas tanpa aksesi dari magma yang menghasilkan metamorfisme kontak, dan (2) efek panas yang disertai aksesi dari dapur magma yang menghasilkan metasomatisme kontak. Kedua tipe tersebut agak sulit dibedakan, dalam kaitannya dengan deposit mineral metamorfisme kontak jarang menghasilkan deposit mineral yang cukup eonomis dan sebaliknya metasomatisme kontak sering menghasilkan deposit mineral yang ekonomik.

Metamorfisme kontak memperlihatkan sifat-sifat yang dipengaruhi oleh (1) endogene atau efek internal pada daerah diluar margin tubuh intrusif dan (2) exogene atau efek eksternal pada batuan yang kontak dengan intrusi magma.

Efek endogene berupa perubahan tekstur dan mineral pada border zone; mineral

pegmatit seperti tourmalin, beryl, atau garnet bisa ditemukan. Efek exogene terdiri atas baking atau pengerasan pada batuan samping dan

secara umum menyebabkan transformasi. Mineral lama diurai, dan ion-ionnya mengalami rekombinasi untuk membentuk mineral stabil pada kondisi tersebut. Sebagai contoh, mineral AB dan CD bisa ter-rekombinasi menjadi AC dan BD. Dalam impure limestone yang mengandung Calcium Carbonat, magnesium, iron, kuarsa dan lempung dapat terjadi alterasi seperti :

⇒ Calcium oksida + kuarsa → wollastonite

⇒ dolomit + kuarsa + air → termolite

⇒ dolomit + kuarsa + air + iron → actinolite

⇒ kalsit + lempung + kuarsa → grossularite garnet

Dalam semua alterasi tersebut komposisi kimia batuan hampir tidak ada perubahan. Alterasi semakin kuat pada daerah yang dekat dengan tubuh intrusi dan menghasilkan suatu metamorphic aureule disekitar intrusi dalam berbagai bentuk dan ukuran tergantung pada bentuk dan ukuran intrusi.

Metasomatisme kontak berbeda dengan metamorfisme kontak dalam hal banyaknya accessions dari magma yang terlibat dalam reaksi. Dalam reaksi metasomatik dengan batuan kontak, mineral baru yang terbentuk dibawah kondisi temperatur dan tekanan yang tinggi bisa terdiri atas sebagian atau seluruhnya berasal dari magma. Mineraloginya pun lebih bervariasi dan kompleks dibanding metamorfisme kontak, sedang depositnya terbentuk dengan baik terutama pada batuan calcareous.


3.1. PROSES DAN EFEK

Emanation membawa unsur-unsur yang me-replace the intruded rock membentuk mineral logam dan non-logam yang terdistribusi secara tidak teratur dalam contact aureule. Tapi tidak semua intrusi magma dapat menghasilkan deposit metasomatisme kontak berharga karena sangat terkait dengan tipe magma dan lingkungan pembentukannya. Magma harus mengandung unsur-unsur berharga, dan batuan kontak harus berupa batuan yang reaktif dan pada the invaded zone sebaiknya dapat dicapai oleh sirkulasi air konat dan air meteorik.

Temperatur. Semakin jauh dari zona kontak, temperatur semakin menurun. Penurunan tersebut (secara gradual selama pendinginan magma yang lambat) menyebabkan terjadinya zona mineralisasi disekitar tubuh intrusif. Disamping temperatur, zonasi tersebut juga sangat tergantung pada chemical gradient. Kehadiran mineral wollastonite, andalusite, sillimanite, kyanite, kuarsa, dan lain-lain,

mengindikasikan bahwa metasomatisme kontak terjadi pada temperatur antara 300o- 800oC, meski bisa juga (sangat jarang) terbentuk pada temperatur yang lebih tinggi.

Rekristalisasi, Rekombinasi, dan Accessions. Rekristalisasi dan rekombinasi mineral penyusun batuan terjadi pada alteration halo. Rekristalisasi adalah indikasi paling ringan dalam aksi kontak magma dengan invaded rock, terbentuk pada zona alterasi terluar. Rekombinasi ion-ion terjadi dengan penambahan material dari magma. Sebagai contoh, mineral AB dan CD te-rekombinasi menjadi AC dan BD, kemudian menjadi ACX dan BDY, dimana X dan Y adalah Accessions dari magma.

• Dolomit + kuarsa (+ temperatur tinggi) → tremolite, kemudian seiring dengan naiknya temperatur terbentuk forsterite, diopside, periclase, wollastonite, monticellite, spurrite, merwinite, dan larnite.

• Magmatic accession terutama terdiri atas logam-logam, silika, sulfur, boron, chloride, fluorine, potassium, magnesium, dan sejumlah sodium.

Perubahan Volume. Berbagai penelitian menunjukkan adanya ekspansi volume dalam metasomatisme kontak. Lingdren yang meneliti deposit metasomatik di Morenici, Arizona, menunjukkan jika CaO dalam 1cc CaCO3 dikonversi menjadi

andradit garnet, volume CaO akan berubah menjadi 1,40cc, atau terjadi ekspansi volume hampir setengah dari volume semula.

Tahap Pembentukan. Metasomatisme kontak mulai terjadi sesaat setelah intrusi dan berlanjut hingga setelah bagian terluar intrusif terkonsolidasi. Secara umum, tahap pertama terjadi rekristalisasi dan rekombinasi dengan atau tanpa accessions dari magma. Mineral yang pertama terbentuk adalah mineral-mineral silikat. Magnetit dan hematite kadang terbentuk bersamaan atau sesudah pembentukan mineral-mineral silikat tersebut, tapi secara umum kedua jenis mineral tersebut (silikat dan oksida) mendahului pembentukan mineral-mineral sulfida. Berturut-turut terbentuk pyrite dan arsenopyrite, disusul oleh pyrhotite, molybdenite, sphalerite, chalcopyrite, galena, dan paling akhir terbentuk sulfo-salts. Pada beberapa tempat, sulfida ditemukan terbentuk bersamaan dengan silikat, namun ini sangat jarang terjadi.

Transfer material antara fluida magmatik dengan batuan samping terutama terjadi pada periode akhir konsolidasi magma, yaitu setelah pendinginan border atau chill zone dan selama akumulasi magma sisa dimana mineralizer mulai terbentuk.


3.2. HUBUNGAN METASOMATISME KONTAK DENGAN INTRUSI

Pembentukan deposit metasomatisme kontak sangat tergantung pada komposisi magma, batuan induk (host rock), dan kaitan antara ukuran dan kedalaman tubuh intrusif. Tubuh ekstrusif juga menghasilkan efek pada batuan samping seperti baking, pengerasan, atau efek lain pada daerah kontak, tapi sangat jarang menghasilkan deposit mineral.

Komposisi Intrusi. Efek metamorfisme dapat terjadi pada semua jenis magma, tapi metasomatisme kontak umumnya hanya terbentuk pada intrusi yang bersifat intermediet hingga felsik. Jarang deposit yang dijumpai pada intrusi mafik dan hampir tidak ada dalam intrusi ultramafik. Penyebabnya adalah karena pada material felsik lebih banyak mengandung fluida dibanding material mafik.

Ukuran dan Bentuk Intrusi. Umumnya deposit metasomatik kontak berasosiasi dengan tubuh intrusi yang berukuran besar seperti stocks dan batholith. Jarang ditemukan deposit yang berasosiasi dengan intrusi yang lebih kecil seperti laccolith, sill, ataupun dike. Disamping itu, tubuh intrusi yang membentuk kontak dengan kemiringan landai dengan batuan samping menghasilkan zona mineralisasi yang lebih luas dibanding kontak intrusi dengan kemiringan besar.

Kedalaman Intrusi. Kedalaman intrusi adalah faktor yang penting dalam pembentukan deposit metasomatisme, karena deposit hanya terbentuk pada batuan dengan massa dasar granular, yang mengindikasikan pendinginan yang relatif lambat pada kedalaman yang besar (±1000~2100m). Tidak adanya deposit pada batuan dengan tekstur glassy atau afanitik yang mengindikasikan pendinginan yang cepat pada kedalaman dangkal, menunjukkan bahwa kondisi dekat permukaan tidak cocok untuk pembentukan deposit metasomatik.

Alterasi pada Intrusi. Tubuh intrusi juga mengalami alterasi selama terjadinya metamorfisme kontak. Epidote misalnya, adalah mineral utama dalam tubuh intrusi yang kemungkinan dihasilkan dari absorpsi CaO dan CO2 dari the invaded rock.

Mineral lain yang terbentuk dengan cara yang sama adalah sebagian garnet, vesuvianite, chlorite, diopside, disamping serisitisasi yang juga kadang ditemukan.

3.3. HUBUNGAN METASOMATISME KONTAK DENGAN THE INVADED ROCK

Karakter dan penyebaran alterasi pada the invaded rock tergantung pada komposisi dan struktur (baik primer maupun sekunder) the invaded rock tersebut.

Komposisi The Invaded Rock. Batuan karbonat adalah batuan yang paling penting dalam pembentukan deposit metasomatik. Pure limestone dan dolomit mudah mengalami rekristalisasi dan rekombinasi dengan elemen-elemen dari external source. Sedang kehadiran unsur-unsur pengotor seperti silika, alumina, dan besi dalam impure carbonate rocks memungkinkan terbentuknya lebih banyak kombinasi mineral. Batupasir juga mengalami rekristalisasi menjadi kuarsit dan kadang mengandung pula mineral-mineral metasomatik. Serpih (shale) dan slate teraltersi menjadi hornfels yang mengandung andalusite, sillimanite, staurolite, dan garnet, namun secara umum batuan-batuan argillaceous jarang mengandung deposit metasomatisme yang bernilai ekonomis.


Tin

Lead

Gold

Tungsten

Struktur The Invaded Rock. Struktur yang terdapat pada the invaded rock baik primer maupun sekunder, seperti kemiringan bidang perlapisan dan sesar, mempengaruhi luas dan posisi zona metasomatik kontak. Kemiringan perlapisan yang condong kearah tubuh intrusi sangat baik untuk pembentukan zona metasomatik. Demikian juga sesar dapat menjadi channelway untuk fluida metasomatik menyebar.

3.4. DEPOSIT METASOMATISME KONTAK

Deposit metasomatisme kontak umumnya ukurannya relatif kecil dengan dimensi sekitar 30 - 120m, distribusinya tidak merata di dalam contact aureule dan cenderung terkonsentrasi pada sisi tubuh intrusi yang landai. Bentuknya umumnya irregular atau mengikuti bidang perlapisan, kekar-kekar, atau struktur lainnya.

Mineral-mineral gang yang biasa ditemukan dalam deposit metasomatik antara lain adalah grossularite dan andradite garnet, hedenbergite, tremolite, actinolite, wollastonite, epidote, zoesite, vesuvianite, diopside, forsterite, anorthite, albite, fluorite, chlorite, mika dan lain-lain. Kuarsa dan mineral-mineral karbonat selalu ditemukan. Sebagai tambahan, silikat yang mengandung mineralizers seperti tourmaline, axinite, scapolite, ludwigite, chondrodite, dan topaz, kadang-kadang ditemukan juga.

Mineral bijih terdiri atas oksida, logam murni (native), dan sulfida, arsenides, dan sulfo- salts. Bijih oksida terdiri atas magnetite (paling banyak), ilmenite, hematite (specularite), corondum, dan spinel. Logam murni yang paling banyak adalah graphite, sedang emas dan platinum dijumpai dalam jumlah sedikit. Sulfida terutama terdiri atas base-metal sulfides. Kadang juga ditemukan sulfo-arsenides dan antimonides, tellurides, sceelit, dan wolframit.

Tabel 3.1 Tipe-tipe deposit mineral, mineral utama, dan contoh deposit yang terbentuk oleh Metasomatisme Kontak (Bateman & Jensen, 1981)

Deposit Chief Minerals Example of Deposit Iron Magnetite and hematite Cornwal. Pa. Mex Copper (Tembaga)

Chalcopyrite and bornite, with pyrite, pyrhotite, sphalerite, molybdenite, and iron oxides

Some deposits of Morenci and Bisbee, Arizona

Zinc Sphalerite with magnetite, sulfides of iron and lead Hanover, N. Mexico

Galena, magnetite,and sulphides of iron, copper,

and zinc Magdalena, N. Mexico

Cassiterite, wolframit, magnetite, scheelite,

pyrrhotite Pitkaranta, Finland

Scheelite and minor sulphides, or wolframit with

molybdenite and minor sulfides Mill City, Nevada

Molybdenum Molybdenite, pyrite, garnet Yetholm, Australia Graphite Graphite and contact silicates South Australia

Gold with arsenopyrite, magnetite, and sulfides of

iron and copper Cable, Mont.; Suan, Korea

Silver Argentite, native, argentiferous galena Bingham district-Lark and

U.S. Mines Manganese Manganese and iron oxides and silicates Langban, Swedwn

Emery Magnetite and corondum, with ilmenite and spinel Virginia, Peekskil, N.Y.;

Turkey; Greece Garnet Garnet and silicates

Corondum Corondum with magnetite, garnet, and other silicates

Peekskil, N.Y.; Chester, Mass.


IV. HIDROTERMAL

Proses pembentukan bijih secara primer pertama kali terbentuk dalam dapur magma, yang diikuti oleh proses-proses di luar dapur magma selama dan sesaat setelah proses konsolidasi berlangsung.

Hydrothermal mineralizing solution sebagian berasosiasi dengan magma dan sebagian lagi tidak. Istilah hidrotermal secara harfiah diartikan sebagai air panas, dan air panas bisa saja berasal dari proses lain selain proses magmatik. Dia bisa berupa air meteorik atau air konat atau kandungan air yang dilepaskan dari dalam batuan selama proses metamorfisme dan membentuk larutan hidrotemal. Menurut Helgeson, larutan hidrotermal adalah larutan yang kental, weakly dissociated, dan larutan elektrolit yang

kaya akan chloride. Dengan kandungan chloride dan hadirnya ion H+, menunjukkan bahwa bahwa larutan hidrotemal tersebut bersifat asam. Tentu saja hal ini sangat

tergantung pada derajat disosiasi HCl menjadi ion H+ dan Cl-. Pada temperatur 100oC atau kurang, HCl hampir komplit mengalami disosiasi dan pH menjadi rendah.

Lingdren berdasarkan pada temperatur, tekanan dan asosiasi mineral deposit hidrotermal, membagi deposit hidrotermal kedalam tiga kelas :

1. Hipotremal : Deposit hidrotermal yang terbentuk pada temperatur tinggi (300o

– 500oC) dan tekanan sangat tinggi didekat intrusif

2. Mesotremal : Deposit hidrotermal yang terbentuk pada temperatur intermediet

(200o – 300oC), tekanan tinggi, dan terletak cukup jauh dari intrusif.

3. Epitermal : Deposit hidrotermal yang terbentuk pada temperatu rendah (50o –

200oC), tekanan menengah, dan terletak jauh dari intrusif. Buddington menambahkan dua kelas :

4. Teletermal : Deposit hidrotermal yang terbentuk setelah larutan bermigrasi jauh dari intrusif dimana kemungkinan sebagian materialnya tidak berasal dari intrusif, temperatur dan tekanan rendah.

5. Xenotermal : Deposit hidrotermal yang terbentuk oleh larutan dekat permukaan pada kondisi temperatur awal dan tekanan awal tinggi menyebabkan terjadinya reaksi dan pengendapan yang cepat

Dalam perjalanan melewati batuan, larutan hidrotermal secara berangsur mengendapkan mineralnya dalam bentuk (1) pengendapan dalam berbagai jenis bukaan (cavity filling) dalam batuan, membentuk cavity-filling deposits, atau (2) replasemen metasomatik dalam batuan membentuk replacement deposits. Pengisian bukaan oleh presipitasi bisa bersamaan dengan replasemen batuan samping. Namun secara umum, terjadi gradasi antara kedua tipe deposit mineral tersebut. Replasemen dominan terbentuk relatif dekat dari tubuh intrusif dan dibawah kondisi temperatur dan tekanan yang tinggi menghasilkan deposit hipotermal. Pengisian bukaan terbentuk relatif jauh dari tubuh intrusif dan dibawah kondisi temperatur dan tekanan yang rendah yang menghasilkan deposit epitermal. Sedang pada deposit mesotermal, kedua bentuk tersebut dapat ditemukan.

4.1. PRINSIP DASAR PROSES HIDROTERMAL

Proses hidrotermal menghasilkan deposit mineral yang merupakan sumber suplai utama dari berbagai jenis mineral seperti emas, perak, tembaga, timah, antimon, kobalt, merkuri, molybdenum, uranium, tungsten, fluorspar, barite, gems, dan lain-lain.


Beberapa hal yang menjadi syarat pembentukan deposit hidrotermal adalah :

1. Tersedia mineralizing solutions (mineralizers) yang cukup banyak untuk melarutkan dan menjadi media transport bahan-bahan mineral,

2. Tersedianya bukaan (opening) dalam batuan sebagai saluran migrasi larutan hidrotermal,

3. Tersedia tempat untuk pengendapan kandungan mineral, 4. Reaksi kimia yang menghasilkan deposit, dan 5. Konsentrasi larutan cukup mengandung bahan-bahan mineral deposit untuk

membentuk deposit yang baik.

Kandungan volatile dan larutan mineral yang memiliki titik beku yang cukup rendah tersebut dikenal dengan istilah mineralizers. Mineralizers ini mengandung (1) elemen bersifat mobil dalam jumlah cukup banyak dalam batuan, (2) elemen seperti tembaga, lead, zinc, perak, emas dan lain-lain; LIL (large-ion lithophile), (3) elemen seperti Li, Be, B, Rb, dan Cs; dan (4) dalam jumlah cukup banyak berupa alkali, alkali earth, dan volatile khususnya Na, K, Ca, Cl, dan CO

2. Kesemuanya itu memegang peranan penting dalam transportasi metal pada proses

hidrotermal.

4.1.1. Pergerakan Larutan Hidrotermal Melalui Batuan

Pergerakan larutan hidrotermal dari sumber ke tempat pengendapan sangat tergantung pada tersedianya bukaan (opening) dalam batuan, sedang pembentukan tubuh bijih yang besar tergantung kepada banyaknya suplai material yang bisa terangkut melalui bukaan tersebut. Dengan demikian bukaan tersebut harus saling berhubungan antara satu dengan lainnya. Berbagai tipe bukaan dalam batuan yang dapat menjadi saluran migrasi larutan disajikan pada tabel 3.1.

Pore spaces Crystal lattices

Tabel 3.1. Tipe-tipe bukaan dalam batuan

Original Cavities

Cooling cracks Igneous breccia cavities

Vesicles or ―blow holes‖ Lava drain channel

Fissures, with or without faulting Shear-zone cavities

Induced Channel

Bedding Planes

Volcanic pipes Tectonic pipes

Cavities due to folding and warping Saddle reefs Pitches and flats

Anticlinal and synclinal cracking and slumping

Collapse breccias Solution caves Rock alteration openings

Porositas. Porositas batuan adalah persentase pori dalam batuan. Pada batuan dengan butiran berbentuk bulat, kisaran posositas dari minimum 25,95% dan maksimum 47,64%. Namun perlu diingat bahwa butiran batuan tidak pernah sepenuhnya bulat. Material berbentuk angular memiliki porositas yang lebih besar dibanding yang berbentuk bulat, dan material berukuran halus relatif lebih besar posositasnya dibanding material berukuran kasar.


Persentase porositas dari beberapa sampel batuan adalah sebagai berikut :

Rata-rata Maksimum Minimum

Granit Batugamping Batupasdir Oil sands Batulempung

0,369 4,88 15,9 19,4

28,43

0,62 13,36 28,28

0,19 0,53 4,81

Permeabilitas. Permeabilitas adalah kemampuan material meluluskan air. Permeabilitas tergantung pada porositas batuan, tapi batuan yang porous belum tentu permeabilitasnya bagus. Permeabilitas tergantung pada ukuran pori, banyaknya pori, dan interkoneksi antar pori. Beberapa lava vesikular berporositas tinggi, tapi karena tidak salin berhubungan menyebabkan permeabilitasnya rendah.

Pore Spaces. Pori batuan adalah ruang antar butiran. Pore spaces ini menyebabkan batuan menjadi permeabel dan memungkinkan transport dan akumulasi bijih-bijih, petroleum, gas, dan air.

Bedding Planes. Kenampakan pada formasi sedimen berupa bidang perlapisan.

Vesicles or ―Blow Holes‖. Vesicles ar ―blow holes‖ adalah bukaan yang dihasilkan oleh ekspansi vapor seperti terlihat pada bagian atas beberapa aliran lava basal. Jika vesicle tersebut terisi disebut amygdaloid.

Volcanic Flow Drains. Volcanic Flow Drains terbentuk pada aliran lava manakala sisi luar lava telah solid dan lava cair pada bagian dalam keluar membentuk pipa/saluran.

Cooling Cracks. Terbentuk sebagai hasil kontraksi betuan beku yang mendingin. Cooling cracks bisa berbentuk blok, paralel, atau irregular.

Fissures. Fissures adalah bukaan berbentuk tabular memanjang dalam batuan. Terbentuk oleh gaya kompresi, tensile, atau torsion yang bekerja pada batuan dan kadang diikuti oleh patahan. Jadi patahan termasuk fissures, tapi tidak semua fissures diikuti oleh patahan. Fissures ini merupakan saluran yang sangat baik untuk transportasi larutan. Jika fissures tersebut terisi oleh logam atau mineral, disebut fissures veins.

Folding and Warping. Pelenturan dan lipatan lapisan sedimen menghasilkan bentuk : (1) bukaan saddle reef pada puncak lipatan yang tertutup, (2) pitches and flats adalah bukaan yang terbentuk oleh pemisahan lapisan pada gentle slumping, dan (3) longitudinal cracks sepanjang puncak antiklin atau sinklin.

Igneous breccia Cavities. Breksi batuan beku ada dua tipe, yaitu : breksi vulkanik yang membentuk aglomerat dan breksi intrusif.

Volcanic Pipe. Pada saat terjadi aktifitas vulkanik terbentuk bukaan berbentuk pipa akibat adanya material yang terlempar keluar. Material yang terlempar keluar tersebut kadang kembali jatuh ke dalam lubang vulkanik membentuk breksi dan menyisakan ruang antar fragmen.


Tectonic Breccia, Collapse Breccia, etc. Breksi juga bisa terbentuk akibat adanya penghancuran pada batuan brittle disebabkan oleh lipatan, sesar, intrusi atau berbagai gaya tektonik lain. Sama seperti breksi yang terbentuk pada volcanic pipes, fragmen breksi yang terkonsolidasi menyisakan ruang antar fragmen.

Rock Alteration Openings. Batuan yang mengalami alterasi bersifat lebih porous dibanding batuan yang tidak teralterasi.

Pergerakan larutan melalui batuan umumnya melalui bukaan yang berbentuk fissures karena sifatnya yang saling berhubungan, atau melalui bukaan lain yang lebih kecil seperti shear zone, lapisan lava vesikuler, atau sedimen yang porous.

Disamping tersedianya bukaan, ukuran butir partikel batuan juga cukup penting dalam pembentukan deposit hidrotermal, bukan hanya dalam kaitannya dengan pergerakan larutan dalam batuan, tapi juga dalam kaitannya dengan reaksi kimia antara batuan samping dengan larutan. Batuan dengan ukuran partikel kecil (seperti claystone) menunjukkan luas permukaan yang kontak dengan larutan lebih besar dari batuan dengan ukuran partikel besar (seperti sandstone), hal ini memungkinkan terjadinya reaksi kimia yang lebih banyak antara batuan dengan larutan. Sedang ukuran porinya sangat kecil sehingga permeabilitasnya menjadi rendah. Kondisi demikian memang kurang baik untuk migrasi larutan, tapi sebaliknya sangat baik untuk pengendapan mineral.

Pengendapan mineral terjadi seiring dengan turunnya temperatur dan berkurangnya tekanan dalam larutan. Turunnya temperatur sangat tergantung pada jumlah larutan yang bergerak dan kapasitas batuan samping untuk menerima panas dari larutan. Sementara akan berkurang seiring dengan semakin berkurangnya kedalaman akibat pergerakan larutan relatif ke atas.

4.2. ALTERASI BATUAN SAMPING DAN GANGUE

Batuan samping (country rock) yang ditempati deposit bijih dari proses hidrotermal, hampir selalu memperlihatkan adanya efek reaksi yang dihasilkan dari fluida panas yang mengalami sirkulasi menuju kesetimbangan. Efek tersebut berbentuk selubung (isolasi) yang membatasi antara batuan segar dengan terobosan magma sisa. Selubung tersebut disebut alterasi batuan samping.

Alterasi hidrotermal adalah setiap perubahan komposisi mineral batuan (baik fisik maupun kimia) karena pengaruh fluida hidrotermal. Alterasi bisa disebabkan antara lain oleh :

1. Diagenesis dalam sedimen 2. Proses regional, termasuk metamorfisme 3. Proses postmagmatic atau postvolcanic yang berasosiasi dengan proses

pendinginan 4. Proses mineralisasi langsung

Adapun faktor-faktor yang mempengaruhi bentuk dan intensitas alterasi hidrotermal adalah :

1. Karakteristik dan komposisi batuan induk (host rock) 2. Komposisi fluida hidrotermal yang meliputi Eh, pH, tekanan vapor, komposisi

anion-kation, dan derajad hydrolysis.


3. Kondisi temperatur dan tekanan dan perubahan fase hidrotermal

4. Perubahan akibat penguraian unsur-unsur dalam larutan, seperti penguraian H2S yang menyebabkan larutan menjadi lebih asam.

Luas daerah alterasi untuk setiap deposit sangat bervariasi, kadang bisa mencapai beberapa kilometer jika alterasi tersebut dipengaruhi oleh a network of vein. Perubahan minor dalam distribusi mineral gangue bisa menunjukkan arah penyebaran vein yang mengandung bijih.

HgS

Mineral Bijih Ore Minerals

Mineral Gang Ganggue Minerals

m k

Wall-rock Alteration

Epithermal

G e n e r Mesothermal a l i z e d

Hypothermal

Sb2S3

Au

Barren

AgS

PbS

ZnS

CuFeS2

Au FeAsS

MoS2

CaWO4

a r k a

AgS s i t

Ag3SbS3

Cu12Sb4S13

p i r i t

Bi

(Fe,Mn)WO4

a l s e d o n s

i d e r i t

ku k a a r l s s a i

t

b a r

r f i o l t V d u a o o

r k r

r i i o t a s b i l t

e

S e q u e n c e

Montmorillonite

Kaolinite

Chlorite Carbonates

Sericite Quartz Pyrite

Metasomatik kontak Contact Metasomatic

SnO2

Fe3O4 CaWO2

Diopsit Garnet

Idocrase Tremolit

Diopside

Garnet Idocrase

Pegmatik pegmatite

SnO2

LiAlSi2O6

Be3Al2Si6O18 o t r u t r o m k a

l l

Quartz Muscovite

Tourmaline Topaz

(Fe,Mn)(Nb,Ta)2O6 a i s n

Gambar 4.2. Kondisi kimia dan mineralogi secara umum yang berasosiasi dengan zona epi- meso-hypothermal, metasomatik kontak, dan pegmatik (D. Garlick).


Reaksi yang penting untuk alterasi ada beberapa tipe yaitu :

1. Hidrolisis; Hidrolisis batuan samping sangat penting karena berfungsi untuk : a. merubah anhydrous silicates seperti feldspar menjadi hydrolyzed. b. Mempertahankan pH fluida yang pada gilirannya mempengaruhi

solubility dan hubungan asosiasi-dissosiasi dalam fluida. Hydrolisis mengontrol transfer K+, Na+, Ca2+, Mg2+, dan ion-ion lainnya dari batuan silikat ke dalam larutan (solution).

2. Hydration-Dehydration 3. Metasomatisme alkali atau alkali tanah 4. Serpentinisasi mineral olivin dan rombik-piroksin 5. Kloritisasi mineral-mineral ferromagnesian 6. Saussuritisation atau alterasi basic plagiclase menjadi sodic plagioclase,

epidote, kalsit, dan lain-lain. 7. Uralitisation atau alterasi piroksin menjadi amfibol 8. Propylitisation atau alterasi batuan beku berbutir halus (terutama andesit)

menjadi klorit, epidot, serisit, dan lain-lain 9. Kaolinitisation atau alterasi feldspar menjadi mineral lempung.

4.3. DEPOSIT MINERAL YANG DIHASILKAN

Pengisian celah (cavity filling) adalah pengendapan larutan mineral dalam bukaan yang terdapat pada batuan samping (rock opening). Larutannya sendiri bisa dalam kondisi cair atau kental, panas atau dingin, dan berasal dari magmatik atau bukan. Umumnya mereka dalam bentuk cair dan panas. Mineral pertama tumbuh dari dinding bukaan kearah dalam bukaan.

Dalam beberapa kasus, satu atau beberapa mineral terendapkan pada semua bagian dinding bukaan menghasilkan homogeneus atau massive ore. Dalam bukaan juga kadang terlihat adanya crustificatian atau adanya perulangan pengendapan mineral dari arah luar ke arah dalam bukaan. Perulangan tersebut bisa dalam bentuk simetris jika terjadi perulangan secara sistematis (123454321) atau bentuk asimetris jika perulangannya tidak sistematis (acbdbebfbgbka). Perulangan asimetris bisa terjadi jika ada reopening pada deposit yang telah terbentuk sebelumnya, misalnya pertama terendapkan abba yang kemudian setelah reopening celah abba diisi oleh mineral lain c,d,e,f, dan seterusnya.

Jika pengendapan mineral terjadi disekeliling fragmen-fragmen breksi, maka dihasilkan cockade ore. Jika kristal mineral utama tumbuh dari dinding kearah dalam bukaan, terbentuk comb structure. Jika pengisiian bukaan tidak komplit dalam seluruh bukaan batuan, terbentuk vugs yang kadang bisa dimasuki manusia.

Pengisian celah meliputi dua proses utama, yaitu : (1) pembentukan bukaan, dan (2) pengendapan mineral. Keduanya bisa terjadi secara bersamaan, namun umumnya keduanya terbentuk secara terpisah.

Deposit pengisian celah (cavity filling) ditemukan dalam bentuk-bentuk berikut :

1. Fissure veins; tubuh bijih berbentuk tabular yang meliputi satu atau lebih fissure. Fissure veins adalah bentuk deposit cavity filling yang paling penting dan paling banyak ditemukan. Fissure veins terbentuk (1) oleh stresses yang bekerja pada kerak bumi dan bisa diikuti oleh pen-sesar-an, dan (2) oleh gaya dari dalam tubuh intrusi selama mineralisasi berlangsung. Vein matter pada


fissure terdiri atas beberapa mineral gang dan bijih. Tidak seperti pada deposit cavity filling lainnya, fissure veins umumnya mengandung lebih dari satu mineral gang seperti kuarsa, kalsit, dan rhodochrosite. Mineral bijih yang sering ditemukan dalam kelas ini adalah gold, silver, silver-lead, copper, lead, zinc, tin, antimony, cobalt, mercury, molybdenum, uranium, tungsten, fluorspar, barite, dan gems. Beberapa bentuk fissure veins adalah :

a. Chambered veins; jika dinding fissure veins berbentuk irregular dan ter- breksiasi terutama pada hanging wall-nya.

b. Dilation (lenticular) veins dalam batuan sekiss; jika fissure veins berbentuk lensa gemuk yang saling berhubungan.

c. En echelon veins dalam batuan sekiss; jika fissure veins berbentuk lensa gemuk yang tidak saling berhubungan.

d. Sheeted veins; kelompok fissure veins yang rapat dan paralel. e. Linked veins; kelompok fissure veins yang paralel dan dihubungkan oleh

diagonal veinlets. 2. Shear-zone deposits; tubuh bijih yang tipis, melembar, bukaan yang saling

berhubungan sehingga sangat baik dalam pembentukan deposit cavity filling. Bijih yang sering ditemukan dalam bentuk ini adalah gold dan pyrite.

3. Stockwork; veinlet pembawa bijih berukuran kecil, membentuk network, dan saling berhubungan. Bijih yang biasa ditemukan dalam bentuk ini adalah tin, gold, silver, copper, molybdenum, cobalt, lead, zinc, mercury, dan asbestos.

4. Saddle reef; suatu celah (ruang) pada puncak lipatan antiklin berbentuk sadel kuda, yang kemudian terisi dengan deposit cavity filling.

5. Ladder veins; vein pendek yang biasanya adalah cabang dike. 6. Pitches and flat- fold cracks 7. Breccia-filling deposits, volcanic, collapse, and tectonic 8. Solution cavity filling : cave, channel, and gash vein 9. Pore-space filling 10. Vesicular filling.

Metasomatic replacement atau simply replacement adalah proses yang sangat penting dalam pembentukan deposit mineral hipotermal, mesotermal, dan penting dalam pembentukan deposit mineral epitermal. Metasomatic replacement umumnya menghasilkan deposit mineral-mineral bijih seperti iron, copper, lead, zinc, gold, silver, tin, mercury, molybdenum, manganese, barite, fluorite, magnesite, dan kyanite. Bentuk depositnya adalah disseminated, massive, dan lode.


V. GENESA DEPOSIT TEMBAGA PORFIRI

Tambang tembaga tertua yang diketahui terletak di Maadi pada zaman pra-dinasti Egiptian sekitar 10 km dari Kairo dan artefak tembaga yang ditemukan menunjukkan bahwa industri peleburan bijih tembaga telah dimulai sejak 3300SM. Di Zambia juga ditemukan tambang tembaga di daerah Bwana Mkubwa dekat Ndola. Selanjutnya diketahui pula bahwa di Asia Kecil dan Siprus telah ada peleburan dan pengolahan tembaga, dan mencapai puncaknya pada zama Egiptian (Bowen & Gunatilaka, 1977).

Catatan sejarah menunjukkan bahwa antara tahun 1580 – 1850 produksi tembaga per tahun 10.000 ton. Jadi pada saat itu, hanya deposit tembaga berkadar tinggi yang telah dieksploitasi. Di Eropa Utara, bijih tembaga yang ditambang pada tahun 1540 berkadar 8% tembaga. Pada tahun 1890 deposit tembaga berkadar 6% tembaga sudah mulai digarap dan menjelang 1906, berkat kemajuan teknologi penambangan, deposit tembaga dengan kadar 2% tembaga sudah dianggap ekonomis.

Dewasa ini Amerika Serikat, Kanada, Cili, Peru, dan Zambia merupakan negara- negara penghasil tembaga utama dunia. Sedangkan negara-negara konsumen tembaga utama adalah Eropa barat, Jepang, dan negara-negara di Amerika Utara. Penggunaan tembaga umumnya adalah untuk keperluan industri listrik, telekomunikasi, keteknikan, transportasi, dan lain-lain. • Meski terdapat logam pengganti tembaga, seperti aluminium, kenyataan

menunjukkan bahwa kebutuhan akan tembaga terus meningkat seiring dengan kemajuan teknologogi dan taraf hidup masyarakat yang membaik.

Sistem pengolahan tembaga dilakukan dengan ekstraksi tembaga, dimana tembaga dipisahkan dengan cara flotasi. Bijih tembaga pekat dari flotasi tersebut kemudian dibakar dalam tanur pada temperatur tinngi sehingga tembaganya memisah. Pengolahan tahap akhir dilakukan dengan elektrolisis atau pemurnian tembaga (Moeller, 1968).

5.1. HAKEKAT DAN KLASIFIKASI TEMBAGA

Tembaga adalah salah satu unsur transisi periode keempat dan anggota golongan IB dalam sistem periodik. Sebagaimana unsur transisi lainnya, tembaga juga merupakan logam padat dengan sifat kimia seperti pada tabel 5.1. Unsur ini di alam dapat berbentuk logam bebas atau dalam bentuk senyawa-senyawa sulfida dan oksida, berwarna merah tembaga, berat jenis 8 dan kekerasan 3.

Tabel 5.1 Sifat kimia tembaga (Goates, 1981)

Sifat Kimia Tembaga (Cu) Jari-jari Atom (A)

Titik leleh (oC)

Elektronegativitas Konfigurasi elektron Tingkat oksidasi Nomor atom Berat atom

Titik didih (oC)

1,28 1080

1,8

3d10

4s1

+1, +2, +3 29

63,54 2310


Berdasarkan asosiasi batuannya, Jacobsen (1975) dalam Bowen dan Gunatilaka (1977) telah membagi deposit tembaga ke dalam empat kategori yang terdiri atas :

1. Plutonik; termasuk kompleks ultramafik dan mafik, kompleks karbonat dan porfiri, dan pirometasomatik skarn

2. Hidrotermal; termasuk vein hidrotermal, replasemen dan bijih pipa breksi (breccia pipe ores).

3. Volkanogenik; termasuk stratabound massive base metal sulphides dan disseminated sulphides dalam tufa dan aglomerat.

4. Sedimen; termasuk deposit yang terbentuk dalam lapisan merah kontinen (continental red beds) dan calc-arenites.

Sebenarnya keempat kelas tersebut di atas sedikit banyak telah mengalami pengaruh hidrotermal. Alasan untuk memisahkan hidrotermal ke dalam kelas tersendiri karena kenyataan menunjukkan bahwa sebagian deposit tembaga yang berhubungan genetik dengan hidrotermal, seperti tipe deposit hidrotermal residu, tidak bisa dimasukkan ke dalam ketiga kelas lainnya. Contoh deposit tembaga seperti ini adalah deposit bijih tembaga Butte di Montana yang berasosiasi dengan vein berbentuk anyaman.

Selanjutnya dari keempat kelas di atas, terdapat empat jenis deposit tembaga utama yaitu (1) deposit bijih tembaga porfiri, (2) deposit bijih tembaga hidrotermal, (3) deposit bijih tembaga sedimen vulkanik, dan (4) deposit bijih tembaga stratiform.

Gambar 5.1 Total produksi per tahun dari empat jenis deposit tembaga utama dan umur relatif masing-masing deposit (Bowen dan Gunatilaka, 1977)

Dari histogram di atas, menunjukkan bahwa secara ekonomi, produksi tembaga terbesar berasal dari deposit porfiri yang juga merupakan deposit berumur relatif muda.

5.2. DEFINISI DEPOSIT TEMBAGA PORFIRI DAN PENYEBARANNYA

Istilah tembaga porfiri berasal dari hubungan mineralisasi tembaga dengan batuan plutonik. Deposit ini dicirikan oleh tembaga dan molibdenit dalam bentuk hamburan (disseminated) atau fenokris dalam batuan dengan tekstur porfiritik. Tembaga porfiri didefinisikan sebagai suatu deposit besar, berkadar rendah hingga menengah dalam


sulfida hipogen yang dikontrol oleh struktur primer dan umumnya berasosiasi dengan intrusi asam atau intermediat porfiri (Kirkham, 1971, dalam Guilbert dan Park, 1987).

• Deposit besar adalah untuk menggambarkan total produksi tembaga dari deposit tembaga porfiri yang sangat besar, sekitar 15 milyar ton per tahun.

• Deposit berkadar rendah hingga menengah adalah untuk menjelaskan konsentrasi tembaga dalam deposit tembaga porfiri. Umumnya kandungan tembaga berkisar antara 0,6 – 0,9% Cu, yang paling tinggi sekitar 1 – 2% Cu seperti di El Teniente dan Chuquimata, sedang yang paling rendah adalah 0,35% Cu hingga saat ini dianggap belum ekonomis. Mineral tembaga yang paling umum dijumpai adalah kalkopirit, sedang jenis lain seperti bornit dan kalkosit jumlahnya sangat kecil.

Umumnya deposit tembaga porfiri berumur post-Paleozoikum, khususnya antara kala Kapur dan Paleogen. Sillitoe (1972) dalam Bowen dan Gunatilaka (1977) menyatakan penyebaran tembaga porfiri tergantung pada tingkat erosi yang menyebabkan tersingkapnya rantai plutonik-vilkanik dan pembentukannya berhubungan erat dengan generasi magma pada zona-zona subduksi.

Deposit tembaga porfiri yang utama ditemukan pada daerah bagian barat benua Amerika yang memanjang dari Alaska, Kolumbia, Amerika Serikat (Wasington), Montana, Idaho, Kolorado, Utah, Nevada, New Mexico, Peru dan Cili bagian utara hingga Argentina, dan kemungkinan memanjang hingga Antartika. Sementara itu di bagian barat Pasifik ditemukan juga deposit tembaga porfiri memanjang dari Kepulauan Solomon, Papua New Guinea, Papua Barat, Kalimantan Timur, Filifina hingga Taiwan.

Tempat lain dimana deposit tembaga porfiri ditemukan adalah Rumania, Bulgaria, Iran, Pakistan, dan di negara-negara bekas Uni Soviet seperti Armenia dan Kazakhtan.

5.3. HUBUNGAN TEKTONIK LEMPENG DENGAN PEMBENTUKAN DEPOSIT TEMBAGA PORFIRI

Variasi gerakan arus konveksi pada lapisan astenolit mengakibatkan terjadinya tiga jenis pola gerakan lempeng bumi yaitu konvergen, divergen, dan transform. Sehubungan dengan pembentukan deposit tembaga porfiri, maka pola gerakan lempeng yang paling penting menurut Sillitoe (1972) dalam Bateman (1979) adalah konvergen dimana terjadi gerakan saling mendekati antara dua lempeng menyebabkan terjadinya suatu benturan, pembentukan palung dan banyak menimbulkan gempabumi serta gunungapi benua. Akibat benturan-benturan lempeng tersebut membentuk zona subduksi yang umumnya terjadi antara lempeng benua dan lempeng samudera, yang diikuti oleh peleburan sebagian akibat tekanan dan temperatur yang tinggi menghasilkan magma calc-alkali.


Gambar 5.2 Hubungan antara pembentukan deposit tembaga porfiri dengan zona subduksi

(Sillitoe, 1972, dalam Bateman, 1979).

Gambar 5.3 Hubungan penyebaran deposit tembaga porfiri dengan jalur subduksi

Mesozoikum-Kenozoikum (Sillitoe, 1972, dalam Bateman, 1979).

Kandungan logam di dalam magma calc-alkali umumnya berasal dari kerak samudera yang terdiri atas tiga layer, dimana layer 1 adalah endapan sedimen laut yang banyak mengandung logam, dan dibawahnya layer 2 dan 3 adalah basal dan gabro.

Sejak zaman Kapur terjadi gerakan konvergen antara benua Amerika dengan lempeng Pasifik disepanjang bagian barat Amerika. Tabrakan ini membentuk rantai vulkanik disepanjang jalur subduksi tersebut, sekaligus juga membentuk deposit tembaga porfiri. Sedangkan pada bagian barat Pasifik juga terjadi subduksi akibat gerakan lempeng Eurasia ke arah timur membentuk deposit tembaga porfiri di sepanjang bagian barat Pasifik termasuk kepulauan Solomon, Papua New Guinea, Jepang, dan lain-lain. Sementara itu gerakan relatif lempeng Eurasia dan Afrika membentuk juga deposit tembaga porfiri di Iran, Pakistan, dan Turki.


5.4. MEKANISME PEMBENTUKAN DEPOSIT TEMBAGA PORFIRI

Deposit tembaga porfiri dihasilkan melalui suatu proses geokimia-fisika dari rangkaian berupa magmatik akhir, magmatik hidrotermal, meteorik hidrotermal, hingga normal hidrotermal seiring dengan berkurannya kedalaman. Intrusi calc-alkali atau alkali menghasilkan batuan berkomposisi tertentu dari monzonit kuarsa hingga granodiorit atau diorit hingga senit. Batuan samping yang melarut ke dalam magma akan turut mempengaruhi komposisi magma danstruktur kemas magma. Umumnya deposit tembaga porfiri berukuran jauh lebih besar dari deposit hidrotermal lainnya. Bentuk deposit ini memperlihatkan bahwa struktur berskala besar ikut mengontrol mineralisasi dan kedalaman pembentukannya.

Gustafon dan Hunt, 1975, dalam Park dan Guilbert, 1986, yang menyelidiki proses pembentukan deposit tembaga porfiri di El Salvador Chili menyimpulkan tiga hal, yaitu :

1. Stok porfiri terbentuk di dalam atau di atas zona cupola dalam bentuk kompleks dike (dike swarm).

2. Transfer tembaga, logam lain dan sulfur ke dalam stok porfiri dan batuan samping terjadi karena adanya pemisahan fluida magma dan metasomatik secara menyeluruh.

3. Transfer panas dari magma ke batuan samping menyebabkan terjadinya sirkulasi airtanah.

Hampir semua deposit tembaga porfiri memiliki kondisi yang sama dengan kondisi di atas. Perbedaan proses tergantung pada kedalaman pembentukan, kehadiran airtanah, volume dan tingkatan magma, konsentrasi logam, sulfur, dan volatil lainnya.

Gambar 5.4 menunjukkan bahwa mineralisasi awal (b) terjadi pada kondisi airtanah minimum dan invasi larutan magmatik ke batuan samping menyebabkan terjadinya alterasi K-feldspar dari pusat invasi ke arah luar, membentuk zona alterasi potasik dan zona alterasi propilitik. Selanjutnya (c) invasi airtanah yang berkonveksi menghasilkan larutan meteorik hidrotermal dan bersama dengan larutan magmatik hidrotermal yang sudah ada sebelumnya disertai oleh penurunan temperatur yang tajam, membentuk serisit dan pirit yang memotong alterasi potasik-propilitik yang terbentuk duluan. Peristiwa ini menghasilkan zona altersi serisitisasi (phyllic) yang dikenal sebagai phyllic overprint. Tahap akhir (d) didominasi oleh larutan meteorik hidrotermal hingga normal hidrotermal membentuk zona alterasi argilik. • Pembentukan zona alterasi yang lengkap sangat tergantung pada kandungan dan

suplai airtanah dari batuan samping.

5.4.1. PROSES PEMISAHAN TEMBAGA SELAMA KRISTALISASI MAGMA

Ringwood dan Curtis (1955) dalam Bown dan Gunatilaka (1977) menjelaskan bahwa kandungan tembaga dalam magma basal sekitar 200 ppm, sebaliknya dalam magma ultrabasa dan granitis kandungannya hanya sekitar 20 ppm. Selama difrensiasi magma basal, kandungan Fe, Co, dan Ni cenderung terbentuk duluan dalam fraksinasi kristalisasi, sedang tembaga belum terbentuk dalam silikat atau bentuk lainnya dan cenderung menjadi konsentrasi residu dalam fraksi larutan. Tembaga akan cepat terbentuk tergantung pada fS2 (fugacity sulphur = tekanan parsial sulfur), fO2, dan pH

larutan. Tembaga dalam larutan tidak terbentuk dengan baik pada kondisi fS2 rendah.


Demikian pula pembentukan tembaga sebagai elemen chalcophile (logam-S) berlangsung dengan baik pada pH tertentu.

Houghton (1974) dalam Bowen dan Gunatilaka (1977) menerangkan pengaruh fS2 dan fO2 dalam pembentukan fase sulfida. Sulfur memisahkan diri dari larutan silikat dan digantikan oleh oksigen kemudian membentuk logam S (chalcophile). Reduksi dalam fO2 dikontrol oleh kristalisasi fraksinasi mineral yang kaya Fe-O. Dengan kata lain,

kelarutan sulfur dalam magma tergantung pada besarnya kandungan Fe2+. Kristalisasi fraksinasi akan meningkatkan fO2 dan tembaga dalam fraksi larutan, kemudian memisah dalam fase sulfida.

Pendinginan intrusi basa sangat jarang yang menghasilkan konsentrasi logam dalam fraksi hidrotermal. Hal ini karena kandungan air dalam magma primer sangat rendah. Magma basa baru bisa membentuk fluida hidrotermal setelah berasimilasi dengan material yang mengandung air. Jadi proses pengayaan untuk membentuk larutan bijih kurang efektif dalam magma basa dibanding dengan magma intermedit. Umumnya deposit porfiri berasosiasi dengan batuan beku intermedit. Hubungan genetik antara Cu-Mo dengan batuan intermedit terlihat pada penyebaran geografisnya seperti dalam zona alterasi-mineralisasi model Lowell-Guilbert yang akan dibahas kemudian. Zona tersebut menjelaskan bagaimana perubahan temperatur, tekanan, dan reaktifitas konveksi fluida dari pusat panas, dan sekaligus juga menerangkan bagaimana pergerakan fluida selama proses pendinginan berlangsung. Pembentukan bijih adalah mekanisme difrensiasi logam yang terkonsentrasi dari normal magma. Dalam kasus ini, asosiasi batuan bekunya akan menentukan kandungan logam yang terbentuk.

5.4.2. KONDISI MAGMATIK-HIDROTERMAL SELAMA PEMBENTUKAN DEPOSIT

TEMBAGA PORFIRI

Kehadiran air atau fase aquatik dalam magma selama pembentukan tembaga porfiri merupakan hal yang sangat penting. Kontak air dengan magma yang sedang memisah terjadi dalam beberapa tahap. Fluida hidrotermal pertama yang memisah relatif kaya akan CO2 dibanding fluida yang memisah kemudian. Juga fraksi awal banyak

mengandung klorida (NaCl>KCl>HCl>CaCl).

Kehadiran air dalam magma menurunkan temperatur kristalisasi. Burnham (1967) dalam Bowen dan Gunatilaka (1977) menjelaskan bahwa pada saat magma yang tidak jenuh mengintrusi lapisan permeabel yang mengandung fluida, perbedaan tekanan akan menyebabkan migrasi fluida tersebut. Jika tekanan fluida lebih besar dibanding tekanan hidrostatik, volatil akan keluar dari magma hingga tekanan kembali normal. Magma bisa jenuh dengan komponen volatil hanya jika tersedia cukup suplai fluida dari batuan samping, pada saat tekanan lebih besar dari tekanan litostatik. Sirkulasi konveksi fluida dapat terjadi karena perbedaan temperatur, kerapatan fluida dekat magma, dan masuknya fluida dingin dari sekitar magma. Pola sirkulasi dikontrol oleh permeabilitas batuan samping. Perbedaan temperatur yang besar bisa menyebabkan terjadinya pemusatan dan kristalisasi besar-besaran secara serentak dalam magma. Pada saat kristalisasi berlangsung pada suatu kisaran temperatur, pemisahan kristal komponen non volatil menyebabkan bertambahnya konsentrasi volatil dalam fraksi cairan dan selanjutnya menambah tekanan gas dalam larutan. Jika tekanan gas selama pendinginan dan kristalisasi lebih besar dari tekanan batas, akan menyebabkan terjadinya vesikulasi.


3 3 10 2 5 3 10 8

Proses pendinginan magma basa yang miskin air menyebabkan terjadinya breksiasi berskala besar. Bersamaan dengan bertambahnya permeabilitas, memungkinkan air meteorik ber-konveksi dan masuk ke dalam zona intrusi, sehingga redistribusi dan konsentrasi bijih dapat terbentuk.

5.4.3. PERUBAHAN GEOKIMIA SELAMA PEMBENTUKAN DEPOSIT

Pendinginan larutan hidrotermal dan reaksi dengan batuan samping meningkatkan

kandungan K+, Na+, dan Ca+ dari larutan klorida. Replasemen plagioklas pada

temperatur tinggi menjadi ortoklas dihasilkan dari subtitusi Ca+ dan Na+ menjadi K+. Alterasi dan presipitasi kuarsa (silisifikasi) diikuti oleh pembentukan molibdenit dan kemudian pada temperatur lebih rendah diikuti oleh logam-logam dasar sulfida lainnya. Pengendapan logam sulfida dalam jumlah tertentu tergantung pada keaktifan logam dan sulfur dalam larutan.

Alterasi batuan samping umumnya digunakan untuk menginterpretasi lingkungan kimia-fisika deposit bijih. Zona alterasi tersebut menunjukkan bahwa fluida pembawa

bijih mulai bermigrasi keluar dari stok porfiri pada temperatur 500o – 700oC.

Pada beberapa daerah tembaga porfiri, pola-pola struktur membantu dalam menentukan pola pengendapan bijih hidrotermal. Bukaan pada batuan (opening in rock) dapat menunjukkan berapa tingkatan pengendapan. Umumnya bukaan yang pertama pada deposit porfiri menunjukkan alterasi yang menghasilkan K-feldspar, muskovit, biotit, dan kumpulan Cu-Fe-S dengan kadar sulfur rendah.

Proses kimia yang penting dalam alterasi adalah hidrasi, dehidrasi, metasomatis kation dan metasomatis anion. Dalam hal ini, yang paling penting adalah hidrolisis atau

metasomatis ion H+. Beberapa perubahan geokimia yang terjadi adalah sebagai berikut : - Serisitisasi ortoklas :

3KalSi3O8 + 2H+ → Kal2AlSi3O10(OH)2 +2K

+ + 6SiO2

- Kloritisasi biotit :

2K(Mg,Fe) AlSi O (OH) + 4H+

- Kloritisasi albit : → Al(Mg,Fe) AlSi O (OH) + (Mg,Fe)

2+

+ 2K+

+ 3SiO2

2+ 3+

2+ 3+

2NaAlSi3O8 + 4(Mg,Fe) + 2(Fe,Al) + 10H2O → (Mg,Fe)4 ((Fe,Al)2 Si2O10(OH)8 + 4SiO2 +

- Serisitisasi klorit :

3+

2Na + 12H+

+ +

2Al(Mg,Fe)5AlSi3O10(OH)8 + 5Al

- Silisifikasi serisit :

+ 3Si(OH)4 + 3K

+ 2H → 3Kal2AlSi3O10(OH)2 + 10(Fe,Mg)

2+ + 12 H2O

Kal2AlSi3O10(OH)2 + 3Si(OH)4 + 10H+ → 3Al3+ + K+ + 6SiO2 + 12H2O

Dari reaksi di atas dapat dilihat bahwa secara kualitatif, sedikit atau banyak selama proses alterasi dapat dihasilkan ion H+. Meyer dan Hemley (1967) dalam Bowen dan Gunatilaka (1977) mencatat bahwa ion H+ jumlahnya kecil dalam alterasi propilitik dan K-feldspar, kemudian bertambah banyak dalam alterasi serisitisasi dan argilik.

Dalam hubungan antara larutan hidrotermal dan kumpulan mineral sulfida, oksida, dan alterasi batuan samping, parameter yang paling penting adalah fO2, fS2, dan pH


4

5.4.4. PERPINDAHAN BIJIH

Transportasi tembaga dalam jumlah besar terjadi pada fluida aquatik (fase aquatik) dimana bijihnya dapat meliputi semua atau sebagian larutan. Karena itu, pada proses pengendapan bijih hidrotermal, sifat larutan dan stabilitas mineral merupakan dasar yang sangat penting. Fluida aquatik pada temperatur dan tekanan tertentu mengandung logam dan sulfur dalam larutan sebagai ion atau molekul dalam jumlah besar untuk pembentukan bijih tembaga porfiri. Konsentrasi logam dapat berkisar

antara 1 – 104ppm. Dalam deposit hidrotermal, perbandingan antara total kandungan sulfur dengan total logam berat (heavy metal) cukup tinggi. Kenyataan bahwa kandungan sulfur dalam larutan (yang dapat mengikat logam) sangat besar dapat terlihat dari ditemukannya deposit sulfur murni pada beberapa deposit tembaga porfiri. Data inklusi fluida menunjukkan bahwa larutan bijih banyak mengandung alkali klorida (ditambah CO2, NH3, dan CH4) dan kandungan garamnya kadang sampai 50%. Hal ini

menunjukkan bahwa larutan bijih juga bereaksi dengan klorida selama transportasi.

Berdasarkan pH dan fO2, hanya lima jenis sulfur yang stabil dalam larutan aquatik, 2- 2- - -

yaitu SO4 , S , HS , H2S, HSO4 . Pada kondisi asam dengan temperatur rendah, sulfur -

yang paling penting untuk pembentukan logam kompleks adalah HSO4 (pH 2), sebaliknya S2- adalah basa kuat (pH 13) yang penting sebagai media transport bijih pada temperatur tinggi, dan selanjutnya pada temperatur sekitar 250oC, pH larutan berkisar antara pH 6-8 dimana pada kondisi ini SO 2-

paling penting. , HS-, H2S merupakan sulfur yang

Data kelarutan tembaga dalam larutan aquatik masih sedikit diketahui. CuFeS2 larut dalam air murni pada temperatur 350oC dan dalam air yang jenuh H2S pada temperatur di atas 200oC dengan tekanan 200 atm. Covelit larut H2S pada temperatur 200oC dengan tekanan 43 atm. Selanjutnya pada temperatur rendah dimana kandungan sulfur rendah, maka senyawa kompleks klorida adalah merupakan agen transport tembaga yang penting.

Pengendapan senyawa kompleks sulfida disebabkan oleh : 1. Pendinginan sebagai akibat dari pergerakan fluida di sepanjang daerah dengan

perbedaan temperatur yang besar, 2. Percampuran dengan air meteorik, dan 3. Reaksi dengan batuan samping.

5.4.5. STUDI PEMBENTUKAN DEPOSIT TEMBAGA PORFIRI

Studi pembentukan deposit tembaga porfiri dilakukan dengan isotop oksigen dan hidrogen yang sangat penting untuk : 1. Menentukan asal dan kejadian air dalam deposit bijih hidrotermal, dan 2. Perkiraan temperatur pembentukan tembaga porfiri.

Studi isotop oksigen dan hidrogen didasarkan pada prinsip bahwa kandungan 18O dan H dalam semua air alam berbeda. Analisa isotop oksigen dan hidrogen yang dihubungkan dengan kerangka geologi deposit tembaga porfiri menunjukkan adanya dua pola larutan yang berbeda tapi saling terkait (lihat gambar 5.3), yaitu : 1. Larutan magmatik hidrotermal internal (magmatic hydrotermal solution) dibawah

tekanan litostatik yang tinggi dan terbentuk selama kristalisasi tahap akhir, dan 2. Sirkulasi meteorik-hidrotermal eksternal (external meteoric-hydrothermal circulation)

dengan tekanan litostatik yang rendah dan terletak di bagian luar tubuh porfiri.


Gambar 5.5 Skema yang memperlihatkan pengaruh magmatik-hidrotermal dan meteorik hidrotermal dihubungkan dengan model Lowell-Guilbert (Taylor, 1974, dalam Bowen dan Gunatilaka, 1977).

Pada tahap awal kedua sistem tersebut dapat saling berinteraksi, tapi kadang sistem internal telah berhenti sementara sistem eksternal masih berpengaruh kuat. Akibatnya terjadi invasi sistem eksternal ke bagian dalam dan membentuk zona serisit-pirit dan argilik yang terletak dibagian luar zona potasik. Kedudukan utama kalkopirit dalam sistem deposit tembaga porfiri adalah pada daerah interaksi kedua sistem tersebut di atas atau pada daerah antara zona potasik dan zona serisitisasi. Zona mineralisasi tembaga porfiri tersebut disebut kulit bijih (ore shell).

Roedder (1971) dalam Imay (1978) yang melakukan penelitian tentang inklusi fluida pada deposit tembaga porfiri menemukan bahwa distribusi inklusi fluida sangat khas. Inklusi pada zona inti umumnya memiliki salinitas yang tinggi yang diperkirakan berasal

dari magmatik primer pada temperatur sekitar 500oC. Sedang pada zona luar, inklusi fluida memiliki salinitas rendah yang diperkirakan karena adanya percampuran dengan

air meteorik pada temperatur sekitar 200o – 350oC.

5.5. MODEL GENETIK DEPOSIT TEMBAGA PORFIRI

Seperti dijelaskan di depan, proses pembentukan deposit tembaga porfiri yang diikuti dengan penurunan temperatur menyebabkan terbentuknya zona alterasi disekitar tubuh intrusi. Beberapa model genetik deposit tembaga porfiri yang telah diajukan oleh para ahli geologi pertambangan, kesemuanya untuk menjelaskan proses dan karakteristik dari tembaga porfiri.Semua model menekankan hubungan antara intrusi batuan plutonik dan deposit bijih yang terbentuk serta berdasarkan pada model magmatik-hidrotermal.

Selama pergerakan magma ke permukaan, cairan pijar tersebut akan jenuh air dengan tekanan gas yang semakin tinggi seiring kristalisasi. Kecenderungan dari intrusi magma melalui zona-zona lemah dan pelepasan volatil dari cairan yang mendingin tersebut berdifusi melalui zona ini. Akibat adanya perbedaan suhu yang nyata antara magma dengan batuan di sekitarnya menghasilkan suatu urutan zona alterasi dan mineralisasi yang khas pada deposit tembaga porfiri.


5.5.1. MODEL LOWELL-GUILBERT

Lowell dan Guilbert (1970) dalam Guilbert dan Park (1986) yang menyelidiki zona alterasi-mineralisasi deposit tembaga porfiri di San Manuel-Kalamazoo mencatat bahwa pada sebagian besar deposit porfiri, terdapat hubungan yang sangat dekat antara batuan beku induk, tubuh bijih, dan batuan samping. Batuan samping umumnya terbentuk antara Prakambrium-Kapur Akhir, berupa batuan sedimen dan metasedimen. Kedalaman intrusi berkisar antara 1000–1500m. Umumnya deposit porfiri berasosiasi dengan tipe intrusi monzonit kuarsa hingga granodiorit dan kadang pula dijumpai berasosiasi dengan diorit kuarsa, riolit, dan dasit. Model genetik Lowell-Guilbert meliputi deposit porfiri yang berumur Trias-Tersier Tengah (200-30 jt tahun yang lalu).

Ukuran dan bentuk batuan plutonik turut mengontrol ukuran dan bentuk tubuh bijih, tapi hal ini kadang susah dikenali jika intensitas erosi tinggi. Bentuk stok yang memanjang tidak teratur sangat umum pada deposit porfiri, meski kadang juga dijumpai deposit berbentuk kubah, bulat panjang, melensa, bundar, dan bentuk sumbat. Umumnya tubuh plutonik berupa kelompok dike (dike swarm) dan jarang ditemukan yang berbentuk sill. Tersingkapnya tubuh plutonik dipermukaan disebabkan oleh proses tektonik dan erosi yang bekerja setelah mineralisasi berlangsung. Tubuh deposit

tembaga porfiri umumnya berukuran kuran dari 2 km2, tapi kadang pula ada yang sangat luas seperti deposit Endako di Kolumbia yang berukuran 60.000 x 300.000 m. Bentuk dan ukuran intrusi porfiri juga dikontrol oleh struktur primer sekaligus juga ikut mengontrol pembentukan deposit tembaga porfiri. Struktur-struktur lokal yang berukuran kecil sulit dikenali. Struktur seperti ini bisa hadir sebelum dan sesudah deposit porfiri terbentuk, kadang pula hilang karena pengaruh intrusi itu sendiri.

Salah satu ciri khas batuan intrusi adalah bahwa mereka bukan merupakan tubuh yang pasif, tapi merupakan suatu tubuh dimana proses-proses seperti asimilasi, replasemen, dan pembekuan terjadi akibat adanya tenaga yang terkandung dalam tubuh magma. Akibat aadanya tenaga dalam tubuh intrusi menyebabkan deposit bijih porfiri selalu berasosiasi dengan breksiasi dan penkekaran disekitar tubuh bijih.

Nielsen (1968) dalam Bowen dan Gunatilaka (1977) menyusun urutan pembentukan deposit porfiri yang diawali dengan suatu intrusi, kemudian disusul oleh kristalisasi awal yang membentuk lapisan solid shell. Kristalisasi tersebut yang kemudian menghasilkan tekstur porfiritik hingga afanitik. Pada umumnya, proses metalisasi terjadi bersamaan atau setelah pembentukan tubuh porfiri itu. Komposisi batuan intrusi yang berasaosiasi dengan deposit tembaga porfiri umumnya intermedit yang secara lengkap urutannya adalah diorit, granodiorit, monzonit kuarsa, monzonit kuarsa porfiri, dan riolit. Jadi diorit adalah asosiasi deposit tembaga porfiri yang paling basa.

ZONA ALTERASI TEMBAGA PORFIRI

Pergerakan larutan hidrotermal ke permukaan pada saat pendinginan magma dengan merembes pada batuan samping menyebabkan perubahan metasomatik pada batuan disekitarnya. Perubahan atau alterasi disekitar stok porfiri berbentuk coaxial. Umumnya ada empat zona alterasi yang dapat dikenali yang kesemuanya dicirikan oleh kumpulan mineralnya (gambar 5.6). Kadang keempat zona alterasi tersebut tidak lengkap ditemukan disekitar intrusi. Zona alterasi tersebut digunakan dalam prospeksi dan eksplorasi depost bijih tembaga porfiri.


Zona Potasik (Potassic Zone)

Zona potasik merupakan zona alterasi yang paling dekat dengan tubuh intrusi dan dicirikan oleh kumpulan mineral ortoklas-biotit dan ortoklas-klorit, dan pada beberapa tempat keduanya ditemukan. Zona alterasi ini hampir selalu dijumpai dalam deposit bijih porfiri. Replasemen mineral primer oleh biotit, K-feldspar, kuarsa, serisit, dan kadang anhidrit. Pecahan stokwork (stockwork fracture) dan microveinlet dalam batuan primer terisi oleh kuarsa dan K-feldspar.

K-feldspar dan serisit yang stabil dapat terbentuk pada kondisi magmatik akhir (late magmatic) dan hidrotermal awal (early hydrothermal). Biotit, klorit, K-feldspar, serisit, kuarsa, dan anhidrit terbentuk pada kondisi dimana kandungan Fe dan Mg terus bertambah pada tekanan gas tertentu. Variasi bijih sulfida pada zona ini tidak terlalu banyak dijumpai.

Alterasi biotit berwarna coklat terang atau hijau terang dan bisa tumbuh bersama (intergrown) dengan klorit. Pada saat bersamaan massa dasar mengalami biotisasi, maka batuan ubahan mengalami perubahan warna.

Batas stabilitas k-feldspar dan serisit pada zona ini diperkirakan merupakan batas antara kondisi magmatik akhir dengan hidrotermal awal. Umumnya kuarsa yang ditemukan dalam zona ini adalah kuarsa hasil alterasi. Pada zona ini juga kadang dijumpai mineral karbonat, epatit, rutil, dan wolframit dalam veinlet dan mikroveinlet.

Zona Serisitisasi (Phyllic Zone)

Zona serisitisasi terletak disekitar zona potassik dan selalu hadir dalam urutan zona alterasi deposit tembaga porfiri. Kadang pula zona ini saling overlap dengan zona potasik. Zona ini dicirikan oleh mineral kuarsa, serisit, pirit dengan minor klorit, hidromika, dan rutil. Pirit dapat terbentuk lebih dari 20% dalam bentuk hamburan dan veinlet, sedang serisit juga bisa hadir dalam jumlah cukup banyak. Bagian dalam zona ini dicirikan oleh kandungan alterasi serisit, sedang bagian luar dicirikan oleh berbagai kandungan mineral lempung (clay mineral) dan hidromika. Secara petrografi zona ini dicirikan oleh serisitisasi yang kuat dari semua silikat. Ortoklas dan plagioklas diganti oleh muskovit yang berbutir baik. Biotit juga terubah menjadi serisit dan akhirnya menjadi rutil dan leukokson. Pada proses serisitisasi silikat, kuarsa juga terbentuk dalam jumlah cukup besar dan merupakan komponen silisifikasi yang utama dalam zona serisitisasi. Serisitisasi mineral K-feldspar menunjukkan intensitas yang semakin bertambah dari bagian dalam zona ini ke bagian luar. Pirit dan kalkopirit tersebar merata dalam daerah serisitisasi dan merupakan zona bijih yang penting dalam deposit tembaga porfiri. Karbonat dan anhidrit sangat jarang ditemukan dalam zona ini. Kontak antara zona potasik dengan zona serisitisasi adalah kontak berangsur hingga puluhan meter.

Hubungan antara zona alterasi potasik dan zona serisitisasi berdasarkan data isotop oksigen dan hidrogen menunjukkan bahwa airtanah (groundwater) juga berperan aktif selama mineralisasi pada zona ini. Proses naiknya fluida magmatik ke permukaan bercampur dengan airtanah dan cenderung membentuk fumarolla bertemperatur tinggi di permukaan. Pemisahan volatil selama proses transportasi ke permukaan yang kemudian membentuk sublimasi dan kandungan logam pada kedua zona tersebut.


Gambar 5.6 Skema zona alterasi-mineralisasi deposit tembaga porfiri di San Manuel-

Kalamazoo. (a) Zona Alterasi, (b) Zona Mineralisasi, dan (c) Bentuk deposit sulfida (Lowell dan guilbert (1970) dalam Guilbert dan Park (1986)).

Zona Argilik (Argillic Zone)

Zona argilik jarang ditemukan dalam urutan zona alterasi deposit tembaga porfiri dan dicirikan oleh perubahan plagioklas menjadi kaolin pada bagian dalam atau montmorilonit pada bagian luar. Pirit juga hadir, tapi tidak sebanyak dengan zona serisitisasi dan lebih berbentuk veinlet daripada hamburan. Biotit tidak mengalami perubahan dan K-feldspar hanya sedikit terubah. Jika zona ini hadir dalam urutan zona alterasi, maka batasnya dengan zona serisitisasi sangat sulit ditentukan. Mineral lain yang juga ditemukan sebagai alterasi pada zona ini adalah piropilit, dickit, dan topaz. Contoh daerah dimana zona ini ditemukan adalah deposit porfiri Butte dan Bisbee.


VI. GENESA ENDAPAN MINERAL SEKUNDER

Magma adalah sumber yang penting dalam pembentukan suatu deposit mineral. Meski beberapa mineral bisa berasal dari air laut atau sumber lain, sebagian besar lainya berasal dari proses magmatik dan proses–proses yang berkaitan. Setelah suatu deposit mineral tersingkap kepermukaan, maka proses konsentrasi sekunder dipermukaan mulai bekerja. Pelapukan melepaskan mineral berharga dari batuan asal (scarce rock) membentuk endapan residual atau memicu terjadinya redistribusi elemen-elemen berharga dalam proses pengayaan supergen. Sebagian lagi tertransportasi secara mekanik membentuk endapan placer atau sebagian larutan yang terbawa hingga kesuatu cekungan dan terbentuk sebagai endapan sedimen konvensional. Proses terakhir bukan hanya menghasilkan batuan sedimen, tapi juga endapan logam dan berbagai material industri yang bersifat ekonomik. Unsur–unsur yang mudah larut dalam air terakumulasi pada suatu lingkungan yang tertutup dimana unsure-unsur tersebut terkonsentrasi sebagai endapan evaporasi.

Proses organik juga memegang peranan yang cukup penting, baik sebagai katalisator maupun sebagai sumber bahan organik misalnya dalam pembentukan endapan hidrokarbon.

Proses non-magmatik lain yang berperan dalam pembentukan deposit bahan galian adalah proses metamorfisme yang tidak hanya merubah bentuk dan tekstur deposit mineral yang sudah ada sebelumnya, tapi juga membuat deposit mineral yang baru. Di bawah pengaruh tekanan dan temperatur yang tinggi, ditambah air pada sejumlah kasus, mineral metamorfik yang stabil pada lingkungan yang baru terbentuk. Perubahan bukan hanya berupa rekristalisasi, tapi juga berupa rekombinasi material yang menghasilkan mineral baru.

Ganesa endapan bahan galian yang dibahas pada bagian ini dibatasi pada pembentukan endapan mineral sekunder yang meliputi :

• Endapan mineral yang berhubungan dengan proses eksternal : Konsentrasi Residual (Residual Concentration) Oksidasi Permukaan dan Pengayaan Supergene (Surficial Oxidation and

Supergene Enrichment) Konsentrasi Mekanik (Mechanical Concentration) Endapan Sedimenter Evaporasi

• Metamorfisme.

6.1. ENDAPAN MINERAL YANG BERHUBUNGAN DENGAN PROSES EKSTERNAL

6.1.1. KONSENTRASI RESIDUAL

Endapan yang berbentuk dari konsentrasi residual adalah endapan yang terakumulasi atau teronsetrasi di dekat atau di atas batuan sumbernya melalui proses pelapukan. Endapan residual hanya dapat terbentuk pada permukaan yang relatif datar, bila permukaan berubah menjadi miring, maka endapan tersebut akan mengalami transportasi dan membentuk endapan placer eluvial.


Pelapukan sebagai proses yang memegang peranan penting dalam konsentrasi residual merupakan suatu kejadian komplek dan meliputi berbagai proses yang bisa bekerja sendiri-sendiri atau bersama-sama dengan proses yang lain. Misalnya pelapukan batuan bisa terjadi dalam bentuk desintegrasi mekanik atau dekomposisi kimiawi atau kedua-duanya. Mineral yang tidak stabil pada saat pelapukan berlangsung akan larut dan terbawa ketempat lain, sedangkan mineral stabil menjadi residu dan kemudian terakumulasi membentuk konsentrasi residual.

Tabel 1. Klasifikasi Batuan Sedimen Berdasarkan Proses Pembentukannya

BATUAN SEDIMEN BATUAN SEDIMEN BATUAN SEDIMEN

KLASTIK ORGANIK KRISTALIN

RUDACEOUS (sebagian) LIMESTONE (sebagian) LIMESTONE

- Breksi - Reef Limestone 7. Oolitic & Pisolitic Ls. -Konglomerat - Shelly Limestone 8. Calc Tufa -Calcirudite (Limestone) - Coral Limestone ARENACEOUS - Algae Limestone EVAPORITE DEPOSITS - Quatoze Sandstone - Crinoidal Limestone 4. Potash & Magnesium Salt - Arkose - Foraminifera Limestone 3. Rock Salt ( Halite) - Flagstone ENDAPAN ABYSSAL 2. Gypsum & Anhydrite

- Greensand - Biogenic Ooze 1. Calcite & Dolomite - Blaksand 1. Calcareous Ooze SEDIMENTARY IRON - Lithic Sandstone 2. Siliceous Ooze ORES - Calcarenite(Limestone) 3. Red Clay 1. Detrital ARGILLACEOUS 2. Residual (laterite) -Claystone (sebagai)CHERT 3. Replacement&Diagenetik -Shale COAL tingkat Akhir -Mudstone PHOSPHATIC DEPOSITS 4. Marine - Siltstone 4. Primari Marine phosphate 5. Freshwater - Mari 5. Bone Beda - Calcilutite(Limestone) 6. Guana (sebagaian) CHERT


2 CaCO3 + H2O + CO2 → 2Ca(HCO3)2 (limestone + water + carbondioksida → calcium bicarbonate)

Gambar 1. Pembentukan deposit mineral yang dikontrol oleh proses-proses sekunder.

Pelapukan (weathering) dipengaruhi oleh faktor-faktor eksternal seperti air, angin, perubahan temperatur, tumbuhan dan bakteri. Pelapukan adalah tahapan awal dari proses denudasi, dimana hasil lapukan biasanya tidak langsung mengalami transportasi. Hal inilah yang membedakan antara istilah pelapukan dengan erosi.

Secara umum, pelapukan dapat dibagi menjadi : a. Pelapukan mekanik yang menyebabkan terjadinya desintegrasi/penghancuran

batuan terutama disebabkan oleh ekspansi air dalam pori atau kekar batuan akibat perubahan temperatur. Ekspansi air ini dikenal dengan istilah Frost Action. Pelapukan mekanik tidak menghasilkan mineral baru, tapi aksinya yang mereduksi ukuran dan memperluas permukaan partikel menyebabkan pelapukan kimiawi dapat bekerja lebih efektif. Desintegrasi mekanik umumnya terbentuk pada daerah kering.

b. Pelapukan kimiawi yang menyebabkan terjadinya perubahan komposisi oleh aksi unsur-unsur yang terbawa dalam air hujan. Sebagai contoh adalah reaksi berikut :

Pelapukan kimiawi ini sangat aktif terutama pada daerah beriklim tropis atau lembab dimana air hujan lebih banyak mengandung CO2.

c. Pelapukan biologis yang terjadi karena adanya aktifitas bakteri dan organisme mikroskopik lainnya yang menghasilkan perubahan komposisi air dan udara di dalam tanah dan mengakibatkan perubahan kompleks mineral tanah. Demikian juga pergerakan dari mikroorganisme di dalam tanah dan aksi akar tanaman yang menerobos ke dalam tubuh batuan, biasanya cukup kuat untuk memecahkan tubuh batuan.


Syarat utama pembentukan deposit mineral dari konsentrasi residual adalah : 1. kehadiran batuan atau lode yang mengandung mineral berharga yang resisten,

sedang unsur-unsur yang tidak berharga mudah larut pada saat pelapukan berlangsung.

2. kondisi iklim yang memungkinkan berlangsungnya pelapukan kimiawi; dalam hal ini iklim tropik dan subtropik adalah kondisi yang sangat tepat untuk pembentukan endapan residual.

3. kemiringan lereng relatif landai, dan 4. stabilitas lahan yang cukup lama sehingga residu yang terkumpul tidak terganggu

oleh erosi.

Deposit berharga yang dapat terbentuk dari suatu proses konsentrasi residual diantaranya adalah : 1. Endapan bauksit residual; merupakan endapan laterit didominasi oleh alumunium

hidroksida (bauksit) yang merupakan bijih alumunium utama. 2. Endapan nikel residual; endapan nikel (garnierit) residual terbentuk oleh

pelapukan intensif di daerah tropis pada batuan basa-ultrabasa. Endapan laterit nikel di New Caledonia merupakan sumber produksi nikel terbesar di dunia yang telah ditambang sejak tahun 1876.

3. Endapan besi residual; batuan asal endapan ini adalah batugamping yang mengandung endapan mineral besi dan bebas alumunium dan silika, atau batuan beku basa dengan kandungan Fe jauh lebih besar daripada Al. Kebanyakan laterit pembawa besi memiliki kandungan yang rendah dan tidak menguntungkan secara


ekonomi. Contoh yang baik dari endapan ini adalah di Conakry (Guinea) yang berasal dari batuan ultrabasa.

4. Endapan mangan residual; kelarutan Mn lebih besar dibanding Fe atau Al, terutama pada daerah aktifitas organik. Mn cenderung bergerak kebagian bawah dan terakumulasi di dasar zona pelapukan pada batuan basa dan ultrabasa (pH tinggi).

5. Lempung (kaolin) residual; Hydrous aluminomsilicate, kaolin, terbentuk dari pelapukan aluminumsilicate, terutama feldspar. Konversi ortoklas menjadi kaolin dapat diilustrasikan dengan reaksi berikut.

4KalSi3O8 + 2CO2 + 4H2O → 2K2CO3 + Al4Si4O10(OH)8 + 8SiO2

6.1.2. OKSIDASI DAN PENGAYAAN SUPERGENE

Jika suatu deposit tersingkap pada zona oksidasi, deposit tersebut akan mengalami pelapukan dan teralterasi pada bagian permukaan batuannya. Air permukaan mengoksidasi beberapa mineral bijih dan melarutkan mineral lainnya. Deposit bijih yang teroksidasi kemudian mengalami pencucian, sehingga sebagian mineral-mineral berharga yang dikandungnya meresap turun hingga ke muka airtanah atau pada suatu kedalaman dimana oksidasi sudah tidak bekerja lagi. Daerah dimana proses oksidasi masih dapat bekerja disebut zona oksidasi. Pengaruh oksidasi kadang bisa mencapai tempat yang cukup jauh dari zona oksidasi.

Jika penetrasi larutan hasil pencucian pada zona oksidasi mencapai muka airtanah, kandungan logamnya mengalami presipitasi dan membentuk sulfida sekunder yang dikenal sebagai pengayaan sulfida supergene atau sekunder (secondary or supergene sulfide enrichment). Pada bagian bawah atau pada daerah yang tidak mengalami pengayaan disebut zona hipogen atau primer (primary or hypogene zone).

Perubahan Kimia Selama Pengayaan Supergene Berlangsung

Ada dua perubahan kimia yang terjadi pada zona oksidasi : a. Oksidasi, pelarutan dan pemindahan mineral berharga, dan b. Transformasi mineral logam in situ menjadi senyawa oksida

Umumnya deposit mineral logam mengandung pyrite. Mineral ini memberikan suplai sulfur untuk membentuk iron sulfat dan sulfuric acid. Demikian juga dengan pyrhotite. Reaksi berikut menggambarkan keadaan tersebut :

[1] FeS2 + 7O + H2O ↔ FeSO4 + H2SO4 [2] 2FeSO4 + H2SO4 + O ↔ Fe2(SO4)3 + H2O [3] 6FeSO4 + 3O + H2O ↔ 2Fe2(OH)3 + 2Fe(OH)3 [4] Fe2(SO4)3 + 6H2O ↔ 2Fe(OH)3 + 3H2SO4 [5] Fe2(SO4)3 + FeS2 ↔ 3FeSO4 + 2S

Reaksi-reaksi di atas menggambarkan peranan pyrite yang menghasilkan pelarut- pelarut utama, ferric sulfate dan sulfuric acid, dan juga ferric hydroxide dan basic ferric sulfates. Selain dari proses di atas, ferric sulfate juga bisa diperoleh dari chalcopyrite dan sulfida lainnya. Ferric hydroxide berubah menjadi hematite dan goethite dan terkadang limonit yang merupakan ciri khas semua zona oksidasi.


[7] Chalcopyrite- CuFeS2 + Fe2(SO4)3 ↔ CuSO4 + 5FeSO4 + 2S [8] Chalcocite- Cu2S + Fe2(SO4)3 ↔ CuSO4 + 2FeSO4 + 2S {9} Cavelllite- CuS + Fe2(SO4)3 ↔ CuSO4 + 2FeSO4 + S [10] Sphalerite- ZnS + 4Fe2(SO4)3 + 4 H2O ↔ ZnSO4 + 8FeSO4 + 4H2SO4 [11] Galena- PbS+Fe2(SO4)3 +H2O+3O ↔ PbSO4 + 2FeSO4 + H2SO4

seju

k

Tabel 2. Mineral yang berasosias dengan pelapukan

Tipe Proses

Deposit Batuan Mineral-mineral Utama Assesori

Pela

pukan

Kera

k B

um

i

D

ae

rah b

eriklim

hum

id d

an p

anas

Laterite (batuan ultrabasa dan basa)

Serpentine, nontronite, garnierite, magnesite, calcite, chlorites

Ni-nontronite, revdanskite, opal, chalcedony, gaethite, hallosyite, talc, hydromagnesite, brucite

Bauksit (batuan basa dan asam)

Diasphore, boehmite, gibbsite

Gaethite, kaolinite, nontronite, chlorite, hydrohematite, limonite

Daera

h

beriklim

Kaolinites

Kaolinite

Halloysite, montmorillonite, chalcedony, opal, goethite, allophane, limonite

Z

ona o

ksid

asi d

eposit s

ulfid

a-g

ossans

Cu - deposits

Malachite, azurite, limonite, native Cu, cuprite, tenorite

Melanterite, chalcanthite, brochantite, antlerite, dioptase, libethenite, chalcophylitte, gypsum, aragonite, olivenite, atacamite

Pb - Zn deposits

Smithsonite, anglesite, pyromorphite, cerrusite, limonite

Plumbojarosite, mimetite, vanadinite, crocoite, hydrozincite, hemimorphite, auricalcite, aragonite, gypsum, adamite, goslarite, phosgenite, wulfenite, linarite

Sb - deposits

Valentinite, senarmontite, cervantite, limonite

Kermesite, stibiconite, bindheimite, aragonite, gypsum, scorodite

Ag - deposits Silver, cerargyrite, argentite, limonite

Electrum gold, chlorargyrite, acanthite

In

filtra

si

Fe - deposits

Siderite, limonite Illite, pyrite, kaolinite, baryte, chalcedony

U - deposits Carnotite Roscoelite Cu - deposits (zona sementasi)

Covellite, chalcocite. Bornite, chalcopyrite

Pyrite, limonite, goethite, gold

Berikut ini adalah beberapa reaksi dimana ferric sulfate berperan dalam melarutkan beberapa mineral :

[6] Pyrite FeS2 + Fe2(SO4)3 ↔ 3FeSO4 + 2S

[12] Silver- 2Ag + Fe2(SO4)3 ↔ Ag2SO4 + 2FeSO4

Jika pyrit tidak tersedia dalam endapan, maka pelarut tidak akan tersedia dalam jumlah yang cukup banyak sehingga sulfida hypogene tidak mengalami pengkayaan. Hal seperti ini ditemukan di tambang New California di Ajo, Arizona, dimana chalcopyrite kemudian terubah menjadi capper cabonat dan supergene sulfide tidak ditemukan.


Gambar 3. Diagram zona pelapukan vein yang memperlihatkan zona oksidasi, zona

pengayaan supergene dan zona primer ( Jensen & Bateman, 1981)

Proses Oksidasi Menyebabkan Pemisahan Logam

Oksidasi pada sekumpulan bijih menyebabkan terjadinya pemisahan kandungan logamnya pada tempat yang berbeda-beda, seperti pada kandungan lead-zinc-pyrite endapan batugamping ―manto‖ di Mexico. Pada endapan tersebut, pyrite terangkut ketempat lain, galena mengalami oksidasi membentuk anglesite dan cerrusite dan sphalerite larut sebagai zinc sulfate yang bermigrasi ke dalam batugamping membentuk tubuh bijih zinc carbonate.

Gossan dan Capping

Gossan adalah tanda atau jejak yang terletak di atas suatu daerah pengayaan karena proses oksidasi. Gossan adalah konsentrasi mineral berat dari material ―limonitik‖ yang berasal dari mineral sulfida masif atau dari sisa besi yang tercuci dan meresap ke bawah. Capping adalah bagian atas tubuh bijih atau batuan yang tercuci, tapi masih memperlihatkan adanya kandungan mineral sulfide dalam bentuk hamburan (disseminated).

6.1.3. KONSENTRASI MEKANIK (Endapan yang berhubungan dengan Sedimentasi Klastik)

Konsentrasi mekanik adalah pemisahan moineral berat dari mineral ringan karena pengaruh gaya gravitasi secara alami (natural gravity separation) pada saat terbawa oleh air atau media transportasi lainnya. Pemisahan tersebut menghasilkan suatu konsentrasi mineral berat yang disebut endapan placer. Pembentukan endapan placer meliputi dua proses, yaitu : 1. proses pembebasan mineral stabil dari matriksnya selama pelapukan

berlangsung, 2. proses konsentrasi mineral stabil tersebut.


Proses konsentrasi bisa terjadi jika mineral berharga memiliki tiga sifat berikut; 1. memiliki berat jenis yang tinggi. 2. komposisi kimia yang resisten terhadap pelapukan 3. durability (melleability, toughness, atau hardness)

Mineral-mineral yang memiliki sifat-sifat tersebut di atas dan banyak ditemukan dalam endapan placer adalah emas, platinum, tinstone, magnetite, chromite, ilmenit, rutile, native copper, gemstone, zircon, monazite, phosphate, dan kadang quicksilver. Pyrite dan uraninite dijumpai pula pada beberapa endapan Prokambrium.

Mineral-mineral yang terbentuk pada suatu endapan placer berasal dari : 1. Endapan lode yang komersial, seperti vein emas di Mother Lode Gold of

California. 2. Endapan lode yang tidak komersial, seperti small gold quartz stringer atau veinlet

cassiterite, endapan placer di Indonesia. 3. Sparsely disseminated ore minerals, seperti sebaran platinum dalam intrusi basa

di Ural Mountains. 4. Mineral pembentuk batuan, seperti butiran magnetit, ilmenite, monazite, dan

zircon, sebagai contoh, ilmenite beach sand di India dan Australia.

Transportasi mineral dari tempatnya semula terutama dipengaruhi oleh gravitasi dan media transportasi yang bekerja berupa air (sungai dan laut), angin atau es. Transportasi material hasil lapukan biasanya dalam bentuk : a. Suspention, dan b. Bottom Traction, rolling and soltation

Jarak dan proses transportasi sangat mempengaruhi tekstur endapan mineral (bentuk butir, kebundaran dan ukuran butir) yang terbentuk.

Transportasi akan terus berlangsung selama energi media transport lebih besar dari gaya gravitasi yang bekerja. Jika gaya gravitasi lebih besar dari energi media, pengendapan mulai berlangsung dengan mengikuti berbagai kriteria, misalnya : 1. Mineral yang lebih berat akan terendap lebih dulu dibanding mineral yang lebih

ringan pada ukuran yang sama. 2. Mineral yang lebih kecil akan terendap lebih dulu dibanding mineral yang lebih

besar jika berat kedua mineral sama. 3. Mineral berbentuk bulat terendapkan lebih cepat dibanding mineral pipih.

Placer Eluvial

Endapan eluvial terbentuk jika terdapat kemiringan permukaan disekitar batuan sumber (source rock). Mineral-mineral berat akan terkumpul atau terakumulasi di bagian bawah bukit dan mineral-mineral ringan yang tidak resisten akan larut dan terbawa oleh media transport ke daerah lain. Pada beberapa kasus, endapan placer yang bernilai ekonomis terakumulasi di dalam kantong-kantong pada batuan dasar seperti endapan kasiterit di dalam potholes dan sinkholes pada batuan karbonat.


Lig

ht

Heavy

Min

era

l

He

avy

he

avy

min

era

l

Gambar 4. Penampang endapan residual (kiri) dan placer eluvial

(kanan) pada pelapukan vein-vein kasiterit.

Placer Sungai atau aluvial

Endapan aluvial merupakan salah satu tipe endapan placer terpenting yang menghasilkan mineral/bijih dan tambang-tambang konvensional banyak memanfaatkan endapan jenis ini. Endapan ini terbentuk setelah bahan rombakan mengalami transportasi dari batuan sumber oleh air sungai dan kandungan mineral- mineral yang terbawa mengalami pemilahan (sorting) berdasarkan berat jenis oleh gaya gravitasi. Pemilahan ini memungkinkan endapan ini mudah diekstraksi dengan metode-metode yang konvensional.

Tabel 3. Sifat fisik dan lingkungan pengendapan beberapa mineral ekonomik yang

ditemukan pada endapan placer.

Mineral Formula Spesific Gravity

Hardness Principal Placer

Environment

Gold

Platinum

Cassiterite

Au

Pt

SnO2

15.5-19.4

14-19

6.8-7.1

2.5-3

4-4.5

6-7

Fluvial, eluvial (beach)

Fluvial

Eluvial, fluvial, marine

Wolframite (FeMn)(WO)4 7.0-7.5 5-5.5 Eluvial, colluvial

Magnetite Fe2O4 5.2 5.5-6.5 Beach Sand Ilmenite FeTiO3 4.5-5.0 5.6 Beach Sand Rutile

Columbite-

TiO2 4.2 6-6.5 Beach Sand

Tantalite (FeMn)(NbTa)2O6 5.3-7.3 6 Fluvial Pyrochlore (NaCa)2(NbTi)2(O,F)7 4.2-4.4 5-5.5 Eluvial Xenotime YPO4 4.5 4-5 Beach Sand Monazite (CeLaDi)PO4 4.9-5.3 5-5.5 Beach Sand Bastnaesite CeFCO3 4.9 4.5 Eluvial Baddeleyite ZrO2 5.5-6.0 6.5 Eluvial Zircon ZrSiO4 4.6-4.7 7.5 Beach Sand Diamond C 3.5 10 Beach, eluvial,fluvial


Gambar 5. Lokasi-lokasi khusus endapan placer alluvial :

A. di depan batuan rintangan B. di bagian bawah air terjun C. di pertemuan dua anak sungai D. bagian dalam meander sungai

Namun demikian, pemilahan karena gaya berat juga menyebabkan fraksi butiran mineral-mineral berat yang didapatkan dalam suatu endapan placer alluvial Memiliki ukuran butir lebih kecil daripada mineral-mineral ringan seperti kuarsa dan feldspar. Hal ini disebabkan oleh daya angkut dan daya endap media transport terhadap mineral ringan yang mempunyai ukuran butir lebih besar sama dengan daya angkut dan daya endap mineral berat dalam ukuran yang lebih kecil . Dengan demikian untuk mendapatkan mineral berat dengan ukuran butir relatif besar, haruslah dicari pada endapan placer dengan ukuran butir mineral –mineral ringan yang lebih besar lagi.

Placer Pantai

Batuan sumber endapan placer pantai berasal dari batuan atau urat-urat yang tersingkap di tepi pantai, sungai, atau endapan placer tua yang mengalami perombakan dan diendapkan dipantai dengan bantuan gelombang laut atau arus bawah laut.

Mineral–mineral yang terpenting dari endapan placer pantai adalah kasiterit, intan, emas, ilmenit, magnetit, monazite,rutil, xenotime dan zircon. contoh endapan ini adalah endapan emas placer di Nome (Alaska) intan di Namibia, pasir ilmenit-monazit-rutil di Travencore dan Quilon India dan pasilmagnetit di North Island Selandia Baru.

Endapan placer pantai terbesar terdapat dipantai timur Australia dengan dimensi panjang 900 Km dan tebal 30-40 Meter. Endapan tersebut merupakan daerah produksi rutil dan zircon yang terpenting di dunia

.


Placer Laut Lepas

Endapan placer laut lepas terbentuk di daerah Continental Shelf yang berjarak beberapa kilometer dari garis pantai. Tipe placer laut lepas yang cukup penting terdapat di Selat Karimata (sekitar pulau Bangka dan Pulau Belitung, Indonesia) yang berasal dari placer sungai dan placer pantai yang terbenam oleh permukaan air laut.

Placer Aeolian

Pembentukan endapan placer Aeolian yang terpenting adalah melalui perombakan placer pantai oleh angin, seperti endapan pasir besi titanomagnetit di North Island Selandia Baru.

Tabel. 4 Mineral yang Berasosiasi Dengan Proses sedimenter

Tipe Proses

Deposit Batuan

Mineral-Mineral Utama Assesori

Mekanik

Gravel, Konglomerat

Quartz, Fragmen batuan material organik

Gold, uraninite, pyrite, marcasite, galena, sphalerite

Pasir, batupasir (deposit alluvial)

Magnetite, ilmenit, ritile, quartz, pyroxenes, tourmaline, titanite, Ca dan Mg carbonates, plagioclase, orthoclase

Gold, platinum, diamond, monazite, zircon, xenotime, cassiterite, wolfranite, scheelite, ruby sapphire, topaz, spinels, almandine, pyrope, chromite

Lempung ,batulempung

Illite, montmorillonite, kaolinite Limonie, goethite, calcite, opal, marcasite, halloysite

Deposit K

imia

da

n B

iokim

ia p

ada d

an

au g

ara

m d

an l

au

t

Limestone

Calcite

Dolomite, cahlcedony, siderite, limonite, psilomelane, baryte, celestite

Dolomite

Dolomite

Calcite, limonite, psilomelane, quartz, glauconite, baryte, phosphorite

Evaporite

Gypsum,anhydrite

Thenardite, mirabilite, glauberite, epsomite, halite, soda, polygorskite, sulphur, baryte, aragonite

Salt deposits

Halit, carnallite, sylvite, kainite, polyhalite

Gypsum, anhydrite, dolmite, calcite, glauberite, epsomite, aragonite

Borates Ascharite, hydroboracite, baracite, colemanite, pandermite, ulexite

Inyoite, inderite, realgar, calcite, dolomite, magnesite

Phosphorites

Phosphorite, apatite. Gluaberite, limonite, illite, quartz, pyrite

Fe-ores

Goethite, chamossite, thuringite, glauconite, siderite

Pyrite, vivianite, baryte, psilomelane, rhodochrosite, hematite, apatite, chalcedony

Mn-ores Psilomelane, pyrolusite, manganite, rodhochrocite, opal, hydrogoethite

Glauconite, chamosite, baryte, marcasite, pyrite, apatite

Bauksit

Diaspore, boehmite, gibbsite Goethite, kaolinite, chlorites, limonite, hydrohematite

Silicides Opal,Quartz, Chalcedony Pyrite, marcasite, Calcite

Batubara

Substansi organik Illite, dawsonite, ankerite, quartz, pyrite, marcasite


6.1.4. ENDAPAN SEDIMENTER

Proses sedimentasi konvensional meliputi proses-proses pelapukan → transportasi → pengendapan → diagenesa. Masing-masing proses tersebut menghasilkan bentuk endapan mineral dengan karateristik sendiri-sendiri, seperti sebagian telah dibahas pada bagian depan, yaitu (i) proses pelapukan yang menghasilkan endapan residual dan pengayaan supergene, dan (ii) proses transportasi yang memungkinkan terjadinya konsentrasi secara mekanik yang menghasilkan endapan placer.

Pada bagian ini akan dibahas endapan mineral yang terbentuk pada saat atau setelah terjadinya pengendapan dan diagenesa yang sangat erat hubungannya dengan sedimentasi kimiawi.

Pembentukan endapan sedimenter dipengaruhi oleh beberapa faktor yaitu : 1. Sumber material (source of material) tersedia 2. Pengumpulan material dalam bentuk larutan (solution) atau proses lain 3. Transportasi material ke tempat akumulasi jika diperlukan 4. Pengendapan material dalam suatu cekungan sedimenter yang diikuti oleh proses

diagenesa (kompaksi, alterasi kimia, atau perubahan lainnya)

Material yang menyusun suatu deposit sedimenter adalah mineral-mineral yang berasal dari pelapukan batuan. Terbentuknya suatu deposit mineral sedimenter yang bernilai ekonomis sangat tergantung pada jenis batuan asalnya. Batuan asal harus cukup mengandung mineral-mineral yang dibutuhkan, misalnya endapan bijih besi bisa terbentuk dari pelapukan mineral pembawa besi pada batuan beku seperti hornblende, piroksin, atau mika, atau terbentuk dari pelapukan mineral-mineral pembawa besi dari batuan sedimen dan batuan metamorf.

Menurut Walther (1894) diagenesis adalah semua perubahan yang terjadi pada material sedimenter selama proses sedimentasi berlangsung. Diagenesis tersebut meliputi : a. Kompaksi (lithifaction); Kompaksi adalah proses penekanan material sedimenter karena

gaya berat diatasnya sehingga pori dan kandungan airnya berkurang b. Sementasi (cementation); Sementasi adalah proses pengikatan material sedimenter lepas

oleh material sekunder seperti material kalsium karbonat, silika, oksida besi, gipsum, mineral lempung dan lain-lain. Menurut Correns (1950) sementasi dipengaruhi oleh perubahan pH perubahan pH air dalam akumulasi sedimenter tersebut.

c. Alterasi kimia dan rekristalisasi ; Partikel mineral yang kurang stabil cenderung berubah menjadi mineral yang lebih stabil di permukaan bumi

Pelarutan material sekunder terjadi saat pelapukan berlangsung, dimana yang terutama bertindak sebagai pelarut adalah : 1. Air karbonat (carbonate water) yang sangat efektif dalam melarutkan

batugamping, besi, mangan dan fosfor. 2. Humic dan asam organik lainnya yang berasal dari dekomposisi vegetasi

merupakan pelarut yang efektif untuk besi. 3. Larutan sulfat yang efektif dalam melarutkan besi dan mangan tapi jarang tersedia

dalam jumlah yang cukup besar.

Material-material hasil pelarutan terbawa oleh air sungai atau air bawah permukaan hingga sebagian besar diantaranya mencapai lautan dan kemudian diendapkan. Besi umumnya diendapkan sebagai (i) ferrous carbonate (siderite); (2) hydrous ferric oxide, goethite (limonite); (3) ferric oxide (hematite); dan (4) minor basic ferric salt.


4 3

Glauconite, chamosite, dan greenalite jarang terbentuk, sedang mangan umumnya terbentuk sebagai oksida. Endapan sedimenter lainnya adalah fosfor, sulfur, tembaga, uranium, karbonat dan material lempung.

Kondisi pengendapan dapat dideterminasi dari komposisi mineral yang terbentuk, ukuran, purity dan distribusinya (areal dan stratigrafi). Besi dan mangan sedimenter bisa terendap baik pada lingkungan air tawar maupun lingkungan air asin, yakni dalam bags, swamps, marshes, danau, laguna, dan laut. Fosfat dan sulfur umumnya terbentuk dalam kondisi marine.

6.1.5. EVAPORASI

Pengendapan mineral dalam proses evaporasi tergantung pada beberapa faktor, diantaranya yang paling penting adalah temperatur, tekanan, lingkungan pengendapan, dan perubahan musim dan iklim. Evaporasi lebih efektif terjadi pada daerah beriklim kering dan panas.

Air laut adalah sumber utama mineral yang terbentuk oleh proses evaporasi. Sekitar 3,45 persen air laut terdiri atas garam larut dimana 99,7 persen diantaranya terdiri atas tujuh ion-ion berikut ini :

Na+ 30,61 Cl- 55.04 Ca2+ 1,16 K+ 1,10

Mg2+ 3,69 SO 2- 7,68 HCO -

0,41

Sekitar 45 elemen lain dalam konsentrasi air laut ditemukan sebagai mineral jejak dalam evaporit. Misalnya endapan borate yang terbentuk sebagai endapan evaporit di Death Valley, California. Salah satu contoh sekuen pengendapan evaporit dalam suatu cekungan yang terisolasi adalah sebagai berikut :

4. Potash & Magnesium Salt 3. Rock Salt (Halite) 2. Gypsum & Anhydrite 1. Calcite & Dolomite

6.2. METAMORFISME

Metamorfisme adalah proses rekristalisasi dan rekombinasi mineral yang telah ada sebelumnya karena pengaruh panas, tekanan, waktu dan berbagai larutan yang ada, membentuk mineral baru tanpa melalui fasa cair. Proses ini juga dapat menghasilkan deposit mineral yang berharga, terutama metamorfisme kontak dan regional yang terutama dikontrol oleh pengaruh panas dari (misalnya) magma.

Umumnya magma tidak sempat mencapai permukaan bumui, tapi terkonsolidasi di dalam kerak bumi. Selama proses konsolidasi tersebut : 1. emanasi fluida bertemperatur tinggi (selama atau sesaat setelah konsolidasi

magma) menghasilkan efek pada batuan samping, dan 2. kristalisasi cenderung menyebabkan konsentrasi volatil dalam jumlah besar yang

akan bereaksi dengan batuan samping.

Efek emanasi magma pada batuan samping terdiri atas dua tipe, yaitu 1. efek panas tanpa aksesi dari magma yang menghasilkan metamorfisme kontak, 2. efek panas yang disertai aksesi dari dapur magma yang menghasilkan

metasomatisme kontak.


Metamorfisme kontak memperlihatkan sifat yang dipengaruhi oleh (1) endogene atau efek internal pada daerah diluar kontak tubuh intrusif dan (2) exogene atau efek eksternal pada batuan yang kontak dengan intrusi magma. Efek endogene berupa perubahan tekstur dan mineral pada border zone, mineral

pegmatite seperti tourmaline, beryl, atau garnet bisa ditemukan. Efek exogene terdiri atas baking atau pengerasan pada batuan samping dan

secara umum menyebabkan transformasi. Mineral lama diurai, dan ion-ionnya mengalami rekombinasi untuk membentuk mineral stabil pada kondisi tersebut. Sebagai contoh, mineral AB dan CD bisa ter-rekombinasi menjadi AC dan BD. Dalam impure limestone yang mengandung Calcium Carbonat, magnesium, iron, kuarsa dan lempung dapat terjadi alterasi seperti :

⇒ Calcium oksida + kuarsa → wollastonite

⇒ Dolomite + kuarsa + air → termolite

⇒ Dolomite + kuarsa + air + iron → actinolite

⇒ Kalsit + lempung + kuarsa → grossularite garnet

Dalam semua alterasi tersebut komposisi kimia batuan hampir tidak ada perubahan. Alterasi semakin kuat pada daerah yang dekat dengan tubuh intrusi dan menghasilkan suatu metamorphic aureula disekitar intrusi dalam berbagai bentuk dan ukuran tergantung pada bentuk dan ukuran intrusi.

Tabel 5. Mineral yang berasosiasi dengan proses metamorfik

Tipe Metamorfisme

Fasies mineral tipe-tipe batuan

Mineral-mineral

Meta

morf

ism

e R

eg

ion

al

(fasie

s m

eta

morf

ik u

tam

a)

Zeolite facies Quartz, albite, chlorites, pumpellyite, native Cu Green shist facies (chloritic schist)

Quartz, albite, epidote, chlorites, actinolite, calcite, sericite, talc, serpentine, magnetite, hematite, graphite, chrysotile

Glaucophane facies Quartz, spessartite, rhodonite, glauchopane, vesuvianite, jadeite, muscovite, epidote, chlorites, calcite

Epidote - amphibolite facies (epidote amphibolites)

Epidote, common amphibolite, plagioclase, biotite, almandine, sillimanite, andalusite, staurolite, anthophyllite, magnetite

Amphibolite facies (amphibolites)

Common amphibole, diopside, hypersthene, basic plagioclases, orthoclase, sillimanite, forsterite, rutile

Eclogite facies (eclogites) Garnet, kyanite, enstatite, rutile

Semakin jauh dari zona kontak, temperatur semakin menurun. Penurunan tersebut (secara gradual selama pendinginan magma yang lambat) menyebabkan terjadinya zona mineralisasi disekitar tubuh intrusif. Disamping temperatur, zonasi tersebut juga tergantung pada chemical gradient.

Dolomit + kuarsa (+temperatur tinggi) → tremolite, kemudian seiring dengan

naiknya temperatur terbentuk forsterite, diopside, periclase, wollastonite, monticellite, spurrite, merwinite, dan larnite.


Metamorfisme konyak mulai terjadi sesaat setelah intrusi dan berlanjut hingga setelah bagian terluar intrusif terkonsolidasi. Beberapa jenis deposit mineral non logam yang terbentuk adalah :

⇒ Asbestos

⇒ Grafit

⇒ Talk, soapstone, dan pyrophyllite

⇒ Silimanit grup

Batuan karbonat adalah batuan yang paling penting dalam pembentukan deposit metamorfisme kontak yang membentuk endapan skarn. Pure limestone dan dolomite mudah mengalami rekristalisasi dan kehadiran unsur-unsur pengotor seperti silika, alumina, dan besi dalam impure carbonate rocks memungkinkan terbentuknya lebih banyak kombinasi mineral. Batupasir juga mengalami rekristalisasi menjadi kuarsit. Serpih (shale) dan slate teralterasi menjadi hornfels yang mengandung andalusite, sillimanite, staurolite, dan garnet.


VII. MORFOLOGI DAN TIPE-TIPE DEPOSIT BIJIH

Deposit syngenetic adalah suatu deposit yang terbentuk bersamaan dengan batuan tempatnya berada dan kadang deposit ini adalah bagian dari suatu urutan stratigrafi, seperti horison sedimenter yang kaya akan besi (iron-rich sedimentary horizon). Sebaliknya deposit epigenetic adalah deposit yang terbentuk setelah batuan induknya (host rock) terbentuk. Jika suatu tubuh bijih (ore body) penyebarannya terlihat lebih panjang dalam satu arah dibandingkan arah lainnya, maka arah penyebaran yang lebih panjang tersebut adalah strike tubuh bijih (gambar 1). Kemiringan tubuh bijih yang tegak lurus terhadap strike adalah dip dan dimensi terpanjangnya adalah axis-nya.

Dalam bagian ini, pembahasan klasifikasi tubuh bijih didasarkan pada bentuknya yang discordant atau concordant terhadap perlapisan batuan disekelilingnya.

7.1. TUBUH BIJIH DISCORDANT

7.2.1. Tubuh Berbentuk Regular (Regularly shaped bodies)

• Tubuh Bijih Tabular

Tubuh bijih tabular melebar dalam dua dimensi, tetapi restricted development pada dimensi ketiga. Termasuk dalam kelas ini adalah vein-vein (kadang disebut fissure- veins) dan lode. Vein kadang berbentuk miring dan seperti pada patahan, bidang vein dapat dibagi sebagai hanging wall dan foot wall (gambar 2).

Pembentukan vein dapat diilustrasikan dalam pembentukan struktur pinch-and-swell pada vein. Pinch-and-swell adalah salah satu struktur vein yang terbentuk setelah adanya kekar (fracture) dalam batuan karena suatu gaya yang bekerja (gambar 2a). Selanjutnya perubahan posisi batuan menyebabkan terjadinya pembukaan celah (open space = dilatant zones) yang merupakan suatu celah yang dapat dimasuki oleh suatu mineral (gambar 2b). Material pengisi vein bisa terdiri dari satu mineral tetapi umumnya terdiri atas intergrowth mineral bijih dan mineral ganggue.

• Tubuh Bijih Tubular

Tubuh bijih tubular relatif pendek dalam dua dimensi, tapi memanjang pada dimensi ketiga. Jika tubuh ini berbentuk vertikal atau hampir vertikal maka disebut pipa atau chimneys, tapi jika berbentuk horisontal atau hampir horisontal maka disebut mantos. Mineral pengisi yang paling umum adalah kuarsa dan pada beberapa mineralisasi ditemukan bismuth, molibdenum, tungsten, dan timah. Pipa memiliki beberapa tipe dan cara pembentukan (Mitcham, 1974), tetapi umumnya terbentuk oleh partial dissolution batuan induk. Baik pipa maupun mantos kadang memiliki cabang-cabang (branch) dan anostomes. Pada beberapa deposit tubular yang terbentuk oleh aliran sub-horisontal fluida pembawa mineral (mineralizing fluid), kadar bijih mineralisasi yang dihasilkan kadang bersifat diskontinu yang menghasilkan tubuh bijih berbentuk pod.


Gambar 5.1. Diagram yang menggambarkan istilah-istilah yang digunakan dalam deskripsi

tubuh bijih (orebody).


Gambar 5.2. Pembentukan struktur pinch-and-swell dalam vein

7.2.2. Tubuh Berbentuk Irregular (Irregularly shaped bodies)

• Deposit Disseminated

Pada deposit disseminated, mineral bijih tersebar dalam tubuh batuan induk seperti bentuk penyebaran mineral asesori dalam batuan beku. Disseminated mineral ekonomik bisa meliputi (i) keseluruhan atau sebagian besar batuan induk dan sepanjang veinlet yang memotong batuan induk dalam bentuk network yang sangat rapat (stockwork) atau bisa juga (ii) berupa disseminated mineral ekonomik dalam veinlet (stockwork). Stockwork umumnya terbentuk pada batuan beku intrusi yang bersifat asam hingga intermedit, tetapi ada juga yang memotong kontak ke batuan samping, dan hanya sebagian kecil yang terbentuk di dalam batuan samping (country rock).

Deposit disseminated merupakan penghasil tembaga dan molibdenum terbesar di dunia disamping juga menghasilkan timah, emas, merkuri dan uranium. Depositnya hampir seluruhnya berbentuk cylindrical dan sisanya berbentuk caplike.

• Deposit Replasemen Irregular (Irregular Replacement Deposits)

Beberapa deposit bijih terbentuk oleh replasemen batuan yang telah ada pada temperatur rendah hingga menengah (<400oC), misalnya deposit magnetit dalam sedimen yang kaya akan karbonat (Morteani, 1989), tubuh bijih pyrophyllite dalam alterasi piroklastik (Stuckey, 1967) dan deposit siderit dalam batugamping (Pohl et al. 1986).

Proses replasemen lainnya terjadi dalam temperatur tinggi, pada daerah kontak dengan intrusi batuan beku berukuran menengah hingga besar. Deposit yang terbentuk disebut metamorfik kontak atau pirometasomatik; atau saat ini lebih populer dengan istilah skarn. Tubuh bijihnya dicirikan oleh pembentukan mineral calc-silicate seperti diopside, wollastonite, andradite garnet dan aktinolit. Deposit ini berbentuk extremely irregular; lidah (tongues) bijih dapat terbentuk disepanjang struktur planar – bedding, joint, faults, etc.- dan terdistribusi pada aureole kontak kadang apparently capricious. Material-material yang paling penting dari deposit skarn adalah besi, tembaga, tungsten, grafit, zinc, lead, molibdenit, timah, uranium, garnet, talk dan wollastonit.


7.2. TUBUH BIJIH CONCORDANT

7.2.1. Batuan Induk Sedimenter (Sedimentary host rock)

Tubuh bijih concordant (terhadap bidang perlapisan) dalam batuan sedimen sangat penting sebagai penghasil beberapa logam yang berbeda, terutama logam dasar dan besi. Depositnya merupakan bagian integral dari sekuen stratigrafi, seperti pada deposit Phanerozoic ironstones yang merupakan deposit bijih syngenetic yang terbentuk oleh proses sedimenter, atau sebagai epigenetic infillings pada pori-pori atau sebagai tubuh bijih replasemen. Biasanya tubuh bijihnya paralel dengan bidang perlapisan (stratiform).

Batuan sedimen sebagai batuan induk deposit bijih :

- Batugamping; Batugamping sering menjadi batuan induk deposit base metal

sulphide, dimana (i) jika dalam sekuen stratigrafi didominasi oleh batuan karbonat, bijih kadang terbentuk dalam sejumlah lapisan. Bijih tersebut terbentuk pada jika permeabilitas batuan bertambah besar karena adanya dolomitisasi atau retakan dan (ii) jika batuan karbonat hanya merupakan bagian minor dalam sekuen stratigrafi, maka batugamping (karena solubilitas dan reaktifitasnya) merupakan horison yang sangat baik bagi mineralisasi.

- Batuan Argillaceous; Serpih, mudstone, argilit dan slate adalah batuan induk yang penting untuk tubuh bijih concordant dimana terkadang remarkably kontinu dan ekstensif. Bijih yang biasa dijumpai dalan batuan Argillaceous adalah tembaga, lead, zinc.

- Batuan Arenaceous; Beberapa bahan galian yang biasa dijumpai dalam batupasir sebagai batuan induk adalah logam dasar seperti bijih tembaga, lead dan perak, dan vanadium-uranium, serta mineral berat yang terakumulasi secara mekanik seperti magnetit, ilmenit, rutil dan zircon.

- Batuan Rudaceous; kerikil aluvial dan konglomerat juga merupakan batuan induk yang penting untuk deposit placer seperti deposit emas aluvial.

- Sedimen kimia; Besi sedimenter, mangan, evaporit dan fosfat adalah bahan galian yang terbentuk oleh proses sedimentasi kimia.

7.2.2. Batuan beku sebagai batuan induk (Igneous host rock)

• Batuan Induk Vulkanik

Ada dua tipe deposit yang paling sering ditemukan dalam batuan beku, yaitu vesicular filling deposit dan volcanic-associated massive sulphide deposit. Tipe deposit yang pertama tidak terlalu penting tetapi tipe kedua memiliki penyebaran yang sangat luas dan merupakan penghasil logam dasar yang penting serta terkadang pula menjadi penghasil emas dan perak.

Tipe pertama terbentuk dalam lubang vesikular yang permeabel pada bagian atas aliran lava basal dimana permeabilitasnya kemungkinan disebabkan oleh autobreksiasi. Contoh mineralisasi yang biasa dijumpai dalam bentuk tembaga murni dan salah satu depositnya ditemukan pada basal berumur Prakmbrium Akhir di Keweenaw Peninsula di sebelah utara Michigan. Deposit sulfida masif yang berasosiasi dengan batuan vulkanik (volcanic-associated massive sulphide deposit) kadang bisa mengandung lebih dari 90% sulfida besi


terutama pirit atau pirhotit. Deposit ini umumnya adalah tubuh stratiform, lentikular atau berbentuk anyaman (sheet-like), terbentuk pada daerah interface antara batuan vulkanik dengan batuan vulkanik atau interface antara batuan vulkanik dengan batuan sedimen. Seiring dengan bertambahnya kandungan magnetit, maka kandungan bijih secara berangsur berubah menjadi bijih magnetit oksida masif dan/atau hematit, seperti terlihat pada Savage River di Tasmania, Fosdalen di Norwegia, dan Kiruna di Swedia (Solomon, 1976). Deposit ini dapat dibagi ke dalam tiga kelas deposit : (a) Zinc-lead-copper, (b) zinc-copper, dan (c) tembaga.

Batuan induk yang paling penting adalah riolit dimana bijih pembawa lead umumnya hanya berasosiasi dengan batuan ini. Kelas tembaga hampir selalu berasosiasi dengan batuan vulkanik mafik.

• Batuan Induk Plutonik

Beberapa intrusi batuan beku plutonik posses rhythmic layering dan hal ini terbentuk dengan baik pada intrusi basik. Biasanya layer-layer tersebut merupakan perulangan antara mineral basik dengan mineral felsik, tetapi kadang mineral-mineral yang memiliki nilai ekonomik, seperti kromit, magnetit dan ilmenit, bisa membentuk discrete mineable seams such layered complexes. Seam ini secara alami stratiform dan ukurannya bisa mencapai beberapa kilometer, seperti seam kromit di Bushveld Complex Afrika Selatan. Bentuk lain deposit ortomagmatik adalah tubuh bijih sulfida nikel-tembaga yang terbentuk oleh sinking immiscible sulphide liquid ke dasar dapur magma yang mengandung magma basik dan ultrabasik.

7.2.3. Batuan Induk Metamorfik

Bagian dari beberapa deposit yang terbentuk pada proses metamorfik,

7.2.4. Deposit Residual

Deposit ini terbentuk oleh pergerakan kembali material non-bijih dari protore. Sebagai contoh, pencucian silika dan alkali dari nefelin-senit may leave behind a surface capping of hydrous aluminium oxides (bauksit). Beberapa bauksit residual terbentuk pada permukaan saat ini, lainnya terkubur di bawah sedimen muda yang membentuk basal beds. Pelapukan batuan feldspatik (granit, arkose, dll.) dapat menghasilkan deposit kaolin yangmana, di granit Cornish Inggris, membentuk funnel atau trough- shaped bodies yang mencapai kedalaman sekitar 230 meter dari permukaan.

7.2.5. Pengayaan Supergen (Supergene Enrichment)

Proses pengayaan supergen sedikit banyak telah mempengaruhi hampir semua tubuh bijih. Setelah deposit terbentuk, uplift dan erosi menyebabkan deposit tersebut mencapai sirkulasi airtanah, yang mencuci dan melepaskan beberapa jenis logam dari tubuh bijih. Logam-logam tersebut kemudia mengalami redeposit ditempat lain dan banyak diantaranya menghasilkan deposit yang memiliki nilai ekonomis yang penting.


VIII. TEKSTUR DAN STRUKTUR ENDAPAN

Studi tekstur memberikan banyak informasi tentang genesis dan sejarah suatu tubuh bijih. Tekstur menceritakan apakah suatu mineral atau material terbentuk oleh pengendapan dalam rongga oleh larutan silikat atau larutan aquaeous, atau oleh replasemen batuan atau mineral bijih yang telah ada sebelumnya. Subsequent metamorphism bisa merubah tekstur primer secara drastis. Interpretasi tekstur mineral adalah suatu bahasan yang sangat luas dan sulit dan hanya beberapa poin penting yang akan di bahas pada bagian ini.

8.1. Pengisian rongga (open space filling)

8.1.1. Presipitasi dari leburan silikat (silicate melt)

Faktor kritis untuk situasi ini adalah pada saat kristalisasi dan ada tidaknya kristalisasi silikat secara simultan. Mineral bijih oksida, seperti kromit, kadang mengkristal lebih cepat sehingga bentuk kristalnya euhedral. Kromit terendapkan dengan interstitial liquid silikat may suffer corrosion dan partial resorption untuk menghasilkan tekstur atoll dan butiran rounded, dimana mineral ini membentuk monomineral bands.

Pada saat mineral oksida dan silikat mengkristal secara simultan, tekstur butir anhedral – subhedral seperti pada batuan granit terbentuk (?), owing to mutual interference selama pertumbuhan butiran semua mineral. Tekstur micrographic yang meliputi mineral bijih oksida bisa juga terbentuk pada tahap ini.

Sulfida, karena melting point-nya rendah, mengkristal setelah silikat dan, jika sulfida tidak dapat memisahkan diri dari silikat, akan hadir sebagai agregat butiran rounded representing globules of immiscible sulphide liquid, atau sebagai butiran anhedral atau aggregat butiran yang mengkristal interstitially terhadap silikat dan bentuknya (governed) berada di sekeliling butiran silikat.

8.1.2. Presipitasi dari larutan aquaeous

Rongga-rongga (open spaces), such a dilatant zones sepanjang patahan, merupakan jalan yang dilalui larutan pada topografi karst, dll. Jika prevailing kondisi Fisika—kimia induce presipitasi, maka kristal akan terbentuk. Kristal ini terbentuk sebagai hasil spontaneous nucleation dengan larutan, atau lebih tepatnya, oleh oleh nucleation pada ruang tertutup. Proses ini diawali oleh presipitasi dan pembentukan mineral pada dinding vein. Jika larutan berubah komposisi maka bisa terjadi perubahan mineral sehingga pengisian vein membentuk banded yang disebut crustiform banding. Struktur ini terlihat pada beberapa vein dimana mineralizing solutions mengalami perubahan komposisi seiring dengan waktu dan memperlihatkan kepada kita urutan mineral yang mengalami presipitasi, urutan ini disebut sekuen paragenetik (paragenetic sequence).

Pengendapan pada kekar-kekar juga terbentuk di permukaan pada interface sedimen- air atau batuan-air selama pembentukan deposit masif sulfida yang berasosiasi dengan vulkanik (misalnya). Dibawah situasi rapid flocculation terbentuknya material dan tekstur primer menghasilkan bentuk colloform banding.


8.1.3. Replasemen

Edward (1952) mendefinisikan replasemen sebagai dissolving suatu mineral dan pada saat bersamaan diendapkan mineral lain pada tempat tersebut, tanpa intervening development rongga dan tanpa adanya perubahan volume. Replasemen adalah proses yang yang penting dalam pembentukan beberapa deposit bijih, termasuk diantaranya kelas skarn. Proses ini tidak hanya meliputi mineral-mineral pada batuan samping, tapi juga mineral-mineral bijih dan ganggue. Pada hampir semua bijih memperlihatkan terjadinya proses replasemen.

Tanda-tanda the most compelling replasemen adalah pseudomorphism. Pseudomorphism kasiterit dari ortoklas ditemukan di Cornwall Inggris, dan pirhotit dari hornblende di Sullivan British Columbia.

Proses replasemen sekunder (supergen) diawali pengayaan sulfida oleh perkolasi air meteorik ke bawah, kadang sangat dramatik dan fraught dengan economic importance. They can be every bit sama pentingnya dengan replasemen primer (hipogen) brought about by solution emanating dari crustal atau bawah permukaan.

8.1.4. Inklusi fluida (fluid Inclusions)

Pertumbuhan kristal tidak pernah sempurna dan memungkinkan terjebaknya fluida

dalam kristal tersebut dalam ukuran <100 µm, yang disebut inklusi fluida. Studi inklusi fluida dapat proved untuk digunakan dalam dechiphering sejarah pembentukan beberapa tipe batuan dan genesa bijih, terutama mengenai transport dan pengendapan bijih (Roedder, 1984).

Inklusi fluida dibagi dalam beberapa tipe :

o Inklusi Primer; terbentuk selama pertumbuhan kristal, provide us dengan sampel

fluida pembentuk bijih. Inklusi ini juga merupakan data geotermometrik yang penting dan memberikan suatu informasi tentang physical state fluida, misalnya mengenai apakah fluida tersebut mendidih pada saat terjebak. Inklusi primer terdapat pada hampir semua batuan dan mineral deposit. Sepuluh mineral transparan dimana inklusi fluida paling banyak ditemukan menurut Sheperd et al. adalah :

1. Kuarsa 2. Fluorite 3. Halite 4. Kalsit 5. Apatit

6. Dolomit 7. Sphalerit 8. Barit 9. Topaz 10. Kasiterit

Material yang paling penting dalam fluida adalah air dan karbondioksida. Inklusi primer dapat dibagi lagi ke dalam empat grup (Nash, 1976) sebagai berikut :

Tipe I. Inklusi dengan salinitas sedang, secara umum terdiri atas dua fase, terutama terdiri atas air dan gelembung water vapour, meliputi 10-40% inklusi. Kehadiran gelembung mengindikasikan bahwa fluida terjebak pada elevated temperature. Sodium, potassium, kalsium dan klorin terbentuk dalam larutan dengan salinitas berkisar antara 0 – 23 wt% NaCl.


Tipe II. Inklusi yang kaya akan gas, umumnya mengandung lebih dari 60%

vapour. Air juga merupakan unsur yang dominan, tapi CO2

hanya ditemukan dalam jumlah kecil. Tipe ini merepresentasikan trapped steam. Kehadiran secara bersamaan inklusi yang kaya akan gas dan inklusi aquaeous yang sedikit mengandung gas menunjukkan bahwa fluida mendidih pada saat terjebak.

Tipe III, Inklusi yang membawa halite. kisaran salinitas tipe ini lebih dari 50%. Inklusi ini mengandung kristal halit kubik dan beberapa daughter minerals, seperti sylvite dan anhydrite. Semakin banyak jumlah dan variasi daughter minerals semakin kompleks fluida bijih (ore fluid).

Tipe IV, Inklusi yang kaya akan CO2, dengan perbandingan CO2 : H2O berkisar antara 3 hingga lebih dari 30 mol%.

o Inklusi Sekunder; inklusi ini terbentuk dari beberapa proses setelah kristalisasi

mineral induk (host mineral). Salah satu cara pembentukan inklusi adalah selama healing retakan dan hal ini mengawali pembentukan planar arrays beberapa inklusi kecil. Inklusi sekunder sering ditemukan pada deposit tembaga porfiri karena hampir semua deposit ini berulang kali mengalami breksiasi. Inklusi pseudosecondary adalah inklusi yang terbentuk pada peralihan antara inklusi primer dengan inklusi sekunder.

Contoh analisis inklusi fluida disampaikan oleh Kelly & Turneaure (1970) yang menyajikan studi detail tentang mineralogi, paragenetic sequence (urutan pembentukan mineral) dan geotermometri vein timah dan tungsten di Bolivia. Mereka menyatakan bahwa bijih yang ditemukan adalah deposit plutonik hingga subvulkanik, terbentuk pada kedalaman 350-4000 m dan pada temperatur sekitar 350-70oC. Larutan bijih pada tahap awal vein merupakan highly saline brines (di atas 46 wt% NaCl tetapi CO2-nya rendah) dan kehadiran inklusi tipe I dan II dalam kuarsa dan kasiterit mengindikasikan bahwa terjadi pendidihan. Inklusi fluida pada mineral yang terbentuk belakangan tidak memperlihatkan tanda-tanda pendidihan dan fluida yang terperangkap memiliki salinitas yang rendah, 2-10% baik untuk fluorit maupun siderit.

8.1.5. Alterasi Batuan Samping

Alterasi batuan samping umumnya terbentuk di sekitar vein dan tubuh bijih hidrotermal lainnya yang antara lain ditunjukkan oleh perubahan warna, tekstur, perubahan mineralogi atau kimia, atau kombinasi dari semuanya. Semakin tinggi temperatur pengendapan mineral bijih, semakin intens alterasi, meskipun tidak selamanya berarti pengaruh alterasi lebih luas karena daerah pengaruh alterasi sangat tergantung kepada banyak hal misalnya ukuran tubuh bijih.


I II

L D a w s o n i t e L (NaAlCO3(OH)2)

V V

III IV

V Halite V

L LCO2

Sylvite Anhydrite L

hematite

Gambar 6.1. Sketsa empat tipe inklusi fluid yang paling penting (after Nash, 1976).

L = liquid aquaeous, V = vapour, LCO2 = liquid CO2

Ada dua divisi utama alterasi batuan samping, yaitu hipogen dan supergen. Alterasi hipogen disebabkan oleh naiknya larutan hidrotermal, dan alterasi supergen oleh naiknya air meteorik yang bereaksi dengan mineral yang sudah ada srebelumnya. Pada bagian ini kita lebih terfokus pada alterasi hipogen karena (a) kontribusinya terhadap pengetahuan kita tentang bagaimana kondisi dan evolusi larutan pembawa bijih, (b) kadang memiliki nilai ekonomi untuk kegiatan eksplorasi, dan (c) menghasilkan mineral seperti phyllosilicates yang dapat digunakan untuk melakukan pengukuran radiometrik pada alterasi batuan samping dan pada asosiasi mineralisasi.

Alterasi batuan samping sangat tergantung pada sifat batuan induk dan sifat larutan pembawa bijih-nya. Sifat batuan induk yang penting diantaranya adalah komposisi kimia, ukuran butir, sifat fisik (terkekarkan atau tidak) dan permeabilitas. Sedang untuk sifat larutan pembawa bijih (hidrotermal) adalah sifat kimia, pH, Eh, tekanan dan temperatur. Beberapa proses yang terjadi selama alterasi hidrotermal diilustrasikan pada gambar 4.

Kurva 1 merepresentasikan alterasi K-feldspar menjadi muskovit (serisit) :

3KalSi3O8 + 2H+ (aq) ↔ Kal3Si3O10(OH)2 + 2K+ (aq) + 6SiO2 K-feldspar muskovit (serisit) kuarsa

Kurva 2 merepresentasekan tahap lain removal alkalis dari batuan oleh hidrolisis :

2Kal3Si3O10(OH)2 + 2H+ + 3H2O ↔ 3Al2Si2O5(OH)4 + 2K+

muskovit kaolinite


oC

500 K-mica Potassic

Stable alteration Advanced argillic alteration

400 K.feldspar Pyrophyllite stable Kaolinite

1

300 Intermediate argillic 2

Propylitic

alteration alteration

K-mica 200 stable

1 2 3 4 5

log mKCl/mHCl

Gambar 6.2. Some equilibrium relations in the system K2O-Al2O3-SiO2-H2O in chloride

electrolyte environment. Total pressure is 0,1034 Gpa and quartz is present. The approximate positions of some wall rock alteration assemblages have been added. (After Meyer & Hemley, 1967).

Selama alterasi batuan samping hampir semua mineral pembentuk batuan are susceptible to attack oleh larutan asam, karbonat, zeolit, feldspatoid dan Ca-plagioklas kurang resisten; piroksin, ampibol dan biotit memiliki resistensi sedang, dan sodic plagioclase, potash feldspar dan muskovit memiliki resistensi tinggi. Kuarsa kadang entirely tidak terpengaruh dalam proses alterasi.

Tipe-tipe alterasi batuan samping

• Advanced argillic alteration; Alterasi yang dicirikan oleh kehadiran mineral dickite, kaolinite (keduanya Al2Si2O3(OH)4), pyrophyllite (Al2Si4O10(OH)2) dan kuarsa. Serisit biasanya juga ada dan frequently alunite, pyrite, tourmaline, topaz dan zunyite. Sedangkan andalusit kemungkinan bisa hadir pada temperatur tinggi. Alterasi ini adalah salah satu alterasi yang paling intense, kadang dijumpai pada zona bagian dalam (inner zone) bersama-sama dengan vein logam dasar atau deposit pipa berasosiasi dengan stok plutonik asam, seperti di Butte, Montana, dan Cerro de Pasco, Peru. Alterasi ini juga dijumpai pada lingkungan hot spring dan dalam telescoped deposit logam berharga yang dangkal. Asosiasi sulfida yang dijumpai dalam tubuh bijih umumnya kaya sulfur; covellite, digenite, pyrite dan enargite.

• Sericitization; Dalam lapangan bijih dunia, sericitization adalah tipe alterasi yang paling banyak dijumpai pada batuan yang kaya akan aluminium seperti slates, granits, dll. Mineral yang dominan adalah sericite dan quartz, sedangkan pyrite kadang menyertai mereka. Jika potassium dilepas ke batuan samping sehingga batuan seperti diorit kekurangan elemen ini, maka serisitisasi dapat terjadi. Selama


berlangsungnya serisitisasi granit, feldspar dan mika bisa mengalami transformasi menjadi serisit, dengan kuarsa sekunder sebagai salah satu hasilnya, tapi kuarsa primer tetap tidak terpengaruh except pembentukan inklusi fluida sekunder. Dengan apperance potash feldspar sekunder dan biotit sekunder, serisitisasi berangsur menjadi alterasi potassic, yang banyak dijumpai pada bagian tengah deposit tembaga porfiri.

Advanced argillic assemblages Sericite assemblages

alunit

A kaol., dick., pyroph. serisit (topaz, tourm.,)

phengitic

sericite

A (topaz, tourm.,)

Na, K C

F pyrite

Na, K C

F pyrite

Intermediate arrgillic assemblages

(sericite) A kaol., halloysite

montmorillonite

amorphous clay C calcite

Na, K (chl.)

F pyrite

Potassic alteration assemblages

A (sericite)

Na, K C anhydrite

(chl.) calcite

Propylitic assemblages

A montmorillonite

sericite zeolite epidote

Na, K C calcite

albite (chl.) K-feldspar ankerite

biotite F-pyrite, siderite,

magnetit, hematite

F pyrite, pyrrhotite

magnetite, hematite siderite

Gambar 6.3. Kumpulan alterasi batuan samping yang sering dijumpai dalam batuan aluminosilicate di plot pada diagram ACF dan AKF. (After Meyer & Hemley, 1967) A adalah Al2O3 dan komponen lain yang sifat kimianya sama C adalah CaO ditambah komponen-komponen yang sama K adalah K2O + Na2O F adalah FeO + MgO + MnO kaol. : kaolinite, dick. : dickite, pyroph. : pyrophyllite, tourm. : tourmalin, chl. : chlorite

• Intermediate argillic alteration; Mineral utama dalam alterasi ini adalah mineral kaolin- dan montmorillonit-grup sebagai alterasi plagioklas. Mineral-mineral ini bisa bersama-sama dengan amorphous clays (clay yang kelihatan amorphous di bawah X-rays dan biasanya disebut allophane). Intermediate argillic zone sebenarnya bisa dibagi dalam dua sub-zone dimana pada bagian luar alterasi didominasi oleh mineral montmorillonit dan pada bagian dalam yang berbatasan dengan zona


serisitisasi didominasi oleh mineral kaolin. Pada zona ini sulfida secara umum tidak penting. Zona ini berbatasan dengan alterasi propylitic pada bagian luar.

• Propylitic alteration; Zona alterasi ini dicirikan oleh chlorite, epidote, albite dan carbonate (calcite, dolomite atau ankerite). Minor sericite, pyrite, dan magnetite kemungkinan juga bisa ditemukan dan meski jarang, zeolites dan montmorillonite kadang-kadang ditemukan pula. Istilah alterasi propylitic pertama kali diperkenalkan oleh Becker pada tahun 1882untuk alterasi diorit dan andesit di sekitar Comstock Lode, Nevada. Zona alterasi propylitic kadang-kadang sangat luas sehingga banyak digunakan sebagai penunjuk dalam eksplorasi. Zona alterasi ini bisa dibagi lagi dalam beberapa sub-zona berdasarkan kelimpahan mineral alterasinya, antara lain : Chloritization; Chlorite bisa hadir sendiri atau dengan kuarsa atau tourmalin

dalam kombinasi yang sangat simpel. Mineral propylitic yang lain bisa juga ditemukan dan anhydrite juga bisa dijadikan penciri. Klorit hidrotermal memperlihatkan perubahan perbandingan Fe : Mg seiring dengan bertambahnya jarak dari tubuh bijih, dimana Fe lebih banyak pada daerah yang dekat dengn sulfida. Perubahan perbandingan ini bisa direkam dengan pengukuran simple refractive index, yang juga bisa menjadi petunjuk dalam eksplorasi.

Pembentukan klorit sekunder bisa dihasilkan dari alterasi mineral mafik yang telah ada sebelumnya pada batuan samping atau dari penghantara Mg dan Fe dari sumber lain.

Carbonatization; Dolomitisasi adalah alterasi yang sering ditemukan pada pengendapan bijih dengan temperatur rendah hingga menengah pada batugamping, dan dolomit adalah karbonat yang paling banyak terbentuk oleh aktifitas hidrotermal. Sama seperti pada chloritization, variasi perbandingan Fe : Mg with poximity to ore.

• Potassic Alteration; Potasf feldspar sekunder dan/atau biotit adalah mineral yang paling penting pada alterasi ini. Mineral lempung tidak ada tapi chlorite, magnetit dan hematite bisa ditemukan dalam jumlah kecil. Anhydrit cukup penting khususnya dalam deposit tembaga porfiri, seperti di El Salvador, Chile, dimana anhydrite bisa lebih 15% dari batuan alterasi.

• Silicification; Meliputi bertambahnya proporsi kuarsa atau silika crypto-crystalin (seperti cherty atau opaline silica) dalam batuan alterasi. Silika kemungkinan berasal dari larutan hidrotermal, seperti pada kasus cherthified batugamping yang berasosiasi dengan deposit lead-zinc-fluorite-baryte atau kemungkinan juga sebagai hasil dari alterasi feldspar dan mineral lain selama pencucian bagian dasar. Silisifikasi kadang dijadikan petunjuk kepada bijih, misalnya Black Hill, Dakota.

• Feldspathization; Istilah feldspatisasi digunakan pada proses metasomatisma potasium atau sodium yang menghasilkan potash feldspar yang baru atau albite. Albitisasi ditemukan disekitar beberapa deposit emas.

• Tourmalinization; Tourmalinisasi berasosiasi dengan deposit dengan temperatur menengah hingga tinggi, seperti pada beberapa vein emas dan timah yang memperlihatkan adanya tourmalinisasi yang kuat pada batuan samping. Jika batuan samping yang teralterasi banyak mengandung gamping (lime-rich) axinite dapat terbentuk.


• Tipe alterasi lainnya; Pyritization; disebabkan oleh masuknya sulfur yang merubah oksida besi dan

mineral mafik. Hematitization; tipe alterasi yang kadang berasosiasi dengan uranium. Bleaching; disebabkan oleh adanya reduksi hematit Greisenization; alterasi sepanjang bagian pinggir deposit tin-tungsten dan

beryllium pada batuan granitik atau gneisses Fenitization; biasanya berasosiasi dengan deposit pada batuan karbonat dan

dicirikan oleh pembentukan nephelin, aegirine, sodic amphiboles dan alkali feldspar pada aureoles massa karbonat.

Serpentinisasi; dan the allied pembentukan talk, dapat terbentuk baik pada batuan ultrabasik maupun pada batugamping. Serpentinisasi berasosiasi dengan deposit emas dan nikel.

Zeolitisasi; ditandai oleh pembentukan stilbite, natrolite, heulandite, dll., dan kadang disertai mineralisasi tembaga murni dalam basal amigdaloidal.

tipe batuan tipe alterasi

serisitisasi,

BATUAN ASAM

BATUAN INTERMEDIT - BASA

argillasasi, silisifikasi, dan piritisasi.

kloritisasi, karbonatisasi, serisitisasi, piritisasi, dan

propilitisasi.

BATUAN KARBONAT Skarnifikasi tourmalinisasi

Tabel 6.1. Hubungan antara tipe batuan dengan tipe alterasi yang terbentuk.


Kan

dung

an s

ilika %

Vein

Quart

z

Kan

dung

an s

ilika %

Vein

Quart

z

IX. BEBERAPA TEORI UTAMA GENESA BIJIH (ORE GENESIS)

Teori tentang genesa deposit bijih secara umum dapat dibagi ke dalam dua kelompok, yaitu deposit bijih yang terbentuk melalui (i) proses internal dan (ii) proses eksternal (lihat bagian I halaman 7-8). Pada bagian ini, hanya akan dibahas beberapa teori utama tentang genesa deposit bijih yang belum dibahas pada bagian depan.

Pembentukan deposit bijih oleh proses internal

• Lateral secretion

Lensa dan vein quartz dalam batuan metamorf dihasilkan oleh pengisian zone dilatasi dan rongga (open fracture) oleh silika yang bermigrasi keluar dari batuan yang melingkupinya. Pada saat migrasi, silika disertai oleh unsur-unsur batuan samping yang lain termasuk komponen logam dan sulfur. Derivation mineral-mineral dari immediate neighbourbood vein disebut lateral secretion. Dalam gambar (a) berikut, terdapat vein yang terbentuk saat larutan hidrotermal (yang jenuh dengan silika) bergerak ke atas. Sebagian larutan tersebut mengalami difusi ke batuan samping dan membentuk silisifikasi. Kurva menunjukkan berkurangnya level silika dari sumbernya (misalnya vein). Gambar (b) memperlihatkan situasi yang terbalik dimana kurva silika bertambah naik dari vein ke batuan samping. Dalam hal ini silika diabstraksi dari batuan samping dan kemudian terakumulasi dalam vein.

100

(a) (b)

100

C

C

Batuan samping

0 0

Gambar 9.1 Perbandingan hipotetis profil silika.(a) silika ditambahkan ke batuan samping

dan (b) silika diabstraksi dari batuan samping dan diendapkan sebagai kuarsa dalam vein. C menunjukkan level normal silika dalam batuan samping.

Deposit ekonomik di Yellowknife Field adalah deposit yang terbentuk di dalam lensa quartz-carbonate dalam extensive chloritic shear zones yang memotong amphibolites (metabasites). Deposit tersebut memperlihatkan konsentrasi, silika, karbondioksida, sulfur, air, emas, perak dan elemen logam lainnya. Mineral utama adalah quartz, karbonat, sericite, pyrite, arsenopyrite, stibnite, chalcopyrite, sphalerite, pyrrhotite, berbagai sulfosalt, galena, scheelite, emas dan aurostibnite. Batuan induk terbentuk adalah batuan metamorfisme regional dari fasies amphibolite hingga greenschist. Alterasi carbonate-sericite-shist dan chlorite-carbonate-schist yang berbentuk ―halo‖ terbentuk dalam batuan induk bersamaan dengan pembentukan deposit.

Apakah metabasites dapat menjadi sumber (source) sulfur dan elemen logam yang

terbentuk di dalam deposit ?


Metabasites terdiri atas lava dan tufa vulkanik basa yang termetamorfosis. Batuan ini kaya akan elemen-elemen seperti emas, perak, arsenic, tembaga, dll., dibandingkan batuan beku lainnya. Untuk unsheared metabasites di daerah Yellow Knife, kadar unsur berharga yang terkandung (semuanya dalam ppm) antara lain adalah : S = 1500; As = 12, Sb = 1, Cu = 50, Zn = 50, Au = 0,01; Ag = 1. Sedang dimensi-nya adalah : panjang = 152m, lebar = 152m, kedalaman = 4,8km. Jumlah bijih dalam sistem diasumsikan sekitar 6 x 106 dengan kadar rata-rata S = 2,34%, As = 1,35%, Sb = 0,15%, Cu = 0,07%, Zn = 0,28%, Au = 0,654 oz ton-1 dan Ag = 0,139 oz ton-1. Kandungan total elemen-elemen ini dalam shear system sebelum mengalami shearing dan alterasi, dan dalam deposit disajikan pada tabel berikut ini.

Tabel 9.1. Kandungan elemen ―chalcopile‖ dalam shear zones dan deposit, Yellowknife

gold deposit, Canada

Elemen Kandungan total dalam shear system sebelum shearing and alterasi

(juta ton)

Kandungan total dalam deposit

(juta ton)

S 62 As 0.5 Sb 0.04 Cu 2.0 Zn 2.0

Au 12.2 x 106

oz

Ag 1219 x 106

oz

0.14 0.181 0.009 0.004 0.017

3.9 x 104

0.834 x 104

oz

• Proses metamorfik

Metamorfisme isokimia pada beberapa batuan dapat menghasilkan material untuk keperluan industri. Salah satu contoh adalah marble yang dapat terbentuk baik melalui metamorfisme kontak maupun regional. Contoh lain adalah slate, asbestos, corundum dan emery, garnet, beberapa gemstone, graphite, magnesite, pyrophyllite, mineral sillimanite, talc dan wollastonite. Metamorfisme allokimia (metasomatisme) kadang menyertai metamorfisme kontak atau regional. Proses ini menghasilkan deposit skarn yang banyak mengandung logam atau mineral industri.

Peranan proses metamorfik lain dalam pembentukan bijih

Pada bagian ini kita akan membahas perubahan metamorfisme yang meliputi rekristalisasi dan redistribusi material oleh difusi ionik dalam fasa padat. Pada kondisi ini unsur bijih yang bersifat mobil bisa terangkut ke tempat lain dengan tekanan rendah, seperti shear zone, retakan (fracture) atau puncak lipatan. Mela;ui cara ini vein quartz-chalcopyrite-pyrite dapat terbentuk dalam amphibolites dan schist dan beberapa vein emas terbentuk dalam jalur greenstone (saager et al., 1982).

Pembentukan deposit bijih oleh proses eksternal

Proses eksternal meliputi sedimentasi mekanik dan kimiawi, proses residual dan pengayaan supergen (supergene enrichment), dan proses exhalative. Pada bagian ini, pembahasan akan difokuskan pada proses exhalative yang meliputi semua aktifitas larutan hidrotermal yang muncul di permukaan termasuk didalamnya bijih sulfida masif.


• Proses volcanic-exhalative (sedimentary-exhalative)

Deposit exhalative memiliki kaitan yang sangat erat dengan batuan vulkanik dan sebagian lagi pada batuan induk sedimen yang dikenal dengan istilah deposit sedex (sedimentary-exhalative). Depositnya comformable dan banded; dan pada tipe yang berasosiasi dengan vulkanik unsur utamanya adalah pyrite dengan berbagai variasi tembaga, lead, zinc dan baryte; logam mulia dan mineral lainnya juga bisa hadir dalam deposit ini. Selama beberapa dekade, deposit exhalatif dimasukkan dalam kelompok tubuh bijih replasemen hidrotermal epigenetik (Bateman, 1950). Baru pada tahun 1950-an, deposit ini ditemukan bersifat singenetik, submarine exhalative, tubuh bijih sedimenter, dan deposit tipe ini ditemukan pada proses pembentukan dari hydrothermal vents (black smokers) pada tempat yang sangat luas disepanjang pusat pemekaran lantai samudera (Rona, 1988).

Tubuh bijih exhalative yang berafiliasi dengan vulkanik memperlihatkan beberapa tipe : Tipe Cyprus; berasosiasi dengan vulkanik yang bersifat basik, biasanya dalam

bentuk ophiolites dan kemungkinan terbentuk di samudera atau pada busur belakang pematang. Tipe ini terutama berupa tubuh cupriferous pyrite.

Tipe Kuroko; berasosiasi dengan vulkanik yang bersifat felsik, terbentuk pada tahap akhir evolusi busur kepulauan (island arc), dengan kandungan logam yang lebih bervariasi seperti tembaga-zinc-lead dan terkadang emas dan perak. Baryte dalam jumlah besar, quartz dan gypsum juga bisa dijumpai pada deposit tipe ini.

Deposit sulfida masif yang berasosiasi dengan vulkanik umumnya berbentuk gundukan atau berbentuk mangkok. Tipe yang terakhir kemungkinan terbentuk jika larutan hidrotermal lebih saline (padat) dibanding air laut disekitarnya muncul pada suatu depresi mawah laut (gambar …). Beberapa deposit tipe Cyprus terbentuk dengan cara seperti ini dan data inklusi fluida mendukung hipotesa tersebut (Rona, 1988).

Untuk tipe Kuroko, proses pembentukannya melalui beberapa tahap berikut : 1. Presipitasi sphalerite, galena, pyrite, tetrahedrite, baryte yang berukuran halus

dengan minor chalcopyrite (black ore) oleh percampuran larutan hidrotermal yang

relatif dingin (~200oC) dengan air laut yang dingin. Black ore : sp + ga + py + bar

2. Rekristalisasi dan pertumbuhan butiran mineral-mineral tersebut dalam tahap 1 pada bagian dasar gundukan oleh larutan yang lebih panas (~250oC), bersama- sama dengan pengendapan lagi sphalerit, dll.

3. Influx larutan panas yang kaya akan tembaga (~300-350oC) yang me-replace mineral yang terbentuk sebelumnya dengan chalcopyrite pada bagian bawah deposit (yellow ore). Redeposit mineral pengganti ini terjadi pada level yang tinggi. Yellow ore : py + cp dan bijih stockwork : py + cp + qz.

4. Masih panas, larutan yang tidak jenuh dengan tembaga kemudian melarutkan chalcopyrite untuk membentuk pyrite di bagian bawah deposit.

5. Pengendapan chert-hematite exhalites di atas dan di sekeliling deposit sulfida.

Seperti telah diuraikan di depan, perbedaan tipe air dicirikan oleh perbandingan isotop

hidrogen (D/H) dan oksigen (18O/16O) (Shepard, 1977). Dengan menggunakan perbandingan tersebut, dapat dilihat variasi air yang terlibat dalam proses mineralisasi secara umum. Variasi perbandingan isotop hidrogen dan oksigen yang disimbolkan

dengan δ (o/oo), dimana :


⎜

δ = ⎛ Rsampel

x R

⎞ − 1⎟ × 1000

⎝ s tan dar ⎠ Dalam formula diatas untuk hidrogen, δx = δD dan R = D/H; untuk oksigen, δx = δ18O dan R = 18O/16O.

Standar untuk hidrogen dan oksigen adalah standar mean ocean water (SMOW).

Secara alamiah, D/H sekitar 1/7000 dan 18O/16O sekitar 1/500. Nilai ini diukur langsung dari substansi asli seperti air thermal, air formasi dalam sedimen dan inklusi fluida, atau dideterminasi secara tidak langsung dengan menggunakan air yang diserap oleh mineral.

Gambar 7.2 Sketsa yang memperlihatkan pembentukan deposit sulfida masif pada lantai samudera (After Rona, 1988). (a) larutan hidrotermal dengan densitas yang lebih besar dari pada air laut disekitarnya, berkumpul dalam suatu

cekungan membentuk deposit berbentuk mangkuk. (b) larutan dengan densitasnya lebih rendah dari air laut membentuk gundukan sulfida (sulphide mound) dan ada

yang naik mengapung membentuk hydrothermal plume. Dari sini, partikel oksida, sulfida dan silika kemudian turun ke batuan disekitarnya membentuk deposit batuan ferromanganese oxide (chert) dengan atau tanpa pyrite dan akumulasi hydrothermal sedimentary yang disebut exhalites.


DAFTAR PUSTAKA

- Edwards, R., & Atkinson, K., 1986, Ore Deposits Geology and Its Influence on

Mineral Exploration, Chapman & Hall, New York.

- Guilbert, J.M., & Park, JR., C.F., 1975, the Geology of Ore Deposits, W.H. Freeman & Co. New York.

- Jensen, M.L., & Bateman, A.M., 1981, Economic Mineral Deposits, John Wiley & Sons, New York.

- Rinawan, R., 2000, Pengantar Identifikasi Mineral (tidak dipublikasikan), Bandung

32998366 genesa-bahan-galian-complete2

Engineering