KARAKTERISTIK ALTERASI DAN MINERALISASI BIJIH

BESI DAERAH PAKKE KECAMATAN BONTOCANI

KABUPATEN BONE SULAWESI SELATAN

CHARACTERISTICS ALTERATION AND MINERALIZATION OF IRON

ORE AT PAKKE AREA, BONTOCANI SUBDISTRICT

BONE REGENCY SOUTH SULAWESI

HARWAN

PROGRAM PASCASARJANA

UNIVERSITAS HASANUDDIN

GOWA

2018

ii

KARAKTERISTIK ALTERASI DAN MINERALISASI BIJIH

BESI DAERAH PAKKE KECAMATAN BONTOCANI

KABUPATEN BONE SULAWESI SELATAN

Tesis

Sebagai Salah Satu Syarat Untuk Mencapai Gelar Magister

Program Studi

Magister Geologi

Disusun dan diajukan oleh

HARWAN

Kepada

PROGRAM PASCASARJANA

UNIVERSITAS HASANUDDIN

GOWA

2018

TESIS

KARAKTERISTIK ALTERASI DAN MINERALISASI BIJIH BESI DAERAH

PAKKE KECAMATAN BONTOCANI KABUPATEN BONE

SULAVI'ESI SELATAN

Disusun dan diajukan oleh

HARWANNomor Pokok P3000216004

telah dipertahankan didepqn Panitia Ujian Tesis

Pada,,tanggal, 13 Agustus 2018

Dan dinyatakan telah memenuhi syarat

Menyetujui

Komisi Penasihat,,'1,.'l i':.,|:,.i'

lil,fDr. lr, lrzal Nur. MT

Ketua

t-BDf. Eng. Adi Maulana. ST.. M.Phit

Anggota

Teknik

;

n,

sgarffi

,Tt:r

{lrA

(i'1

.:i:j I;*-) .d-s't[Y.t

StudiTeknik Geologi

iv

PERNYATAAN KEASLIAN PROPOSAL TESIS

Yang bertanda tangan di bawah ini

Nama : Harwan

Nomor Mahasiswa : P3000216004

Program Studi : Magister Geologi

Menyatakan dengan sebenarnya bahwa tesis yang saya tulis ini

benar-benar merupakan hasil karya saya sendiri, bukan merupakan

pengambilalihan tulisan atau pemikiran orang lain. Apabila di kemudian hari

terbukti atau dapat dibuktikan bahwa sebagian atau keseluruhan tesis ini

hasil karya orang lain, maka saya bersedia menerima sanksi atas perbuatan

tersebut.

Gowa,

Yang Menyatakan

Harwan

v

PRAKATA

Puji dan syukur penulis panjatkan kepada Tuhan Yang Maha Esa,

atas segala rahmat dan karunia-Nya, sehingga tesis dengan judul

“Karakteristik Alterasi dan Mineralisasi Bijih Besi Daerah Bontocani dan

Sekitarnya”, dapat diselesaikan

Pada kesempatan ini penulis tidak lupa mengucapkan rasa hormat

dan terima kasih kepada Dr. Ir. Irzal Nur, M.T selaku Pembimbing Utama

dan Dr.Eng. Adi Maulana, S.T., M.Phil. selaku Pembimbing Pendamping,

atas segala curahan ilmu, saran pemikiran, motivasi dan nasehatnya

sehingga tesis ini dapat terseleaikan tepat pada waktunya. Terima kasih

juga penulis sampaikan kepada Dr. Adi Tonggiroh, S.T., M.T selaku Ketua

Program Studi Magister Geologi dan Dr.Eng. Asri Jaya HS, ST., M.T selaku

Ketua Departemen Teknik Geologi Fakultas Teknik Universitas Hasanuddin

atas bantuan yang telah diberikan kepada penulis dalam rangka

pengumpulan informasi mengenai permasalahan terkait penelitian ini,

Bapak dan Ibu dosen Departemen Geologi Universitas Hasanuddin yang

telah memberikan bimbingannya, Staf Departemen Geologi Universitas

Hasanuddin, ucapan terima kasih kepada kedua orang tua penulis atas

segala dukungan yang telah diberikan kepada penulis selama menjalani

pendidikan dan penelitian, serta seluruh pihak yang tidak dapat disebutkan

satu persatu, atas segala bantuan dan motivasi yang diberikan selama ini.

vi

Akhir kata, semoga penyusunan proposal ini dapat bermanfaat bagi

seluruh pembaca, khususnya bagi penulis. Amin.

Gowa, Juli 2018 Penulis,

Harwan NIM. P3000216004

ix

DAFTAR ISI

halaman

HALAMAN JUDUL i

HALAMAN TUJUAN ii

HALAMAN PENGESAHAN iii

HALAMAN PERNYATAAN KEASLIAN iv

PRAKATA v

ABSTRAK vii

ABSTRACT viii

DAFTAR ISI ix

DAFTAR TABEL xi

DAFTAR GAMBAR xii

DAFTAR LAMPIRAN xiii

BAB I. PENDAHULUAN 1

A. Latar Belakang 1

B. Rumusan Masalah 3

C. Batasan Masalah 4

D. Tujuan Penelitian 5

E. Manfaat Penelitian 5

F. Peneliti Terdahulu 6

BAB II. TINJAUAN PUSTAKA 7

A. Kondisi Geologi 7

B. Endapan Skan 12

C. Mineralogi dan Alterasi Skarn 13

D. Tipe Endapan Skarn 18

E. Mineral-mineral Pembawa Bijih Besi 19

F. Tekstur Bijih 26

x

BAB III. METODE PENELITIAN 33

A. Rancangan Penelitian 33

B. Lokasi dan Kesampaian Daerah 34

C. Alat dan Bahan 35

D. Pengumpulan Data 36

E. Teknik Pengambilan Data 37

F. Analisis Laboratorim 38

BAB IV. HASIL DAN PEMBAHASAN 39

A. Litologi Daerah Penelitian 39

B. Tipe Alterasi 42

C. Mineral Bijih 46

D. Tekstur Bijih 47

E. Paragenesis 51

F. Paragenesis Daerah Penelitian 64

G. Mineralisasi 66

H. Geokimia 70

I. Kadar Bijih 75

J. Tipe Endapan Skarn 76

BAB V. PENUTUP 78

A. Kesimpulan 78

B. Saran 79

DAFTAR PUSTAKA 80

xi

DAFTAR TABEL

Nomor Halaman

1 Mineralogi endapan skarn 17 2 Urutan pembentukan mineral alterasi 46 3

Hasil pengamatan mineral bijih dengan tekstur pada sayatan poles

47

4 Tahapan pembentukan mineral bijih pada daerah

penelitian 66

5 Hasil Analisis XRF 71

4 Hasil Analisis ICP-OES/MS 71 7 Tahap pembentukan mineral alterasi dan bijih pada

daerah Pakke Kecamatan Bontocani Kabupaten Bone

77

xii

DAFTAR GAMBAR

Nomor Halaman

1 Peta Geologi Regional daerah Bontocani pada Lembar Ujung Pandang, Benteng dan Sinjai (modifikasi dari Sukamto dan Supriatna, 1982; Mulana et al, 2015)

10

2 Tahapan pembentukan skarn berdasarkan fungsi

waktu dan suhu; 1. Kalsit, diopsid; 2. Kalsit, diopsid, wollastonit, vesuvianit, grossular; 3. Andradit, diopsid, hedenbergite, epidot; 4. Kuarsa, kalkopirit, scheelite; 5. Amphibole, kalsit, epidot, kuarsa; 6. Zeolit

15

3 Tahapan pembentukan skarn; (1) Tahap isokimia

dengan perkembangan hornfels dan dimulainya reaksi skarn pada batuan karbonat; (2) Tahap metasomasime dengan perkembangan exoskarn dan endoskarn; (3) Tahap retrograde dimana pembentukan mineral-mineral hydrous dan mineral sulfida

16

4 Mineral Goetit 20 5 Mineral Limonit 21 6 Mineral Hematit 23 7 Mineral Magnetit 24 8 Mineral Ilmenit 25 9 Peta Tunjuk Lokasi Penelitian 35

10 Peta Stasiun Pengambilan Sampel 37

11 Bagan Alir Penelitian 40

12 a. Foto sampel bijih besi stasiun 9; b. Kenampakan singkapan bijih besi dengan Batugamping pada stasiun 9; c. Foto sampel bijih besi stasiun 1; d. Kenampakan singkapan stasiun 1

42

xiii

13 Fotomikrograf sayatan batuan ST.10.PA yang memperlihatkan kehadiran mineral garnet (Gr), epidot (Ep) dan kalsit (Ca).

43

14 a. Difraktogram XRD stasiun 2 (ST.2.P)

memperlihatkan kehadiran mineral garnet dan mineral grup piroksinoid wollastonit; b. Difraktogram XRD stasiun 8 memperlihatkan kehadiran mineral grup garnet andradit; c. Difraktogram XRD stasiun 9 memperlihatkan kehadiran mineral grup piroksi diopsid

44

15 Fotomikrograf sayatan poles yang memperlihatkan

tekstur intergrowth antara magnetit (Mag) dan manganit (Mn)

48

16 Fotomikrograf sayatan poles yang memperlihatkan

tektstur granular antara magnetit (Mag) dan manganit (Mn).

49

17 Fotomikrograf sayatan poles yang memperlihatkan

tekstur replacement. a. Replacement mineral magnetit oleh hematit; b. Replacement mineral manganit oleh pirolusit; c. Replacement mineral magnetit oleh kalkopirit; d. Replacement mineral manganit oleh kalkopirit.

50

18 Fotomikrograf sayatan poles yang memperlihatkan

tekstur open space filling. a. Mineral azurit mengisi pori pada mineral magnetit; b. Mineral goetit mengisi pori dan rekahan pada mineral magnetit dan manganit

51

19 Fotomikrograf sayatan poles (ST.1.P) yang

memperlihatkan urutan paragenisis mineral bijih berturut-turut mulai dari magnetit, manganit, pirolusit, azurit, bornit dan goetit.

52

20 Fotomikrograf sayatan poles (ST.2.P) yang

memperlihatkan urutan paragenesis mineral bijih berturut-turut mulai dari magnetit, siderit, manganit, hematit, kalkopirit, galena dan goetit.

53

21 Fotomikrograf sayatan poles (ST.3.P) yang

memperlihatkan urutan paragenesis mineral bijih 55

xiv

berturut-turut mulai dari magnetit, manganit, pirolusit, azurit dan goetit.

22 Fotomikrograf sayatan poles (ST.4.P) yang

memperlihatkan urutan paragenesis mineral bijih berturut-turut mulai dari magnetit, manganit, pirolusit, hematit, kalkopirit, pirit, arsenopirit dan goetit.

56

23 Fotomikrograf sayatan poles (ST.5.P) yang

memperlihatkan urutan paragenesis mineral bijih berturut-turut mulai dari magnetit, manganit, azurit dan goetit.

57

24 Fotomikrograf sayatan poles (ST.6.P) yang

memperlihatkan urutan paragenesis mineral bijih berturut-turut mulai dari magnetit, franklinit, manganit, pirolusit, kalkopirit dan goetit.

59

25 Fotomikrograf sayatan poles (ST.8.P) yang

memperlihatkan urutan paragenesis mineral bijih berturut-turut mulai dari magnetit, manganit, pirolusit, kalkopirit, pirit, hematit dan goetit.

60

26 Fotomikrograf sayatan poles (ST.9.P.A) yang

memperlihatkan urutan paragenesis mineral bijih berturut-turut mulai dari magnetit, manganit, pirolusit azurit dan goetit..

62

27 Fotomikrograf sayatan poles (ST.10.P.A) yang

memperlihatkan urutan paragenesis mineral bijih berturut-turut mulai dari magnetit, manganit, pirolusit, hematit, pirit dan goetit.

63

28 Fotomikrograf sayatan poles yang memperlihatkan

urutan paragenesis mineral bijih pada daerah penelitian.

65

29 Peta sebaran endapan bijih besi 67

30 a. Foto sampel mineralisasi bijih besi. b. foto lokasi pengambilan sampel. c. peta lokasi pengambilan sampel.

68

31 Difraktogram XRD memperlihatkan kehadiran

mineral bijih besi dan mangan, serta mineral sulfida. 69

xv

a. Analisis XRD stasiun 1; b. analisis XRD stasiun 4; c. Analisis XRD stasiun 10.

32 Grafik perbandingan Fe2O3, SiO2 dan MnO 70

33 Diagram garis isocon perbandingan sampel ST.7.P (BB) dan ST.10.P.A (BG).

74

34 Histogram menampilkan unsur-unsur yang

mengalami pengayaan 74

35 Perubahan komposisi unsur-unsur sampel sampel

ST.7.P (BB) dan ST.10.P.A (BG). 75

36 Grafik Pebandingan Kadar Fe dan Mn pada daerah

penelitian 76

37 Ilustrasi tahapan pembentukan endapan skarn pada

daerah penelitian 78

xvi

DAFTAR LAMPIRAN

Nomor Halaman

1 Lampiran A. Analisisi Megaskopis 84 2 Lampiran B. Analisisi Petrografi 97 3

Lampiran C. Analisisi mineragrafi 103

4 Lampiran D. Analisisi X-Ray Diffractions 133 5 Lampiran E. Analisis X-Ray Fluoresence 146 6 Lampiran F. Peta 157

vii

ABSTRAK

HARWAN. Karaktersistik Alterasi dan Mineralisasi Bijih Besi Daerah Pakke

Kecamatan Bontocani Kabupaten Bone, Sulawesi Selatan (dibimbing oleh

Irzal Nur dan Adi Maulana).

Penelitian ini bertujuan untuk menentukan tipe alterasi dan karaktersitik

mineralisasi, tekstur, paragenesis bijih besi serta menentukan tipe endapan

bijih besi di daerah Pakke Kecamatan Bontocani Kabupaten Bone,

Sulawesi Selatan.

Pengambilan sampel pada penelitian ini dilakukan secara random dengan

sampel berupa batuan dan mineralisasi bijih. Sampel batuan dianalisis

dengan menggunakan analisis petrografi, analisis mineragrafi, XRD, XRF

ICP-OES dan ICP-MS.

Hasil penelitian menunjukkan Host-rock endapan bijih besi di daerah Pakke

yaitu batuan karbonat. Tipe alterasi yang berkembang di daerah penelitian

yaitu alterasi skarn, yang dicirikan oleh kehadiran mineral garnet, epidot,

diopsid dan wollastonit. Tahap pembentukan mineral alterasi dimulai dari

tahap isokimia (600oC), tahap metasomatisme (600-400oC) dan tahap

retrograde (400-200o). Karakteristik mineralisasi yang terbentuk

memperlihatkan kehadiran bijih besi pada batuan karbonat dimana mineral

pembawa bijih berupa magnetit dan hematit. Mineral bijih besi berasosiasi

dengan mineral bijih mangan. Urutan pembentukan mineral bijih pada

daerah penelitian dimulai dari magnetit, siderit, franklinit, manganit, pirolusit,

hematit, galena, kalkopirit, pirit, azurit dan goetit. Kadar bijih besi pada

daerah penelitian yaitu sekitar 37,6-38,5%. Sedangkan mineral asosiasi

bijih besi yaitu bijih mangan memiliki kadar sekitar 2,4-3,1%. Tipe endapan

pada daerah penelitian yaitu endapan skarn. Dimana endapan skarn pada

daerah penelitian terbentuk pada lingkungan oksidasi.

viii

ABSTRACT

HARWAN. The Characteristics of Alteration and Mineralization of Iron Ore at Pakke Area, Bontocani Subdistrict, Bone Regency, South Sulawesi (supervised by Irzal Nur and Adi Mulana)

This research aimed (1) to determine the types of alteration and characteristics of mineralization, texture, paragenesis of iron ore; (2) to determine the types the iron ore at Pakke Area, Bontocani Subdistrict, Bone Regency, South Sulawesi Province.

The research sample collection was conducted randomly and the samples were in the form of rocks and the mineralization of iron ore. The rock samples were analyzed using the petrography analysis, mineragraphy analysis, XRD, XRF, and ICP-OES/MS.

The research results indicated that the Host-rock of iron ore at Pakke Area was Carbonate Rocks. The alteration type developing in the research area was the skarn alteration type, which is characterized by the presence of minerals garnet, epidot, diopsid, and wollastonite. The formation alternation mineral was started from the isochemical process (600oC), the metasomatism process (600-400oC), and the retrograde process (400-200o). The formation of the mineralization showed the presence of iron ore with the help of carbonate in which the garrier of iron ore in the form of magnetit and hematite. The iron mineral was associated with the mangan ore mineral. The sequences of the formation of iron ore of mineral at the research area started from magnetite, siderite, franklinite, manganite, pyrolusite, hematite, galena, chalcopyrite, pyrite, azurite and goetite. The content of iron ore at the research area was about 37,6-38,5%, while the mineral associate of iron was the mangan which had the content of about 2,4-3,1%. The deposits type at the research area was the skarn deposits, where the skarn deposits would developing around the oxidation of the surroundings.

Keywords: paragenesis, alteration, mineralization, iron ore.

1

BAB I

PENDAHULUAN

A. Latar Belakang

Bijih besi merupakan salah satu ore (bijih) yang memiliki nilai

komoditas cukup tinggi. Bijih besi dapat dimanfaatkan untuk berbagai

macam keperluan, mulai dari pembuatan keperluan rumah tangga hingga

campuran untuk peralatan berbasis teknologi canggih. Seiring dengan

perkembangan ilmu pengetahuan dan teknologi yang begitu pesat dan

meningkatnya kebutuhan akan logam dasar pada awal milenium ketiga,

membuat permintaan dunia industri terhadap mineral logam seperti besi

(Fe) akhir-akhir ini meningkat tajam. Terutama pasokan industri baja untuk

negara-negara maju seperti Cina dan Jepang. Hal ini terlihat dari

banyaknya perusahaan pertambangan yang melakukan eksplorasi daerah

baru untuk mencari cadangan iron deposits di beberapa tempat, khususnya

Indonesia (Ishlah, 2014). Salah satu daerah di Indonesia dengan potensi

sumberdaya logam yang melimpah yaitu Kabupaten Bone Provinsi

Sulawesi Selatan.

Di daerah Lappadata, Kecamatan Libureng, Kabupaten Bone dijumpai

mineralisasi sulfida tipe urat yang berasosiasi dengan endapan besi

manganis sekunder (hematit dann mangan) yang menerus ke utara dari

daerah Biru area. Urat-urat kuarsa-sulfida ini memenetrasi host rock

2

batugamping dalam bentuk fissure filling, pada arah yang sama dengan

arah zona bijih besi manganis tersebut. Seri urat ini bersifat diskontinyu dan

berkemiringan terjal dengan tebal < 5 m, dan terdiri atas diseminasi,

gelembung kecil (blebs), dan veinlets galena yang mengandung perak, pirit,

arsenopirit, magnetit, serta sedikit kalkopirit dan pirrhotit. Galena juga

terbentuk sebagai lensa-lensa dan urat-urat pendek. Mineral gangue yang

dominan adalah kuarsa dan karbonat (Nur et al., 2017).

Di bagian selatan Kabupaten Bone daerah Bontocani, Kabupaten

Bone, Provinsi Sulawesi Selatan. Bijih besi di daerah ini ditemukan berupa

bongkah-bongkah bijih besi magnetit dan hematit yang berasosiasi dengan

intrusi granodiorit dan pegmatit granodiorit (Utoyo, 2008).

Penelitian tentang bijih besi di Kecamatani Bontocani telah dilakukan

Widi et al (2007), di daerah Tanjung dan Pakke. Daerah Tanjung terletak

dibagian selatan dan daerah Pakke terletak dibagian utara. Genesa

mineralisasi pada kedua daerah memiliki perbedaan yang sangat signifikan.

Tipe mineralisasi di daerah Tanjung dijumpai secara spesifik kelompok

mineral silika-karbonat seperti garnet, piroksin dan epidot. Sedangkan

untuk kelompok mineral bijih dijumpai magnetit yang berasosiasi dengan

garnet di dalam batuan beku diorit. Daerah Tanjung menunjukkan

kandungan Fe lebih dari 60% dengan kandungan silika kurang dari 5%.

Sedangkan tipe mineralisasi di daerah Pakke yang berada 5 km timur laut

daerah Tanjung menunjukan pola mineralisasi yang sangat berbeda. Di

daerah ini dijumpai mineralisasi yang terjadi di batuan karbonat yang

3

membentuk zona bijih dengan arah mineralisasi timur laut-barat daya.

Kelompok mineral bijih pada daerah ini terdiri dari hematit, magnetit dan

mineral pembawa bijih mangan dibeberapa lokasi. Kandungan Fe di daerah

Pakke kurang dari 40% dan kandungan silika lebih dari 23%.

Penelitian detail tentang bijih besi masih sangat kurang sehingga perlu

dilakukan kajian mengenai keberadaan dan tipe endapan bijih besi yang

ada di Kabupaten Bone khususnya di daerah Bontocani yang meliputi

karakteristik, diagenesa dan faktor-faktor yang mempengaruhinya.

Berdasarkan hal-hal tersebut, maka diharapkan penulis dapat memahami

kondisi endapan bijih besi daerah Bontocani terutama proses alterasi dan

mineralisasi secara rinci pada endapan bijih besi di daerah Pakke

Kecamatan Bontocani Kabupaten Bone Provinsi Sulawesi Selatan.

B. Rumusan Masalah

Sebagai salah satu usaha untuk melakukan studi mineralisasi pada

daerah Pakke Kecamatan Bontocani, dilakukan penyelidikan mineralogi

bijih dan kelimpahannya. Karakteristik mineralogi ini akan memberikan

indikasi dari suatu jenis endapan yang kemudian akan dapat memberi

petunjuk dan arahan eksplorasi daerah ini.

Penyelidikan mineralogi juga adalah hal yang penting dan merupakan

aspek yang perlu dalam melengkapi dari studi pra-kelayakan maupun

kontrol kualitas dalam langkah optimisasi pengolahan. Hasil analisis

mineralogi harus dipertimbangkan untuk kepentingan proses pengolahan

4

sehingga dapat ditentukan metode pengolahan yang tepat dan optimum

(Gasparrini, 1993). Permasalahan yang muncul adalah sebagai berikut:

1. Menentukan jenis batuan host-rock endapan bijih besi pada daerah

penelitian berdasarkan analisis petrografi dan geokimia.

2. Menjelaskan apa tipe alterasi yang terjadi di daerah Pakke dengan

melakukan analisis himpunan mineral alterasi.

3. Menjelaskan karakteristik mineralisasi endapan bijih besi pada daerah

Pakke berdasarkan analisis mineragrafi dan analisis geokimia mineral.

4. Menjelaskan kadar bijih besi yang terdapat pada derah penelitian

berdasarkan analisis geokimia

5. Menjelaskan karakteristik endapan bijih besi daerah penelitian dengan

menyimpulkan hasil analisis petrografi, mineragrafi dan geokimia.

C. Batasan Masalah

Batasan penelitian yang akan diuraikan dalam penelitian ini yaitu

untuk mengetahui tipe alterasi dan mineralisasi yang terdapat di daerah

Pakke Kecamatan Bontocani ditinjau dari analisis yaitu:

1. Aspek-aspek yang berhubungan dengan terjadinya proses alterasi.

2. Prospeksi dan tipe mineralisasi sehingga dapat dibuat rekonstruksi

model mineralisasi di daerah penelitian.

3. Model genetik endapan bijih besi daerah penelitian.

5

D. Tujuan Penelitian

Berdasarkan rumusan-rumusan permasalahan yang dikemukakan

maka tujuan dari penelitian ini adalah:

1. Menentukan jenis batuan host-rock endapan bijih besi daerah

penelitian.

2. Mengetahui tipe alterasi yang terdapat pada daerah penelitian

berdasarkan himpunan mineral ubahan proses alterasi dan

karakteristik endapan bijih besi.

3. Mengetahui karakteristik mineralisasi endapan bijih besi pada daerah

penelitian.

4. Menjelaskan paragenesis mineral bijih pada daerah penelitian.

5. Mengetahui kadar bijih besi pada daerah penelitian.

6. Menjelaskan tipe genetik endapan bijih besi pada daerah penelitian.

E. Manfaat Penelitian

Manfaat penelitian ini adalah sebagai berikut:

1. Memberikan informasi karakteristik alterasi dan mineralisasi daerah

penelitian.

2. Memberikan informasi tipe endapan bijih besi daerah penelitian.

3. Memberikan informasi untuk kepentingan kegiatan eksplorasi dan

pengolahan endapan bijih besi.

6

4. Memberikan informasi untuk pengembangan ilmu geologi mengenai

alterasi dan mineralisisi terkhusus untuk bijih besi.

F. Peneliti Terdahulu

1. van Leeuwen (1981), melakukan penelitian tentang geologi baratdaya

Sulawesi khususnya daerah Biru.

2. Rab Sukamto dan Sam Supriatna (1982), melakukan pemetaan

geologi regional berskala 1 : 250.000 di daerah Sulawesi Selatan

terkhusus peta lembar Ujung Pandang, Benteng dan Sinjai.

3. Bambang Nugroho Widi, Bambang Pardiarto dan Mulyana (2007),

melakukan penelitian tentang mineralisasi endapan bijih besi daerah

Bontocani Kabupaten Bone, Provinsi Sulawesi Selatan.

4. Harry Utoyo (2008), melakukan penelitian tentang prospeksi bijih besi

di Kabupaten Bone Sulawesi Selatan.

5. Theo M. van Leeuwen dan Peter E. Pieters (2011), melakukan

penelitian tentang endapan mineral di Pulau Sulawesi.

6. Winda, Herianto, dan Untung Sukamto (2015), melakukan

penyelidikan geomagnet untuk pendugaan bijih besi PT. Berkah Alam

Semesta di Desa Bana Kecamatan Bontocani.

7. Irzal Nur, Ulva Ria Irfan, Asran Ilyas, dan Fauzi Syaiful Adam,

melakukan penelitian tentang karakterisasi mineralogi pada prospek

mineralisasi sulfida tipe urat di daerah Lappadata, Kabupaten Bone,

Sulawesi Selatan.

7

BAB II

TINJAUAN PUSTAKA

A. Kondisi Geologi

Sulawesi Baratdaya terletak pada bagian selatan Mandala Barat

Sulawesi. Berdasarkan keadaan morfologi dan dan tektoniknya, oleh van

Leeuwen (1979), fisiografi Sulawasi Baratdaya ini dibagi atas dua jajaran

pegunungan yang memanjang berarah relatif Utara–Selatan yang diberi

nama Pegunungan Bone. Kedua jajaran pegunungan tersebut menyatu di

ujung Selatan dari jazirah Baratdaya ini membentuk bentang alam gunung

yang didominasi oleh Gunung Lompobattang. Sedangkan daerah antara

kedua pegunungan ini adalah lembah Sungai Walanae yang membentuk

struktur Graben, dikenal dengan nama depresi Walanae. Struktur ini

merupakan bentukan dari zona sesar Walanae yang berarah relatif

Baratlaut–Tenggara.

Batuan tua yang masih dapat diketahui kedudukan stratigrafi dan

tektonikanya adalah sedimen flych Formasi Balangbaru dan Formasi

Marada; bagian bawah tidak selaras menindih satuan yang lebih tua dan

bagian atasnya ditindih tidak selaras oleh batuan yang lebih muda. Batuan

yang lebih tua merupakan masa yang terimbrikasi melalui sejumlah sesar

sungkup, terbreksikan, tergerus dan sebagian tercampur menjadi melange.

Oleh karena itu, komplek batuan ini dinamakan Komplek Tektonik

8

Bantimala. Berdasarkan himpunan batuannya diduga Formasi Balangbaru

dan Formasi Marada itu merupakan endapan lereng di dalam sistem busur-

palung pada zaman Kapur Akhir. Gejala ini menunjukkan, bahwa melange

di Daerah Bantimala terjadi sebelum Kapur Akhir.

Kegiatan gunungapi bawah laut dimulai pada Kala Paleosen, yang

hasil erupsinya terlihat di timur Bantimala dan di daerah Barru (Lembar

Ujungpandang, Benteng dan Sinjai). Pada Kala Eosen Awal, rupanya

daerah di barat berupa tepi daratan yang dicirikan oleh endapan darat serta

batubara di dalam Formasi Malawa; sedangkan di daerah timur, berupa

cekungan laut dangkal tempat pengendapan batuan klastika bersisipan

karbonat Formasi Salo Kalupang. Pengendapan Formasi Malawa

kemungkinan hanya berlangsung selama Eosen Awal, sedangkan Formasi

Salo Kalupang berlangsung sampai Oligosen Akhir.

Di barat diendapkan batuan karbonat yang sangat tebal dan luas sejak

Eosen Akhir sampai Miosen Awal. Gejala ini menandakan bahwa selama

waktu itu terjadi paparan laut dangkal yang luas, yang berangsur-angsur

menurun sejalan dengan adanya pengendapan. Proses tektonik di bagian

barat ini berlangsung sampai Miosen Awal, sedangkan di bagian timur

kegiatan gunungapi sudah mulai lagi selama Miosen Awal, yang diwakili

oleh Batuan Gunungapi Kalamiseng dan Soppeng (Tmkv dan Tmsv).

Akhir dari kegiatan gunungapi pada Kala Miosen Awal diikuti oleh

kegiatan tektonik yang menyebabkan terjadinya permulaan terban

Walanae. Terban Walanae ini memanjang dari utara ke selatan lengan

9

Sulawesi bagian Barat sehingga struktur sesar ini sangat berpengaruh

terhadap struktur geologi sekitarnya. Proses tektonik ini juga yang

menyebabkan terbentuknya cekungan tempat pembentukan Formasi

Walanae. Peristiwa ini berlangsung sejak awal Miosen Tengah dan

menurun perlahan selama proses sedimentasi hingga Kala Pliosen

(Sukamto dan Supriatna, 1982).

Sesar utama yang berarah utara – baratlaut terjadi sejak Miosen

Tengah dan tumbuh sampai Post-Pliosen. Adanya perlipatan besar yang

berarah hampir sejajar dengan sesar utama diperkirakan terbentuk

sehubungan dengan adanya tekanan mendatar berarah kira-kira timur–

barat pada kala sebelum Pliosen Atas. Tekanan ini pula menyebabkan

adanya sesar sungkup lokal yang mensesarkan batuan Kapur Atas di

daerah Bantimala ke atas batuan Tersier. Perlipatan dan pensesaran yang

relatif lebih kecil di bagian timur Lembah Walanae dan di bagian barat

pegunungan barat, yang berarah baratlaut-tenggara, kemungkinan besar

terjadi akibat gerakan mendatar ke kanan sepanjang sesar besar.

Berdasarkan Dalam Peta Geologi Lembar Ujung Pandang, Benteng,

dan Sinjai (Sukamto dan Supriatna, 1982) diketahui bahwa batuan yang

menyusun daerah penelitian dan sekitarnya terdiri dari Batuan Gunungapi

Langi (Tpv), Formasi Tonasa (Temt), Granodiorit (gd),

10

Gambar 1. Peta Geologi Regional daerah Bontocani pada Lembar

Ujung Pandang, Benteng dan Sinjai (modifikasi dari Sukamto dan Supriatna, 1982; Maulana et al, 2015)

Batuan Gunungapi Langi (Tpv); ini memiliki ketebalan sekitar 400 m,

ditindih tidak selaras oleh batugamping Formasi Tonasa berumur Eosen,

dan diterobos oleh batuan granodiorit (gd). Hasil penarikan umur

berdasarkan sifat radioaktif dari contoh tufa dari bagian bawah batuan

menghasilkan umur 63 juta tahun atau Paleosen.

Formasi Tonasa (Temt); batugamping, sebagian berlapis dan

sebagian pejal, koral, bioklastika dan kalkarenit, dengan sisipan napal

globigerina. Formasi ini tebalnya ±1750 m, tidak selaras menindih Batuan

Gunungapi Langi (Tpv) dan ditindih oleh Formasi Camba (Tmc); di

beberapa tempat diterobos oleh retas, sill dan stock bersusunan basal

11

dengan diorit, berkembang baik di sekitar Tonasa pada daerah Lembar

Pangkajene dan Watampone Bagian Barat (Sukamto dan Supriatna, 1982).

Granodiorit (gd); terobosan granodiorit, batuannya berwarna kelabu

muda, di bawah mikroskop terlihat adanya felspar, kuarsa, biotit, sedikit

piroksin dan hornblende, dengan mineral pengiring zirkon, apatit dan

magnetit; mengandung senolit bersifat diorit, diterobos retas aplit, sebagian

yang lebih bersifat diorit dan mengalami kaolinisasi. Batuan terobosan ini

tersingkap di sekitar daerah Biru, menerobos batuan dari Formasi Marada

(Km) dan Batuan Gunungapi Terpropilitkan (Tpv), tetapi tidak ada kontak

dengan batugamping Formasi Tonasa (Temt). Umur berdasarkan sifat

radioaktif dari contoh granodiorit yang menghasilkan umur 19 - 2 juta tahun

diinterpretasikan terobosan batuan ini berlagsung pada Kala Miosen Awal.

Formasi Camba (Tmcv): batuan sedimen laut berselingan dengan

batuan gunungapi, batupasir tufaan berselingan dengan tufa batupasir dan

batulempung ; bersisipan napal, batugamping , konglomerat dan breksi

gunungapi. dan batubara. Formasi ini adalah lanjutan dari Formasi Camba

yang terletak di Lembar Pangkajene dan Bagian Barat Watampone sebelah

utaranya kira-kira 4.250 m tebalnya, diterobos oleh retas basal piroksen

setebal antara ½ - 30 m, dan membentuk bukit-bukit memanjang Lapisan

batupasir kompak (10 - 75 cm) dengan sisipan batupasir tufa (1 - 2 cm) dan

konglomerat berkomponen basal dan andesit, yang tersingkap di Pulau

Salayar diperkirakan termasuk satuan Tmc.

12

Basal (b): terobosan basal berupa retas, sill dan stok, bertekstur porfiri

dengan fenokris piroksen kasar mencapai ukuran lebih dan 1 cm, berwarna

kelabu tua kehitaman dan kehijauan; sebagian dicirikan oleh struktur kekar

meniang, beberapa di antaranya mempunyai tekstur gabro. Terobosan

basal di sekitar Jeneberang berupa kelompok retas yang mempunyai arah

kira-kira radier memusat ke Baturape dan Cindako, sedangkan yang di

sebelah utara Jeneponto berupa stok.

B. Endapan Skarn

Istilah skarn berasal dari Swedia yang pada awalnya digunakan untuk

menjelaskan asosiasi antara batuan yang berkomposisi calc-sillcate dan

endapan bijih besi. Sebagian besar penulis modern mengadopsi usulan

Einaudi et al ,1981 untuk menggunakan skarn dan endapan skarn sebagai

penjelasan istilah berdasarkan kandungan mineraloginya, diluar dari

implikasi genetiknya .

Skarn adalah istilah yang digunakan untuk menjelaskan suatu batuan

yang didominasi oleh mineral-mineral calc-silica yang terbentuk oleh proses

penggantian atau replacement dari batuan yang bersifat karbonat selama

proses metamorfisme atau akibat adanya kontak dengan proses

metasomatisme yang berasal dari suatu intrusi batuan beku (Meinert, dkk.

2005; Pirajno, 2009).

Skarn merupakan batuan yang tersusun oleh silikat Ca-Fe-Mg-Mn

yang terbentuk oleh penggantian batuan kaya karbonat selama proses

13

metamorfisme regional ataupun kontak dan metasomatisme (Einaudi et al.,

1981), sebagai respon pada intrusi batuan beku dari bermacam-macam

komposisi. Tidak semua skarn memiliki mineralisasi yang ekonomis,

karenanya ada yang disebut endapan skarn untuk memerikan skarn yang

berasosiasi dengan mineral-mineral ekonomis.

Proses terjadinya skarn melibatkan proses metamorfisme kontak yang

bertemperatur tinggi. Magma yang kaya akan silika menginstrusi batuan

sedimen yang kaya akan karbonat seperti batugamping. Daerah atau zona

yang dekat dengan intrusi tersebut akan mengalami proses pembakaran

(baked) dan terjadi proses metamorfisme kontak yang selanjutnya akan

terjadi penambahan unsur-unsur penyusun dari magma kedalam

batugamping (metasomatisme), terutama penambahan unsur silika dan

kalsium dan pengurangan unsur pada batugamping. Unsur silika dan

kalsium tersebut akan bergabung untuk membentuk mineral-mineral yang

kaya akan calcium silica pada temperatur yang tinggi (Pirajno, 2009).

C. Mineralogi dan Alterasi Skarn

Identifikasi dan klasifikasi dari endapan skarn adalah berdasarkan

mineraloginya. Walaupun beberapa mineral-mineral skarn adalah tipe-tipe

mineral pembentuk batuan, mineral-mineral yang lain sebagian besar

memiliki variasi komposisi yang dapat memberikan informasi lapangan

yang signifikan tentang lingkungan formasinya (Maulana, 2017). Ciri

mineralogi dari masing-masing jenis skarn secara umum terbagi menjadi

dua yaitu:

14

1. Skarn prograde yang terbentuk pada suhu tinggi, umumnya dijumpai

mineral-mineral bersuhu tinggi, seperti garnet, klinopiroksen, biotit,

humit, montiselit dan sebagainya.

2. Skarn retrograde yang terbentuk pada suhu rendah, umumnya

tersusun oleh mineral-mineral serpentin, amfibol, tremolit, epidot,

klorit, kalsit dan sebagainya.

Gambaran tentang mineralogi dan endapan skarn dapat dilihat pada

tabel 1. Secara mineralogi, kumpulan mineral Ca-Si yang dijumpai

dibedakan menjadi anhydrous dan hydrous mineral. Endapan bijih skarn

terbentuk akibat kontak antara batuan sumber dengan batuan karbonat.

Zona ini sangat dipengaruhi oleh komposisi batuan yang kaya akan

kandungan mineral karbonat. Pada kondisi yang kurang akan air, zona ini

dicirikan oleh pembentukan mineral garnet, klinopiroksin, dan wollastonit

serta mineral magnetit dalam jumlah yang cukup besar, sedangkan pada

kondisi yang kaya akan air, zona ini dicirikan oleh mineral klorit, tremolit-

aktinolit dan kalsit dn larutan hidrotermal. Garnet-piroksen-karbonat adalah

kumpulan yang paling umum dijumpai pada batuan induk karbonat. Amfibol

umumnya hadir pada skarn sebagai mineral tahap akhir yang menutupi

mineral-mineral tahap awal. Aktinolit (CaFe) dan tremolit (CaMg) adalah

mineral amfibol yang paling umumhadir pada skarn. Jenis piroksin yang

sering hadir adalah diopsid (CaMg) dan hedenbergit (CaFe) (Pirajno, 2009).

Alterasi pada endapan skarn terbentuk pada fluida yang mempunyai

salinitas tinggi dengan suhu tinggi (sekitar 300o-700oC). Proses

15

pembentukan skarn akibat urutan kejadian isokimia-metasomatisme-

retrograsi dapat dijelaskan sebagai berikut.

1. Isokimia merupakan transfer panas antara larutan magma dengan

dengan batuan samping, prosesnya H2O dilepas dari intrusi dan CO2

dari batuan samping yang karbonat. Proses ini sangat dipengaruhi

oleh temperatur, komposisi, dan tekstur host rock.

2. Metasomatisme, pada tahap ini tejadi eksolusi larutan magma ke

batuan samping yang karbonatan sehingga terbentuk kristalisasi pada

celah-celah atau rekahan yang dilewati larutan magma.

3. Retrogradasi merupakan tahap ketika larutan magma sisa telah

menyebar pada batuan samping dan mencapai zona kontak dengan

water falk sehingga air tanah turun dan bercampur dengan larutan.

Gambar 2. Tahapan pembentukan skarn berdasarkan fungsi waktu dan

suhu; 1. Kalsit, diopsid; 2. Kalsit, diopsid, wollastonit, vesuvianit, grossular; 3. Andradit, diopsid, hedenbergite, epidot; 4. Kuarsa, kalkopirit, scheelite; 5. Amphibole, kalsit, epidot, kuarsa; 6. Zeolit (Pirajno, 2009).

16

Gambar 3. Tahapan pembentukan skarn; (1) Tahap isokimia dengan

perkembangan hornfels dan dimulainya reaksi skarn pada batuan karbonat; (2) Tahap metasomasime dengan perkembangan exoskarn dan endoskarn; (3) Tahap retrograde dimana pembentukan mineral-mineral hydrous dan mineral sulfida (Pirajno, 2009).

17

Tabel 1. Mineralogi endapan skarn (Meinert et. al, 2005)

18

D. Tipe Endapan Skarn

Skarn dapat dibagi berdasarkan beberapa kriteria diantaranya

berdasarkan skala, batuan asal (protolith) yang terubah dan logam yang

dikandungnnya. Berdasarkan skala, endapan skarn dibagi menjadi dua

yaitu (Einaudi, 1981).

1. Reaction skarn dicirikan dengan penyebaran yang tidak luas,

umumnya berikisar dari mm sampai dengan cm dan sering disebut

dengan local exchange skarn yang terbentuk dari proses high grade

regional metamorphism pada kontak antara serpih dan batugamping

2. Replacement skarn umumnya memiliki penyebaran yang luas,

berkisar antara 1 m sampai dengan ratusan meter dan sering disebut

dengan bijih skarn karena menghasilkan mineralisasi yang terbentuk

dari adanya proses infiltrasi dari larutan yang berasal dari intrusi

batuan beku.

Berdasarkan batuan asalnya (protolith) skarn dibagi menjadi exoskarn

dan endoskarn (Pirajno, 2009).

1. Exoskarn digunakan untuk menjelaskan protolith yang terubah berasal

dari batuan sedimen terutama batuan karbonat, sedangkan endoskarn

digunakan untuk menjelaskan protolith yang terubah berasal dari

batuan beku intrusive atau batuan yang bersifat aluminous lainnya.

2. Exoskarn umumnya lebih berkembang daripada endoskarn dan

banyak mengandung mineral bijih. Exoskarn sendiri dapat dibagi

menjadi 2, yaitu exoskarn yang dijumpai pada batuan yang bersifat

19

dolomitik yang kaya akan Mg dengan mineral-mineral penciri seperti

forsterik, serpentinit, dan biasa disebut magnesian skarn, dan

exoskarn yang dijumpai pada batuan yang kaya akan karbonat dan

Ca dengan mineral penciri berupa andradite, hedenbergite, dan biasa

disebut dengan calcic skarn.

E. Mineral-mineral Pembawa Bijih Besi

Barton dan Skinner (1979) menyebut endapan mineral (mineral

deposits) merupakan konsentrasi suatu mineral pada kerak bumi, terbentuk

secara alami serta pada daerah yang terbatas. Jadi apapun macam

mineralnya, dan bagaimana proses terkonsentrasinya, semuanya disebut

endapan mineral. Jika mineral-mineral yang terkonsentrasi mengandung

bahan atau material yang bernilai bagi manusia serta layak untuk

ditambang, maka endapan tersebut secara kusus disebut endapan bijih (ore

deposits) (Edwards dan Atkinson 1986, Guilbert dan Park 1986). Ore atau

bijih diartikan sebagai kumpulan batuan mineral yang mengandung logam

bernilai ekonomis yang konsentrasinya lebih tinggi daripada konsentrasi

rata-rata pada kerak bumi sehingga dapat diambil nilai ekonomisnya.

(Evans, 1993).

Bijih besi dibagi menjadi beberapa golongan diantaranya golongan

oksida, sulfida dan hidroksida. Golongan oksida meliputi hematit dan

magnetit sedangkan untuk golongan sulfida seperti pirit, kalkopirit,

20

arsenopirit dan pirotit. Limonit dan goetit termasuk ke dalam golongan

hidroksida. Berikut beberapa mineral-mineral pembawa bijih besi.

a. Goetit

Goetit merupakan mineral hidroksida besi yang memiliki sistem kristal

orthorhombik berwarna kuning kecokelatan, massa jenisnya 4,3 dan tingkat

kekerasan 5,3. Goetit atau bog iron ore umumnya memiliki kadar Fe

sebesar 63% dan sulit untuk diolah secara komersial jika kadar pengotor

(Mn) lebih dari 5%. Persebaran goetit terdapat di daerah deposit bagian

bawah tanah berlumpur diantaranya di Alsace-Lorraine, Wespalia, Bohemia

dan Danau Superior serta Gunung Apalachian di wilayah Amerika Serikat

(Mottana, 1977).

Gambar 4. Mineral goetit (Zhou et al, 2017).

21

b. Limonit

Limonit atau bijih besi lumpur (bog iron ore) dengan rumus kimia

Fe2O3.nH2O merupakan kumpulan mineral yang dihasilkan dari proses

oksidasi dan hidrasi mineral besi primer. Limont ini dapat berupa stalaktit

yang berwarna coklat karst (gossan) dengan goresan coklat kekuningan. Di

permukaan tanah limonit berupa lapisan kuning cokelat atau topi besi (iron

hat) yang menutupi lapisan bijih sulfida.

Gambar 5. Mineral limonit (Lm) berasosiasi dengan covelit (Cv) (Zhou et.

al, 2017).

Di alam limonit ditemukan pada urat-urat bijih besi yang mengandung

besi primer. Di alam limonit juga berperan sebagai semen alami yang

mengikat batuan sedimen (pasir) di batuan konglomerat. Di lingkungan air

22

seperti rawa-rawa dan tanah berlumpur, limonit terbentuk melalui proses

penguapan pada mineral bijih yang dibantu bakteri-bakteri (Mottana, 1977).

c. Hematit

Hematit merupakan mineral besi golongan oksida dengan rumus kimia

Fe2O3. Hematit biasanya berbentuk tipis dan pipih. Mineral ini memiliki

permukaan yang dapat berubah warna jika sinar datang dari berbagai arah

(iridescent). Hematit berwarna kemerahan atau merah tua, abuabu gelap

dan hitam. Mineral ini memiliki tingkat kekerasan 5,5 – 6,5 dan massa

jenisnya 4,2 – 5,25. Hematit memiliki sistem kristal rhombohedral formasi

raksasa (massive formation) berbentuk kelopak mawar (iron rose).

Seringkali warna batuan dari mineralnya merah atau coklat

kemerahan, bersifat opaque dengan kilap metalik. Hematit memiliki goresan

merah cerry gelap yang mudah untuk dibedakan antara hematit, magnetit

dan ilmenit. Hematit akan larut jika mineral ini dipanaskan dengan asam

hidroklorik. Mineral ini terbentuk dari proses oksidasi yang banyak

ditemukan pada batuan beku. Daerah deposit terbesar terdapat di danau

Superior (USA), Quebec (Kanada), Venezuela, Brasil dan angola. Hematit

merupakan mineral utama pembawa logam besi (Mottana, 1977).

23

Gambar 6. Mineral hematit (Hem) yang berasosiasi dengan kuarsa (Qz)

(Zhou et al, 2017).

d. Magnetit

Magnetit atau lodestone (magnet alam) berwarna hitam dan tidak

tembus cahaya dengan rumus kimia Fe3O4. Mineral ini memiliki susunan

kristal sistem isometrik berupa oktahedron dan dodecahedron. Selain itu,

mineral ini memiliki massa jenis 5,18 dan tingkat kekerasan 5,5 – 6,5.

Mineral ini memiliki sifat fisik berupa kilap logam, ferromagnetik dan

goresan berwarna hitam.

24

Gambar 7. Mineral magnetit (Mag) berasosiasi dengan garnet (Grt)

dan kalkopirit (Ccp) (Zhou et. al, 2017).

Magnetit akan larut perlahan dengan asam hidroklorik. Magnetit juga

mengandung titanium atau chromium. Daerah deposit magnetit yaitu

berada di Norwegia, Romania, Rusia dan Afrika Selatan (Mottana, 1977).

e. Ilmenit

Ilmenit merupakan mineral golongan oksida dengan rumus kimia

FeTiO3. Mineral ini memiliki sistem kristal heksagonal dan tingkat kekerasan

5 – 6. Mineral ini juga tidak tembus cahaya dan memiliki kilap sub-logam.

Mineral ini berwarna hitam atau coklat gelap dengan goresan berwarna

hitam sampai coklat kemerahan. Ilmenit akan larut berbentuk bubuk jika

terkonsentrasi dengan asam hidroklorik. Jika dipanaskan mineral ini

cenderung bersifat magnetik atau kurang magnetik dalam kondisi dingin.

25

Karakteristik fisik bervariasi tergantung dengan jumlah magnesium dalam

solid solution. Ilmenit membentuk solid solution dengan geikelite MgTiO3.

Pada lingkungan batuan plutonik ilmenti terbentuk sebagai produk

segregasi temperatur tinggi yang juga terjadi di daerah pegmatites dan

nepheline syenittes.

Gambar 8. Mineral goetit (Zhou et. al, 2017).

Daerah konsentrasi terbesar ilmenit terletak pada pasir terutama pada

pasir laut atau batuan metamorphik seperti pada klorit. Kristal ilmenit besar

ditemukan di daerah diorit Kragero (Norwegia) sementara kristal berukuran

kecil bersinar dan berbentuk menarik ditemukan di Novara (Italia) dana

kawasan St. Gotthard (Swiss). Kristal ilmenit berukuran 2,5 cm ditemukan

di kota Orange dan Warwick (New York). Deposit terbesar di Norwegia,

India, Brasil, Kanada, Florida dan Rusia. Ilmenit merupakan bijh utama dari

titanium (Mottana, 1977).

26

F. Tekstur Bijih

Tekstur Bijih adalah hubungan antara mineral dalam suatu endapan

bijih. Dalam hal ini dapat diketahui gambaran pembentukan awal bijih,

metamorfosa, lingkungan pengendapan, kemungkinan pengolahannya,

deformasi dan pelapukan dari bijih. Hal yang perlu diperhatikan dalam

pengamatan tekstur bijih adalah banyak tekstur yang mempunyai kemiripan

penampakan tapi proses pembentukannya mungkin saja berbeda.

Untuk memperjelas tekstur bijih yang terbentuk akibat dari proses

hidrotermal maka akan diberikan tahapan yang terjadi selama

pembentukan deposit hidrotermal, berupa masuknya larutan hidrotermal

bersuhu tinggi ke dalam lingkungan yang lebih rendah sehingga terjadi

presipitasi dan terbentuk mineral awal.

Klasifikasi tekstur bijih oleh Ramdohr (1969):

a. Tekstur Bijih Berdasarkan Tinjauan Geometris

1) Butiran Tunggal

b) Zoning, yaitu kenampakan struktur yang berlapis-lapis

mengelilingi suatu inti. Zoning menunjukkan suatu pertumbuhan

yang cepat, temperatur yang rendah dan impure solution.

Diakibatkan oleh :

i. Deposisi yang ridak menerus, ditandai oleh diskointinitas

dalam struktur butiran mineral

ii. Perubahan dalam kecepatan pertumbuhan berhubungan

dengan inklusi.

27

iii. Variasi dalam komposisi lapisan yang terendapkan

c) Twinning (kembaran), Jenis-jenis kembaran antara lain akibat

pertumbuhan (growth/primary twinning), kembar inversi dan akibat

deformasi (mechanical twinning :glide twinning, translation

twinning). Kembar inversi umumnya terbentuk lurus-lurus, tidak

pararel di setiap butir dan membentuk jaringan intergrowth.

Kembar akibat deformasi biasanya ditandai oleh parting, blending,

rekahnya butiran mineral dan pemadaman bergelombang.

d) Pertumbuhan Radial, yaitu pertumbuhan yang bebas dari kristal-

kristal berbentuk kolom atau prismatik sering berupa kristal dalam

bentuk radial.

e) Struktur Mozaik, terjadi jika bidang sisi kristalnya sedikit tergeser

dari posisinya akibat tekanan yang kecil, tapi tidak sampai

menghambat pertumbuhannya. Hal ini dipengaruhi oleh adanya

bagian dengan defective orientation, inklusi yang tidak pas

dengan kisi kristal atau gangguan struktur lainnya.

f) Inklusi. Karateristik dari inklusi bergantung pada keadaan

pembentukan inklusi dan mineral induknya (mineral yang

membungkus inklusi tersebut), inklusi dapat berupa butiran

mineral yang terperangkap selama pertumbuhan mineral induk

atau berupa sisa dari mineral yang sudah terbentuk lebih dahulu

kemudian digantikan oleh mineral induk.

28

2) Intergrowth (Tumbuh Bersama)

a) Intergrowth dengan Orientasi, yaitu intergrowth yang

menunjukkan adanya kecocokan antara bidang-bidang kristal dan

mineral-mineral tersebut bergantung pada keselarasan

sederhana dari kisi-kisi dalam satu, dua, atau semua arah sebagai

contoh sumbu enam dan bentuk heksagonal kristal pentlandtit.

b) Tekstur Emulsi, distribusi merata dari butiran equigranular yang

kecil dalam massa mineral yang lebih besar, umumnya berbentuk

bundar

c) Mimerkithic/ Graphic, menunjukkan pertumbuhan yang saling

memotong (inter-penetrating) oleh adanya butiran-butiran dua

atau lebih mineral yang berbeda dalam jumlah yang seimbang.

3) Bentuk- Bentuk Agregat

a) Orintasi Acak, jenis-jenis orientasi merupakan akibat dari :

i. Bentuk butiran (misalnya bentuk oval dengan sumbu

panjangnya yang terletak pararel satu dengan lainnya.

ii. Orientasi struktur.

iii. Struktur yang berserat (fibrous).

b) Rhytmic Growth, diakibatkan oleh perubahan komposisi mineral,

perubahan komposisi kimia mineral penyusunannya, perbedaan

ukuran butir, perubahan porositas, perubahan karakter

kristalografis.

29

c) Contact Rims/ Synantetic/ Intergranular Film, dalam jumlah

banyak yang terbatas hanya sebagai pengisi batas-batas butiran

(boundary filling) dan umumnya mempunyai komposisi yang

berkaitan dengan butiran mineral di dekatnya.

d) Reaction Rims, tekstur yang hamper sama dengan contact rims,

perbedaannya adalah tekstur ini terbentuk akibat proses

replacment. Contoh Mineral A yang berbatasan dengan mineral B

dapat dipisahkan oleh suatu lapisan tipis AxBy.

b. Tekstur Menurut Genesanya

1) Tekstur presipitasi primer

a) Growth, tekstur hasil peleburan dan solutions dibagi menjadi

tekstur granular, spheroidal, porfiritik, garfik, poikilitik, zonal,

oolitik, dll.

b) Koloidal, tekstur akibat presipitasi yang terdispersi secara intensif

dalam massa batuan.

c) Sedimenter, tekstur akibat proses sedimentasi termasuk juga

alterasi yang dialami selama proses tersebut. Umumnya terdapat

keseragaman dalam arah lateral.

2) Tekstur Transformasi

a) Paramorph : transorfmasi suatu senyawa yag tidak stabil/meta

stabil ke dalam senyawa dalam bentuk yang stabil misalnya

markasit ke pirit.

30

b) Eksolusi : Terjadi pada solid solution yang mencapai keadaan

supersaturasi. Faktor yang mendukung eksolusi ini antara lain

pendinginan perlahan,campuran yang tidak merata, inklusi,

tektonik.

c) Dekomposisi : struktur berkaitan erat dengan proses eksolusi

yang mengakibatkan perubahan komposisi kimianya.

d) Replacement – metasomatisme : tekstur yang diakibatkan oleh

suatu mineral yang menempai/ menggantikan tempat dari mineral

lain yang sudah ada terlebih dahulu. Proses yang

menyebabkannya dapat berupa proses hidrotermal, metamorfosis

dan pelapukan. Secara geometris tekstur ini oleh Grigorieff (1993)

dibagi sebagai berikut :

i. Filiform, penggantian dalam bentuk jaring-jaring veinlets

halus.

ii. Cellular , hanya terdapat sedikit sisa dari penggantian

iii. Shredded, sisa penggantian dalam bentuk potongan angular,

kadang sisinya cekung

iv. Skeleton shapped, bagian dari pinggiran mineral terlihat

dalam jumlah yang banyak

v. Graphic

vi. Lattice shapped, penggantian yang mengikuti orientasi

kristalografis

vii. Zonal, umumnya sebagai hasil dari proses eksolusi

31

viii. Dendritic, mineral tergantikan sepanjang bidang belahan

ix. Cement shapped, semen intergranular telah tergantikan

secara selektif, bisanya pada batuan sedimen

e) Transformasi Thermal, perubahan struktur pada daerah kontak

dengan larutan bersuhu tinggi. Umumnya dinding bijih yang

kontak ini akan memberikan penampakan yang khusus.

f) Tekstur Oksidasi, secara umum oksidasi akan menghilangkan

senyawa sulfida, selenida, arsenik, antimony dan Sulfosalt.

Bertambahnya volume akibat penambahan oksigen biasanya

diimbangi pengurangan atau penghilangan bagian lain dari

mineral seperti senyawa sulfida di atas. Hal inilah yang

memberikan ciri untuk tekstur ini.

g) Zona Sementasi, mirip dengan sementasi pada batuan sediment,

tapi yang menyebabkannya dapat berupa proses larutan sulfat

pada mineral sulfida, native metal yang mengalami presipitasi

langsung dan presipitasi bahan organik. Ditandai oleh tekstur

lateral hypogen dari material yang asalnya cair dan butiran lepas

berbentuk membundar.

3) Radioactive Haloes

Terdapat pada mineral-mineral radioaktif dan dimensi haloes tersebut

tergantung pada partikel hasil dekomposisi unsur U dan Th. Haloes ini lebih

mudah diamati pada mineral anisotrop.

32

4) Tekstur Sisa

Secara umum adalah mineral yang terbentuk pada tahapan awal dan

sudah tidak lagi berada dalam kesetimbangan (secara material, tekstural,

dan paragenetis) dengan fase berikutnya. Jadi sisa mineral awal itu dapat

terbentuk materi atau tekstur.

33

BAB III

METODE PENELITIAN

A. Rancangan Penelitian

Penelitian ini dilakukan dengan beberapa tahapan. Tahapan awal

dilakukan untuk mendapatkan informasi dan gambaran mengenai keadaan

geologi regional daerah penelitian. Tahap ini meliputi studi literatur, latar

belakang, rumusan masalah, maksud dan tujuan, batasan penelitian dan

administrasi.

Studi literatur dilakukan sebelum dan selama penelitian berlangsung

yang dimaksudkan untuk menentuan rancangan penelitian serta persiapan

yang menyangkut segala sesuatu yang dibutuhkan selama

pelakasanaannya. Tahapan ini meliputi studi tentang geologi regional

daerah penelitian, laporan atau jurnal dari peneliti terdahulu yang mencakup

daerah penelitian serta literatur-literatur geologi yang masih berkaitan

dengan batasan masalah penelitian.

Pada tahap kedua dilakukan pengambilan sampel di lapangan. Lokasi

pengambilan sampel dilakukan di daerah Pakke Kecamatan Bontocani

Kabupaten Bone. Pengambilan sampel dilakukan pada singkapan batuan

dan bijih yang dijumpai di lapangan.

34

Tahap ketiga dilakukan analisis petrografi, mineragrafi dan geokimia

dari sampel yang telah diperoleh dari lapangan. Analisis geokimia terdiri

dari XRD, XRF dan ICP-OES/MS.

Tahapan keempat yaitu menentukan tipe alterasi dan karakteristik

mineralisasi pada daerah penelitian. Setelah itu ditarik kesimpulan dari hasil

pembahasan. Tahapan ini juga merupakan tahap pembuatan tesis.

B. Lokasi dan Kesampaian Daerah

Penelitian alterasi dan mineralisasi bijih besi didasarkan pada

karakteristik petrografi, mineragrafi dan geokimia, dilakukan di daerah

Pakke Kecamtan Bontocani, Kabupaten Bone, Provinsi Sulawesi Selatan.

Secara administratif, daerah penelitian berada dalam wilayah Desa

Langi Kecamatan Bontocani Kabupaten Bone, Provinsi Sulawesi Selatan .

Secara geografis dibatasi oleh 120°1’30” – 120°06’00” Bujur Timur dan

5°00’00” – 5°2’30” Lintang Selatan (Gambar 9).

Daerah penelitian dapat dijangkau dari Kota Makassar melalui jalur

darat dengan menggunakan kendaraan beroda dua maupun roda empat

selama ±5 jam dengan jarak tempuh ±240 km.

35

Gambar 9. Peta Tunjuk Lokasi Penelitian (Lampiran F)

C. Alat dan Bahan

1. Alat

Adapun peralatan yang digunakan di lapangan antara lain, yaitu:

a. Kompas geologi untuk menentukan kedudukan batuan.

b. Palu geologi untuk pengambilan comto sampel batuan.

c. GPS (Global Positioning System) untuk plotting titik dan tracking

lintasan pengamatan (navigasi dan orientasi medan).

d. Loupe dengan pembesaran 20x

e. Komparator Ukuran Butir

f. Pita Meter

g. Magnetic Pen

h. Kamera

36

i. Alat tulis menulis

j. Clipboard

k. Ransel lapangan

2. Bahan

Adapun bahan yang digunakan di lapangan antara lain, yaitu:

a. Peta topografi berskala 1:25.000 yang merupakan hasil perbesaran

dari peta rupa bumi skala 1:50.000 edisi I terbitan Bakosurtanal

tahun 1991.

b. Peta geologi regional

c. Buku catatan lapangan

d. Kantong sampel

e. Larutan HCl (0,1 M)

f. Perlengkapan pribadi

D. Pengumpulan Data

Tahap pengumpulan adalah tahapan yang dilakukan untuk

mendapatkan data-data yang diperlukan untuk melakukan analisis yang

terdiri dari data primer dan data penunjang lainnya yang dianggap perlu

(sekunder).

Pengumpulan data primer dilakukan untuk mendapatkan data yang

berhubungan langsung dengan objek masalah yang akan dianalisis.

37

E. Teknik Pengambilan Data

Pengambilan sampel dilakukan langsung di lapangan. Pengambilan

sampel batuan dilakukan langsung di lapangan secara acak (Random) di

setiap titik singkapan batuan dan singkapan bijih endapan bijih besi yang

dijumpai di lapangan. Setiap singkapan yang dijumpai dilapangan dilakukan

pengambilan sampel, plotting lokasi, foto dan pemberian label pada sampel.

Gambar 10. Peta Stasiun Pengambilan Sampel (Lampiran F).

F. Analisis Laboratorium

1. Analisis Petrografi

Analisis petrografi dimaksudkan untuk mengetahui jenis batuan

pembawa dan batuan samping endapan bijih besi yang terdapat di daerah

Pakke Kecamatan Bontocani. Pada analisis petrografi sampel dibuat

38

menjadi sayatan tipis dan di analisis di bawah mikroskop polarisasi Nikon

Tipe LV 100ND Pol. Preparasi sampel dilakukan di Laboratorium Preparasi

dan analisis petrografi dilakukan di Laboratorium Mineral Optik Departemen

Geologi Universitas Hasanuddin.

2. Analisis Mineragrafi

Analisis mineragrafi dimaksudkan untuk mengetahui jenis mineral

bijih, tekstur mineral bijih dan menentukan paragenesis endapan bijih yang

terjadi pada daerah penelitian. Pada analisis ini sampel dibuat menjadi

sayatan poles dan diamati dibawah mikroskop bijih Nikon Tipe LV 100ND

Pol. Preparasi sampel untuk sayatan poles dilakukan di Laboratorium

Preparasi dan analisis mineragrafi dilakukan di Laboratorium Mineral Optik

Departemen Geologi Universitas Hasanuddin.

3. Analisis XRD (X-ray Diffractions)

Pengamatan terhadap mineral dengan mikroskop terkadang

terkendala karena terbatasnya jenis mineral yang dapat diidentifikasi. Untuk

mengatasi hal tersebut digunakanlah metode analisis XRD.

Teknik ini dimaksudkan untuk menentukan mineral bijih dan mineral

alterasi yang sangat halus yang tidak dapat dilihat secara petrogafi dan

mineragrafi. Pada analisis XRD, sampel yang diperoleh dilapangan di

hancurkan menjadi bubuk halus dan selanjutnya di masukkan ke dalam alat

XRD. Preparasi dan Analisis XRD menggunakan XRD Shimadzu XRD-

7000L dilakukan di Laboratorium Geokimia Mineral Departemen Geologi

Universitas Hasanuddin.

39

4. Analisis XRF (X-Ray Fluoresence)

X-ray Fluorescence (XRF) merupakan analisis geokimia untuk

menentukan komposisi kimia unsur-unsur mayor pada batuan dan mineral

bijih pada daerah penelitian. Hal ini dilakukan bertujuan untuk mengetahui

unsur mayor pada endapan bijih besi. Analisa XRF dilakukan sepenuhnya

oleh PT. Intertek Utama Services.

5. Analisis ICP-OES (inductively coupled plasma – optical

emission spectrometry) dan ICP-MS (inductively coupled

plasma–mass spectrometry)

Analisis ICP-OES digunakan untuk mengetahui persentase unsur-

unsur jejak (trace elements) dan kadar bijih besi serta logam-logam yang

berasosiasi dengan endapan bijih besi pada daerah penelitian. Kegiatan

analisis ini sepenuhnya dilakukan oleh PT. Intertek Utama Services.

40

Gambar 11. Bagan Alir Penelitian.

41

BAB IV

HASIL DAN PEMBAHASAN

A. Litologi Daerah Penelitian

Litologi pada daerah penelitian diketahui dengan menggunakan

analisisi petrografi. Terdapat dua jenis sampel batuan yang diambil

dilapangan. Berdasarkan analisisi petrografi pada batuan tersebut

diperoleh jenis batuan berupa Basal Porfiri dan Wackstone. Wackstone

merupakan host-rock dari endapan bijih besi pada daerah penelitian.

1. Basal Porfiri

Sayatan batuan beku warna absorbsi abu-abu, warna interferensi

abu–abu kehitaman, tekstur kristalinitas hipokristalin, granularitas

porfiroafanitik, bentuk euhedral – subhedral, relasi inequigranular,

struktur masif, dan tekstur khusus porfiritik. Terdiri dari mineral dengan

ukuran mineral < 0,02 – 2,2 mm dan massa dasar. Komposisi mineral

berupa labradorit, piroksen, mineral opak, massa dasar (kristallit

plagioklas, kristallit piroksen dan gelas). Indeks warna 50.

2. Wackstone

Sayatan batuan sedimen karbonat warna absorbsi coklat, warna

interferensi maksimum coklat kemerahan. Tekstur batuan klastik

kasar, ukuran butir <0,02 – 1,6 mm. Komposisi material terdiri dari

grain, mud berupa mineral kalsit berukuran halus dan mineral opak.

42

Pengamatan langsung dilapangan pada daerah penelitian di dua

stasiun pengamatan yaitu ST.9 dan ST.10 (Gambar 12a) memperlihatkan

batuan karbonat kontak dengan bijih besi. Arah kontak pada batuan

karbonat dengan bijih besi yaitu N 280o E sedangkan arah penyebaran

batuan karbonat N 10o E.

Gambar 12. a. Foto sampel bijih besi stasiun 9; b. Kenampakan singkapan

bijih besi dengan Batugamping pada stasiun 9; c. Foto sampel bijih besi stasiun 1; d. Kenampakan singkapan stasiun 1.

B. Tipe Alterasi

Tipe alterasi diidentifikasi berdasarkan hasil analisis sayatan tipis dan

XRD pada sampel batuan dan mineral. Analisis XRD dilakukan pada

sembilan sampel bijih besi dan dua sampel batugamping.

43

Dari hasil analisis petrografi pada stasiun 10 (ST.10.P.A) dijumpai

kehadiran mineral garnet, epidot, dan kalsit (Gambar 13). Mineral garnet

diperkirakan terbentuk pada suhu berkisar 400-600OC (Ugurcan dan

Oyman, 2016).

Gambar 13. Fotomikrograf sayatan batuan ST.10.PA yang

memperlihatkan kehadiran mineral garnet (Gr), epidot (Ep) dan kalsit (Ca).

Analisis XRD memperlihatkan hasil yang lebih bervariasi. Dari hasil

analisis XRD dijumpai kehadiran mineral-mineral penciri utama endapan

skarn (Gambar 14) yaitu garnet (andradit), piroksin (diopsid) dan piroksinoid

(wollastonit). Diopsid merupakan mineral grup piroksin yang terbentuk pada

suhu sekitar 600oC, sedangkan wollastonit terbentuk pada suhu yang sama

tetapi dengan tekanan yang berbeda (Hawkins et, al., 2017).

44

Gambar 14. a. Difraktogram XRD stasiun 2 (ST.2.P) memperlihatkan

kehadiran mineral garnet dan mineral grup piroksinoid wollastonit; b. Difraktogram XRD stasiun 8 memperlihatkan kehadiran mineral grup garnet andradit; c. Difraktogram XRD stasiun 9 memperlihatkan kehadiran mineral grup piroksi diopsid.

45

Berdasarkan hasil analisis petrografi dan XRD maka zona alterasi

yang berkembang di daerah penelitian yaitu alterasi skarn. Dari himpunan

mineral yang diperoleh tahap alterasi dibagi menjadi tiga tahap yaitu fase

isokimia, fase metasomatisme dan tahap retrograde.

Fase isokimia merupakan tahap awal pembentukan endapan skarn.

Fase ini diawali dengan munculnya larutan magma yang menerobos batuan

samping yang bersifat karbonatan. Pada daerah penelitian batuan yang

diterobos oleh larutan adalah batugamping. Tahap isokimia sangat dikontrol

secara dominan oleh suhu tinggi. Tahap isokimia adanya rekristalisasi yang

menyebabkan terbentuknya mineral non-hidrous seperti garnet (andradit),

diposid dan wollastonit. Mineral garnet terbentuk pada suhu berkisar 400-

600OC (Ugurcan dan Oyman, 2016). Diopsid merupakan mineral grup

piroksin yang terbentuk pada suhu sekitar 600oC, sedangkan wollastonit

terbentuk pada suhu yang sama tetapi dengan tekanan yang berbeda

(Hawkins et al., 2017).

Fase Metasomatisme merupakan tahap dimana suhu larutan mulai

menurun. Pada tahap ini telah terjadi pengayaan Fe, hal ini terjadi akibat

adanya penetrasi dari larutan magmatik yang kaya akan kandungan Fe

(Pirajno, 2009). Pada daerah penelitian fase metasomatisme dicirikan

dengan munculnya mineral magnetit. Mineral magnetit terbentuk pada

sekitr 400-600oC (Ugurcan dan Oyman, 2016).

Fase Retrograde dimulai dengan terjadinya penurunan suhu secara

bertahap sehingga larutan magma mulai mendingin. Penurunan suhu ini

46

dimulai akibat adanya air meteorik yang masuk. Masuknya air meteorik

mengakibatkan terjadinya penggantian mineral yang awalnya non-hidrous

(garnet, diopsid dan wollastonit) menjadi mineral hidrous (Evans, 1993). Di

daerah penelitian fase retrograde ditandai dengan munculnya mineral

epidot dan klorit. Mineral epidot terbentuk pada suhu berkisar 272 sampai

412oC (Ugurcan, 2016).

Tabel 2. Urutan pembentukan mineral alterasi.

C. Mineral Bijih

Analisis mineragrafi pada sembilan sampel yang mengalami

mineralisasi. Analisis ini dilakukan untuk mengidentifikasi mineral bijh yang

terdapat pada daerah penelitian. Secara mikroskopis mineral bijih yang

dijumpai yaitu magnetit, siderit, franklinit, manganit, pirolusit, hematit,

galena, kalkopirit, pirit, arsenopirit, bornit, azurit dan goetit.

47

Tabel 3. Hasil pengamatan mineral bijih dengan tekstur pada sayatan poles

D. Tekstur Bijih

Tekstur bijih diidentifikasi dengan analisis mineragrafi pada sayatan

poles. Analisis mineragrafi dilakukan pada sembilan sampel bijih. Tekstur

bijih yang diamati berupa tekstur intergrowth, tekstur replacement, tekstur

granular dan tekstur open space filling.

Tekstur intergrowth atau tumbuh bersama dapat diamati antara

mineral magnetit dan manganit (Gambar 15). Tekstur intergrowth terjadi

akibat perubahan temperatur yang tinggi serta pengaruh jenis mineral yang

48

menyebabkan penyimpangan struktur kristalografi atau dengan kata lain

susunannya tidak beraturan (Ramdhor, 1969).

Gambar 15. Fotomikrograf sayatan poles yang memperlihatkan tekstur

intergrowth antara magnetit (Mag) dan manganit (Mn)

Tekstur granular dapat diamati antara mineral magnetit dan manganit

serta pirit dan kalkopirit (Gambar 16). Tekstur granular yang teramati

mencerminkan hubungan mineral yang disebut matual boundary antara

kalkopirit dan pirit dimana butiran tidak menembus satu sama lainnya.

Tekstur granular dapat tersusun dari satu mineral atau beberapa mineral

yang terbentuk pada saat proses mineralisasi, dimana endapan mineral

terbentuk secara berasamaan (Ramdhor, 1969).

49

Gambar 16. Fotomikrograf sayatan poles yang memperlihatkan tektstur

granular antara magnetit (Mag) dan manganit (Mn).

Tekstur replacement merupakan tekstur dominan yang teramati pada

mineral bijih, yaitu replacement magnetit oleh hematit, replacement

manganit oleh pirolusit, serta replacement manganit oleh kalkopirit (Gambar

17). Secara keseluruhan, tekstur replacement dapat dijadikan acuan untuk

menentukan mineral mana yang lebih dahulu terbentuk. Dari hasil

replacement akan terbentuk batas antara mineral menjadi tidak teratur

(Craigh dan Vaughan, 1981). Seperti yang ditunjukkan pada gambar 17

menjadikan batas mineral magnetit menjadi tidak teratur akibat kehadiran

mineral hematit yang menggantikannya. Menurut Ramdhor (1969), tekstur

replacement menunjukkan pengaruh penggantian oleh mineral lain tanpa

50

adanya perubahan volume semula. Penggantian yang terjadi terhadap

suatu mineral hanya dapat sebagian mineral saja atau seluruhnya.

Gambar 17. Fotomikrograf sayatan poles yang memperlihatkan tekstur

replacement. a. Replacement mineral magnetit oleh hematit; b. Replacement mineral manganit oleh pirolusit; c. Replacement mineral magnetit oleh kalkopirit; d. Replacement mineral manganit oleh kalkopirit.

Tekstur open space filling merupakan tekstur yang penting untuk

menentukan paragenesa endapan. Tekstur open space filling terjadi akibat

adanya mineral lain yang mengisi pori atau rekahan pada mineral yang

terbentuk sebelumnya. Tekstur ini teramati pada goetit dan azurit yang

mengisi pori dan rekahan pada hampir semua mineral yang terbentuk

terlebih dahulu.

51

Gambar 18. Fotomikrograf sayatan poles yang memperlihatkan tekstur

open space filling. a. Mineral azurit mengisi pori pada mineral magnetit; b. Mineral goetit mengisi pori dan rekahan pada mineral magnetit dan manganit.

E. Paragenesis

Kriteria yang digunakan untuk mendeterminasi paragenesis mineral-

mineral hipogen dan supergen adalah bentuk individu kristal dan sifat

kontak antara butiran yang berdampingan (Craigh dan Vaughan, 1981).

Berdasarkan hasil analisis mineragrafi berupa jenis bijih dan tekstur maka

dapat diurutkan pembentukan mineral bijih.

1. Stasiun 1 (ST.1.P)

Mineral bijih yang hadir pada stasiun 1 berdasarkan analisis

mineragrafi yaitu magnetit, manganit, pirolusit, bornit, azurit dan goetit

(Gambar 19). Pada tahap awal memperlihatkan kehadiran magnetit.

Menurut Yao et al (2015), magnetit pada endapan skarn terbentuk pada

suhu sekitar 600o-400oC. Tekstur intergrowth teramati antara magnetit dan

manganit. Hal ini menunjukkan magnetit dan manganit terbentuk

bersamaan. Tahap selanjutnya memperlihatkan pirolusit menggantikan

52

manganit. Pada sayatan poles teramati bornit muncul menggantikan

magnetit dan bornit digantikan oleh azurit. Tekstur open space filling

teramati pada mineral goetit, dimana mineral goetit mengisi pori pada

semua mineral utama. Hal ini menunjukkan mineral goetit terbentuk paling

akhir.

Gambar 19. Fotomikrograf sayatan poles (ST.1.P) yang memperlihatkan

urutan paragenisis mineral bijih berturut-turut mulai dari magnetit, manganit, pirolusit, azurit, bornit dan goetit.

2. Stasiun 2 (ST.2.P)

Mineral bijih yang hadir pada stasiun 2 ini yaitu magnetit, siderit,

manganit, hematit, kalkopirit, galena dan goetit (Gambar 20). Urutan

pembentukan mineral bijih pada stasiun ini dimulai pada tahap awal dimulai

53

pembentukan mineral magnetit dan siderit. Hal ini dapat dilihat dari mineral

magnetit dan siderit memiliki tekstur granular.

Gambar 20. Fotomikrograf sayatan poles (ST.2.P) yang memperlihatkan

urutan paragenesis mineral bijih berturut-turut mulai dari magnetit, siderit, manganit, hematit, kalkopirit, galena dan goetit.

Mineral magnetit diperkirakan terbentuk pada suhu 600o-400oC (Yao

et al., 2015). Galena muncul bersamaan dengan manganit. Hal ini dapat

54

teramati pada sampel dimana manganit granular dengan galena. Hematit

hadir menggantikan magnetit dan manganit. Hal ini menunjukkan hematit

terbentuk setelah manganit dan magnetit. Tekstur replacement

diperlihatkan antara kalkopirit dengan manganit, dimana kalkopirit

mengganitkan manganit. Pada tahap akhir terbentuk goetit. Goetit

terbentuk mengisi rekahan dan pori mineral yang terbentuk sebelummnya.

3. Stasiun 3 (ST.3.P)

Mineral bijih yang hadir pada stasiun 3 berdasarkan analisis

mineragrafi yaitu Magnetit, manganit, pirolusit, azurit dan geotit (Gambar

21). Pada tahap awal memperlihatkan kehadiran magnetit. Menurut Yao et

al (2015), magnetit pada endapan skarn terbentuk pada suhu sekitar 600o-

400oC. Tekstur intergrowth teramati pada mineral magnetit dan manganit.

Hal ini menunjukkan magnetit dan manganit terbentuk secara bersamaan.

Tahap selanjutnya terbentuk pirolusit. Hal ini terlihat pada tekstur

replacement antara pirolusit dengan magnetit, dimana pirolusit

menggantikan magnetit. Mineral sulfida terbentuk setelah pembentukan

mineral pembawa bijih besi dan mangan. Tekstur open scace filling terlihat

pada azurit dimana azurit mengisi pori dari magnetit. Sedangkan goetit

muncul pada tahap akhir dimana goetit mengisi pori dan rekahan pada

hampir semua mineral utama.

55

Gambar 21. Fotomikrograf sayatan poles (ST.3.P) yang memperlihatkan

urutan paragenesis mineral bijih berturut-turut mulai dari magnetit, manganit, pirolusit, azurit dan goetit.

4. Stasiun 4 (ST.4.P)

Mineral bijih yang hadir pada stasiun ini yaitu magnetit, manganit,

pirolusit, hematit, arsenopirit, kalkopirit, dan goetit (Gambar 22). Pada tahap

awal memperlihatkan kehadiran magnetit. Menurut Yao et al (2015),

magnetit pada endapan skarn terbentuk pada suhu sekitar 600o-400oC.

Tekstur intergrowth teramati antara magnetit dan manganit. Hal ini

menunjukkan magnetit dan manganit terbentuk bersamaan. Tahap

selanjutnya terbentuk pirolusit. Hal ini terlihat pada tekstur replacement

antara pirolusit dengan magnetit, dimana pirolusit menggantikan magnetit.

56

Hematit hadir menggantikan magnetit dan manganit. Hal ini menunjukkan

hematit terbentuk setelah manganit dan magnetit.

Gambar 22 . Fotomikrograf sayatan poles (ST.4.P) yang memperlihatkan

urutan paragenesis mineral bijih berturut-turut mulai dari magnetit, manganit, pirolusit, hematit, kalkopirit, pirit, arsenopirit dan goetit.

Pada tahap selanjutnya terbentuk mineral-mineral sulfida yaitu

arsenopirit dan kalkopirit. Kalkopirit memperlihatkan tekstur replacement,

57

dimana kalkopirit menggantikan hematit dan manganit. Sedangkan

arsenopirit mengganitkan manganit. Hal ini menunjukkan bahwa kalkopirit

dan arsenopirit hampir terbentuk secara bersamaan. Tekstur open space

filling teramati pada mineral goetit. Mineral goetit mengisi pori dan rekahan

hampir pada semua mineral yang terbentuk pada tahap sebelumnya. Goetit

merupakan mineral yang terbentuk pada tahap akhir.

5. Stasiun 5 (ST.5.P)

Mineral bijih yang hadir pada stasiun 5 berdasarkan hasil analisis

mineragrafi yaitu magnetit, manganit, azurit dan goetit (Gambar 23). Mineral

magnetit diperkirakan terbentuk pada suhu 600o-400oC (Yao et al., 2015).

Gambar 23. Fotomikrograf sayatan poles (ST.5.P) yang memperlihatkan

urutan paragenesis mineral bijih berturut-turut mulai dari magnetit, manganit, azurit dan goetit.

58

Tekstur intergrowth teramati pada mineral magnetit dan manganit.

Dari tekstur tersebut diperkirakan mineral magnetit terbentuk bersamaan

dengan manganit. Tahap selanjutnya terbentuk mineral sulfida berupa pirit

dan azurit. Hal ini teramati pada analisis mineragrafi yang memperlihatkan

tekstur replacement oleh pirit, dimana pirit menggantikan magnetit.

Sedangkan azurit terbentuk mengisi rekahan antara magnetit dan

manganit. Tahap akhir diperlihatkan oleh tekstur open space filling mineral

goetit. Mineral goetit mengisi pori dan rekahan mineral yang terbentuk pada

tahap sebelumnya. Sehingga diperkirakan goetit terbentuk pada tahap akhir

mineralisasi.

6. Stasiun 6 (ST.6.P)

Mineral bijih yang hadir pada stasiun 6 dari hasil analisis mineragrafi

yaitu magnetit, franklinit, manganit, pirolusit, kalkopirit, pirit dan goetit

(gambar 24). Urutan pembentukan mineral bijih pada stasiun ini dimulai

pada tahap awal dimulai pembentukan mineral magnetit dan franklinit. Hal

ini dapat dilihat dari mineral magnetit dan franklinit memiliki tekstur granular.

Mineral magnetit diperkirakan terbentuk pada suhu 600o-400oC (Yao et al.,

2015). Tekstur intergrowth dan granular teramati antara magnetit dan

manganit. Hal ini menunjukkan ada tiga mineral yang terbentuk pada tahap

pertama yaitu magnetit, franklinit dan manganit. Tekstur replacement

diperlihatkan oleh pirolusit, dimana pirolusit menggantikan manganit dan

magnetit. Sehingga menandakan bahwa pirolusit terbentuk setelah

magnetit dan manganit. Pada tahap selanjutnya terbentuk mineral sulfida

59

berupa pirit dan kalkopirit. Kalkopirit muncul menggantikan manganit dan

pirolusit, sedangkan pirit muncul menggantikan magnetit. Berdasarkan

tekstur tersebut kalkopirit dan pirit hampir terbentuk secara bersamaan.

Pada tahap akhir terbentuk goetit. Pembentukan goetit pada tahap akhir

diperlihatkan oleh tekstur open space filling dimana goetit mengisi pori dan

rekahan hampir semua mineral yang terbentuk sebelumnya.

Gambar 24. Fotomikrograf sayatan poles (ST.6.P) yang memperlihatkan

urutan paragenesis mineral bijih berturut-turut mulai dari magnetit, franklinit, manganit, pirolusit, kalkopirit dan goetit.

7. Stasiun 8 (ST.8.P)

Mineral bijih yang hadir pada stasiun 8 dari hasil analisis mineragrafi

yaitu magnetit, manganit, pirolusit, hematit, kalkopirit, pirit dan goetit

(Gambar 25). Urutan pembentukan mineral bijih pada stasiun ini dimulai

60

pada tahap awal dimulai pembentukan mineral magnetit dan manganit. Hal

ini dapat dilihat dari mineral magnetit dan manganit memiliki tekstur

granular. Mineral magnetit diperkirakan terbentuk pada suhu 600o-400oC

(Yao et al., 2015).

Gambar 25. Fotomikrograf sayatan poles (ST.8.P) yang memperlihatkan

urutan paragenesis mineral bijih berturut-turut mulai dari magnetit, manganit, pirolusit, kalkopirit, pirit, hematit dan goetit.

61

Tekstur intergrowth dan granular teramati antara magnetit dan

manganit. Hal ini menunjukkan ada dua mineral yang terbentuk pada tahap

pertama yaitu magnetit dan manganit. Tekstur replacement diperlihatkan

oleh pirolusit dan hematit, dimana pirolusit menggantikan manganit,

sedangkan hematit mengganitkan magnetit. Sehingga menandakan bahwa

pirolusit dan hematit terbentuk setelah magnetit dan manganit. Pada tahap

selanjutnya terbentuk mineral sulfida berupa pirit dan kalkopirit. Kalkopirit

muncul menggantikan manganit dan pirolusit, sedangkan pirit muncul

menggantikan magnetit. Berdasarkan tekstur tersebut kalkopirit dan pirit

hampir terbentuk secara bersamaan. Pada tahap akhir terbentuk goetit.

Pembentukan goetit pada tahap akhir diperlihatkan oleh tekstur open space

filling dimana goetit mengisi pori dan rekahan hampir semua mineral yang

terbentuk sebelumnya.

8. Stasiun 9 (ST.9.P.A)

Mineral bijih yang hadir pada stasiun 9 berdasarkan analisis

mineragrafi yaitu Magnetit, manganit, pirolusit, azurit dan goetit (Gambar

26). Pada tahap awal memperlihatkan kehadiran magnetit. Menurut Yao et

al (2015), magnetit pada endapan skarn terbentuk pada suhu sekitar 600o-

400oC. Tekstur intergrowth teramati pada mineral magnetit dan manganit.

Hal ini menunjukkan magnetit dan manganit terbentuk secara bersamaan.

Tahap selanjutnya terbentuk pirolusit. Hal ini terlihat pada tekstur

replacement antara pirolusit dengan magnetit, dimana pirolusit

menggantikan magnetit. Mineral sulfida terbentuk setelah pembentukan

62

mineral pembawa bijih besi dan mangan. Tekstur open scace filling terlihat

pada azurit dimana azurit mengisi pori dari magnetit. Sedangakan goetit

muncul pada tahap akhir dimana goetit mengisi pori dan rekahan pada

hampir semua mineral utama.

Gambar 26. Fotomikrograf sayatan poles (ST.9.P.A) yang memperlihatkan

urutan paragenesis mineral bijih berturut-turut mulai dari magnetit, manganit, pirolusit azurit dan goetit.

9. Stasiun 10 (ST.10.P.A)

Mineral bijih yang hadir pada stasiun 10 berdasarkan analisis

mineragrafi yaitu Magnetit, manganit, pirolusit, hematit, pirit dan goetit

(Gambar 27). Pada tahap awal memperlihatkan kehadiran magnetit.

Menurut Yao et al (2015), magnetit pada endapan skarn terbentuk pada

suhu sekitar 600o-400oC. Tekstur intergrowth teramati pada mineral

63

magnetit dan manganit. Tekstur replacement diperlihatkan oleh pirolusit dan

hematit, dimana pirolusit menggantikan manganit, sedangkan hematit

mengganitkan magnetit. Sehingga menandakan bahwa pirolusit dan

hematit terbentuk setelah magnetit dan manganit. Pada tahap selanjutnya

terbentuk mineral sulfida berupa kalkopirit. Hal ini diamati pada tekstur

replacement yang memperlihatkan kalkopirit menggantikan manganit. Pada

tahap akhir terbentuk goetit. Pembentukan goetit pada tahap akhir

diperlihatkan oleh tekstur open space filling dimana goetit mengisi pori dan

rekahan hampir semua mineral yang terbentuk sebelumnya.

Gambar 27. Fotomikrograf sayatan poles (ST.10.P.A) yang

memperlihatkan urutan paragenesis mineral bijih berturut-turut mulai dari magnetit, manganit, pirolusit, hematit, pirit dan goetit.

64

F. Paragenesis Daerah Penelitian

Berdasarkan penentuan paragenesis tiap sampel mineralisasi yang

diamati dapat ditentukan secara keseluruhan urutan pembentukan mineral

bijih pada daerah penelitian. Mineral bijih yang hadir dari analisis

mineragrafi secara keseluruhan adalah magnetit, siderit, franklinit,

manganit, pirolusit, hematit, kalkopirit, galena, kalkopirit, pirit, arsenopirit,

azurit dan goetit.

Urutan pembentukan mineral bijih berdasarkan pengamatan tekstur

(Gambar 28) diawali dengan pembentukan magnetit dan manganit dimana

magnetit dan siderit saling intergrowth. Sebagian besar magnetit tersebar

secara acak pada sampel mineralisasi. Tekstur granular teramati antara

manganit dan magnetit. hal ini menunjukkan bahwa manganit dan magnetit

terbentuk bersamaan. Tekstur replacement teramati antara pada mineral

magnetit yang digantikan oleh hematit. Pembentukan hematit selanjutnya

dilanjutkan oleh pembentukan kalkopirit dan pirit. Kalkopirit yang umumnya

hadir menggantikan hematit, manganit dan magnetit. Tekstur granular juga

teramati dibeberapa sampel yang memperlihatkan hubungan mineral

antara butiran pirit dan kalkopirit tidak menembus satu sama lain. Hal ini

menunjukkan kalkopirit dan pirit terbentuk secara bersamaan. Mineral bornit

dijumpai menggantikan pirit. Begitu pun dengan galena yang

memperlihatkan tekstur replacement terhadap hematit. Maka dapat

diperkirakan bahwa bornit hadir setelah pirit dan galena hadir setelah

hematit.

65

Gambar 28. Fotomikrograf sayatan poles yang memperlihatkan urutan

paragenesis mineral bijih pada daerah penelitian.

66

Pada tahap akhir terbentuk goetit dimana tekstur yang teramati yaitu

open space filling. Goetit hampir mengisi semua pori dan rekahan pada

semua mineral bijih yang terbentuk pada tahap sebelumnya. Hal ini

menunjukkan bahwa goetit merupakan mineral yang terbentuk paling akhir.

Berdasarkan analisis diatas, dapat diketahui tahapan pembentukan

mineral bijih pada daerah penelitinan dapat dilihat pada tabel 3.

Tabel 4. Tahapan pembentukan mineral bijih pada daerah penelitian

67

G. Mineralisasi

Mineralisasi pada daerah penelitian selain dengan analisis

megaskopis juga ditentukan dengan menggunakan metode mineragrafi dan

analisis XRD. Analisis mineragrafi dan XRD dilakukan pada 9 sampel bijih.

Mineralisasi yang terbentuk pada daerah penelitian berdasarkan

pengamatan lapangan dan megaskopis memperlihatkan kehadiran bijih

besi mengisi rekahan pada batuan karbonat. Arah kontak pada batuan

karbonat dengan bijih besi yaitu N 280o E sedangkan arah penyebaran

batuan karbonat N 10o E (Gambar 29), dimana mineral pembawa bijih

berupa magnetit dan hematit (Gambar 30a). Mineral bijih besi berasosiasi

dengan mineral bijih mangan. Selain mineral pembawa bijih besi dan

mangan dijumpai pula mineral sulfida disekitar mineral kuarsa.

Gambar 29. Peta sebaran endapan bijih besi.

68

Pada pengamatan sayatan poles dan analisis XRD (Gambar 31)

mineral bijih memperlihatkan kehadiran mineral pembawa bijih besi,

mangan dan mineral sulfida. Berdasarkan himpunan mineral pembawa bijih

dan alterasi tahap mineralisasi dibagi menjadi 3 tahap yaitu, Tahap

pembentukan Fe-Mn, tahap sulfida dan tahap supergen.

Gambar 30. a. foto sampel mineralisasi bijih besi. b. foto lokasi

pengambilan sampel. c. peta lokasi pengambilan sampel.

Tahap pembentukan Fe-Mn ditandai dengan kehadiran mineral

pembawa bijih besi magnetit dan hematit serta mineral pembawa bijih

mangan yaitu manganit dan pirolusit. Magnetit dan manganit terbentuk

pada suhu >550oC (Hawkins et al., 2017). Sedangkan Hematit dan pirolusit

diperkirakan terbentuk pada suhu 400-200oC (Ugurcan dan Oyman, 2016).

69

Gambar 31. Difraktogram XRD memperlihatkan kehadiran mineral bijih besi

dan mangan, serta mineral sulfida. a. Analisis XRD stasiun 1; b. analisis XRD stasiun 4; c. Analisis XRD stasiun 10.

70

Tahap pembentukan mineral sulfida ditandai dengan kehadiran

mineral-mineral sulfida yaitu arsenopirit, galena, kalkopirit, pirit. Pada tahap

ini mineral-mineral sulfida terbentuk pada suhu 160o-250oC (Mei et al.,

2015).

Tahap supergen ditandai dengan pembentukan mineral goetit.

Dimana mineral goetit merupakan hasil oksidasi dari mineral-mineral sulfida

(Mei et al., 2015).

H. Geokimia

Berdasarkan analisis XRF (Tabel. 4) keberadaan endapan bijih besi

pada daerah penelitian dapat dilihat dari senyawa Fe2O3 dengan

persentase 50,4-50,94%. Kandungan SiO2 pada daerah penelitian relatif

rendah. Hal ini menunjukkan bahwa keberadaan bijih besi berasosiasi

dengan mineral gangue berupa kuarsa dan mineral sulfida (Gambar 32).

Gambar 32. Grafik perbandingan Fe2O3, SiO2 dan MnO

71

Tabel 5. Hasil Analisis XRF

Kode Sampel ST.7.A (BB) ST.9.P.B (B) ST.10.P.B (B) ST.10.P.A (BG)

% % % %

SiO2 51.38 13.53 14.55 0.47

TiO2 1.38 0.02 0.01 0.03

Al2O3 17.17 0.37 0.2 0.02

Fe2O3 8.53 50.94 50.4 1.66

MnO 0.166 3.048 3.669 3.318

MgO 4.49 0.07 0.15 0.14

CaO 7.39 15.14 15.22 52.51

Na2O 3.46 0.04 0.04 0.05

K2O 3.49 0.03 0.08 0.05

P2O5 0.678 0.734 0.845 0.181

Cr2O3 0.007 0.006 <0.005 0.016

S 0.003 0.020 0.031 0.005

LOI 1.4 14.8 14.2 40.6

Total 99.5 100 99.4 99.1

BB : Batuan Beku; B : Bijih: BG : Batugamping

Tabel 6. Hasil Analisis ICP-OES/MS

Kode Sampel ST.7.A (BB) ST.9P (B) ST.10P.B (B) ST.10P.A (BG)

ppm ppm ppm ppm

Al 87700 930 920 150

Ca 51800 111990 111000 368000

Cr 42 12 18 13

Cu 50 267 299 78

Fe (%) 5.91 38.5 37.6 1.15

K 27500 540 670 470

Mg 26200 890 810 840

Mn 1090 31000 24900 21100

Na 23700 310 240 210

Ni 25 19 9 1

P 2890 3140 3340 560

S <50 210 280 70

Sc 18 1 <1 <1

Ti 7940 108 10 52

V 199 28 10 4

72

Kode Sampel ST.7.A (BB) ST.9P (B) ST.10P.B (B) ST.10P.A (BG)

ppm ppm ppm ppm

Zn 85 150 4450 150

Ag 0.1 <0.1 5.2 0.7

As 4 3 243 25

Ba 1010 6 103 7

Be 2.8 1.1 0.8 <0.5

Bi 0.08 0.23 7.80 0.08

Cd 0.26 <0.05 15.8 1.15

Co 25 27 13 1

Cs 4.6 <0.1 0.2 <0.1

Ga 22 5.6 1.4 0.5

Ge 1.3 1.3 3 0.2

Hf 9 <0.1 <0.1 <0.1

In 0.06 0.08 1.65 0.11

Li 15.6 0.8 0.7 0.1

Mo 1.5 6.2 6.4 1

Nb 28.2 0.6 0.4 <0.1

Pb 22 23 2570 737

Rb 159 0.9 2.4 1.3

Re <0.05 <0.05 <0.05 <0.05

Sb 0.3 0.5 10.8 0.3

Se <1 <1 <1 <1

Sn 2.3 2 0.9 0.7

Sr 844 4 159 232

Ta 2.14 0.13 0.29 <0.05

Te <0.1 <0.1 <0.1 <0.1

Th 14.4 0.28 0.21 <0.05

Tl 0.38 <0.02 0.31 <0.02

U 3.99 0.68 2.06 1.24

W 0.5 239 8.3 1.4

Y 27.9 4.6 5 3.7

Zr 370 2 2.2 0.6

Ce 123 6.5 8.2 1.5

Dy 5.8 0.9 0.6 0.3

Er 3 0.4 0.3 0.2

Eu 2.3 0.4 0.3 0.1

Gd 7.6 1.1 0.8 0.5

Ho 1.1 0.2 0.1 <0.1

La 40.9 4 6.4 2

Lu 0.39 0.05 <0.05 <0.05

Nd 44 3.8 3.9 1.3

Pr 10.3 0.96 1.1 0.47

73

Kode Sampel ST.7.A (BB) ST.9P (B) ST.10P.B (B) ST.10P.A (BG)

ppm ppm ppm ppm

Sm 8.8 0.9 0.8 0.3

Tb 1.07 0.15 0.1 0.05

Tm 0.4 <0.1 <0.1 <0.1

Yb 2.7 0.4 0.3 0.2

BB : Batuan Beku; B : Bijih: BG : Batugamping

Kalkulasi kesetimbangan massa (mass balance) bertujuan untuk

melihat perubahan komposisi kimia, perubahan massa, dan perubahan

volume antara batuan sumber dan batuan host rock. Perbandingan ini

dengan asumsi bahwa batuan yang telah teralterasi berasal dari batuan

kontak atau batuan host rock dan batuan yang belum teralterasi berasal dari

batuan beku (intrusi). Sampel yang digunakan dalam perbandingan ini

adalah sampel dari stasiun 7 (ST.7.P) dan stasiun 10 (ST.10.P.A).

Hasil pengolahan data geokimia dapat dilihat dalam bentuk diagram

isocon. Unsur TiO2 sebagai unsur immobile yang menghubungkan garis

isocons selama proses hidrotermal berlangsung. Perbandingan batuan

intrusi terhadap batuan host rock, pada batugamping hasil analisis

kandungan CaO dan MnO mengalami pengayaan sedangkan sebaliknya

kandungan SiO2 menurun (Gambar 33).

Pengayaan unsur MnO, CaO, S, Cu, Ca, Mn, As yang sangat

signifikan seperti yang diperlihatkan pada histogram (Gambar 34) dapat

diinterpretasikan sebagai lead. Unsur-unsur yang mengalami penurunan

jumlah (depleted) adalah unsur-unsur SiO2, MgO, Na dan K.

74

Gambar 33. Diagram garis isocon perbandingan sampel ST.7.P dan

ST.10.P.A.

Gambar 34. Histogram menampilkan unsur-unsur yang mengalami

pengayaan.

75

Gambar 35. Perubahan komposisi unsur-unsur sampel sampel ST.7.P dan

ST.10.P.A.

I. Kadar Bijih

Kadar bijih pada daerah penelitian diketahui dengan menggunakan

analisis ICP-OES/MS (Tabel 5). Sampel bijih yang dianalisis untuk

mengetahui kadar bijih yaitu pada stasiun 9 (ST.9.P.B) dan stasiun 10

(ST.10.P.B). Bijih besi pada daerah penelitian berdasarkan analisis

mineragrafi berasosiasi dengan bijih mangan. Dari hasil analisis ICP-

OES/MS diperoleh kadar bijih besi pada daerah penelitian relatif tinggi yaitu

337,6-38,5%, sedangkan untuk bijih mangan kadarnya 2,49-3,1% (Gambar

36).

76

Gambar 36. Grafik Pebandingan Kadar Fe dan Mn pada daerah penelitian.

J. Tipe Endapan Skarn

Komposisi garnet dan piroksin dalam endapan skarn sangat penting

karena variasi komposisi dapat memberikan informasi penting lingkungan

pembentukan skarn dan klasifikasi jenis skarn. (Einaudi et al., 1981).

Menurut Einaudi et al, (1981) menunjukkan bahwa garnet andradit

menunjukkan lingkungan teroksidasi. Meinert et al (2005), menyatakan

bahwa kelimpahan garnet yang lebih umum dari piroksen menunjukkan

lingkungan oksidasi.

Pada daerah penelitian komposisi mineral garnet (andradit) dan

piroksin (diopsid) sesuai dengan tipe skarn yaitu Calcic Skarn. Bijih di

77

daerah penelitian didominasi oleh magnetit dengan mineral sulfida dengan

komposisi yang rendah. Hal tersebut sesuai dengan temuan Einaudi et al

(1981), yang menyatakan bahwa skarn dengan lingkungan pembentukan

oksidasi didominasi oleh magnetit.

Tabel 7. Tahap pembentukan mineral alterasi dan mineral bijih pada daerah penelitian.

78

Gambar 37. Ilustrasi tahapan pembentukan endapan skarn pada daerah

penelitian.

79

BAB V

PENUTUP

A. Kesimpulan

Berdasarkan hasil analisis dan pembahasan maka dapat ditarik

kesimpulan sebagai berikut:

1. Host-rock endapan bijih besi di daerah Pakke Kecamatan Bontocani

Kabupaten Bone yaitu batuan karbonat. Batuan karbonat yang

menjadi host-rock bijih besi yaitu wackstone.

2. Tipe alterasi yang berkembang di daerah penelitian yaitu alterasi

skarn, yang dicirikan oleh kehadiran mineral garnet, epidot, diopsid

dan wollastonit. Tahap pembentukan mineral alterasi dimulai dari

tahap isokimia (600oC), tahap metasomatisme (600-400oC) dan tahap

retrograde (400-200o)

3. Karakteristik mineralisasi bijih besi pada daerah penelitian

memperlihatkan bijih besi mengisi rekahan pada batuan karbonat.

Bijih besi pada daerah penelitian berasosiasi dengan bijih mangan dan

dijumpai kehadiran mineral-mineral sulfida. Mineral pembawa bijih

besi yaitu magnetit, siderit, franklinit, hematit dan goetit. Mineral

pembawa bijih mangan yaitu manganit dan pirolusit. Mineral sulfida

yang dijumpai berupa kalkopirit, pirit, bornit, galena dan azurit.

80

4. Urutan pembentukan mineral bijih pada daerah penelitian dimulai dari

magnetit, siderit, franklinit, manganit, pirolusit, hematit, galena,

kalkopirit, pirit, azurit dan goetit.

5. Kadar bijih besi pada daerah penelitian yaitu sekitar 37,6-38,5%.

Sedangkan mineral asosiasi bijih besi yaitu mangan memiliki kadar

sekitar 2,4-3,1%.

6. Tipe endapan pada daerah penelitian yaitu endapan skarn. Dimana

pada endapan skarn ini dijumpai mineral penciri yaitu garnet, diopsid

dan wollastonit. Endapan skarn pada daerah penelitian terbentuk

pada lingkungan oksidasi. Hal ini didasarkan pada mineral-mineral

penciri endapan skarn. Tipe endapan skarn pada daerah ini yaitu

calcic skarn dengan mineral pembawa bijih besi didominasi oleh

magnetit dan kehadiran mineral sulfida dengan komposisi yang

rendah.

B. Saran

Saran yang diajukan setelah melakukan penelitian yaitu perlu dilakukan

penelitian lebih lanjut pada daerah penelitian untuk mengetahui model

genetik, suhu pembentukan dan jenis batuan pembawa larutan yang

membentuk endapan bijih besi pada daerah Pakke Kecamatan Bontocani

Kabupaten Bone.

81

DAFTAR PUSTAKA

Barton, P.B., Jr. and Skinner, B.J. 1979. Sulfide mineral stabilities, in Barnes, H.L., ed., Geochemistry of Hydrothermal Ore Deposits. New York: Wiley Interscience, p.278-403.

Craigh, J.R & Vaughan. 1981. Ore Microscopy and Ore Petrography. John

Wiley and Sons. USA. Einaudi, M.T., Meinert, L.D., Newberry, R.J. 1981. Skarn deposits.

Economic geology. Vol 77: 745-754. Elders, W. A., Bird, D.K., Williams, A. E. and Schiffman, P. 1982. A Model

for The Heat Source of The Cerro Prieto Magma-Hydrothermal System, Baja California. Procedings of the Fourth Symposium on The Cerro Prieto Geothermal Field. Mexico.

Edward, R., Atkinson, K. 1986. Ore Deposit Geology and its Influence on

Mineral Exploration. Springer: Netherlands. Evans, A.M. 1993. Ore Geology and Industrial Minerals, An Introduction

(3rd edition). Blackwell Science: USA. Gasparrini, C. 1993. Gold and Other Precious Metals: From Ore to Market.

Jerman: Springer-Verlag. Grigorieff, P. N. 1993. Electron Microscopy of Interfaces and Thin Buried

Layers in the InGaAs.Univesity of Bristol Guilbert, J. M. and Park, C. F. 1986. The Geology of Ore Deposits.

Waveland Press Inc: Illinois. Hawkins, T., Smith, M.P, Herrington, R.J., Maslennikov, V., Boyce, A.J.,

Jeffries, T., Creaser, R.A. 2017. The Geology and Genesis of The Iron Skarn of Turgai Belt, Northwestern Kazakhstan. Ore Geology Reviews. Vol 85: 216-246.

Idrus, A. 2014. Modul In House Training: endapan emas hidrotermal: tipe,

karakteristik dan eksplorasi. Universitas Gadja Mada. Yogyakarta. Ishlah, T. 2004. Mineral Indonesia: Dari Pasar Mineral ke Strategi

Eksplorasi. Geomagz. 48-57.

82

Ishlah, T. 2010. Potensi Bijih Besi Indonesia Dalam Kerangka Pengembangan Klaster Industri Baja. Buletin Sumberdaya Geologi: Bandung.

Maulana, A., Christy, A.G., Ellis, D. J. 2015. Petrology, Geochemistry and

Tectonic Significance of Serpentinized Ultramafic Rocks From the South Arm of Sulawesi, Indonesia. Chemie der Erde. Vol 75: 73-87.

Maulana, A. 2017. Endapan Mineral. Penerbit Ombak. Yogyakarta. 179 Hal. Marshall, D., Anglin, C. D., Mumin, H. 2004. Ore Mineral Atlas. Geological

Association of Canada, Mineral Deposits Division. Canada. Mei, W., Lu., Xinbiao., Cao, Xiaofeng., Liu, Z., Zhao, Y., Ai, Z., Tang, R.,

Abfaua, M.M. 2015. Ore genesis and hydrothermal evolution of the Huanggang skarn iron–tin polymetallic deposit, southern Great Xing'an Range: Evidence from fluid inclusions and isotope analyses. Ore Geology Reviews. Vol. 64 : 239-252.

Meinert, L.D. 1993. Skarns and Skarn Deposits, In Sheahan P. A., Cherry

M. E., Ore Deposit Models Volume II. Love Printing Services Ltd. Stittsville: Ontario. pp. 117-134.

Meinert,L.D., G.M. Dipple., Nicolescu. 2005. World Skarn Deposits.

Economic Geology 100th anniversary. Vol : 299-366. Meyer, C., dan Hemley, J.J. 1967. Wall Rock Alteration, in Geochemistry of

Hydrothermal Ore Deposit, Barnes H.L., ed., Holt, Rinehart and Winstone, p. 166-232, New York.

Mottana, A. 1977. Guide to Rocks and Minerals. Simon and Scuster’s, New

York. Pellant, C. 1992. Rocks and Minerals. Dorling Kinersley Limited. London. Pirajno, F. 2009. Hyrothermal Processes and Mineral System. Springer

Science and Business Media: Australia. Pracejus, B. 2008. The Ore Minerals Under the Microscope. Atlases in

Geoscience 3. Elsevier. Amsterdam. Ramdor, P. 1969. The Ore Minerals and Their Intergrowth. Second Edition.

Pergamon Press, Oxford. Sukamto, R. dan Supriatna, S. 1982. Peta Lembar Ujung Pandang, Benteng

dan Sinjai. Pusat Penelitian dan Pengembangan Geologi: Bandung.

83

Ugurcan, O.G., Oyman, T. 2016. Iron Mineralization and Associated Skarn

Development Around South Contact of The Ergrigoz Pluton (North Menderes Massif-Turkey). Journal of African Earth Sciences. Vol 126: 308-337.

Utoyo, H. 2008. Biijih Besi Bontocani Kabupaten Bone Sulawesi Selatan.

Jurnal Sumber Daya Geologi. 18: 303 – 307. van Leeuwen, T. M. 1981. The geology of Southwest Sulawesi with special

reference to the Biru area. Spec. Publ. Nop. 2, 1981, pp.277-304. van Leeuwen, T. M., Pieters, P. E. 2011. Mineral Deposits of Sulawesi.

Proceedings of The Sulawesi Mineral Resources. Manado. MGEI‐IAGI.

Widi, B. N., Pardiarto, B., dan Mulyana. 2007. Mineralization System Of The

Iron Ore Deposits In Bontocani District And Its Adjacent Bone Regency, South Sulawesi Province. Proceeding Joint Convention Bali 2007. Center for Geological Resources, Geological Agency.

Winda, Herianto dan Sukamto, U. 2015. Penyelidikan Geomagnet untuk

Pendugaan Bijih Besi PT. Berkah Alam Semesta di Desa Bana Kecamatan Bontocani Kabupaten Bone Sulawesi Selatan. Jurnal Teknologi Pertambangan. 1: 70-73.

Yao, L., Xie. G., Mao, J., Lu, Z., Zhao, C., Zheng, X., Ding, N. 2015.

Geological, geochronological, and mineralogical constraints on the genesis of the Chengchao skarn Fe deposit, Edong ore district, Middle–Lower Yangtze River Valley metallogenic belt, eastern China. Journal of Asian Earth Science. Vol. 101: 69-82.

Zhou, Z. Mao, J. Che, H. Ouyang, H. Ma, Xinghua. 2017. Metallogeny of

the Handagai skarn Fe–Cu deposit, northern Great Xing'an Range, NE China: Constraints on fluid inclusions and skarn genesis. Ore Geology Reviews. Vol. 80: 623-644.