Petrologi Mineral Ubahan

Oleh:

AGUNG NURHADID1H 02 057

JURUSAN GEOLOGIPROGRAM STUDI TEKNIK GEOLOGI

FAKULTAS MATEMATIKA DAN ILMU PENGETAHUAN ALAMUNIVERSITAS PADJADJARAN

JATINANGOR2006

Endapan - Endapan yang Berhubungan dengan Pelapukan

Banyak mineral bijih khususnya sulfida-sulfida dan sulfosalts terbentuk

dalam lingkungan reduksi dan pada suhu dan tekanan yang lebih tinggi dari

atmosfir. Dimana mineral-mineral ini tersingkap pada permukaan dengan kondisi

pelapukan dan tererosi, mengalami perubahan kimia, membentuk campuran baru

atau bagiandalam larutan. Kebanyakan geologist meyakini pelapukan sebagai

proses anorganik yang berhubungan dengan prinsip reaksi hidrolisis, hidration,

dan oksidasi antara komponen atmosfer dan lithosfer. Bagamanapun, Ehrlich

mengatakan bahwa ada aktivitas bakteri dalam proses pelapukan. Dia juga

mengatakan bahwa oksidasi arsenopyrite dan enargite meningkat dengan

kehadiran dari bakteri grup thiobacillus-ferrobacllus. Pelapukan merupakan proses

vital bagi kehidupan sebagaimana kita ketahui tidak ada alasan lain bahwa proses

itu akan menghasilkan tanah yang merupakan dasar dari kehidupan. Tetapi

maksud dari bab ini adalah mempertimbangkan bagaimana pelapukan terlibat

secara khusus dalam endapan bijih.

Jika kita berfikir tentang “sejarah hidup” dari endapan yang tersingkap

oleh tererosi melalui proses pelapukan, nyatalah bahwa itu tergantung pada

material, lingkungan, dinamik, dan termasuk prodaknya, pelapukan mungkin (1)

penghancuran deposit, (2) mencuci unsur berharga, (3) pendistribusian kembali

satu atau lebih komponen melalui pengayaan dan peningkatan nilainya, (4)

perubahan mineralogi menjadi nilai yang lebih besar atau kurang oleh reaksi

produk baru yang berharga atau produk yang tergantikan. Jika kita pertimbangkan

proses keseluruhan dan disimpulkan pada bab ini. (1) pelapukan dapat

melarutkan, mentransport, dan mengkonsentrasi dengan mengendapkan kembali

elemen sebagian atau lebih, (2) menggantikan material yang tidak berharga

menjadi berguna atau bernilai, dengan pertukaran komposisi dan mineralogi, atau

(3) mungkin mudah “membebaskan” mineral aksesori yang resisten oleh

pemisahan mineral pembentuk batuan di sekelilingnya. Contohnya pendistribusian

kembali dan pengayaan pada nikel laterit, pengayaan supergen pada endapan

tembaga porphyry, dan pengayaan mangan dari batuan dasar.

Lelong et al. (1976) memberikan kesimpulan yang baik mengenai

pelapukan, genesis tanah, dan pengayaan supergen. Poinnya bahwa efek kimia

dari air meteorik di batuan bervariasi menurut tipe batuan dan meneralnya.

Bahkan air murni akan melarutkan dan mengubah kebanyakan mineral pembentuk

batuan untuk tingkat yang terbatas, tetapi air meteorik mengandung

karbondioksida dan asam. Mineral yang dapat larut bervariasi pada suhu dan

tekanan, dan kisaran reaksi kimia mineral, pada kisaran yang nyata mineral dapat

stabil dan metastabil. Air meteorik menukarnya dengan karbondioksida dan

oksigen dari atmosfir dapat berupa oksida, hidrat, dan karbonat silika pembentuk

batuan. Sulfida menjadi sulfat, kebanyakan larut, atau tergantikan menjadi oksida

yang lebih stabil, logam nativ, dan karbonat. Besi, mangan, dan alumunium

membentuk oksida dan hidroksida yang relatif tak larut di permukaan; timbal

membentuk stabil sulfat; timbal, seng, dan tembaga terlindungi sebagai karbonat

di beberapa lingkungan; tembaga, seng, nikel, dan kromium dapat tertahan

sebagai silikat dan oksida; dan emas nativ, tembaga, dan perak mungkin sisa stabil

dalam daerah pelapukan. Elemen ini telah di tinjau lagi sebagai konsentrasi sisa

dan produk oksidasi di dekat singkapan batuan lapuk yang terkandungnya.

(Emmons, 1917).

Kedalaman pelapukan tergantung pada iklim, porositas, dan permeabelitas

batuan, struktur, dan tektonik serta sejarah geomorfologi. Arahan umum

pelapukan, yaitu hidrolisis, hidrasi, dan oksidasi. Olivin, feldspar, dan

feldspathoid dihasilkan oleh reaksi yang membentuk

Dan

Atau dengan jumlah feldspar yang sama dengan empat H+ dan oksigen yang sama,

Atau dengan kurang H+ dan tidak ada oksigen,

Kenyataannya bahwa tipe produk pelapukan dapat ditentukan oleh pH dan Eh dari

lingkungannya. Ampibol dan biotit terlapukan ke klorit atau montmorillonite,

umumnya dengan beberapa karbonat dan leucoxene. Larutan kuarsa meningkat

dengan pH dari mendekati tak terlarut dalam lingkungan dingin asam yang kuat

sampai larut dalam kondisi tropik yang lembab dari pH 6 hingga 8 juga terlihat

larut dalam sistem alkalin dari pH di atas 8 (lihat gambar 17-10). Magnetit

mungkin teroksidasi menjadi hematit atau geotit, atau sisa metastabil yang utuh.

Olivin (Eq. 17-1) dan piroksen dalam batuan mafik terlapukkan ke serpentine

seperti silika magnesium hydrous. Sulfida bebas di air meteorik tercuci seperti

elemen seng, molebdenum, dan uranium dari batuan beku, sisa-sisa di belakang

produk stabil oksida besi, alumunium, titanium, kromium, dan dalam mangan,

nikel, kobalt, tembaga, timbal, dan antimon.

Lelong et al (1976) menggambarkan mobilitas elemen tertentu dan

oksida dalam lingkungan pelapukan yang normal ( gambar 17- 2 dan tabel 17-1).

Elemen-elemen yang membentuk hidrolisat yang stabil (Fe, Ti, Mn) adalah tipe

yang tidak mobile, dan yang membentuk larutan oksida atau kompleks (Na, K,

Ca, Mg) adalah dua petunjuk dari magnitude yang lebih dapat terdistribusi

kembali. Tetapi kenyataannya elemen-elemen tertentu terkonsentrasi dalam tanah

selama pelapukan adalah berguna dalam analisis prospek geokimia (Rose, Hawks,

dan Webb, 1979).

Sebagai tambahan untuk menentukan di dalam tanah, empat metoda yang

lain dalam mempelajari geokimia secara luas digunakan.

1. logam-logam mungkin diserap atau metabolasi di dalam jaringan tumbuh-

tumbuhan dan menunjukkan variasi dan pola yang sama dalam tanah;

pengambilan molebdenum dalam mesquite mendasari kegunaan indikator

geobotanikal.

tabel 17-1

2. jejak unsur-unsur mobile dapat dideteksi di dalam sungai dan air danau.

3. kandungan logam pada tempatnya ditingkatkan di hilir sedimen sungai

dari tubuh mineralisasi.

4. kehadiran logam di atas jumlah rata-rata dapat dideteksi pada sampel chip

dari batuan dasar.

Di iklim tropis, asam humic melimpah dan pencucian efektif secara

khusus, hanya saja banyak sisa oksida tak terlarut di permukaan. Besi dan

alumunium membentuk campuran stabil dan amat melimpah sebagai konsentrasi

residual. Tanah yang kaya akan besi atau alumunium diketahui sebagai laterites.

Tanah laterit banyak oksida, dan dengan jelas kontras dengan tanah lempung

silika dari suhu iklim (gambar 17-2). Produk oksidasi mungkin tertransport dalam

larutan di bawah kondisi Eh dan pH rendah. Bagaimanapun, produk oksidasi besi

dan alumunium oksida-hidroksida umumnya diendapkan kembali yang

membentuk oleh karena Eh dan pH tinggi. Laterite telah ditambang dalam jumlah

kecil seperti bijih besi dimana pallet limonitic melimpah dan tanah berbutir halus

atau lempung

gambar 17-2

tidak hadir (Percival, 1966). Daerah yang besar termasuk tipe laterit ini adalah

Brazil, Cuba, India, Afrika pusat, Pulau Filipina, dan dimana saja di tempat tropis.

Di lingkungan tropis dan subtropis dimana batuan yang mendasari adalah

yang kaya alumunium dan rendah besi dan silika, konsentrasi bauksit adalah

seperti pembentuknya, sepert Syenite dan nepheline syenite. Bouksit terdiri dari

boehmite [AlO(OH)], gibsite [Al(OH)3], diaspore [AlO(OH)], dan alumunium

oksida yang lainnya.

Oksida mangan umumnya kaya dalam tanah sedimen oksida-hidroksida di

atas tubuh batuan yang awalnya kaya mngan dan lapuk sesuai kedalaman. Bijih

mangan terbentuk dimana silika dan material berharga yang lain berpindah dan

sisa oksida besimangan relatif tak larut di permukaan, proses pengayaan dan

penggantian ke mineralogi yang tercapai.

Disamping besi, alumnium, dan mangan, beberapa logam yang lain

membentuk produk oksidasi stabil pada regim pelapukan. Dimana itu menjangkau

bagian yang ekonomis, logam-logam itu ditambang sebagai bijih, tetapi lebih

sering selalu bergabung dalam besi laterit yang tak murni. Banyak serpentin

mengandung sedikit nikel, kobalt, dan kromium yang terkonsentrasi dalam laterit

kaya besi, atau bagian atas serpentin; di beberapa tempat contohnya nikel, kobalt,

dan kromium di Nicaro,Cuba yang telah ditemukan.

Endapan nikel laterit, New Caledonia

Permukaan yang melapuk mengakibatkan endapan mineral dalam

beberapa cara. Mungkin dengan jalan menccuci/leach endapan bijih yang lebih

tua; dapat pula suatu oksidasi material tanpa mengubah kadar bijih; atau membuat

endapan bijih oleh konsentrasi material yang terurai secara alami dalam

keseluruhan batuan segar.

Endapan nikel New Caledonia, berada di pasifik selatan ditemukan tahun

1865 oleh Garnier merupakan kepulauan. Sekitar sepertiga daerah New Caledonia

20.000 km2 ini terdiri dari batuan ultramafic dengan sejumlah komposisi olivin,

orthopiroksen, dan klinopiroksen. Ophiolitic ultramafic menempati waktu

oligosen di atasnya graywackes mesozoic, lanau, dan batupasir dan basalt eosen.

Kandungan nikel dari serpentin kira-kira sama seperti dari pseudomorf silika

anhidrous, jadi serpentinisasi utamanya meliputi hidrasi mineral ultramafic alami

yang dibarengi dengan pengaturan kembali dan hanya sedikit unsur-unsur yang

hilang.

Banyak pendeskripsian endapan mineral New Caledonia setuju bahwa

nikel terkonsentrasi selama lateritisasi deari serpentin atau peridotit. Serpentin

lapuk menjadi laterit gelap-kemerahan, mengasilkan profil tanah seperti di daerah

trpis lainnya (gambar 17-5). Dimana laterisasi lengkap, magnesium silika dari

ultramafic telah dihancurkan, dan silika, kalsium, dan magnesium berpindah.

Garnierite, besinikel serpentin, adalah dasar meneral bijih di New Caledonia;

komposisinya adalah (Mg >> Fe, Ni)3Si2O5(OH)4. Garnierite dimana

gambar 17-5

nikel menempatkan magnesium yaitu abu-abu dan disebut noumeite. Serpentin

besinikel yang lain (nepouite) juga merupakan mineral bijih; nikel menggantikan

besi dalam strukturnya. Besi silikat tergantikan oleh nikel, nijih berwarna hijau,

dan maka dikenal sebagai bijih hijau, apabila magnesium tergantikan, bijih

berwarna abu-abu karena bijih mempertahankan warna besi oksida. Studi dari

serpentin yang tidak teralterasi dan ultramafic menunjukkan bahwa nikel dan

kobalt dalam batuan dasar relatif seragam di seluruh pulau.

Efisiensi dari proses konsentrasi nikel dikendalikan sepenurnya oleh

topografi; bijih yang paling baik pada slope yang lembut dan pada punggungan

meluas dari ridge utama. Avias (1968) telah menunjukkan bahwa topografi dan

geomorfologi adalah alt-alat prospeksi dan evaluasi yang penting. Gambar 17-6

memberikan profil topografi dan tampilan miring yang menunjuukkan bahwa

perkembangan pengayaan nikel yang terbaik adalah pada kemiringan yang stabil,

flowthrough hidrologi yang perlahan.

Pertinbangan umum bijih laterit silika nikel menunjuk istilah

padakedudukan dari besi nikel dalam lapisan lattice silikat. Nikel mungkin juga

diserap kedalam dan termasuk dalam geothite dan oksida besi hidrous yang lain

juga lazim dalam laterit, tipe B di gambar 17-6.

gambar 17-6

Endapan residual mangan, morro da mina, brazil

Morro da Mina, di daerah Lafaiete, Minas Gerais, Brazil, merupakan satu tempat

yang endapan mangan paling produktif di belahan barat.

Bijih adalah residual dan mengandung oksida mangan dibentuk oleh

pelapukan silikat dan karbonat lithologi dasar. Protore ini telah disebut gondite

(Park, 1956) dan manganese silicate- carbonate protore (Dorr, Coelho, dan

Horen, 1956). Mineralogi protores telah dipelajari secara intensif oleh Horen

(1955), yang menemukan spessartite garnet, rhodochrosite dan kalsit manganoan,

rhodonite (MnSiO3), tephroite, dan daftar yang panjang dari mineral-mineral,

khususnya silikat mangan. Pyrite dan sjumlah kecil sulfida, alabandite (MnS),

telah dikenal ( Park etal., 1951; Odman, 1955; Horen, 1955). Protore rata-rata

sekitar 30% dari batuan (Dorr, Coelho, dan Horen, 1956), tetapi di banyak tempat,

karbonat jarang atau tidak ada dan batuannya masif, padat, dan impermeabel.

Bijih di Morro da Mina terdiri dari mantel oksida mangan, produk dari

pindahan silika dan karbonat dari protores oleh pelapukan. Kehadiran karbonat

dan sulfida yaitu lebih mudah didekomposisi daripada silikat yang membantu

secara besar-besaran dalam pelapukan protores.

Endapan bauksit, Jamaika

Kehadiran alumunium di tanah merah, Jamaika yang dikenal awwl tahun 1869

(Sawkin, et al., 1869).

Batuan tertua di Jamaika adalah serpentin berumur kapur teroverlain oleh

sechist ampibol dan marmer dari seri metamorfik kapur atas. Di atas lapisan kapur

adalah sekuen batubasir, lanau tufaan yang lapuk berwarna merah dalamnya.

Konglomerat pada tersier dan di overlain oleh lanau karbonat mengandung

batupasir dan batugamping gelap, yang mana diikuti oleh seri tuff. Seri tuff

(gambar 17-8) diintrusi oleh andesit porphyry. Formasi batugamping putih

berumur eosen tengah – Miosen bawah adalah sekuen berikutnya dan menjadi

host rock bagi bauksit, yang diikuti oleh lapisan coastal plain batugamping dan

batupasir.

gambar 17-8

Bagian di pusat Jamaika ditandai oleh kehadiran antiklin yang dikenal

sebagai inlier pusat. Bijih alumunium Jamaika lembut dan seperti tanah, dan

kadang-kadang lanauan dan berpori besar. Bijih bauksit mengandung gibbsite,

boehmite,dan diaspore; gibbsite mineral bijih yang dominan. Cadangan bijih

bauksit Jamaika diperhitungkan yaitu beberappa ratus juta ton, dan kehadiran

seperti besarnya endapan relatif pada batuan karbonat yang kebanyakan geologist

mempertanyakan apakah bijih dapat terbentuk oleh pelapukan sederhana dari

batugamping atau tidak.

Burns (1961), beranggapan tidak ada kehilangan ion-ion yang terjadi

selama pelapukan. Waterman (1962) berkata bahwa ketebalan yang lebih besar

daripada keseluruhan dari batugamping putih yang pasti tererosi untuk endapan

bauksit yang mungkin. Dia mangatakan seri tuff Eosen mungkin menjadi sumber

bijih. Chubb (1963) mengambil ide dari Zans (1956) bahwa sumber bauksit bukan

dari batugamping dengan asosiasinya, tetapi batuan silikat alumunium yang lebih

tua dari komposisi andesitik, kapur atas, dan bagian andesit eosen awal dan

piroklastik andesitik. Di sisi lain, Sinclair menegaskan kembali mengenai analisis

elemen jejak dari batugamping putih dan bauksit dari sisa batugamping adalah

sumber dari kebanyakan bauksit (Sinclair, 1967).

gambar 17-10

Comer (1974) mengatakan bauksit Jamaika terbentuk dari pelapukan debu

vulkanik bentonik berumur miosen. Norton (1973) dan Meillon (1978)

memberikan masukan terbaik dari kimia pembentukan bauksit. Indikasinya,

alumina dan alumunium hidroksida gibbsite [Al(OH)3] dan boehmite dan diaspore

9AlO.OH atau Al2O3.H2O) dapat diturunkan oleh silika komplit berpindah dari

aluminosilikat tipe feldspar dan feldspatoid dalam syenite menghasilkan kaolin,

tersilika ke bauksit. Bauksit membutuhkan besi dan silika yang tercuci/leach,

tetapi tidak alumina (gambar 17-10); besi laterit manandakan larutan alumunium.

Norton (1973) menunjukkan bahwa alumina adalah larutan paling stabil dari pH 5

hingga 7. besi tercuci hanya pada pH rendah, Eh rendah, atau keduannya, dan

larutan silika meningkat pada pH tinggi.hubungannya disimpulkan dalam gambar

17-10.

Pengayaan supergen sulfida

Kejadian pengayaan supergen sulfida adalah kasus pelapukan khusus yang dapat

ditandai kembali. Tergantung pada material awal yang berpori dan permeabel

terhadap air meteorik, mengandung pyrite yang melimpah untuk menghasilkan

asam oksida, mengandung larutan asam logam mineral bijih, dan berdasarkkan

pada lingkungan presipitasinya. Meskipun beberapa unsur dapat terdistribusi,

tembaga salah satunya, material berkadar rendah yang tidak dapat ditambang

secara alami juga dapat mempunyai kandungan tembaga yang tercuci/leach dan

terendapkan kembali pada level lebih rendah dalam lapisan pengayaan oleh

beberapa faktor.

Banyak logam dan besi yang larut dalam air oksida asam diatas water table

yang diendapkan, dimana larutan menjadi lebih basa dan mereduksi pada water

table dan di bawahnya. Proses ini penting bagi geologi ekonomi dan industri

tambang karena logam ter-leach dari oksida bagian atas suatu endapan mineral

dapat diendapkan kembali dan dikonsentrasi sesuai kedalaman. Proses ini dikenal

dengan pengayaan supergen. utamanya, material subekonomik mendasari zona

pengayaan dan kiranya pada satu kedudukan yang telah ter-leach dan volume

pengayaan diatasnya yang dikenal sebagai protore. Jadi disana ada tiga zona

mendasar yang dipertimbangkan, yaitu zona oksidasi, zona pengayaan supergen,

dan zona hypogen atau protore.

Gambar 17-13, 17-14, dan 17-15 menunjukkan zona-zona ini. Zona

oksidasi dari tembaga telah dilepaskan dan semua uansur-unsur sisa yang

teroksidasi scara lengkap dalam permukaan singkapan. Dalam sesi ini pertama

kita set bagian dengan menguji beberapa cross section endapan dan diagram agar

gambar 17-13

gambar 17-14

terbiasa dengan skala, kosakata, dan dinamika umum dari pengayaan supergen,

umumnya dengan referensi endapan tembaga porphyry. Kemudian kita lihat pada

beberapa reaksi kimia yang berlaku, dan mineral-mineral yang diproduksi dalam

porpyry dan tipe endapan yang lain. Kemudian kita pertimbangkan eksplorasi

penting dan teknik dari evaluasi dampak pengayaan, dan kita tutup dengan

deskripsi geologi dari pengayaan tembaga di Globe, Arizona, dan pengayaan

perak di Chanarcillo, Chile. Lihat gambar 17-13 dan 17-14 dan tabel 17-2.

tabel 17-2

Aspek umum

Catatan sebelumnya, batas bawah dari zona oksidasi adalah level water table yang

hadir kembali dimana pengayaan terjadi. Dengan dasar dari zona itu kemudian

mencirikan topografi setempat, seperti di La Caridad, Sonora, Meksiko (gambar

17-13). Presipitasi dari spesies oksida mineral pada hakekatnya pengayaan zona

campuran oksida atau campuran relict oksida kumpulan-kumpulan sulfida

(Bateman, 1950).

Gambar 17-13 menunjukkan supergen “overprint” di zona phylik

hipogen. Apakah jika perbedaan level melalui skematik PCD cross section dari

gambar 11-4 dipertimbangkan? Gambar berikutnya adalah tampilan komposit

pada level “bawah” daripada La Caridad yang alterasi potasik tersingkap. Mineral

yang hampir tidak ter-leach atau larut dari tembaga terjadi di alterasi potasik,

disebut “tembaga oksida” mineral-mineralnya seperti chrysocolla, cuprite,

malachite, dan bentuk lainnya.

Tabel 17-2 memberikan lebih lanjut. Implikasi bahwa zona ter-leach –

oksidasi adalah suatu dari hidrolisis, hidrasi, dan feldspar dan dekomposisi mika

menjadi kaolinit seperti sebuah fasa yang baru, relict serisit masih dapat

melimpah.

Geokimia dan Mineralogi

Sekarang kita berbalik ke geokimia proses supergen. Hubungan geokimia

dalam proses supergen diilustrasikan oleh diagram Garrels (Garels dan Christ,

1965). Proses dasar adalah oksidasi, tetapi sejak oksidasi sulfida yang

menghasilkan ion hidrogen dan sulfat, dikontrol pH dan Eh. Sato (1960)

menyarankan bahwa agen oksidasi adalah cairan H2O2, yang dapat membentuk

produk intermediet selama reduksi oksigen. Jika potensi reduksi dari lingkungan

melebihi pasangan H2O2 – O2 , kehadiran ion logam bereaksi dengan peroksida

membentuk logam oksida dan air. Bukti toritis dan eksperimen substansial.

Karenanya, pengukuran nilai Eh dan pH di lapangan dalam zona oksidasi masuk

ke zona terbatas di atas standar potensial pasangan H2O2 – O2 .

Pyrite adalah mineral paling umum sulfida hipogen; endapan bijih

kekurangan sedikit sulfida, dan proses supergen memulainya. Oksidasi pyrite dan

besi sulfida yang lain umumnya limonite atau hematite dan menghasilkan asam

sulfurik. Reaksi normal meliputi

Besi dilarutkan sebagai ion ferrous atau sebagai sulfat ferrous, dan

kemudian teroksidasi ke ferric sulfate:

Pyrite dapat juga tergantikan secara langsung ke hematite oleh

Besi dalam tubuh masif pyrite adalah seperti tercuci dan terbilas keluar tanpa

meninggalkan hematit atau limonit karena hadir dari asam sulfurik tetap pada pH

rendah dan mungkin membentuk sebuah lingkungan redusi yang mempertahankan

besi dalam larutan ferrous. Dan sebaliknya, air kaya dalam oksigen mungkin

mengubah pyrite secara langsung menjadi ferric sulfat, tanpa sampai tahap sulfat

ferrous:

Perbandingan Fe+2/Fe+3 bervariasi, tergantung pada Eh dan pH.

Beberapa besi tetap berlaku pada singkapan sebagai ferric atau ferrous

sulfat dalam iklim kerim, tetapi umumnya sulfat ini secara temporer ada di bagian

transisi. Besi berpindah dalam keadaan hancur dimana sisa laruta asam sekali atau

oksigennya tak mencukupi; potensial redoks rendah terhadap stabilitas ion ferrous

dalam larutan, maka pH dibawah 3 berhak ion ferric ke sisa yang hancur.

Bagaimanapun potensial redoks rendah dan kondisi asam adalah dekat permukaan

dan di atas water table.

Pelapukan sulfida besi meliputi oksidasi besi dan sulfur. Sulfur dalam mineral

sulfida umumnya mempunyai valensi -2. contohnya larutan ferric sulfat bereaksi

dengan chalcosite melepaskan ion tembaga dalam larutan dan menghasilkan nativ

sulfur (Sullivan, 1930Sato, 1960):

Sejumlah kecil nativ sulfur ditemukan dalam singkapan yang tercuci.

Pada ion hidrogen dan oksigen, ferrous sulfat mungkin dioksidasi kembali secara

cepat ke ferric sulfat;

Dimana pun asam dari air perkolasi sampai endapan bijihnya terawat, seperti

unsur-unsur tembaga, perak, dan seng ter-leach. Dalam ketidakhadiran sulfida

besi, ferric sulfat, dan sulfuric tidak siap terbentuk, dan produk oksidasi sulfida

yang lain cenderung menjadi sisa.

Dalam sistem oksidasi dan asam, molebdenum dipindahkan hampir

seluruhnya dari tanah (Hansuld, 1966); hanya jumlah sedikit dapat dideteksi

secara kimia. Di dasar dekat zona pelapukan, atau dimana saja jika kondisi baik,

molebdic ochre atau ferrimolybdit mungkin terbentuk. Mineral sulfur berwarna

kuning ini mungkin terbentuk.

Oksida besi dan timbal sulfat relatif taklarut dan cenderung menyisa di

singkapan, galena adalah larutan dalam campuran ferric sulfat, tetapi reaksi

lapukan massa galena yang takteroksidasi umumnya dalam vein dimana sulfida

yang lain telah diubah atau dicuci. Leach galena diperlambat karena produk

oksidasi yang umum anglesite dan cerussite juga stabil dalam zona pelapukan,

mungkin menjadi relict fragmen galena.

Seng dan perak sulfida juga larut dengan ferric sulfat. Seng sulfat sangat

larut, dan seng rendah pada seri Schurmann (tabel 17-3). Hasilnya, kandungan

seng kebanyakan dari tubuh bijih oksida dilepaskan dalam sistem air tanah.

Bagaimanapun, di iklim kering dan semi kering seng ditahan dalam zona oksidasi

sebagai smithsonit, hydrozinit [Zn5(CO3)2(OH)6], hemimorphite

[Zn4Si2O7(OH)2.H2O], atau mineral karbonat dan silika yang lain. Dalam

lingkungan batugamping, larutan seng sulfat bereaksi membentuk smithsonite dan

gypsum.

Perak bertindak sama seperti tembaga dalam zona oksidasi tetapi

mempunyai lebih sedikit produk oksidasi yang stabil. Nativ perak terbentuk

sebagai hasil reduksi ion perak, mungkin oleh besi ferrous (Stokes, 1907; Cooke,

1913).

Antimony terbentuk dari campuran yang relatif stabil valentinite (Sb 2O3),

bindheimite [Pb1-2Sb2-1(O,OH,H2O)6-7], dan stibiconite [Sb3O6(OH)], juga

diketahui sebagai cervantite.

Stibnit umumnya terjadi sebagai pseudomorf setelah stibnit dalam jasperoid,

khususnya di endapan tipe carlin. Stibconite dapat dicuci dari rongga selama

pelapukan, hasilnya dalam tekstur bird-foot di jasperoid permukaan yang disebut

turkey tracks.

Kebanyakan campuran arsenik, bertolak belakang dengan antimony, relatif

larut dan tercuci dari zona pelapukan. Jejak arsenate, seperti conichalcite

[CaCuAsO4(OH)] dalam bijih tembaga oksida, memperlihatkan pembentuk

sulfarsenides, tetapi dalam iklim lembab mineral ini larut dengan sulfat. Urat-urat

epithermal dan mesothermal yang membawa mineral sulfosalt kompleksn timbal,

tembaga, perak, antimony, arsenik, bismuth, dan sulfur mengandung stara capuran

kompleks mineral oksidasi supergen.

Mineral oksida hipogen mungkin juga peka pelapukan, tetapi biasanya di

kisaran lebih rendah daripada sulfida. Kromit dan ilmenit umumnya tetap berlaku

pada singkapan hingga berpindah secara meknikal masuk daerah lokal dan pasir

sungai. Martite (Fe2O3 setelah magnetite), hematite, dan geotite

limonitemenggantikan magnetite di singkapan, dan magnetite (Fe2O3) stabil dalam

tanah laterite.

Pengayaan dan Presipitasi

Telah dikatakan mengenai mekanisme reprisipitasi mineral yang

mendasari pengayaan secondary. Bukti bahwa pyrite adalah mineral yang rumit di

atas dan di bawah groundwater table. Stokes (1907) menunjukkan dengan

percobaan bagaimana reaksi antara ion tembaga dan pyrite dalam pengayaan

supergen tembaga. Reksinya dikenal sebagai pesamaanStokes,

Kelebihan asam yang dinetralisasi oleh reaksi dengan silika dan sisa chalcosite,

coating dan menggantikan pyrite dalam zona enrich (gambar 17-19). Stokes

mempertimbangkan reaksi ini sebuah penyamaan proses aktual dan bukti

lapangan yang mendukung interpretasinya.

Umumnya elemen logam mempunyai keterbatasan afinitas tertentu

kandungan sulfurnya, afinitas yang berhubungan ke kelarutan campuran

sulfidanya. Logam dalam larutan mempunyai afinitas sulfurnya lebih kuat

daripada logam lainnya dalam mineral sulfida.

Tembaga dalam larutan akan menggantikan besi dalam pyrite atau seng

dalam sphalerite karena menurut sekuen stabilitas dari seri Schurmann (tabel

1888) yaitu ion-ion logam dalam suatu seri akan menggantikan logam sulfida

yang berada di seri lebih rendah. Tembaga approprioated sulfur, sisanya sebagai

chalcosite atau covellite, dan menggantikan ion besi atau seng yang dipindahkan

dalam larutan. Seri Schurmann ini telah diaplikasikan pada semua endapan,

hypogen dan supergen. Hubungan sederhananya secara khusus tidak seperti dalam

sistem temperatur tinggi tekanan tinggi, diatas 2000C dan 1 Kbar. Dibawah

kondisi pengendapan supergen, bagaimanapun, dimana hubungan yang biasanya

ditemukan, seri Schurmann sangat berguna.

Tekstur

Secara tekstur hasil dari seri Schurmann adalah menifestasi dalam zona

pengayaan supergen oleh chalcosite mengitari dan menggantikan pyrite, atau oleh

chalcosite menggantikan pyrite sepanjang fractue (gambar 17-19).

gambar 17-19

Karakteristik sulfida mempengaruhi raksi supergen. Pyrrhotite contohnya

bereaksi lebih cepat daripada pyrite, dimana pyrrhotite adalah sulfida utama

dibawah water table, zona supergen chalcosite seperti tipis tetapi tinggi

tingkatannnya. Supergen chalcosite umumnya lembut dan berbubuk. Itu ditunjuk

sebagai “sooty” chalcosite, membedakannya dari abu-abu kristalin masif “steely”

chalcosite dari bijih hipogen dan karena mudah membuat smudge hitam. Covellite

dan Bornite merupakan tembaga sulfida lainnya yang berasal dari proses supergen

dan tidak umum. Chalcopyrite dan beberapa tembaga yang lebih kompleks dan

salt arsenik perak, dan antimon juga terbentuk dibawah kondisi pengayaan

supergen. Bagaimanapun sulfida supergen sederhana secara mineralogi

dibandingkan dengan sulfida hypogen. Sulfida lainnya, seperti timbal dan seng

terbentuk dari zona kaya sulfida, tetapi endapan bijih supergennya tidak

komersial.

Klasifikasi mineral dari supergen atau hipogen seharusnya dicegah.

Mineral-mineral tertentu adalah karakteristik dari lingkungan temperatur tinggi

dan lingkungan temperatur rendah lainnya, tetapi banyak pengecualian.

Tersedianya komponen kimia dan Eh dan pH dari lingkungan juga adalah faktor

masukan.

Pengayaan supergen efektif dalam konsentrasi logam. Nilai ekonomis dari

kebanyakan endapan tembaga disseminated berkaitan dengan proses ini. Beberapa

faktor yang termasuk dalam pengembangan zona pengayaan supergen.

Kepentingan eksplorasi

Pencucian singkapan permukaan teroksidasi suatu endapan sulfida yang

lapuk dikenal sebagai gossans mungkin mempertahankan karakteristik mineral

sulfida yang jelas (Blanchard, 1968). Itu ingin mengetahui apakah sulfida tetap

pada kedalaman dan lebih lanjut apakah mineralisasi sesederhana pyrite atau

termasuk dapat dinilai sejumlah tembaga, seng, perak, dan sulfida berharga

lainnya. Kenyataannya banyak hasil yang telah didapat dengan mempelajari

kuantitatif gossans. Kriteria gossans dievaluasi masih tidak jelas gambarannya,

dan interpretasi gossans butuh sebuah seni atau kemampuan akurasi lebih dan

ilmu sain.

Lacy (1949) mempelajari produk oksidasi di Yauricocha, Peru, dan

mampu mengkaitkan mineral oksida ke sumber material. Dia menurunkan produk

oksidasi menurut material sisa dan transport dan menurunkan lagi menurut

perkembangan tekstur dan mineral dari yang diperoleh. Dasar studi ini, Larcy

membedakan antara gossan yang overlie beberapa macam dari endapan sulfida,

termasuk bijih timbal-seng, bijih tembaga-timbal-seng, bijih tembaga-pyrite, dan

tubuh pyrite masif.

Kesan pertama yang terlihat oleh gossan adalah warna relict limonit dan

tekstur limonit dalam kerak atau molds dari preexisting sulfida. Anderson (1981)

telah menunjukkan bahwa “limonit” dari gossan berkomposisi tiga mineral yaitu

geothite, hematite, dan jarosite.masing-masing mempunyai warna jelas –geothite

berwarna merah orange,hematite merah kecoklatan, dan jarosite berwarna emas

mustard. Tekstur sama bergunanya. Rongga kubik bespeak awalnya pyrite atau

galena, dan bentuk serta morfologi limonit dapat digunakan untuk menentukan

kehadiran yang lebih awal dari chalcopyrite, sphalerite, pyrhotite, dan beberapa

mineral lainnya. (Blanchard, 1968).

Kombinasi dari mineralogi limonit, tekstur, mineralogi produk oksida

tembaga, geokimia dapat menjadi informasi yang baik. Banyak “trik” yang lain

contohnya seperti kehadiran spottty dendrites. Setiap geologis lapangan familiar

dengan delicate Lacy, fernlika, arborescent pyrolusite “manganese dendrities”

yang terbentuk dalam rekahan dan di permukaan kekar dalam batuan lapuk.

Perkembangan Lacy ditandai oleh kehadiran tembaga seperti hanya stipples dari

spot hitam –spotty dendrities- terbentuk dalam kehadiran seratus part per million

tembaga (gambar 17-19b). pada 500 ke 1000 ppm terlihat mineral “green copper”

yang biasanya saat ini. Dalam hadirnya, kehadiran spotty dendrities berharga,

dapat dibedakan secara instan, indikasi ampuh dari anomali tembaga dalam

kisaran yang sangat berguna 100 ke 500 ppm.

Banyak oksida butir halus, silikat, dan karbonat dalam zona oksidasi

dipertimbangkan untuk dapat di jalani setidaknya secara lokal sebagai koloid.

Tipe produk dari ini termasuk opal dan kalsedon, smithsonite, hematite reniform

dan limonit, alumunium hidroksida, dan oksida mangan. Kehadiran gossan tidak

berarti bahwa silfida yang takteralterasi tetap pada kedalaman. Relatif dibawah

kondisi Eh dan pH rendah, besi dalam larutan di state ferrous dan berjalan dengan

jarak yang diketahui dari zona oksidasi.

Kedalaman oksidasi dan zona pengayaan supergen adalah masalah penting

lainnya bagi geologist tambang dan eksplorasi. Sebagaimana diterangkan, daerah

alam tektonik stabil zona oksidasi umumnya meluas kebawah water table jika

batuan dinding permeabel. Tetapi tektonik aktif, water table naik turun atau

bermacam batuan dindingyang tak dapat dilalui mungkin berubah pola

oksidasinya.

Endapan tembaga porphyry Inspirasi, Arizona pengayaan supergen telah

menjadi penting dalam sejarahnya banyak endapan tembaga porphyry atau

disseminated. Daerah yang berada di tenggara, dekat pusat daerah tembaga

tenggara united states. Tubuh bijih inspirasi terbentuk takberaturan, tubuh

tembaga disseminated elongated, yang meluas 3km sepanjang kontak schist-granit

(gambar 17-21). Bukti, mineralisasi cairan yang menghasilkan kumpulan alterasi-

mineralisasi hipogen normal yang dinaikkan sepanjang kontak granit dimana late-

magma atau intrusi tektonik menghasilkan veinlet terbuka secara berulang dalam

zona kontak.

gambar 17-21

Mineralisasi hipogen membentuk kumpulan bijih sulfida dan produk

alterasi tipe endapan tembaga disseminated. Protore takdikayakan di inspirasi

rata-rata sekitar 1% Cu (Ransome, 1919) dan mengandung pyrite, chalcopyrite,

dan molebdenite yang didistribusikan sepanjang veinlet hingga schist dan volume

kontak granit porphyry. Tubuh bijih lainnya dalam distrik mengandung sedikit

tembaga dalam protore daripada yang secara langsung di bawah tubuh bijih

inspirasi. Produk alterasi termasuk pyrite, kuarsa, serisit, ortoklas, dan kaolin

(Schwartz, 1947).

Pengayaan supergen meningkat kadar bijih dari 1% atau kurang 5% dalam

zona lokal. Pada awal tambang, diatas bagian kadar tinggi bijih pengayaan-

supergen ditemukan, rata-rata bijih lebih dari 2% Cu; saat ini material yang telah

ada hanya sedikit yang ditambang. Pinal Schist lebih permeabel daripada Schultze

Granit, dan protore dalam Schist beradalebih amenable ke pengayaan supergen.

Zona pengayaan supergen mulai dibawah gossan, dimana dari 30 ke 200 meter

dibawah permukaan; mungkin mengindikasikan posisi water table pada waktu

pengayaan supergen (gambar 17-22). Kandungan tembaga meningkat di zona

gambar 17-22

chalcosite dan perlahan berkurang pada protore (gambar 17-23), memperlihatkan

fakta bahwa pengayaan sulfida supergen dimulai pada water table dan berlanjut ke

batas sirkulasi ground water atau hingga suplai ion tembaga dalam larutan yang

dihabiskan.

gambar 17-23

Chalcosite adalah hanya mineral sulfida supergen di distrik Miami.

Menggantikan pyrite dan chalcopyrite, tetapi chalcopyrite lebih peka terhadap

penggantian. Sejumlah kecil covellite ditemukan, covelite hadir tahap pertama

dalam pengayaan chalcopyrite. Di endapan tembaga Cities, 6km utara Miami,

pengayaan supergen tidak jauh meningkat karena protore tidak memperlihatkan

pelapukan hingga saat ini (Peterson, 1954). Disini pyrite terjaga dalam zona

pengayaan; bahkan chalcopyrite hanya sebagian digantikan oleh

chalcocite.Hampir semua bijih yang ditambang di distrik Miami berasal dari

endapan pengayaan supergen.

Endapan urat perak Chanarcillo, Chile Banyak contoh endapan perak

pengayaan-supergen yang dapat digambarkan, dalam beberapa ketentuan endapan

bonanza terkenal dari belahan barat. Endapan epitermal tipe ini mengembang

southward dari united state hingga Mexico, amerika serikat, dan sepanjang slope

andes di Amerika Selatan.

Chanarcillo berada di gurun Atacama, chile, sekitar 50km selatan Copiapo.

Distrik yang ditemukan tahun 1832 ini selama 1869 sampai 1885 memproduksi

2,5 juta kg perak. Banyak perak yang ditemukan dari massa yang berkadar

tinggi;satu perak nativ murni yang utuh melebihi 90kg, dan massa yang lain yaitu

embolite [Ag(Cl,Br)] dengan perak nativ 200.000kg (10ton kubik) dan

mengandung 75% Ag.

Urat-urat utama bermvariasi dari 2cm sampai 1m lebarnya. Mineral

hypogen termasuk pyrite, sphalerite, chalcopyrite, galena, arsenopyrite, kobalt

arsenida, pearcite (Ag16As2S11), freibergite [(Cu,Ag)12Sb4S13], proustite (Ag3AsS3),

polybasite (Ag16Sb2S11), dan pyrargyrite (Ag3SbS3) dalam mineral gangue kalsit,

barit, kuarsa, dan siderit.

Setelah mineral-mineral hipogen diendapkan, batuan tersesarkan. Struktur

utama –sebuah sesar normal timur-barat dengan displacement sekitar 50m- yang

terbagi bagian sebelah utara dan selatan distrik Chanarcillo. Selama priode sesar

ini, urat-urat bijih terpecah kembali seperti erosi subsekuen dan pelapukan dapat

mendistribusi mineral perak kembali dalam bagian uarat didekat permukaan.

Bentuk dan ukuran dasar tubuh bijihnya tidak begitu berubah oleh

pengayaan sulfida supergen; bijih tetap diperkaya dengan perak pada ekspen dari

besi, antimon, arsenik, dan sulfur. Kiisaran zona pengayaan supergen

ketebalannya dari minimum 40m bagian utara distrik hingga maksimum 200m

selatannya (Whitehead, 1942). Mineral supergen termasuk stephanite (Ag5SbS4),

acanthite, dyscrasite (Ag3Sb), nativ perak, stromeyerite (AgCuS), dan sejumlah

kecil pearceite dan polybasite (Whitehead, 1919).

Studi dari paragenesa sulfida supergen telah diperjelas oleh proses

pengayaan. Dalam tahap pengayaan, mineral perak ruby pyrargyrite dan proustite

ditempatkan oleh acanthite, stromeyerite, stephanite, dan sedikit polybasite dan

pearcite. Karena pyrargyrite lebih peka untuk direplacement daripada proustite,

maka pyrargyrite pertama dalam mineral hipogen. Sulfida supergen tersebut di

batugamping Delirio, dan dipisahkan dari nya oleh 200m tuff Ahuesado (gambar

17-25), adalah lapis kedua batugamping yang mengandung bijih oksida. Kontras

dengan muatan pengayaan supergen, tubuh bijih teroksidasi di batugamping

Negro telah diganti dari konfigurasi alaminya.

gambar 17-25

Whitehead (1919) mempelajari kimia proses pengayaan dan

menyimpulkan bahwa asam sulfuric dan sulfat ferric, bercampur dengan halida

yang mungkin windblown dari pasifik,adalah bahan pelarut dan bahan reaksi

aktif. Melimpahnya kalsit dengan cepat ternetralisasi ke asam, tetapi cukup sulfat

ferric hadir untuk menyiapkan proses leaching.

Sangat sedikit bijih hipogen yang ditambang di distrik Chanarcillo, bahkan

urat utama mengandung 60 hingga 150 oz (2000 hingga 5000 ppm) perak

permeter kubik ton. Pengayaan oksidasi dan supergen meningkatkan kandungan

perak 25 ke 80%, membentuk deposit dengan 100 ke 240 oz(3100 ke 7500 ppm)

perak per ton. Terpencilnya Chanarcillo yang dilarang menambang apapun tetapi

bijihnya memiliki kadar yang tinggi, dan urat-urat utama yang dikeluarkan lebih

lanjut karena kedalaman dan kehadiran air dapat dipertimbangkan dalam level

yang lebih rendah.