Tektonik Lempeng

TEKTONIK LEMPENG

Tektonik lempeng adalah suatu teori yang menerangkan proses dinamika (pergerakan) bumi

tentang pembentukan jalur pegunungan, jalur gunung api, jalur gempa bumi, dan cekungan endapan di

muka bumi yang diakibatkan oleh pergerakan lempeng. Menurut teori ini, permukaan bumi terpecah

menjadi beberapa lempeng besar. Ukuran dan posisi dari tiap-tiap lempeng ini selalu berubah-ubah.

Pertemuan antara lempeng-lempeng ini, merupakan tempat-tempat yang memiliki kondisi tektonik yang

aktif, yang menyebabkan yaitu gempa bumi, gunung berapi, dan pembentukan dataran tinggi.

Tahun 1912, seorang ahli meteorologi dan fisika Jerman, Alferd Wegener mengemukakan tentang

konsep pengapungan benua. Hipotesanya yaitu bumi pada awalnya hanya terdiri dari satu benua (super

continent) yang disebut Pangaea dan dikelilingi oleh lautan yang dainamakan Panthalassa. Kemudian

Pangaea ini pecah menjadi benua-benua yang lebih kecil dan bergerak ke tempatnya seperti sekarang ini.

Hal ini didukung oleh bukti kesamaan garis pantai, kesamaan fosil kesamaan struktur dan batuan antar

benua.

Prinsip umum dari lempeng tektonik ini adalah adanya lempeng litosfer padat dan kaku yang

terapung di atas selubung bagian atas yang bersifat plastis. Selubung bagian atas bumi merupakan massa

yang mendekati titik lebur atau bisa dikatakan hampir mendekati cair sehingga wajarlah kalau lempeng

litosfer yang padat dapat bergerak di atasnya. Kerak bumi (litosfer) dapat diterangkan ibarat suatu rakit

yang sangat kuat dan relatif dingin yang mengapung di atas mantel astenosfer yang liat dan sangat panas.

Ada dua jenis kerak bumi yakni kerak samudera yang tersusun oleh batuan bersifat basa dan sangat basa,

yang dijumpai di samudera sangat dalam, dan kerak benua tersusun oleh batuan asam dan lebih tebal dari

kerak samudera. Kerak bumi menutupi seluruh permukaan bumi, namun akibat adanya aliran panas yang

mengalir di dalam astenofer menyebabkan kerak bumi ini pecah menjadi beberapa bagian yang lebih kecil

yang disebut lempeng kerak bumi. Dengan demikian lempeng dapat terdiri dari kerak benua, kerak

samudera atau keduanya.

Lempeng litosfer yang kita kenal sekarang ini ada 6 lempeng besar, yaitu lempeng Eurasia,

Amerika utara, Amerika selatan, Afrika, Pasifik, dan Hindia Australia. Lempeng-lempeng tersebut

bergerak di atas lapisan astenosfir (kedalaman 500 km di dalam selubung dan bersifat kampir melebur atau

hampir berbentuk cair). Karena hal tersebut, maka terjadi interaksi antar lempeng pada batas-batas lempeng

yang dapat berbentuk :

Divergen : lempeng-lempeng bergerak saling menjauh dan mengakibatkan material dari selubung

naik membentuk lantai samudra baru dan membentuk jalur magmatik atau gunung api.

Konvergen : lempeng-lempeng saling mendekati dan menyebabkan tumbukan dimana salah satu

dari lempeng akan menunjam (menyusup) ke bawah yang lain masuk ke selubung. Daerah

penunjaman membentuk suatu palung yang dalam, yang biasanya merupakan jalur gempa bumi

yang kuat. Dibelakang jalur penunjaman akan terbentuk rangkaian kegiatan magmatik dan

gunungapi serta berbagai cekungan pengendapan. Salah satu contohnya terjadi di Indonesia,

pertemuan antara lempeng Indo-Australia dan Lempeng Eurasia menghasilkan jalur penujaman di

selatan Pulau Jawa dan jalur gunung api Sumatera, Jawa dan Nusa Tenggara dan berbagai

cekungan seperti Cekungan Sumatera Utara, Sumatera Tengah, Sumatera Selatan dan Cekungan

Jawa Utara.

Transform : lempeng-lempeng saling bergesekan tanpa membentuk atau merusak litosfer. Hal ini

dicirikan oleh adanya sesar mendatar yang besar seperti misalnya Sesar Besar San Andreas di

Amerika.

Pada daerah konvergen terjadi perusakan litosfer yang berlebihan. Tumbukan pada zona

konvergen ini dipengaruhi oleh tipe material yang terlibat.

Tumbukan itu dapat berupa :

1. Tumbukan lempeng benua dengan lempeng samudra

Tumbukan ini, lempeng samudra akan tertekuk ke bawah dengan sudut 45º atau lebih, menyusup

ke bawah blok benua menuju astenosfer.

2. Tumbukan lempeng samudra dengan lempeng samudra

Bila dua lempeng saling bertumbukan, maka salah satu akan menyusup di bawah yang lain dan

menghasilkan aktivitas vulkanik. Gunung api yang terbentuk cenderung di lantai samudra. Bila

tumbuh ke atas permukan laut, maka akan terjadi serangkaian pulau-pulau gunung api baru yang

terletak beberapa ratus kilometer dari palung laut dimana kedua lempeng samudra bertemu.

3. Tumbukan lempeng benua dengan lempeng benua

Pada tumbukan ini, terjadi penyusupan lempeng ke bawah benua sehingga menyebabkan massa

benua dan sedimen lantai samudra tertekan, terlipat, dan terdeformasi. Akibatnya adalah

terbentuknya formasi pegunungan baru. Peristiwa ini terjadi pada saat bersatunya India ke benua

Asia yang menghasilkan pegunungan Himalaya.

Penyebab Lempeng Bergerak

Kulit bumi digambarkan terdiri atas kepingan-kepingan atau 'lempeng-lempeng' batuan atau

litosfir, yang dapat bergerak satu terhadap lainnya dengan arah dan kecepatan yang berubah-ubah

sepanjang zaman Astenosfir (upper mantle) yang bersifat semiplastis menghasilkan sel-sel arus konveksi

yang dapat menggerakkan lempeng-lempeng kulit bumi yang terdiri atas batuan yang bersifat kaku. Sel-sel

arus konveksi itulah yang merupakan mesin yang menciptakan sejumlah energi yang terkumpul dalam kulit

bumi. Energi akan terkumpul di tempat-tempat yang menyebabkan dua lempeng kulit bumi selalu bertemu

atau berbenturan. Akibat dari benturan tersebut, batuan akan mengalami tegangan dari waktu ke waktu

serta mengalami gesekan satu dengan lainnya yang mengakibatkan sebagian dari batuan itu akan leleh,

lebur, dan membentuk massa yang leleh pijar yang disebut magma.

Gaya yang membangun energi dalam kulit bumi dinamakan gaya tektonik. Energi yang terkumpul

dalam kulit bumi (batuan) itu sewaktu-waktu dapat terlepas. Karena, batuan yang menahannya sudah tidak

mampu dan berwujud sebagai letusan gunung api akibat energi yang terkumpul dalam magma mendesak ke

atas dan menyembur keluar. Lepasnya energi yang umumnya terjadi secara tiba-tiba juga dapat disebabkan

patahnya batuan (kulit bumi) akibat sudah tidak mampu lagi menahan tegangan. Patahnya batuan yang

disertai dengan pergeseran akan disertai dengan munculnya gempa bumi.

Bagaimana Dengan Indonesia

Secara geologi Indonesia berada di jalur "cincin api" (ring of fire), yang merupakan jalur patahan

dan gunung api yang melingkar di sepanjang Samudra Pasifik, membentang 40.000 km mulai dari Peru dan

Cile (Amerika Selatan), Amerika Tengah, Kepulauan Aleutian, Kepulauan Kuril, Jepang, Filipina,

Indonesia, Tonga, hingga Selandia Baru. Tercatat 81 persen gempa bumi terbesar terjadi di jalur ini.

Berdasarkan Survei Geologi Amerika Serikat, rata-rata terjadi 19,4 gempa bumi berkekuatan di atas 7 skala

Richter setiap tahunnya.

Pada dasarnya, seluruh wilayah Indonesia rentan terhadap bencana gempa bumi, kecuali

Kalimantan. Gempa-gempa tektonik banyak dijumpai di jalur subduksi Sunda (Sumatra-Jawa-Bali-Nusa

Tenggara), subduksi Banda (wilayah Laut Banda), Zona Tumbukan Maluku dan Papua. Tektonik lempeng

di Pulau Jawa sendiri didominasi dengan subduksi dari lempeng Australia sebelah utara-timur dibawah

lempeng Sunda dengan kecepatan pergerakan 59 mm/tahun. Wilayah sekitar lempeng antara lempeng

Australia dan lempeng Sunda secara seismik sangat aktif, yang sering menimbulkan gempa di wilayah ini.

Berkah dari Lempeng Tektonik di Indonesia

Tidak seluruhnya dari hal ini kita anggap bencana. Jalur gunung api yang terjadi akibat subduksi

antar lempeng dari erupsi gunungapi yang terjadi berupa abu gunungapi membawa unsur hara yang

menyuburkan tanah. Endapan mineral logam, seperti emas, tembaga dan nikel, akan banyak dijumpai

berasosiasi dengan lingkungan gunung api.

Di wilayah jalur gunung api/magmatic biasanya akan terbentuk zona mineralisasi emas, perak dan

tembaga, sedangkan pada jalur penujaman akan ditemukan mineral kromit. Setiap wilayah tektonik

memiliki cirri atau indikasi tertentu, baik batuan, mineralisasi, struktur maupun kegempaan. Intrusi-intrusi

dangkal di sekitar gunungapi menyediakan energi panas bumi yang sangat besar yang bisa dimanfaatkan

sebagai pembangkit listrik.

Magmatic arc di sepanjang Sumatra-Jawa-Nusa Tenggara kaya disseminated (poryphyry) copper dalam tubuh-tubuh intrusifnya, vein depositnya kaya akan timbal, emas, perak, molybdenum, seng, timah, dan tungsten. Ofiolit di bekas-bekas jalur subduksi atau obduksi seperti di Sulawesi dan Halmahera kaya akan nikel dan kromium. Emas, polymetallic suphide, platinum, perak benar-benar tersebar mengikuti tepi lempeng. Lempeng tektonik juga yang penyebab kekayaan minyak dan gasbumi, serta batubara di cekungan-cekungan sedimen di Indonesia Barat maupun Indonesia Timur. Kalau tak ada pergerakan lempeng di timur Sulawesi, niscaya wilayah ini tak mempunyai minyak dan gas.

Pergerakan lempeng

Secara teori tektonik lempeng, pembentukan Kepulauan Indonesia dimulai sekitar 55 juta tahun yang lalu. Indonesia dibentuk oleh interaksi setidaknya tiga lempeng penyusun bumi; Lempeng Samudera India, Lempeng Laut Filipina, dan Lempeng Eurasia yang merupakan lempeng kontinen. Perbedaan antara lempeng yang disusun oleh lempeng samudera dan kontinen adalah lempeng samudera bersifat basah karena disusun oleh material yang kaya akan unsur Fe, Mg dan Ni, bersifat kaku dan brittle, mempunyai berat jenis yang tinggi, sementara lempeng kontinen merupakan lempeng benua yang secara kimia bersifat relatif asam dan mempunyai berat jenis lebih rendah dibandingkan lempeng samudera.

Lempeng-lempeng tadi bergerak satu sama lain di mana Lempeng Samudera India bergerak relatif ke arah utara dengan kecepatan 7 cm per tahun, Lempeng Laut Filipina bergerak ke arah barat daya dengan kecepatan 8 cm per tahun dan lempeng Eurasia yang cenderung stabil. Pergerakan lempeng-lempeng ini kemudian bertemu pada satu zona tumbukan yang disebut dengan zona subduksi.

Interaksi ketiga lempeng tadi mengakibatkan pengaruh pada hampir seluruh kepulauan yang ada di Indonesia, kecuali Kalimantan. Pengaruh dari pergerakan lempeng tadi ada yang langsung berupa pergerakan kerak bumi di batas pergerakan lempeng tadi, yang akan menimbulkan gempa bumi dan tsunami apabila pergerakannya terdapat di dasar laut, maupun tidak langsung. Gempa bumi dan tsunami yang terjadi setahun lalu di Aceh dan Sumatera Utara merupakan contoh nyata.

Gempa dan tsunami Aceh dihasilkan tunjaman Lempeng Samudera India ke bawah Lempeng Eurasia. Tunjaman tersebut menghasilkan getaran yang menimbulkan gempa bumi berkekuatan sekitar 8,9 skala richter. Pusat gempa tersebut terdapat di Samudera Hindia, tepatnya sekitar 200 km sebelah barat daya Pulau Sumatera. Getaran gempa yang sangat keras itu kemudian sampai ke permukaan laut dan menimbulkan gerakan osilasi pada air laut dengan kecepatan sekitar 700?800 km/jam (setara dengan kecepatan pesawat komersil), yang akhirnya sampai ke daerah Aceh dan Sumatera Utara dalam bentuk tsunami.

Selain itu pertemuan Lempeng Samudera India dengan Lempeng Eurasia juga menghasilkan lajur gunung api yang memanjang dari Sumatera sampai Nusa Tenggara dan membentuk sebuah rangkaian gunung api. Rangkaian gunung api ini dikenal dengan istilah busur vulkanik dan berhenti di Pulau Sumbawa, kemudian berbelok arah ke Laut Banda menuju arah utara ke daerah Maluku Utara, Sulawesi Utara dan terus ke Filipina. Busur gunung api ini sendiri ada yang masih aktif seperti Gunung Merapi, Gunung Krakatu di Selat Sunda, Gunung Galunggung dan Gunung Papandayan di Jawa Barat, Gunung Merapi di Jogjakarta, Gunung Agung di Bali, Gunung Rinjani dan Tambora di Nusa Tenggara, Gunung Gamalama dan Tidore di Maluku Utara, dan Gunung Klabat di Sulawesi Utara.

Pergerakan ketiga lempeng tadi juga dapat menimbulkan patahan atau sesar yaitu pergeseran antara dua blok batuan baik secara mendatar, ke atas maupun relatif ke bawah blok lainnya. Patahan atau sesar ini merupakan perpanjangan gaya yang ditimbulkan oleh gerakan-gerakan lempeng utama. Patahan atau sesar inilah yang akan menghasilkan gempa bumi di daratan dan tanah longsor. Akibatnya, bangunan yang ada di atas zona patahan ini sangat rentan mengalami runtuhan

Patahan atau sesar-sesar ini akan mempengaruhi resistensi atau kekuatan pada batuan yang dilewatinya, menyebabkan batuan- batuan tadi menjadi rapuh dan mudah mengalami erosi. Apabila jenis batuan tersebut merupakan batuan yang porous( berongga), maka akan menimbulkan hal yang lebih fatal lagi. Curah hujan yang tinggi akan menyebabkan air hujan masuk ke dalam rongga batuan dan menyebabkan lama kelamaan batuan tersebut akan menjadi jenuh yang berujung pada terjadinya pergerakan massa batuan dalam bentuk blok besar yang menimbulkan tanah longsor, terutama daerah dengan kemiringan lereng yang curam.

Faktor manusia juga sangat mempengaruhi terjadinya tanah longsor ini, terutama yang disertai dengan bencana banjir bandang. Adanya penggundulan hutan terutama illegal logging dan pembukaan lahan yang tidak memperhatikan kaidah lingkungan, menjadi salah satu yang memicu terjadinya tanah longsor disertai dengan banjir bandang. Permukaan tanah yang telah gundul menyebabkan air hujan yang turun ke permukaan tanah tidak dapat diserap oleh tanah (tidak terjadi infiltrasi), akibatnya air tersebut akan mengalir di permukaan, dan membawa material di atas tanah tadi dalam bentuk sedimen. Sedimen tadi kemudian diangkut ke sungai dan dibawa ke hilir, yang menyebabkan pendangkalan dan kemudian terjadi banjir di hilir sungai, yang nota bene umumnya merupakan wilayah pemukiman

Pengembangan wilayah yang juga tidak memperhatikan aspek lingkungan juga mempengaruhi volume dan frekuensi banjir. Manusia mendirikan pemukiman yang pada dasarnya merupakan dataran banjir, yaitu daerah yang akan tergenang oleh air sungai apabila terjadi banjir. Hal ini yang terjadi di Gunung Leuser (Aceh), Gunung Bawakaraeng dan di Desa Manipi (Sulawesi Selatan) , serta kejadian tanah longsor dan banjir bandang di Jember dan Banjarnegara yang baru-baru ini.

Sebenarnya sebelum bencana longsor dan banjir bandang di Jember dan Banjarnegara terjadi, Direktorat Vulkanologi dan Bencana Alam Geologi telah memberikan warning kepada pemerintah setempat bahwa daerahnya sangat rawan bencana longsor dan banjir bandang. Kedua daerah tersebut masuk dalam peta rawan bencana alam longsor yang dibuat pada tanggal 31 Oktober 2005. Di Pulau Jawa dan Madura sendiri telah dipetakan ada 23 titik bencana alam geologi yang tersebar, ada yang dalam kondisi sedang, rawan sampai sangat rawan.

Dari pemaparan di atas jelas tergambar bahwa kejadian bencana alam yang akhir-akhir ini menjadi sebuah fenomena, sangat erat hubungannya dengan proses pembentukan Kepulauan Indonesia secara geologi. Pelajaran berharga yang dapat kita ambil adalah bahwa kita tidak bisa lari dari kenyataan bahwa kita hidup di daerah yang rawan akan

bencana alam, khususnya bencana alam geologi, yaitu gempa bumi, tsunami, tanah longsor, gunung api dan banjir. Olehnya itu, pemahaman tentang bagaimana sebenarnya kondisi Indonesia dalam perspektif kebencanaan harus disosialisasikan ke masyarakat mengingat ilmu kebumian utamanya ilmu geologi merupakan ilmu yang kurang diketahui oleh masyarakat luas. Kita harus tidak gengsi mencontoh Jepang yang juga secara geologi proses pembentukannya tidak jauh berbeda bahkan lebih kompleks lagi. Di negeri matahari terbit ini, pemahaman dini tentang bencana alam atau lebih dikenal dengan early warning system telah diterapkan dari bangku taman kanak-kanak. Pemerintah yang merupakan pengambil kebijakan harus lebih aware akan hal ini, sehingga korban bencana alam bisa ditekan dan diminimalkan, terutama korban jiwa.

Pengertian Tektonik Lempeng

Lempeng tektonik, proses gelologis yang bertanggung jawab untuk penciptaan benua, pegunungan dan lantai samudera bumi, mungkin adalah semacam on-off. Ilmuan telah menganggap bahwa pergeseran lempeng kerak telah melambat namun terus terjadi pada sebagian besar sejarah bumi, namun studi terbaru dari peneliti2 di Carnegie Institution menyarankan bahwa tektonik lempeng pernah berhenti paling tidak sekali dalam sejarah planet bumi dan dapat terjadi lagi.

Tektonik lempeng adalah suatu teori yang menerangkan proses dinamika bumi tentang pembentukan jalur pegunungan, jalur gunung api, jalur gempa bumi, dan cekungan endapan di muka bumi yang diakibatkan oleh pergerakan lempeng.

Sebuah aspek kunci dari teori tektonik lempeng adalah bahwa skala waktu geologis lantai samudera adalah fitur transient, membuka dan menutup saat lempeng2 bergeser. Lantai samudera dikonsumsi oleh sebuah proses yang disebut subduksi, dimana lempeng tektonik menurun kedalam mantel bumi. Zona subduksi adalah lokasi dari palung samudera, aktivitas gempa bumi tinggi, dan sebagian besar gunung api utama dunia.

Saat sebuah lempeng samudera bertabrakan dengan lempeng samudera lain atau dengan sebuah lempeng yang membawa benua, satu lempeng akan melengkung dan bergeser dibawah yang lainnya. Proses ini disebut sibduksi. Saat lempeng tersubduksi tenggelam jauh kedalam mantel, ia menjadi begitu panas sehingga mencairkan batuan sekitar. Batuan cair naik lewat kerak dan keluar pada permukaan dari lempeng di atasnya.(Credit: Woods Hole Oceanographic Institution)

sebagian besar zona subduksi saat ini berada di lantai samudera pasifik. Bila lantai pasifik sangat dekat, seperti diramalkan dalam 350 juta tahun saat Amerika yang bergerak ke barat bertabrakan dengan Eurasia, maka sebagian besar zona subduksi planet akan lenyap bersamanya.Ini akan secara efektif menghentikan lempeng tektonik kecuali zona subduksi muncul, namun kemunculan subduksi masih belum dimengerti. “Tumbukan India dan Afrika dengan Eurasia antara 30 dan 50 juta tahun lalu menutup sebuah lantai samudera yang dikenal sebagai Tethys,” kata Silver. “Namun tidak ada zona subduksi muncul di selatan india atau afrika untuk mengkompensasi kehilangan subduksi oleh penutupan samudera ini.”

bukti geokimia dari batuan beku purba menunjukkan bahwa sekitar satu miliar tahun lalu terdapat ketiadaan kegiatan volkanis yang secara normal terkait subduksi. Gagasan ini cocok dnegan bukti geologis lain untuk penutupan lantai samudera tipe pasifik saat itu, mengelas benua2 menjadi sebuah superbenua (dikenal oleg geolog sebagai Rodinia) dan mungkin menghentikan subduksi sementara waktu. Rodinia terpisah kemudian saat subduksi dan tektonik lempeng mulai kembali. Lempeng tektonik dikendalikan oleh aliran panas dari interior bumi, dan penghentian akan menurunkan tingkat pendinginan Bumi, seperti menutup panci air panas akan memperlambat pendinginan air di dalamnya. Dengan menutup secara periodik aliran panas, tektonik lempeng saling tindih dapat menjelaskan kenapa bumi telah kehilangan panas lebih sedikit daripada model saat ini ramalkan. Dan pembangunan panas dibawah lempeng2 yang stagnan dapat menjelaskan kemunculan batuan2 beku tertentu ditengah2 benua jauh dari lokasi normalnya di zona subduksi.“Bila lempeng tektonik mulai dan berhenti, maka evolusi benua harus dilihat dalam sudut pandang baru, karena ia secara dramatis memperluas jangkauan skenario evolusioner yang mungkin

Lempeng dan pergerakannya

Menurut teori ini kerakbumi (lithosfer) dapat diterangkan ibarat suatu rakit yang sangat kuat dan relatif dingin yang mengapung di atas mantel astenosfer yang liat dan sangat panas, atau bisa juga disamakan dengan pulau es yang mengapung di atas air laut. Ada dua kjenis kerak bumi yakni kerak samudera yang tersusun oleh batuan bersifat basa dan sangat basa, yang dijumpai di samudera sangat dalam, dan kerak benua tersusun oleh batuan asam dan lebih tebal dari kerak samudera. Kerakbumi menutupi seluruh permukaan bumi, namun akibat adanya aliran panas yang mengalir di dalam astenofer menyebabkan kerakbumi ini pecah menjadi beberapa bagian yang lebih kecil yang disebut lempeng kerakbumi. Dengan demikian lempeng dapat terdiri dari kerak benua, kerak samudera atau keduanya. Arus konvensi tersebut merupakan sumber kekuatan utama yang menyebabkan terjadinya pergerakan lempeng.

Akibat Pergerakan Lempeng

Pergerakan lempeng kerakbumi ada 3 macam yaitu pergerakan yang saling mendekati, saling menjauh dan saling berpapasan.

Pergerakan lempeng saling mendekati akan menyebabkan tumbukan dimana salah satu dari lempeng akan menunjam ke bawah yang lain. Daerah penunjaman membentuk suatu palung yang dalam, yang biasanya merupakan jalur gempa bumi yang kuat. Dibelakang jalur penunjaman akan terbentuk rangkaian kegiatan magmatik dan gunungapi serta berbagai cekungan pengendapan. Salah satu contohnya terjadi di Indonesia, pertemuan antara lempeng Ind0-Australia dan Lempeng Eurasia menghasilkan jalur penunjaman di selatan Pulau Jawa dan jalur gunungapi Sumatera, Jawa dan Nusatenggara dan berbagai cekungan seperti Cekungan Sumatera Utara, Sumatera Tengah, Sumatera Selatan dan Cekungan Jawa Utara.

Pergerakan lempeng saling menjauh akan menyebabkan penipisan dan peregangan kerakbumi dan akhirnya terjadi pengeluaran material baru dari mantel membentuk jalur magmatik atau gunungapi. Contoh pembentukan gunungapi di Pematang Tengah Samudera di Lautan Pasific dan Benua Afrika.

Pergerakan saling berpapasan dicirikan oleh adanya sesar mendatar yang besar seperti misalnya Sesar Besar San Andreas di Amerika.

Kegiatan Tektonik

Pergerakan lempeng kerakbumi yang saling bertumbukan akan membentuk zona sudaksi dan menimbulkan gaya yang bekerja baik horizontal maupun vertikal, yang akan membentuk pegunungan lipatan, jalur gunungapi/magmatik, persesaran batuan, dan jalur gempabumi serta terbentuknya wilayah tektonik tertentu. Selain itu terbentuk juga berbagai jenis cekungan pengendapan batuan sedimen seperti palung (parit), cekungan busurmuka, cekungan antar gunung dan cekungan busur belakang. Pada jalur gunungapi/magmatik biasanya akan terbentuk zona mineralisasi emas, perak dan tembaga, sedangkan pada jalur penunjaman akan ditemukan mineral kromit. Setiap wilayah tektonik memiliki ciri atau indikasi tertentu, baik batuan, mineralisasi, struktur maupun kegempaanya.

Perkembangan Tatanan Tektonik Indonesia

Pada 50 juta tahun yang lalu (Awal Eosen), setelah benua kecil India bertubrukan dengan Himalaya, ujung tenggara benua Eurasia tersesarkan lebih jauh ke arah tenggara dan membentuk kawasan Indonesia bagian barat. Saat itu kawasan Indonesia bagian timur masih berupa laut (laut Filipina dan Samudra Pasifik). Lajur penunjaman yang bergiat sejak akhir Mesozoikum di sebelah barat Sumatera, menyambung ke selatan Jawa dan melingkar ke tenggara – timur Kalimantan – Sulawesi Barat, mulai melemah pada Paleosen dan berhenti pada kala Eosen.

Pada 45 juta tahun lalu. Lengan Utara Sulawesi terbentuk bersamaan dengan jalur Ofiolit Jamboles. Sedangkan jalur Ofiolit Sulawesi Timur masih berada di belahan selatan bumi. Pada 20 jutatahun lalu benua-benua mikro bertubrukan dengan jalur Ofiloit Sulawesi Timur, dan Laut Maluku terbentuk sebagai bagian dari Lut pilipina. Laut Cina Selatan mulai membuka dan jalur tunjaman di utara Serawak – Sabah mulai aktif.pada 10 juta

tahun lalu, benua mikro Tukang Besi – Buton bertubrukan dengan jalur Ofiolit di Sulawesi Tenggara, tunjaman ganda terjadi di kawasan Laut Maluku, dan Laut Serawak terbentuk di Utara Kalimantan. pada 5 juta tahun lalu, benua mikro Banggai-Sula bertubrukan dengan jalur ofiolit Sulawesi Timur, dan mulai aktif tunjangan miring di utara Irian Jaya-Papua Nugini.

Teori Tektonik Lempeng sebagai berikut :

1. Penyebab dari pergerakan benua-benua dimulai oleh adanya arus konveksi (convection current) dari mantle (lapisan di bawah kulit bumi yang berupa lelehan). Arah arus ini tidak teratur, bisa dibayangkan seperti pergerakan udara/awan atau pergerakan dari air yang direbus. Terjadinya arus konveksi terutama disebabkan oleh aktivitas radioaktif yang menimbulkan panas.

2. Dalam kondisi tertentu dua arah arus yang saling bertemu bisa menghasilkan arus interferensi yang arahnya ke atas. Arus interferensi ini akan menembus kulit bumi yang berada di atasnya. Magma yang menembus ke atas karena adanya arus konveksi ini akan membentuk gugusan pegunungan yang sangat panjang dan bercabang-cabang di bawah permukaan laut yang dapat diikuti sepanjang samudera-samudera yang saling berhubungan di muka bumi. Lajur pegunungan yang berbentuk linear ini disebut dengan MOR (Mid Oceanic Ridge atau Pematang Tengah Samudera) dan merupakan tempat keluarnya material dari mantle ke dasar samudera. MOR mempunyai ketinggian melebihi 3000 m dari dasar laut dan lebarnya lebih dari 2000 km, atau melebihi ukuran Pegunungan Alpen dan Himalaya yang letaknya di daerah benua. MOR Atlantik (misalnya) membentang dengan arah utara-selatan dari lautan Arktik melalui poros tengah samudera Atlantik ke sebelah barat Benua Afrika dan melingkari benua itu di selatannya menerus ke arah timur ke Samudera Hindia lalu di selatan Benua Australia dan sampai di Samudera Pasifik. Jadi keberadaan MOR mengelilingi seluruh dunia.

3. Kerak (kulit) samudera yang baru, terbentuk di pematang-pematang ini karena aliran material dari mantle. Batuan dasar samudera yang baru terbentuk itu lalu menyebar ke arah kedua sisi dari MOR karena desakan dari magma mantle yang terus-menerus dan juga tarikan dari gaya gesek arus mantle yang horisontal terhadap material di atasnya. Lambat laun kerak samudera yang terbentuk di pematang itu akan bergerak terus menjauh dari daerah poros pematang dan ‘mengarungi’ samudera. Gejala ini disebut dengan Pemekaran Lantai Samudera (Sea Floor Spreading).

4. Keberadaan busur kepulauan dan juga busur gunung api serta palung Samudera yang memanjang di tepi-tepi benua merupakan fenomena yang dapat dijelaskan oleh Teori Tektonik Lempeng yaitu dengan adanya proses penunjaman (subduksi). Oleh karena peristiwa Sea Floor Spreading maka suatu saat kerak samudera akan bertemu dengan kerak benua sehingga kerak samudera yang mempunyai densitas lebih besar akan menunjam ke arah bawah kerak benua. Dengan adanya zona penunjaman ini maka akan terbentuk palung pada sepanjang tepi paparan, dan juga akan terbentuk kepulauan sepanjang paparan benua oleh karena proses pengangkatan. Kerak samudera yang menunjam ke bawah ini akan kembali ke mantle atau jika bertemu dengan batuan benua

yang mempunyai densitas sama atau lebih besar maka akan terjadi mixing antara material kerak samudera dengan benua membentuk larutan silikat pijar atau magma. (Proses mixing terjadi pada kerak benua sampai 30 km di bawah permukaan bumi). Karena sea floor spreading terus berlangsung maka jumlah magma hasil mixing yang terbentuk akan semakin besar sehingga akan menerobos batuan-batuan di atasnya sampai akhirnya muncul ke permukaan bumi membentuk deretan gunung api.

Morfologi dan Bentuk Endapan Bahan GalianPosted: April 20, 2010 by sunny side up in artikel Tag:bentuk bentuk badan bijih, bentuk endapan bahan galian, endapan bahan galian, morfologi badan bijih, morfologi endapan bahan galian 0

Beberapa endapan bahan galian dijumpai tersusun dan terdapat pada tubuh batuan beku, sedimen ataupun batuan metamorf. Bahan galian industri umumnya dijumpai seperti demikian, misalnya bahan galian batugamping (limestone).Bahan galian lainnya, misalnya beberapa tubuh bijih besi merupakan bagian dari suatu sekuen stratigrafi yang terbentuk pada bersamaan dengan proses sedimentasi, yang kemudian dikenal dengan istilah endapan syngenetic. Adapula bahan galian yang berbentuk seperti tubuh batuan beku yang berbentuk dykes, yang memotong batuan sekitarnya dan terbentuk setelah batuan induknya yang dikenal dengan istilan endapan epigenetic.

Bentuk dan morfologi badan bijih

Secara umum parameter dimensional dari suatu badan bijih yaitu ukuran, bentuk (pola) sebaran dan keberadaannya merupakan akibat dari variasi dan distribusi kadar mineral bijih. Bentuk sebaran suatu badan bijih akan mempengaruhi teknik penambangan yang akan digunakan untuk menambangnya. Bahan galian yang tersebar luas dan berkadar rendah (low grade) yang terdapat pada permukaan bumi dapat ditambang dengan metoda tambang terbuka, sementara endapan bahan galian yang berbentuk urat (vein-veinlets) dengan kadar yang relatif lebih tinggi (high grade) dapat ditambang dengan metode tambang bawah tanah. Dalam hal bentuk (pola) sebaran, endapan bahan galian dengan badan bijih yang teratur (terkumpul) akan lebih mudah ditambang daripada endapan bahan galian dengan badan bijih yang mempunyai bentuk (pola) yang tersebar (disseminated).

Strike dan dip badan bijih

Pengetahuan dasar struktur geologi seperti strike dan dip batuan sangat penting untuk mengetahui dimensi suatu badan bijih. Bidang suatu badan bijih yang memiliki dimensi yang lebih panjang jika dibandingkan dengan arah lainnya merupakan arah jurus (strike) badan bijih tersebut (Gambar 2.1) Inklinasi (penunjaman) bidang badan bijih dalam arah tegak lurus bidang strike merupakan arah kemiringannya (dip). Jika terdapat suatu struktur geologi (misalnya sesar), maka informasi arah pitch dan plunge menjadi sangat penting.

Bentuk-bentuk badan bijih

Berdasarkan bentuk (morfologi) badan bijih dan pola sebaran mineral bijihnya jika dihubungkan dengan batuan sekitarnya (batuansamping/induk), tubuh endapan bijih dapat dikelompokkan atas 2, yaitu: badan bijih berbentuk discordant dan badan bijih yang berbentuk concordant. Discordant yaitu jika bada bijih memotong perlapisan

batuan sekitarnya. Sedangkan concordant yaitu jika badan bijih membentuk pola yang tidak memotong perlapisan batuan sekitarnya.

Badan bijih diskordan (discordant ore bodies)

Badan bijih diskordan dapat dijumpai mempunyai bentuk yang beraturan (regular shapes) maupun dengan bentuk yang tidak beraturan (irregular shapes). Badan bijih yang bentuknya beraturan dapat dibedakan atas:

1. Badan bijih yang berbentuk tabular (Gambar 2.2 dan 2.3), dengan ciri antara lain:

badan bijih dengan pola penyebaran yang menerus dalam arah 2D (panjang dan lebar), tetapi terbatas dalam arah 3D (tipis),

berbentuk urat (vein-fissure veins- Gambar 2.4) dan lodes, urat-urat umumnya terbentuk di zona rekahan sehingga menunjukkan bentuk yang

teratur dalam orientasinya (Gambar 2.5), mineralisasi pada umumnya berupa asosiasi dari beberapa kombinasi mineral

bijih dan pengotor (gangue) dengan komposisi yang sangat bervariasi, dan batas dari penyebaran urat ini umumnya jelas, yaitu langsung dibatasi dengan

dinding urat.

Gambar 2.2. Badan bijih yang berbentuk tabular berupa vein yang mengalami sesar normal.

Gambar 2.3 Contoh badan bijih yang berbentuk tabular berupa vein dan veinlets.

Gambar 2.4. Pembentukan vein.

1. badan bijih yang berbentuk tubular (Gambar 2.6), dengan ciri antara lain:

badan bijih dengan pola penyebaran relatif pendek (terbatas) dalam arah 2D namun relatif dalam kearah 3D (arah vertikal),

jika penyebaran badan bijih ini relatif vertikal-sub vertikal biasanya disebut sebagai pipes atau chimneys, jika penyebarannya horizontal atau subhorisontal disebut mantos.

Salah satu contoh badan bijih yang berbentuk tubular adalah badan bijih yang ditemukan di timur Asutralia, sepanjang 2400 km, memanjang dari Queensland sampai New South Wales, yang terdiri dari ratusan pipa di dalam dan dekat dengan intrusi granit. Sebagian besar terisi mineralisasi kuarsa dan beberapa diantaranya termineralisasi dengan bismuth, molybdenum, tungstehn dan tin (Gambar 2.7). Badan bijih berbetnuk mantos dan pipes dapat dijumpai memiliki percabangan (Gambar 2.8). Mantos dan pipes umumnya dijumpai berasosiasi, pipes umumnya bertindak sebagai sumber (feeders) terhadap mantos. Terkadang mantos saling berhubungan diantara lapisan batuan dengan perantaraan pipes, namun ada pula yang dijumpai sebagai percabangan dari pipes, contohnya pada Providencia Mine di Mexico dijumpai sebuah badan bijih berbentuk pipa jauh di kedalaman sebagai sumber dari duapuluh mantos yang dekat dengan permukaan.Pada beberapa tubuh bijih yang berbentuk tubular terbentuk oleh aliran larutan mineralisasi secara subhorisontal sehingga tubuh bijih dapat dijumpai diskontinyu membentuk tubuh bijih yang berbentuk pod

Badan bijih bentuknya tidak beraturan (irregular shapes) dibedakan atas:

1. Badan bijih disseminated:

Badan bijih dengan pola penyebaran mineral bijih yang tersebar di dalam host rock (Gambar 2.10).

Mineral-mineral bijih tersebut tersebar merata di dalama host rock berupa (dalam bentuk) veinlets yang saling berpotongan menyeruapai jarring-jaring yang saling berkaitan membentuk sistem veinlets yang sering disebut stockwork.

Stockwork ( Gambar 2.11) dijumpai dalam bentuk tubuh endapan yang besar pada lingkungan intrusi batuan beku asam sampai intermedit, akan tetapi stockwork juga dapat dijumpai memotong kontak country rocks dan beberapa dijumpai sebagian atau seluruhnya berada pada country rocks.

2. Badan bijih irregular replacement (Gambar 2.12):

Merupakan badan bijih yang terbentuk melalui pergantian unsur-unsur yang sudah ada sebelumnya.

Proses replacement ini umumnya terjadi pada temperatur rendah sampai sedang (<400oC), contohnya endapan magnesit pada carbonate-rich sediments.

Proses replacement lainnya dapat juga terjadi pada suhu tinggi pada kontak intrusi batuan beku yang membentuk endapan skarn. Tubuh endapannya dicirikan dengan pembentukan mineral-mineral calc-silicate seperti diopside, wollastonite, andradite, garnet dan actinolite. Endapan bahan galian ini umumnya berbentuk sangat tidak beraturan (Gambar 2.12).

Disebut juga endapan metasomatisme kontak (pirometasomatik).

Badan bijih konkordan (concordant ore bodies)

Badan bijih konkordan umumnya terbentuk pada batuan induk (host rock) sebagai endapan hasil proses pelapukan. Endapan-endapan yang mempunyai badan bijih berbentuk konkordan ini dikelompokkan sesuai dengan jenis batuan induknya:

1. Sedimentary host rock:

Merupakan endapan dengan batuan induk adalah batuan sedimen (Gambar 2.13). Endapan-endapan bijih yang tekonsentrasi dalam batuan sedimen cukup penting,

terutama endapan-endapan logam dasar dan besi. Di dalam batuan sedimen, mineral-mineral bijih terbentuk (terkonsentrasi)

sebagai suatu bagian yang integral dari urutan stratigrafi, yang dapat terbentuk secara epigenetic filling atau replacement pada rongga-rongga (pori-pori).

Tubuh endapan umumnya menunjukkan perkembangan kearah 2D dan kurang berkembang kearah tegak lurusnya (Gambar 2.14 dan 2.15).

Endapan-endapan seperti ini pada umumnya tersebar sejajar pada batuan induknya dengan bidang perlapisan batuan sekitarnya.

Gambar 2.13. Bentuk endapan konkordan pada batuan sedimen

Syngenetik & Epigenetik

Endapan Mineral

Secara umum genesa bahan galian mencakup aspek-aspek keterdapatan, proses pembentukan, komposisi, model (bentuk, ukuran, dimensi), kedudukan, dan faktor-faktor pengendali pengendapan bahan galian (geologic controls).Tujuan utama mempelajari genesa suatu endapan bahan galian adalah sebagai pegangan dalam menemukan dan mencari endapan-endapan baru, mengungkapkan sifat-sifat fisik dan kimia endapan bahan galian, membantu dalam penentuan (penyusunan) model eksplorasi yang akan diterapkan, serta membantu dalam penentuan metoda penambangan dan pengolahan bahan galian tersebut.Endapan-endapan mineral yang muncul sesuai dengan bentuk asalnya disebut dengan endapan primer (hypogen). Jika mineral-mineral primer telah terubah melalui pelapukan atau proses-proses luar (superficial processes) disebut dengan endapan sekunder (supergen).

A. KETERDAPATAN MINERAL BIJIHKerak bumi terdiri dari batuan-batuan beku, sedimen, dan metamorfik.Pengertian bijih adalah endapan bahan galian yang dapat diekstrak (diambil) mineral berharganya secara ekonomis, dan bijih dalam suatu endapan ini tergantung pada dua faktor utama, yaitu tingkat terkonsentrasi (kandungan logam berharga pada endapan), letak serta ukuran (dimensi) endapan tsb.Untuk mencapai kadar yang ekonomis, mineral-mineral bijih atau komponen bahan galian yang berharga terkonsentrasi secara alamiah pada kerak bumi sampai tingkat minimum yang tertentu tergantung pada jenis bijih atau mineralnya.Batuan merupakan suatu bentuk alami yang disusun oleh satu atau lebih mineral, dan kadang-kadang oleh material non-kristalin. Kebanyakan batuan merupakan heterogen (terbentuk dari beberapa tipe/jenis mineral), dan hanya beberapa yang merupakan homogen. Deret reaksi Bowen (deret pembentukan mineral pada batuan) telah dimodifikasi oleh Niggli, V.M. Goldshmidt, dan H. Schneiderhohn.

Gambar Diagram urutan pengendapan mineraldiagram mineral

Sedangkan proses pembentukan mineral berdasarkan komposisi kimiawi larutan (konsentrasi suatu unsur/mineral), temperatur, dan tekanan pada kondisi kristalisasi dari magma induk telah didesign oleh Niggli.Gambar Diagram Temperatur-Konsentrasi-Tekanan (Diagram Niggli)diagram niggli

Jika pembentukan endapan mineral dikelompokkan menurut proses pembentukannya, maka salah satu pengklasifikasiannya adalah sebagai berikut :

Klasifikasi Lindgren (Modifikasi)1. Endapan yang terbentuk melalui proses konsentrasi kimia (Suhu dan Tekanan Bervariasi)a. Dalam magma, oleh proses differensiasi*) Endapan magmatik (segresi magma, magmatik cair); T 700-15000C; P sangat tinggi.*) Endapan Pegmatit; T sedang-sangat tinggi; P sangat tinggi

b. Dalam badan batuan*) Konsentrasi karena ada penambahan dari luar (epigenetik)

*) Asal bahan tergantung dari erupsi batuan beku- Oleh hembusan langsung bekuan (magma)+ Dari efusif; sublimat; fumarol, T 100-6000C; P atmosfer-sedang+ Dari intrusif, igneous metamorphic deposits; T 500-8000C, P sangat tinggi- Oleh penambahan air panas yang terisi bahan magma+ Endapan hipothermal; T 300-5000C, P sangat tinggi+ Endapan mesothermal; T 200-3000C, P sangat tinggi+ Endapan epithermal; T 50-2000C, P sangat tinggi+ Endapan telethermal; T rendah, P rendah+ Endapan xenothermal; T tinggi-sedang, P sedang-atmosfer

*) Konsentrasi bahan dalam badan batuan itu sendiri :- Konsentrasi oleh metamorfosis dinamik dan regional, T s/d 4000C; P tinggi.- Konsentrasi oleh air tanah dalam; T 0-1000C; P sedang- Konsentrasi oleh lapukan batuan dan pelapukan residu dekat permukaan; T 0-1000C; P sedang-atmosfer

c. Dalam masa air permukaan*) Oleh interaksi larutan; T 0-700C; P sedang- Reaksi anorganik- Reaksi organik

*) Oleh penguapan pelarut2. Endapan-endapan yang dihasilkan melalui konsentrasi mekanis; T & P sedang.

B. PENGERTIAN MENDALA METALOGENIK

Istilah Mendala Metalogenik atau Metallogenic Province memiliki pengertian suatu area yang dicirikan oleh kumpulan endapan mineral yang khas, atau oleh satu atau lebih jenis-jenis karakteristik mineralisasi. Suatu mendala metalogenik mungkin memiliki lebih dari satu episode mineralisasi yang disebut dengan Metallogenic Epoch.

Beberapa contoh mendala metalogenik antara lain ; segregasi lokal dari kromium dan

nikel di bagian yang paling dalam dari kerak samudera, dan pengendapan sulfida-sulfida masif dari tembaga dan besi di tempat-tempat yang panas, metal-bearing brine menuju samudra melalui zona regangan, endapan-endapan mineral magmatik-hidrotermal berhubungan dengan proses-proses subduksi. Tumbukan dan subduksi membentuk gunung-gunung yang besar seperti di Andes, yang mana endapan-endapan mineral dibentuk oleh diferensiasi magma.Gambar Diagram Skematis yang MenggambarkanSetting Geologi Endapan-endapan Mineral, dan Hubungannya denganProses-proses Tektonik Lempeng (Gocht, Zantop, Eggert; 1988)diagram setting geologi

Contoh mendala metalogenik yang terdapat di Indonesia antara lain: mendala metalogenik Malaya (terdiri dari batuan beku asam dengan mineral berharga kasiterit), manda metalogenik Sunda (terdiri dari batuan intermediet dengan mineral berharga elektrum (Au, Ag)), serta mendala metalogenik Sangihe-Talaut (terdiri dari batuan ultrabasa dengan mineral berharga nikel).

C. PROSES PEMBENTUKAN ENDAPAN MINERAL PRIMER

Pembentukan bijih primer secara garis besar dapat diklasifikasikan menjadi lima jenis endapan, yaitu :a. Fase Magmatik Cairb. Fase Pegmatitilc. Fase Pneumatolitikd. Fase Hidrothermale. Fase Vulkanik

Dari kelima jenis fase endapan di atas akan menghasilkan sifat-sifat endapan yang berbeda-beda, yaitu yang berhubungan dengan :1. Kristalisasi magmanya

2. Jarak endapan mineral dengan asal magmaa. intra-magmatic, bila endapan terletak di dalam daerah batuan bekub. peri-magmatic, bila endapan terletak di luar (dekat batas) batuan bekuc. crypto-magmatic, bila hubungan antara endapan dan batuan beku tidak jelasd. apo-magmatic, bila letak endapan tidak terlalu jauh terpisah dari batuan bekue. tele-magmatic, bila disekitar endapan mineral tidak terlihat (terdapat) batuan beku

3. Bagaimana cara pengendapan terjadia. terbentuk karena kristalisasi magma atau di dalam magmab. terbentuk pada lubang-lubang yang telah adac. metosomatisme (replacement) yaitu :reaksi kimia antara batuan yang telah ada dengan larutan pembawa bijih

4. Bentuk endapan, masif, stockwork, urat, atau perlapisan

5.Waktu terbentuknya endapana. syngenetic, jika endapan terbentuk bersamaan waktunya dengan pembentukan batuanb. epigenetic, jika endapan terbentuk tidak bersamaan waktunya dengan pembentukan batuan.

a. Fase Magmatik Cair (Liquid Magmatic Phase)

Liquid magmatic phase adalah suatu fase pembentukan mineral, dimana mineral terbentuk langsung pada magma (differensiasi magma), misalnya dengan cara gravitational settling (Gambar 6). Mineral yang banyak terbentuk dengan cara ini adalah kromit, titamagnetit, dan petlandit (lihat juga Gambar 4). Fase magmatik cair ini dapat dibagi atas :1. Komponen batuan, mineral yang terbentuk akan tersebar merata diseluruh masa batuan. Contoh intan dan platina.2. Segregasi, mineral yang terbentuk tidak tersebar merata, tetapi hanya kurang terkonsentrasi di dalam batuan.Injeksi, mineral yang terbentuk tidak lagi terletak di dalam magma (batuan beku), tetapi telah terdorong keluar dari magma.b. Fase Pegmatitik (Pegmatitic Phase)

Pegmatit adalah batuan beku yang terbentuk dari hasil injeksi magma. Sebagai akibat kristalisasi pada magmatik awal dan tekanan disekeliling magma, maka cairan residual yang mobile akan terinjeksi dan menerobos batuan disekelilingnya sebagai dyke, sill, dan stockwork.Kristal dari pegmatit akan berukuran besar, karena tidak adanya kontras tekanan dan temperatur antara magma dengan batuan disekelilingnya, sehingga pembekuan berjalan dengan lambat. Mineral-mineral pegmatit antara lain : logam-logam ringan (Li-silikat, Be-silikat (BeAl-silikat), Al-rich silikat), logam-logam berat (Sn, Au, W, dan Mo), unsur-unsur jarang (Niobium, Iodium (Y), Ce, Zr, La, Tantalum, Th, U, Ti), batuan mulia (ruby, sapphire, beryl, topaz, turmalin rose, rose quartz, smoky quartz, rock crystal).Gambar Skematik proses differensiasi magma pada fase magmatik cairsketsa differensiasi magmaKeterangan untuk Gambar :1. Vesiculation, Magma yang mengandung unsur-unsur volatile seperti air (H2O), karbon dioksida (CO2), sulfur dioksida (SO2), sulfur (S) dan klorin (Cl). Pada saat magma naik kepermukaan bumi, unsur-unsur ini membentuk gelombang gas, seperti buih pada air soda. Gelombang (buih) cenderung naik dan membawa serta unsur-unsur yang lebih volatile seperti sodium dan potasium.2. Diffusion, Pada proses ini terjadi pertukaran material dari magma dengan material dari batuan yang mengelilingi reservoir magma, dengan proses yang sangat lambat. Proses diffusi tidak seselektif proses-proses mekanisme differensiasi magma yang lain. Walaupun demikian, proses diffusi dapat menjadi sama efektifnya, jika magma diaduk oleh suatu pencaran (convection) dan disirkulasi dekat dinding dimana magma dapat kehilangan beberapa unsurnya dan mendapatkan unsur yang lain dari dinding reservoar.3. Flotation, Kristal-kristal ringan yang mengandung sodium dan potasium cenderung untuk memperkaya magma yang terletak pada bagian atas reservoar dengan unsur-unsur

sodium dan potasium.4. Gravitational Settling, Mineral-mineral berat yang mengandung kalsium, magnesium dan besi, cenderung memperkaya resevoir magma yang terletak disebelah bawah reservoir dengan unsur-unsur tersebut. Proses ini mungkin menghasilkan kristal badan bijih dalam bentuk perlapisan. Lapisan paling bawah diperkaya dengan mineral-mineral yang lebih berat seperti mineral-mineral silikat dan lapisan diatasnya diperkaya dengan mineral-mineral silikat yang lebih ringan.5. Assimilation of Wall Rock, Selama emplacement magma, batu yang jatuh dari dinding reservoir akan bergabung dengan magma. Batuan ini bereaksi dengan magma atau secara sempurna terlarut dalam magma, sehingga merubah komposisi magma. Jika batuan dinding kaya akan sodium, potasium dan silikon, magma akan berubah menjadu komposisi granitik. Jika batuan dinding kaya akan kalsium, magnesium dan besi, magma akan berubah menjadi berkomposisi gabroik.6. Thick Horizontal Sill, Secara umum bentuk ini memperlihatkan proses differensiasi magmatik asli yang membeku karena kontak dengan dinding reservoirl Jika bagian sebelah dalam memebeku, terjadi Crystal Settling dan menghasilkan lapisan, dimana mineral silikat yang lebih berat terletak pada lapisan dasar dan mineral silikat yang lebih ringan.c. Fase Pneumatolitik (Pneumatolitik Phase)Pneumatolitik adalah proses reaksi kimia dari gas dan cairan dari magma dalam lingkungan yang dekat dengan magma. Dari sudut geologi, ini disebut kontak-metamorfisme, karena adanya gejala kontak antara batuan yang lebih tua dengan magma yang lebih muda. Mineral kontak ini dapat terjadi bila uap panas dengan temperatur tinggi dari magma kontak dengan batuan dinding yang reaktif. Mineral-mineral kontak yang terbentuk antara lain : wolastonit (CaSiO3), amphibol, kuarsa, epidot, garnet, vesuvianit, tremolit, topaz, aktinolit, turmalin, diopsit, dan skarn.

Gejala kontak metamorfisme tampak dengan adanya perubahan pada tepi batuan beku intrusi dan terutama pada batuan yang diintrusi, yaitu: baking (pemanggangan) dan hardening (pengerasan).Igneous metamorfism ialah segala jenis pengubahan (alterasi) yang berhubungan dengan penerobosan batuan beku. Batuan yang diterobos oleh masa batuan pada umumnya akan ter-rekristalisasi, terubah (altered), dan tergantikan (replaced). Perubahan ini disebabkan oleh panas dan fluida-fluida yang memencar atau diaktifkan oleh terobosan tadi. Oleh karena itu endapan ini tergolong pada metamorfisme kontak.Proses pneomatolitis ini lebih menekankan peranan temperatur dari aktivitas uap air. Pirometamorfisme menekankan hanya pada pengaruh temperatur sedangkan pirometasomatisme pada reaksi penggantian (replacement), dan metamorfisme kontak pada sekitar kontak. Letak terjadinya proses umumnya di kedalaman bumi, pada lingkungan tekanan dan temperatur tinggi.Mineral bijih pada endapan kontak metasomatisme umumnya sulfida sederhana dan oksida misalnya spalerit, galena, kalkopirit, bornit, dan beberapa molibdenit. Sedikit endapan jenis ini yang betul-betul tanpa adanya besi, pada umumnya akan banyak sekali berisi pirit atau bahkan magnetit dan hematit. Scheelit juga terdapat dalam endapan jenis ini (Singkep-Indonesia).

d. Fase Hidrothermal (Hydrothermal Phase)Hidrothermal adalah larutan sisa magma yang bersifat "aqueous" sebagai hasil differensiasi magma. Hidrothermal ini kaya akan logam-logam yang relatif ringan, dan merupakan sumber terbesar (90%) dari proses pembentukan endapan. Berdasarkan cara pembentukan endapan, dikenal dua macam endapan hidrothermal, yaitu :1. Cavity filing, mengisi lubang-lubang (opening-opening) yang sudah ada di dalam batuan.2. Metasomatisme, mengganti unsur-unsur yang telah ada dalam batuan dengan unsur-unsur baru dari larutan hidrothermal.Berdasarkan cara pembentukan endapan, dikenal beberapa jenis endapan hidrothermal, antara lain Ephithermal (T 00C-2000C), Mesothermal (T 1500C-3500C), dan Hipothermal (T 3000C-5000C). Setiap tipe endapan hidrothermal diatas selalu membawa mineral-mineral yang tertentu (spesifik), berikut altersi yang ditimbulkan barbagai macam batuan dinding. Tetapi minera-mineral seperti pirit (FeS2), kuarsa (SiO2), kalkopirit (CuFeS2), florida-florida hampir selalu terdapat dalam ke tiga tipe endapan hidrothermal.Paragenesis endapan hipothermal dan mineral gangue adalah : emas (Au), magnetit (Fe3O4), hematit (Fe2O3), kalkopirit (CuFeS2), arsenopirit (FeAsS), pirrotit (FeS), galena (PbS), pentlandit (NiS), wolframit : Fe (Mn)WO4, Scheelit (CaWO4), kasiterit (SnO2), Mo-sulfida (MoS2), Ni-Co sulfida, nikkelit (NiAs), spalerit (ZnS), dengan mineral-mineral gangue antara lain : topaz, feldspar-feldspar, kuarsa, tourmalin, silikat-silikat, karbonat-karbonat

Sedangkan paragenesis endapan mesothermal dan mineral gangue adalah : stanite (Sn, Cu) sulfida, sulfida-sulfida : spalerit, enargit (Cu3AsS4), Cu sulfida, Sb sulfida, stibnit (Sb2S3), tetrahedrit (Cu,Fe)12Sb4S13, bornit (Cu2S), galena (PbS), dan kalkopirit (CuFeS2), dengan mineral-mineral ganguenya : kabonat-karbonat, kuarsa, dan pirit.Paragenesis endapan ephitermal dan mineral ganguenya adalah : native cooper (Cu), argentit (AgS), golongan Ag-Pb kompleks sulfida, markasit (FeS2), pirit (FeS2), cinabar (HgS), realgar (AsS), antimonit (Sb2S3), stannit (CuFeSn), dengan mineral-mineral ganguenya : kalsedon (SiO2), Mg karbonat-karbonat, rhodokrosit (MnCO3), barit (BaSO4), zeolit (Al-silikat).Gambar Endapan bijih perak berupa endapan hidrothermal tipe epithermaldengan pengkayaan bijihdi sepanjang rekahan-rekahan dan urat-urat di Pachuca Meksiko (Dari Park, 1975 p 349)endapan bijih perake. Fase Vulkanik (Vulkanik Phase)

Endapan phase vulkanik merupakan produk akhir dari proses pembentukkan bijih secara primer. Sebagai hasil kegiatan phase vulkanis adalah :1. Lava flow2. Ekshalasi3. Mata air panasEkshalasi dibagi menjadi : fumarol (terutama terdiri dari uap air H2O), solfatar (berbentuk gas SO2), mofette (berbentuk gas CO2), saffroni (berbentuk baron). Bentuk (komposisi kimia) dari mata air panas adalah air klorida, air sulfat, air karbonat, air

silikat, air nitrat, dan air fosfat.Jika dilihat dari segi ekonomisnya, maka endapan ekonomis dari phase vulkanik adalah : belerang (kristal belerang dan lumpur belerang), oksida besi (misalnya hematit, Fe2O3). Sulfida masif volkanogenik berhubungan dengan vulkanisme bawah laut, sebagai contoh endapan tembaga-timbal-seng Kuroko di Jepang, dan sebagian besar endapan logam dasar di Kanada.Gambar Model Geologi Endapan Tembaga-Timbal-Seng volkanogenik(After Horikoshi & Sato, 1970; Sato,1981)endapan tembaga

D. PROSES PEMBENTUKAN ENDAPAN SEDIMENTER

Mineral bijih sedimenter adalah mineral bijih yang ada kaitannya dengan batuan sedimen, dibentuk oleh pengaruh air, kehidupan, udara selama sedimentasi, atau pelapukan maupun dibentuk oleh proses hidrotermal. Mineral bijih sedimenter umumnya mengikuti lapisan (stratiform) atau berbatasan dengan litologi tertentu (stratabound). Endapan sedimenter yang cukup terkenal karena proses mekanik seperti endapan timah letakan di daerah Bangka-Belitung dan endapan emas placer di Kalimantan Tengah maupun Kalimantan Barat. Endapan sedimenter karena pelapukan kimiawi seperti endapan bauksit di Pulau Bintan dan laterit nikel di Pomalaa/Soroako Sulawesi Tengah/ Selatan.Y. B. Chaussier (1979), membagi pembentukan mineral sedimenter berdasarkan sumber metal dan berdasarkan host rock-nya. Berdasarkan sumber metal dibagi dua yaitu endapan supergen endapan yang metalnya berasal dari hasil rombakan batuan atau bijih primer), serta endapan hipogen (endapan yang metalnya berasal dari aktivitas magma/epithermal). Sedangkan berdasarkan host-rock (dengan pengendapan batuan sedimen) dibagi dua, yaitu endapan singenetik (endapan yang terbentuk bersamaan dengan terbentuknya batuan) serta endapan epigenetik (endapan mineral terbentuk setelah batuan ada).

Terjadinya endapan atau cebakan mineral sekunder dipengaruhi empat faktor yaitu : sumber dari mineral, metal atau metaloid, supergene atau hypogene (primer atau sekunder), erosi dari daerah mineralisasi yang kemudian diendapkan dalam cekungan (supergene), dari biokimia akibat bakteri, organisme seperti endapan diatomae, batubara, dan minyak bumi, serta dari magma dalam kerak bumi atau vulkanisme (hypogene).1. Mineral Bijih Dibentuk oleh Hasil Rombakan dan Proses Kimia Sebagai Hasil Pelapukan Permukaan dan Transportasi

Secara normal material bumi tidak dapat mempertahankan keberadaanya dan akan mengalami transportasi geokimia yaitu terdistribusi kembali dan bercampur dengan material lain. Proses dimana unsur-unsur berpindah menuju lokasi dan lingkungan geokimia yang baru dinamakan dispersi geokimia. Berbeda dengan dispersi mekanis, dispersi kimia mencoba mengenal secara kimia penyebab suatu dispersi.

Dalam hal ini adanya dispersi geokimia primer dan dispersi geokimia sekunder. Dispersi geokimia primer adalah dispersi kimia yang terjadi di dalam kerak bumi, meliputi proses penempatan unsur-unsur selama pembentukan endapan bijih, tanpa memperhatikan

bagaimana tubuh bijih terbentuk. Dispersi geokimia sekunder adalah dispersi kimia yang terjadi di permukaan bumi, meliputi pendistribusian kembali pola-pola dispersi primer oleh proses yang biasanya terjadi di permukaan, antara lain proses pelapukan, transportasi, dan pengendapan. Bahan terangkut pada proses sedimentasi dapat berupa partikel atau ion dan akhirnya diendapkan pada suatu tempat. Mobilitas unsur sangat mempengaruhi dispersi. Unsur dengan mobilitas yang rendah cenderung berada dekat dengan tubuh bijihnya, sedangkan unsur-unsur dengan mobilitas tinggi cenderung relatif jauh dari tubuh bijihnya. Selain itu juga tergantung dari sifat kimianya Eh dan Ph suatu lingkungan seperti Cu dalam kondisi asam akan mempunyai mobilitas tinggi sedangkan dalam kondisi basa akan mempunyai mobilitas rendah.

Sebagai contoh dapat diberikan pada proses pengkayaan sekunder pada endapan lateritik. Dari pelapukan dihasilkan reaksi oksidasi dengan sumber oksigen dari udara atau air permukaan. Oksidasi berjalan ke arah bawah sampai batas air tanah. Akibat proses oksidasi ini, beberapa mineral tertentu akan larut dan terbawa meresap ke bawah permukaan tanah, kemudian terendapkan (pada zona reduksi). Bagian permukaan yang tidak larut, akan jadi berongga, berwarna kuning kemerahan, dan sering disebut dengan gossan. Contoh endapan ini adalah endapan nikel laterit.

2. Cebakan Mineral Dibentuk oleh Pelapukan MekanikMineral disini terbentuk oleh konsentrasi mekanik dari mineral bijih dan pemecahan dari residu. Proses pemilahan yang mana menyangkut pengendapan tergantung oleh besar butir dan berat jenis disebut sebagai endapan plaser. Mineral plaser terpenting adalah Pt, Au, kasiterit, magnetit, monasit, ilmenit, zirkon, intan, garnet, tantalum, rutil, dsb.

Berdasarkan tempat dimana diendapkan, plaser atau mineral letakan dapat dibagi menjadi :1. Endapan plaser eluvium, diketemukan dekat atau sekitar sumber mineral bijih primer. Mereka terbentuk dari hanya sedikit perjalanan residu (goresan), material mengalami pelapukan setelah pencucian. Sebagai contoh endapan platina di Urals.

2. Plaser aluvium, ini merupakan endapan plaser terpenting. Terbentuk di sungai bergerak kontinu oleh air, pemisahan tempat karena berat jenis, mineral bijih yang berat akan bergerak ke bawah sungai. Intensitas pengayaan akan didapat kalau kecepatan aliran menurun, seperti di sebelah dalam meander, di kuala sungai dsb. Contoh endapan tipe ini adalah Sn di Bangka dan Belitung. Au-plaser di California.

3. Plaser laut/pantai, endapan ini terbentuk oleh karen aktivitas gelombang memukul pantai dan mengabrasi dan mencuci pasir pantai. Mineral yang umum di sini adalah ilmenit, magnetit, monasit, rutil, zirkon, dan intan, tergantung dari batuan terabrasi.

4. Fossil plaser, merupakan endapan primer purba yang telah mengalami pembatuan dan kadang-kadang termetamorfkan. Sebagai contoh endapan ini adalah Proterozoikum Witwatersand, Afrika Selatan, merupakan daerah emas terbesar di dunia, produksinya lebih 1/3 dunia. Emas dan uranium terjadi dalam beberapa lapisan konglomerat.

Mineralisasi menyebar sepanjang 250 km. Tambang terdalam di dunia sampai 3000 meter, ini dimungkinkan karena gradien geotermis disana sekitar 10 per 130 meter.Gambar Sketsa mekanisme endapan bijih sedimenterendapan sedimenter3. Cebakan Mineral Dibentuk oleh Proses Pengendapan Kimiaa. Lingkungan DaratBatuan klastik yang terbentuk pada iklim kering dicirikan oleh warna merah akibat oksidasi Fe dan umumnya dalam literatur disebut “ red beds”. Kalau konsentrasi elemen logam dekat permukaan tanah atau di bawah tanah tempat pengendapan tinggi memungkinkan terjadi konsentrasi larutan logam dan mengalami pencucian (leaching/pelindian) meresap bersama air tanah yang kemudian mengisi antar butir sedimen klastik. Koloid bijih akan alih tempat oleh penukaran kation antara Fe dan mineral lempung atau akibat penyerapan oleh mineral lempung itu sendiri.

b. Lingkungan LautKejadian cebakan mieral di lingkungan laut sangat berbeda dengan lingkungan darat yang umumnya mempunyai mempunyai pasokan air dengan kadar elemen yang tinggi dibandingkan kandungan di laut. Kadar air laut mempunai elemen yang rendah. Sebagai contoh kadar air laut untuk Fe 2 x 10-7 % yag membentuk konsentrasi mineral logam yang berharga hal ini dapat terjadi kalau mempunyai keadaan yang khusus (terutama Fe dan Mn) seperti :a. Adanya salah satu sumber logam yang berasal dari pelapkan batuan di daratan atau dari sistem hidrotermal bawah permukaan laut.b. Transport dalam larutan, mungkin sebagai koloid. Besi adalah logam yang dominan dan terbawa sebagai Fe(OH) soil partikel.c. Endapan di dalam cebakan sedimenter, sebagai Fe(OH)3, FeCO3 atau Fe-silikat tergantung perbedaanpotensial reduksi (Eh).

Bijih dalam lingkungan laut ini dapat berupa oolit, yang dibentuk oleh larutan koloid membungkus material lain seperti pasir atau pecahan fosil. Bentuk kulit yang simetris disebabkan perubahan komposisi (Fe, Al, SiO2). Dengan pertumbuhan yang terus menerus, oolit tersebut akan stabil di dasar laut dimana tertanam dalam material lempungan karbonatan yang mengandung beberapa besi yang bagus. Di dasar laut mungkin oolit tersebut reworked. Dengan hasil keadaan tersebut bijih besi dan mangan sebagai contoh ferromanganese nodules yang sekarang ini menutupi daerah luas lautan.E. CONTOH BEBERAPA ENDAPAN MINERAL YANG PENTING

1. Endapan mineral yang berhubungan dengan proses-proses magmatikTergantung pada kedalaman dan temperatur pengendapan, mineral-mineral dan asosiasi elemen yang berbeda sangat besar , sebagai contoh oksida-oksida timah dan tungsten di kedalaman zona-zona bertemperatur tinggi; sulfida-sulfida tembaga, molibdenum, timbal, dan seng dalam zona intermediet; sulfida-sulfida atau sulfosalt perak dan emas natif di dekat permukaan pada zona temperatur rendah. Mineral-mineral dapat mengalami disseminated dengan baik antara silikat-silikat, atau terkonsentrasi dalam rekahan yang baik dalam batuan beku, sebagai contoh endapan tembaga porfiri Bingham di Utah.Gambar Model Geologi Jenis Endapan Tembaga Porfiri di Amerika Selatan

(After Sillitoe,1973)endapan tembaga porfiriBatugamping di dekat intrusi bereaksi dengan larutan hidrotermal dan sebagian digantikan oleh mineral-mineral tungsten, tembaga, timbal dan seng (dalam kontak metasomatik atau endapan skarn). Jika larutan bergerak melalui rekahan yang terbuka dan logam-logam mengendap di dalamnya (urat emas-kuarsa-alunit epithermal), sehingga terbentuk cebakan tembaga, timbal, seng, perak, dan emas.Gambar Model Geologi Endapan Urat Logam Mulia (After Buchanan,1981)model geologi urat

Larutan hidrotermal yang membawa logam dapat juga bermigrasi secara lateral menuju batuan yang permeabel atau reaktif secara kimia membentuk endapan blanket- shaped sulfida, atau bahkan mencapai permukaan dan mengendapkan emas, perak, dan air raksa dalam pusat mata air panas silikaan atau karbonatan, seperti kadar emas tinggi yang terdapat dalam beberapa lapangan geotermal aktif di New Zealand. Jika larutan volkanik yang membawa logam memasuki lingkungan laut, maka akan terbentuk kumpulan sedimen-volkanik dari tembaga- timbal-seng.2. Endapan mineral yang berhubungan dengan proses sedimentasi

Erosi benua dan pengisian cekungan sedimen di samudera memerlukan siklus geologi dan kimia yang dapat berhubungan dengan formasi dari jenis endapan mineral selama pelapukan, perombakan menjadi unsur-unsur pokok berupa fragmental (sebagai contoh kwarsa atau kadang-kadang emas atau mineral-mineral berat), dan menjadi elemen-elemen yang larut secara kimiawi (sebagai contoh adalah kalsium, sodium, atau elemen-elemen metalik pembentuk bijih yang potensial seperti besi, tembaga, timbal, dan seng). Unsur-unsur pokok fragmental tertransportasi oleh air permukaan diendapkan sebagai batuan.

Klastik-klastik sedimen di benua dan di lingkungan tepi laut cenderung berbutir kasar dan bisa mengisi pengkayaan lokal mineral-mineral berharga yang telah tertransportasi dengan fraksi klastik, sebagai contoh konsentrasi emas placer pada endapan Witwatersrand di Afrika Selatan dan timah placer di Asia bagian selatan.

Seringkali formasi endapan sulfida stratiform tidak tampak berhubungan dengan proses magmatisme atau vulkanisme, tetapi agak berhubungan dengan sirkulasi larutan hidrotermal dari sumber-sumber yang lain, sebagai contoh penirisan dari cekungan sedimen yang dalam. Endapan-endapan yang dihasilkan sangat mirip dengan beberapa asal-usul volkanogenik karena mekanisme traping yang sama. Hanya mineral-mineral sulfida yang dapat mengalami presipitasi pada sediment-water interface atau dalam batuan yang tidak terkonsolidasi, waktu dari formasi bijih berhubungan terhadap waktu pengendapan sedimen, terhadap waktu kompaksi dan konsolidasinya, atau terhadap waktu-waktu berikutnya saat sedimen-sedimen mengalami indurasi penuh dan dapat termineralisasi oleh larutan yang bergerak melalui batuan yang porous atau struktur-struktur geologi. Untuk proses ini, contoh yang bagus adalah endapan timbal-seng di Mississippi Valley.Gambar Model Geologi Endapan Sediment-Ekshalatif Timbal-Seng (After Lydon, 1983)

model geologi sediment

Proses-proses sedimentasi juga membentuk akumulasi fosil-fosil bahan bakar, batu bara, minyak dan gas alam. Untuk membentuk batu bara, gambut terkompaksi dan mengalami pemanasan akibat penurunan dan proses burial. Demikian juga, minyak dan gas terbentuk oleh maturasi unsur-unsur organik dalam batuan sedimen oleh peningkatan temperatur dan tekanan. Minyak dan gas dapat bermigrasi melalui batuan yang porous membentuk reservoir yang besar dalam struktur yang baik, atau tetap di dalam batuan sumber membentuk oil shale.

3. Endapan Mineral Yang Berhubungan Dengan Proses MetamorfismeMetamorfisme yaitu proses rekristalisasi dan peleburan akhir dari batuan beku atau batuan sedimen, yang disebabkan oleh intrusi dari magma baru atau oleh proses burial yang dalam . Endapan hidrotermal kontak metasomatik terbentuk di sekitar magma yang mengalami intrusi, seperti yang digambarkan di atas. Metamorfisme burial yang dalam dapat menimbulkan overprinting terhadap akumulasi mineral yang ada sebelumnya, sebagai contoh yang besar adalah endapan sediment-hosted lead-zinc di Broken Hill, Australia.Metamorfisme burial juga membebaskan sebagian besar larutan hidrotermal yang melarutkan logam-logam dari country rock, diendapkan saat larutan bertemu dengan suatu lingkungan dengan kondisi temperatur, tekanan, dan kimia yang tepat untuk formasi bijih. Formasi endapan emas di beberapa jalur metamorfik Precambrian berhubungan terhadap transportasi emas oleh metamorfic water menuju urat kwarsa yang mengandung emas. Kecuali jenis endapan tersebut, metamorfisme regional tidak terlalu banyak membentuk formasi dari endapan bijih metalik.

Genesa Mineral

Genesa Mineral

Secara umum genesa bahan galian mencakup aspek-aspek

keterdapatan, proses pembentukan, komposisi, model (bentuk, ukuran, dimensi),

kedudukan, dan faktor-faktor pengendali pengendapan bahan galian (geologic

controls).

Tujuan utama mempelajari genesa suatu endapan bahan galian adalah

sebagai pegangan dalam menemukan dan mencari endapan-endapan baru,

mengungkapkan sifat-sifat fisik dan kimia endapan bahan galian, membantu

dalam penentuan (penyusunan) model eksplorasi yang akan diterapkan, serta

membantu dalam penentuan metoda penambangan dan pengolahan bahan

galian tersebut.

Endapan-endapan mineral yang muncul sesuai dengan bentuk asalnya

disebut dengan endapan primer (hypogen). Jika mineral-mineral primer telah

terubah melalui pelapukan atau proses-proses luar (superficial processes)

disebut dengan endapan sekunder (supergen).

2.2       Proses Pembentukan Endapan Mineral Primer

Pembentukan Mineral primer secara garis besar dapat diklasifikasikan

menjadi lima jenis endapan, yaitu :

a. Fase Magmatik Cair

b. Fase Pegmatitil

c. Fase Pneumatolitik

d. Fase Hidrothermal

e. Fase Vulkanik

            Dari kelima jenis fase endapan di atas akan menghasilkan sifat-sifat

endapan yang berbeda-beda, yaitu yang berhubungan dengan :

1. Kristalisasi magmanya

2. Jarak endapan mineral dengan asal magma

a.    intra-magmatic, bila endapan terletak di dalam daerah batuan beku

b.    peri-magmatic, bila endapan terletak di luar (dekat batas) batuan beku

c.    crypto-magmatic, bila hubungan antara endapan dan batuan beku tidak jelas

d.    apo-magmatic, bila letak endapan tidak terlalu jauh terpisah dari batuan beku

e.    tele-magmatic, bila disekitar endapan mineral tidak terlihat (terdapat) batuan

beku

3. Bagaimana cara pengendapan terjadi

a.    terbentuk karena kristalisasi magma atau di dalam magma

b.    terbentuk pada lubang-lubang yang telah ada

c.    metosomatisme (replacement) yaitu :reaksi kimia antara batuan yang telah ada

dengan larutan pembawa bijih

4. Bentuk endapan, masif, stockwork, urat, atau perlapisan

5.Waktu terbentuknya endapan

a.      syngenetic, jika endapan terbentuk bersamaan waktunya dengan pembentukan

batuan

b.      epigenetic, jika endapan terbentuk tidak bersamaan waktunya dengan

pembentukan batuan.

a.            Fase Magmatik Cair (Liquid Magmatic Phase)

Liquid magmatic phase adalah suatu fase pembentukan mineral, dimana

mineral terbentuk langsung pada magma (differensiasi magma), misalnya

dengan cara gravitational settling). Mineral yang banyak terbentuk dengan cara

ini adalah kromit, titamagnetit, dan petlandit Fase magmatik cair ini dapat dibagi

atas :

1.      Komponen batuan, mineral yang terbentuk akan tersebar merata diseluruh masa

batuan. Contoh intan dan platina.

2.      Segregasi, mineral yang terbentuk tidak tersebar merata, tetapi hanya kurang

terkonsentrasi di dalam batuan.

Injeksi, mineral yang terbentuk tidak lagi terletak di dalam magma (batuan beku),

tetapi telah terdorong keluar dari magma.

b.         Fase Pegmatitik (Pegmatitic Phase)

Pegmatit adalah batuan beku yang terbentuk dari hasil injeksi magma.

Sebagai akibat kristalisasi pada magmatik awal dan tekanan disekeliling magma,

maka cairan residual yang mobile akan terinjeksi dan menerobos batuan

disekelilingnya sebagai dyke, sill, dan stockwork.

Kristal dari pegmatit akan berukuran besar, karena tidak adanya kontras

tekanan dan temperatur antara magma dengan batuan disekelilingnya, sehingga

pembekuan berjalan dengan lambat. Mineral-mineral pegmatit antara lain :

logam-logam ringan (Li-silikat, Be-silikat (BeAl-silikat), Al-rich silikat), logam-

logam berat (Sn, Au, W, dan Mo), unsur-unsur jarang (Niobium, Iodium (Y), Ce,

Zr, La, Tantalum, Th, U, Ti), batuan mulia (ruby, sapphire, beryl, topaz, turmalin

rose, rose quartz, smoky quartz, rock crystal).

c.         Fase Pneumatolitik (Pneumatolitik Phase)

Pneumatolitik adalah proses reaksi kimia dari gas dan cairan dari magma

dalam lingkungan yang dekat dengan magma. Dari sudut geologi, ini disebut

kontak-metamorfisme, karena adanya gejala kontak antara batuan yang lebih tua

dengan magma yang lebih muda. Mineral kontak ini dapat terjadi bila uap panas

dengan temperatur tinggi dari magma kontak dengan batuan dinding yang

reaktif. Mineral-mineral kontak yang terbentuk antara lain : wolastonit (CaSiO3),

amphibol, kuarsa, epidot, garnet, vesuvianit, tremolit, topaz, aktinolit, turmalin,

diopsit, dan skarn.

Gejala kontak metamorfisme tampak dengan adanya perubahan pada tepi

batuan beku intrusi dan terutama pada batuan yang diintrusi, yaitu: baking

(pemanggangan) dan hardening (pengerasan).

Igneous metamorfism ialah segala jenis pengubahan (alterasi) yang

berhubungan dengan penerobosan batuan beku. Batuan yang diterobos oleh

masa batuan pada umumnya akan ter-rekristalisasi, terubah (altered), dan

tergantikan (replaced). Perubahan ini disebabkan oleh panas dan fluida-fluida

yang memencar atau diaktifkan oleh terobosan tadi. Oleh karena itu endapan ini

tergolong pada metamorfisme kontak.

Proses pneomatolitis ini lebih menekankan peranan temperatur dari

aktivitas uap air. Pirometamorfisme menekankan hanya pada pengaruh

temperatur sedangkan pirometasomatisme pada reaksi penggantian

(replacement), dan metamorfisme kontak pada sekitar kontak. Letak terjadinya

proses umumnya di kedalaman bumi, pada lingkungan tekanan dan temperatur

tinggi.

Mineral bijih pada endapan kontak metasomatisme umumnya sulfida

sederhana dan oksida misalnya spalerit, galena, kalkopirit, bornit, dan beberapa

molibdenit. Sedikit endapan jenis ini yang betul-betul tanpa adanya besi, pada

umumnya akan banyak sekali berisi pirit atau bahkan magnetit dan hematit.

Scheelit juga terdapat dalam endapan jenis ini (Singkep-Indonesia).

d.         Fase Hidrothermal (Hydrothermal Phase)

Hidrothermal adalah larutan sisa magma yang bersifat "aqueous" sebagai

hasil differensiasi magma. Hidrothermal ini kaya akan logam-logam yang relatif

ringan, dan merupakan sumber terbesar (90%) dari proses pembentukan

endapan. Berdasarkan cara pembentukan endapan, dikenal dua macam

endapan hidrothermal, yaitu :

1. Cavity filing, mengisi lubang-lubang (opening-opening) yang sudah ada di

dalam batuan.

2. Metasomatisme, mengganti unsur-unsur yang telah ada dalam batuan dengan

unsur-unsur baru dari larutan hidrothermal.

Berdasarkan cara pembentukan endapan, dikenal beberapa jenis

endapan hidrothermal, antara lain Ephithermal (T 00C-2000C), Mesothermal (T

1500C-3500C), dan Hipothermal (T 3000C-5000C). Setiap tipe endapan

hidrothermal diatas selalu membawa mineral-mineral yang tertentu (spesifik),

berikut altersi yang ditimbulkan barbagai macam batuan dinding. Tetapi minera-

mineral seperti pirit (FeS2), kuarsa (SiO2), kalkopirit (CuFeS2), florida-florida

hampir selalu terdapat dalam ke tiga tipe endapan hidrothermal.

Paragenesis endapan hipothermal dan mineral gangue adalah : emas

(Au), magnetit (Fe3O4), hematit (Fe2O3), kalkopirit (CuFeS2), arsenopirit

(FeAsS), pirrotit (FeS), galena (PbS), pentlandit (NiS), wolframit : Fe (Mn)WO4,

Scheelit (CaWO4), kasiterit (SnO2), Mo-sulfida (MoS2), Ni-Co sulfida, nikkelit

(NiAs), spalerit (ZnS), dengan mineral-mineral gangue antara lain : topaz,

feldspar-feldspar, kuarsa, tourmalin, silikat-silikat, karbonat-karbonat

            Sedangkan paragenesis endapan mesothermal dan mineral gangue

adalah : stanite (Sn, Cu) sulfida, sulfida-sulfida : spalerit, enargit (Cu3AsS4), Cu

sulfida, Sb sulfida, stibnit (Sb2S3), tetrahedrit (Cu,Fe)12Sb4S13, bornit (Cu2S),

galena (PbS), dan kalkopirit (CuFeS2), dengan mineral-mineral ganguenya :

kabonat-karbonat, kuarsa, dan pirit.

            Paragenesis endapan ephitermal dan mineral ganguenya adalah : native

cooper (Cu), argentit (AgS), golongan Ag-Pb kompleks sulfida, markasit (FeS2),

pirit (FeS2), cinabar (HgS), realgar (AsS), antimonit (Sb2S3), stannit (CuFeSn),

dengan mineral-mineral ganguenya : kalsedon (SiO2), Mg karbonat-karbonat,

rhodokrosit (MnCO3), barit (BaSO4), zeolit (Al-silikat).

e.         Fase Vulkanik (Vulkanik Phase)

            Endapan phase vulkanik merupakan produk akhir dari proses

pembentukkan bijih secara primer. Sebagai hasil kegiatan phase vulkanis adalah

:

1. Lava flow

2. Ekshalasi

3. Mata air panas

            Ekshalasi dibagi menjadi : fumarol (terutama terdiri dari uap air H2O),

solfatar (berbentuk gas SO2), mofette (berbentuk gas CO2), saffroni (berbentuk

baron). Bentuk (komposisi kimia) dari mata air panas adalah air klorida, air sulfat,

air karbonat, air silikat, air nitrat, dan air fosfat.

            Jika dilihat dari segi ekonomisnya, maka endapan ekonomis dari phase

vulkanik adalah : belerang (kristal belerang dan lumpur belerang), oksida besi

(misalnya hematit, Fe2O3). Sulfida masif volkanogenik berhubungan dengan

vulkanisme bawah laut, sebagai contoh endapan tembaga-timbal-seng Kuroko di

Jepang, dan sebagian besar endapan logam dasar di Kanada.

2.3       Proses Pembentukan Endapan Sedimenter

Mineral bijih sedimenter adalah mineral bijih yang ada kaitannya dengan

batuan sedimen, dibentuk oleh pengaruh air, kehidupan, udara selama

sedimentasi, atau pelapukan maupun dibentuk oleh proses hidrotermal. Mineral

bijih sedimenter umumnya mengikuti lapisan (stratiform) atau berbatasan dengan

litologi tertentu (stratabound). Endapan sedimenter yang cukup terkenal karena

proses mekanik seperti endapan timah letakan di daerah Bangka-Belitung dan

endapan emas placer di Kalimantan Tengah maupun Kalimantan Barat.

Endapan sedimenter karena pelapukan kimiawi seperti endapan bauksit di Pulau

Bintan dan laterit nikel di Pomalaa/Soroako Sulawesi Tengah/ Selatan.

Y. B. Chaussier (1979), membagi pembentukan mineral sedimenter

berdasarkan sumber metal dan berdasarkan host rock-nya. Berdasarkan sumber

metal dibagi dua yaitu endapan supergen endapan yang metalnya berasal dari

hasil rombakan batuan atau bijih primer), serta endapan hipogen (endapan yang

metalnya berasal dari aktivitas magma/epithermal). Sedangkan berdasarkan

host-rock (dengan pengendapan batuan sedimen) dibagi dua, yaitu endapan

singenetik (endapan yang terbentuk bersamaan dengan terbentuknya batuan)

serta endapan epigenetik (endapan mineral terbentuk setelah batuan ada).

            Terjadinya endapan atau cebakan mineral sekunder dipengaruhi empat

faktor yaitu : sumber dari mineral, metal atau metaloid, supergene atau

hypogene (primer atau sekunder), erosi dari daerah mineralisasi yang kemudian

diendapkan dalam cekungan (supergene), dari biokimia akibat bakteri,

organisme seperti endapan diatomae, batubara, dan minyak bumi, serta dari

magma dalam kerak bumi atau vulkanisme (hypogene).

1.         Mineral Bijih Dibentuk oleh Hasil Rombakan dan Proses Kimia Sebagai

Hasil Pelapukan Permukaan dan Transportasi

            Secara normal material bumi tidak dapat mempertahankan keberadaanya

dan akan mengalami transportasi geokimia yaitu terdistribusi kembali dan

bercampur dengan material lain. Proses dimana unsur-unsur berpindah menuju

lokasi dan lingkungan geokimia yang baru dinamakan dispersi geokimia.

Berbeda dengan dispersi mekanis, dispersi kimia mencoba mengenal secara

kimia penyebab suatu dispersi.

            Dalam hal ini adanya dispersi geokimia primer dan dispersi geokimia

sekunder. Dispersi geokimia primer adalah dispersi kimia yang terjadi di dalam

kerak bumi, meliputi proses penempatan unsur-unsur selama pembentukan

endapan bijih, tanpa memperhatikan bagaimana tubuh bijih terbentuk. Dispersi

geokimia sekunder adalah dispersi kimia yang terjadi di permukaan bumi,

meliputi pendistribusian kembali pola-pola dispersi primer oleh proses yang

biasanya terjadi di permukaan, antara lain proses pelapukan, transportasi, dan

pengendapan. Bahan terangkut pada proses sedimentasi dapat berupa partikel

atau ion dan akhirnya diendapkan pada suatu tempat. Mobilitas unsur sangat

mempengaruhi dispersi. Unsur dengan mobilitas yang rendah cenderung berada

dekat dengan tubuh bijihnya, sedangkan unsur-unsur dengan mobilitas tinggi

cenderung relatif jauh dari tubuh bijihnya. Selain itu juga tergantung dari sifat

kimianya Eh dan Ph suatu lingkungan seperti Cu dalam kondisi asam akan

mempunyai mobilitas tinggi sedangkan dalam kondisi basa akan mempunyai

mobilitas rendah.

            Sebagai contoh dapat diberikan pada proses pengkayaan sekunder pada

endapan lateritik. Dari pelapukan dihasilkan reaksi oksidasi dengan sumber

oksigen dari udara atau air permukaan. Oksidasi berjalan ke arah bawah sampai

batas air tanah. Akibat proses oksidasi ini, beberapa mineral tertentu akan larut

dan terbawa meresap ke bawah permukaan tanah, kemudian terendapkan (pada

zona reduksi). Bagian permukaan yang tidak larut, akan jadi berongga, berwarna

kuning kemerahan, dan sering disebut dengan gossan. Contoh endapan ini

adalah endapan nikel laterit.

2.         Cebakan Mineral Dibentuk oleh Pelapukan Mekanik

            Mineral disini terbentuk oleh konsentrasi mekanik dari mineral bijih dan

pemecahan dari residu. Proses pemilahan yang mana menyangkut

pengendapan tergantung oleh besar butir dan berat jenis disebut sebagai

endapan plaser. Mineral plaser terpenting adalah Pt, Au, kasiterit, magnetit,

monasit, ilmenit, zirkon, intan, garnet, tantalum, rutil, dsb.

            Berdasarkan tempat dimana diendapkan, plaser atau mineral letakan

dapat dibagi menjadi :

1.         Endapan plaser eluvium, diketemukan dekat atau sekitar sumber mineral

bijih primer. Mereka terbentuk dari hanya sedikit perjalanan residu (goresan),

material mengalami pelapukan setelah pencucian. Sebagai contoh endapan

platina di Urals.

2.         Plaser aluvium, ini merupakan endapan plaser terpenting. Terbentuk di

sungai bergerak kontinu oleh air, pemisahan tempat karena berat jenis, mineral

bijih yang berat akan bergerak ke bawah sungai. Intensitas pengayaan akan

didapat kalau kecepatan aliran menurun, seperti di sebelah dalam meander, di

kuala sungai dsb. Contoh endapan tipe ini adalah Sn di Bangka dan Belitung.

Au-plaser di California.

3.         Plaser laut/pantai, endapan ini terbentuk oleh karen aktivitas gelombang

memukul pantai dan mengabrasi dan mencuci pasir pantai. Mineral yang umum

di sini adalah ilmenit, magnetit, monasit, rutil, zirkon, dan intan, tergantung dari

batuan terabrasi.

4.         Fossil plaser, merupakan endapan primer purba yang telah mengalami

pembatuan dan kadang-kadang termetamorfkan. Sebagai contoh endapan ini

adalah Proterozoikum Witwatersand, Afrika Selatan, merupakan daerah emas

terbesar di dunia, produksinya lebih 1/3 dunia. Emas dan uranium terjadi dalam

beberapa lapisan konglomerat. Mineralisasi menyebar sepanjang 250 km.

Tambang terdalam di dunia sampai 3000 meter, ini dimungkinkan karena gradien

geotermis disana sekitar 10 per 130 meter.

3.         Cebakan Mineral Dibentuk oleh Proses Pengendapan Kimia

a.         Lingkungan Darat

Batuan klastik yang terbentuk pada iklim kering dicirikan oleh warna

merah akibat oksidasi Fe dan umumnya dalam literatur disebut “ red beds”.

Kalau konsentrasi elemen logam dekat permukaan tanah atau di bawah tanah

tempat pengendapan tinggi memungkinkan terjadi konsentrasi larutan logam dan

mengalami pencucian (leaching/pelindian) meresap bersama air tanah yang

kemudian mengisi antar butir sedimen klastik. Koloid bijih akan alih tempat oleh

penukaran kation antara Fe dan mineral lempung atau akibat penyerapan oleh

mineral lempung itu sendiri.

b.         Lingkungan Laut

            Kejadian cebakan mieral di lingkungan laut sangat berbeda dengan

lingkungan darat yang umumnya mempunyai mempunyai pasokan air dengan

kadar elemen yang tinggi dibandingkan kandungan di laut. Kadar air laut

mempunai elemen yang rendah. Sebagai contoh kadar air laut untuk Fe 2 x 10-7

% yag membentuk konsentrasi mineral logam yang berharga hal ini dapat terjadi

kalau mempunyai keadaan yang khusus (terutama Fe dan Mn) seperti :

a.    Adanya salah satu sumber logam yang berasal dari pelapkan batuan di daratan

atau dari sistem hidrotermal bawah permukaan laut.

b.    Transport dalam larutan, mungkin sebagai koloid. Besi adalah logam yang

dominan dan terbawa sebagai Fe(OH) soil partikel.

c.    Endapan di dalam cebakan sedimenter, sebagai Fe(OH)3, FeCO3 atau Fe-silikat

tergantung perbedaanpotensial reduksi (Eh).

            Bijih dalam lingkungan laut ini dapat berupa oolit, yang dibentuk oleh

larutan koloid membungkus material lain seperti pasir atau pecahan fosil. Bentuk

kulit yang simetris disebabkan perubahan komposisi (Fe, Al, SiO2). Dengan

pertumbuhan yang terus menerus, oolit tersebut akan stabil di dasar laut dimana

tertanam dalam material lempungan karbonatan yang mengandung beberapa

besi yang bagus. Di dasar laut mungkin oolit tersebut reworked. Dengan hasil

keadaan tersebut bijih besi dan mangan sebagai contoh ferromanganese

nodules yang sekarang ini menutupi daerah luas lautan.

Gambar 2.1Skema

Terjadinya Mineral

2.4.     

Klasifikasi dan Golongan Mineral

2.4.1    Native Element (Unsur Murni)

            Native element atau unsur murni ini adalah kelas mineral yang dicirikan

dengan hanya memiliki satu unsur atau komposisi kimia saja. Mineral pada kelas

ini tidak mengandung unsur lain selain unsur pembentuk utamanya. Pada

umumnya sifat dalam (tenacity) mineralnya adalah malleable yang jika ditempa

dengan palu akan menjadi pipih, atau ductile yang jika ditarik akan dapat

memanjang, namun tidak akan kembali lagi seperti semula jika dilepaskan. Kelas

mineral native element ini terdiri dari dua bagian umum.

Metal dan element intermetalic (logam). Contohnya emas, perak, dan tembaga.

Semimetal dan non metal (bukan logam). Contohnya antimony, bismuth, graphite

dan sulfur.

Sistem kristal pada native element dapat dibahgi menjadi tiga

berdasarkan sifat mineral itu sendiri. Bila logam, seperti emas, perak dan

tembaga, maka sistem kristalnya adalah isometrik. Jika bersifat semilogam,

seperti arsenic dan bismuth, maka sistem kristalnya adalah hexagonal. Dan jika

unsur mineral tersebut non-logam, sistem kristalnya dapat berbeda-beda, seperti

sulfur sistem kristalnya orthorhombic, intan sistem kristalnya isometric, dan

graphite sistem kristalnya adalah hexagonal. Pada umumnya, berat jenis dari

mineral-mineral ini tinggi, kisarannya sekitar 6.

Dalam grup native element ini juga termasuk natural alloys, seperti

electrum, phosphides, silicides, nitrides dan carbides.

2.4.2    Mineral Sulfida

Kelas mineral sulfida atau dikenal juga dengan nama sulfosalt ini

terbentuk dari kombinasi antara unsur tertentu dengan sulfur (belerang). Pada

umumnya unsure utamanya adalah logam (metal).

Pembentukan mineral kelas ini pada umumnya terbentuk disekitar wilayah

gunung api yang memiliki kandungan sulfur yang tinggi. Proses mineralisasinya

terjadi pada tempat-tempat keluarnya atau sumber sulfur. Unsur utama yang

bercampur dengan sulfur tersebut berasal dari magma, kemudian terkontaminasi

oleh sulfur yang ada disekitarnya. Pembentukan mineralnya biasanya terjadi

dibawah kondisi air tempat terendapnya unsur sulfur. Proses tersebut biasanya

dikenal sebagai alterasi mineral dengan sifat pembentukan yang terkait dengan

hidrotermal (air panas).

Mineral kelas sulfida ini juga termasuk mineral-mineral pembentuk bijih

(ores). Dan oleh karena itu, mineral-mineral sulfida memiliki nilai ekonomis yang

cukup tinggi. Khususnya karena unsur utamanya umumnya adalah logam. Pada

industri logam, mineral-mineral sulfides tersebut akan diproses untuk

memisahkan unsur logam dari sulfurnya.

Beberapa penciri kelas mineral ini adalah memiliki kilap logam karena

unsur utamanya umumnya logam, berat jenis yang tinggi dan memiliki tingkat

atau nilai kekerasan yang rendah. Hal tersebut berkaitan dengan unsur

pembentuknya yang bersifat logam.

Beberapa contoh mineral sulfides yang terkenal adalah pyrite (FeS3),

Chalcocite (Cu2S), Galena (PbS), sphalerite (ZnS) dan proustite (Ag3AsS3). Dan

termasuk juga didalamnya selenides, tellurides, arsenides, antimonides,

bismuthinides dan juga sulfosalt.

2.4.3    Mineral Oksida dan Hidroksida

Mineral oksida dan hidroksida ini merupakan mineral yang terbentuk dari

kombinasi unsur tertentu dengan gugus anion oksida (O) dan gugus hidroksil

hidroksida (OH atau H).

Mineral oksida terbentuk sebagai akibat persenyawaan langsung antara

oksigen dan unsur tertentu. Susunannya lebih sederhana dibanding silikat.

Mineral oksida umumnya lebih keras dibanding mineral lainnya kecuali silikat.

Mereka juga lebih berat kecuali sulfida. Unsur yang paling utama dalam oksida

adalah besi, chrome, mangan, timah dan aluminium. Beberapa mineral oksida

yang paling umum adalah “es” (H2O), korondum (Al2O3), hematit (Fe2O3) dan

kassiterit (SnO2).

Seperti mineral oksida, mineral hidroksida terbentuk akibat pencampuran

atau persenyawaan unsur-unsur tertentu dengan hidroksida (OH). Reaksi

pembentukannya dapat juga terkait dengan pengikatan dengan air. Sama seperti

oksida, pada mineral hidroksida, unsur utamanya pada umumnya adalah unsur-

unsur logam. Beberapa contoh mineral hidroksida adalah goethit (FeOOH) dan

limonite (Fe2O3.H2O).

2.4.4    Mineral Carbonat (CO3)

Merupakan persenyawaan dengan ion (CO3)2-, dan disebut “karbonat”,

umpamanya persenyawaan dengan Ca dinamakan “kalsium karbonat”, CaCO3

dikenal sebagai mineral “kalsit”. Mineral ini merupakan susunan utama yang

membentuk batuan sedimen.

Carbonat terbentuk pada lingkungan laut oleh endapan bangkai plankton.

Carbonat juga terbentuk pada daerah evaporitic dan pada daerah karst yang

membentuk gua (caves), stalaktit, dan stalagmite. Dalam kelas carbonat ini juga

termasuk nitrat (NO3) dan juga Borat (BO3).

Carbonat, nitrat dan borat memiliki kombinasi antara logam atau

semilogam dengan anion yang kompleks dari senyawa-senyawa tersebut (CO3,

NO3, dan BO3).

Beberapa contoh mineral yang termasuk kedalam kelas carbonat ini

adalah dolomite (CaMg(CO3)2, calcite (CaCO3), dan magnesite (MgCO3). Dan

contoh mineral nitrat dan borat adalah niter (NaNO3) dan borak

(Na2B4O5(OH)4.8H2O).

2.4.5    Mineral Sulfat (SO4)

Sulfat terdiri dari anion sulfat (SO42-). Mineral sulfat adalah kombinasi

logam dengan anion sufat tersebut. Pembentukan mineral sulfat biasanya terjadi

pada daerah evaporitik (penguapan) yang tinggi kadar airnya, kemudian

perlahan-lahan menguap sehingga formasi sulfat dan halida berinteraksi.

Pada kelas sulfat termasuk juga mineral-mineral molibdat, kromat, dan

tungstat. Dan sama seperti sulfat, mineral-mineral tersebut juga terbentuk dari

kombinasi logam dengan anion-anionnya masing-masing.

Contoh-contoh mineral yang termasuk kedalam kelas ini adalah anhydrite

(calcium sulfate), Celestine (strontium sulfate), barite (barium sulfate), dan

gypsum (hydrated calcium sulfate). Juga termasuk didalamnya mineral

chromate, molybdate, selenate, sulfite, tellurate serta mineral tungstate.

2.4.6    Mineral Silicate (Si, O)

Silicat merupakan 25% dari mineral yang dikenal dan 40% dari mineral

yang dikenali. Hampir 90 % mineral pembentuk batuan adalah dari kelompok ini,

yang merupakan persenyawaan antara silikon dan oksigen dengan beberapa

unsur metal. Karena jumlahnya yang besar, maka hampir 90 % dari berat kerak-

Bumi terdiri dari mineral silikat, dan hampir 100 % dari mantel Bumi (sampai

kedalaman 2900 Km dari kerak Bumi). Silikat merupakan bagian utama yang

membentuk batuan baik itu sedimen, batuan beku maupun batuan malihan

(metamorf). Silikat pembentuk batuan yang umum adalah dibagi menjadi dua

kelompok, yaitu kelompok ferromagnesium dan non-ferromagnesium.