TUGAS I EKSPLORASI CEBAKAN MINERAL (TA 5211)
Disusun oleh :
1. Endapan Magmatik A. Ganesa Endapan Magmatik cair adalah endapan yang terbentuk sepanjang proses segregrasi magma atau kristalisasi langsung dari magma. Endapan ini biasanya terbentuk langsung pada dapur magma, atau pada tubuh intrusi yang dalam, atau mungkin pada extrusive flows. Dalam prosesnya endapan ini pada dasarnya mineral terbentuk dari proses gravity settling ataupun melalui proses liquid imbibitions. Contoh mineral yang banyak terbentuk dengan cara ini adalah kromit, titanomagnetit, dan petlandit. Sebelum terkonsolidasi, residual magma yang bebas bergerak (mobile) dan kaya akan oksida besi tertekan keluar. Larutan yang mobile inilah yang akan menjadi sumber fase selanjutnya (pegmatitik, pneumatolitik, dan hidrotermal).
B. Tipe-tipe dan Bentuk Endapan
Pada kerak benua (cratonic), bentuk endapan magmatic cair dapat berupa: Layered Mafic Intrusions a. Tipe Sudbury (Canada) ; Nikel sulfide Sudbury deposit adalah satu-satunya endapan Ni-Cu yang diketahui berhubungan dengan tabrakan meteorit . Dalam hal ini Sudbury Igneous Complex memperlihatkan adanya perubahan yang kuat akibat adanya peristiwa tumbukan yang besar. Tumbukan meteorit terjadi pada 1850 Ma menghasilkan kawah dengan diameter 200 km serta “as radiating dykedyke-like fracture/breccia zones “ yang terjadi di sekitar batuan samping. Tumbukan ini mengakibatkan peleburan batuan dan menghasilkan lapisan hasil peleburan lapisan pada temperatur tinggi yang menempati dasar dari kawah. Selama pendinginan, hasil peleburan mengalami differensiasi menjadi “a lower norite unit, and an overlying granophyre, separated by a thinner gabbro layer”. Kontak antara unit-unit unit-unit tersebut bergradasi. Pada lapisan “mafic basal” mengandung Ni-Cu Ni-Cu ores dan berlimpah pada “xenolithic clasts”.
Gambar 2b. Endapan Tipe Subdury
b. Tipe Bushveld (Afsel) ; Nikel, PGE, Copper, Chromite.
-
Total lapisan yang mengandung chromite adalah 29 lapisan. Diatas lapisan ini terdapat lapisan pembawa pembawa platinum.
-
Di dekat permukaan terendapkan lapisan magnetite.
-
Bijih nikel memiliki kadar yang lebih rendah daripada Sudburrytype, tetapi menjadi ekonomis karena berasosiasi dengan Cu +PGE.
Komoditi utama adalah PGE & chromite. Layer-layer yang mengandung Cr terdapat di sepanjang intrusi dengan individual layer muncul dengan ketebalan berkisar dari 5 cm s/d 1 meter
The Great Dyke unik dari Zimbabwe termaksuk kedalam keluarga intrusi
berlapis besar berdasarkan bentuknya yang sangat memanjang. Terlepas dari kontrol tektonik yang memunculkan serangkaian ruang magma terkait yang bersama-sama terdiri dari intrusi, tipe batuan, komposisi mineral dan bentuk badan bijih mineral. Intrusi ini berkembang sebagai serangkaian ruang yang awalnya terisolasi. Keterkaitan dinamis antara kristalisasi dan pelepasan magma memunculkan suksesi unit siklik dalam urutan ultramafik. Panjang keseluruhan Great Dyke (sekitar 550 km) dihubungkan pada tingkat yang sesuai dengan puncak Urutan Ultramafic dan pada tahap masuknya magma baru berhenti dihentikan. Magma awal dari Great Dyke adalah magnesia tinggi (15,6% MgO), yang relatif kaya akan silika, namun dengan awal 87 Sr / 86Sr rendah mengindikasikan kontaminasi kerak rendah. Berbagai proses utama pencampuran magma dihasilkan dari magnetisasi magnetisme pada elemen kelompok platinum.
d. Anorthosites-Titanium Merupakan produk dari segregrasi magma berupa titanium-bearing magnetite and hematite, yang terdiri dari ilmenite (FeTiO3) atau rutile (TiO2). Assosiasi mineral pembawa titanium dengan konsentrasi yang significant terdapat pada magmatic anorthosites (plagioklas An90-100). Magmatic anorthosites ini dapat berupa 2 jenis, yaitu :
- Pada bagian atas suatu lapisan batuan mafic (Layered Mafic Intrusions), terbentuk setelah mineral-mineral mafik terkristalkan dan mengendap, terbentuk akibat mengapungnya kristal-kristal plagioklas pada dapur magma.
- Pada batuan anorthite massif, yang terdapat dalam bentuk pluton yang mengandung plagioklas andesine atau labradorite (An35-65).
e. Kimberlites-Diamond Sedangkan pada kerak samudera (ophiolite complex), bentuk endapan magmatic dapat dijumpai berupa Podiform (Alpine-type) (Alpine-type) Chromite. Erupsi magma yang sangat kuat membawa batuan vulkanik yang mengandung intan ke permukaan bumi dengan kecepatan erupsi 10-30km/jam (Eggler, 1989) dan akan semakin cepat jika telah mendekati permukaan. Jalannya erupsi magma membentuk pipa vulkanik. Pipa vulkanik inilah yang merupakan lokasi sumber intan pertama. Bebatuan yang mengandung intan
3.Asteroid Impact Diamonds 4.Diamond Formed in Space
Gambar 5. Bentuk Endapan Kimberlite
• Amphibole and biotite minor (sebagai aksesoris). • Sejumlah kecil quartz, apatite, and potassium feldspar yang berkembang pada hydrous phases. • Alterasi secara sistematik terbentuk akibat aliran fluida padasesar dan fractures.
- Olivin terubah menjadi mineral-mineral serpentin, magnetit, danminor kalsit. - Plagioklas terubah menjadi epidot, mineral lempung, serisit, dankalsit. - Piroksen terubah menjadi aktinolit/tremolit, serpentin, talk, danklorit. - Biotite terubah menjadi klorit. - Karakteristik Mineral • Iron, nickel, and copper umumnya u mumnya intergrown. • Pada batuan dengan kandungan mineral sulfida lebih lebih kecil dari 10% volume akan berbentuk disseminated dengan ukuran mineral sulfida yang halus (< 1 mm) sampai kasar (> 5 mm). • Pada batuan yang mengandung mineral sulfida 10-60 % volume akan mengandung aggregrat mineral-mineral sulfida. • Pada batuan yang mengandung mineral sulfida > 60 % volume akan berbentuk massive massive ore, dimana sulfide minerals akan berupa matriks dalam batuan. • Kandungan sulfur secara keseluruhan dapat mencapai 34 and 40 % berat; dan sisanya (60 66) % berat merupakan Besi (Fe), Copper (Cu) dan nickel (Ni).
biasanya berasosiasi (berhubungan) secara spasial dengan intrusi plutonik dengan komposisi granitik. A. Ganesa Pada larutan sisa kristalisasi dengan kandungan silikat rendah yang memungkinkan meningkatnya keterdapatan air dan volatile menurunkan viskositas larutan dan titik beku mineral-mineral menyebabkan pegmatitik terbentuk (Bateman, 1981). Lebih jauh mungkin saja terbentuk suatu zona transisi (Aqueo-igneous stage), pegmatitic quartz lebih lanjut dapat menyebabkan terbentuknya hydrothermal quartz vein pembawa mineral ore. Lutton (1959) memperlihatkan keberadaan granite pegmatite quartz molybdenite veinlet di sekitar endapan porphyry endapan porphyry molybdenum system. system. Silitoe (1973) menggunakan kehadiran pegmatites pada porphyry copper mineralization untuk menjelaskan indikasi bahwa pembentukannya dapat terjadi pada deep epizonal system. system. Hal ini membuktikan bahwa kehadiran pegmatite dapat digunakan sebagai penjelasan adanya wilayah transisi dari kondisi magmatik menuju kondisi lingkungan hydrothermal. B. Tipe dan Bentuk Endapan Pegmatit
yang kemudian menghasilkan suatu sistem yang memisahkan leburan dengan fluida aqueous.
-
Sn,
Li,
U),
variasi
mineral
cukup
banyak
(berylniobite-tantalite-perthite-
cassiteriteuraninite-gems), ukuran butir kasar. Core zone, didominasi oleh kuarsa.
C. Karakteristik Endapan Pegmatik Pegmatites mengandung logam langka langka dan sumber daya berharga dalam jumlah yang yang relatif menarik dari pegmatites granitik secara keseluruhan. Badan pegmatite sering terjadi atau ditemukan pada batuan metamorf. Pegmatik berhubungan erat dengan batuan beku yang berasal be rasal dari pencairan sedimen yang sudah ada sebelumnya atau batuan beku yang sudah ada sebelumnya. Sedimen biasanya meliputi greywackes dan shales, batuan beku lebih bervariasi. Kedua prekursor magma dan batuan granit ini dapat dibedakan berdasarkan komposisi kimia dan isotop batuan. Metamorfosis batuan pelitik akan menghasilkan sekis dan gneisses, yang umumnya kaya akan muskovit. Kenaikan lebih lanjut pada kondisi P-T dapat mengakibatkan kerusakan muskovit dan pelepasan fase cairan kaya air. Muscovite adalah reservoir utama unsur langka Li, Rb, Cs, Be, dan Ba di bebatuan tersebut. Oleh karena itu, tidak hanya air tapi juga unsur-unsur ini dimobilisasi selama kondisi metamorfik tinggi. Diperkirakan bahwa Ta berasal dari ilmenit (nominally FeTiO3) yang juga umum terjadi pada metapelites. Kemudian, rangkaian lengkap elemen pegmatites LCT dapat dijelaskan dengan mencairnya batuan metapelitik.
deposit Li-Cs-Ta terjadi paling jauh (sampai 10 km) dari granit induk. Batuan inang metasomatik merupakan indikasi pegmatite elemen langka di dekatnya. Area metasomatik dapat diidentifikasi dengan geokimia mereka: kandungan Li, Rb, Cs, B, dan F yang tinggi; dan dengan mineralogi mereka: adanya turmalin, (Rb, Cs) -enriched biotite, holmquistite, muskovit, dan jarang garnet.
Gambar 7. Geokimia endapan Pegmatite dari Ijero-Eketi
3. Endapan Greissen
cair sebagai fase hidrotermal.Sistem endapan greisen biasanya beraosiasi dengan beberapa unsur yaitu Sn,W, Mo, Be, Bi, Li dan F. A. Ganesa Sistem ini dapat terbentuk dalam dua tipe yaituendogreisen dimana fluida tetap didalam batuan granitiknya tipe ini jugadisebut sistem tertutup. Kemudian tipe eksogreisen dimana fluida keluar melalui rekahan-rekahan yang ada pada batuan samping tipe ini juga disebutsebagai sistem terbuka.Untuk endapan timah yang berkaitan dengan intrusi granit dan greisen sangattergantung dari faktor tipe granitnya. Tipe Granit dapat dibedakan menjadi duatipe yaitu granit tipe S dan granit tipe I. Untuk granit yang biasanya berkaitandengan endapan timah adalah granit tipe S. Hal ini berkaitan dengan geokimia magma pembawa timah
B. Tipe-tipe dan Bentuk Greisen
C.Karakteristik Endapan Greisen - Terbentuk pada kontak bagian atas antara intrusi granit, kadang-kadangmuncul berupa stockwork. - Mineralisasi muncul secara irregular (tidak beraturan) yangterkonsentrasi pada sekitar zona kontak. - Host rock menunjukkan komposisi granitik dan berkembang sampaikedalaman 10-100 m sebelum bergradasi menuju zona alterasifeldspatik (albitization-microclinization) dan batuan granit (freshgranite). - Fluida pegmatitik sering migrasi pada bagian atas intrusi dan kadang-kadang mengisi sebagai intrusi-intrusi (stock) di sepanjang batas tubuhgreisen. - Endapan timah greisen kemungkinan terbentuk pada bagian atas suatu pluton granit yang kontak dengan batuan yang impermeable sehinggaterakumulasi mineral-mineral sebagai produk dari kristalisasi awal - Karakteristik Mineral Pada endapan greisen, sering ditemukan mineral-mineral dengan unsur berat seperti korondum, kuarsa, muskovit dan topas namun sedikitdijumpai turmalin, rutil, flourit, kasiterit, wolframit dan magnetit. Adapunhimpunan mineral pada greisen adalah kuarsa-
perubahan kandungan batuan sedimen yang kaya karbonat, besi, dan magnesium menjadi kaya akan kandungan Si, Al, Fe dan Mg dimana proses yang bekerja berupa metasomatisme pada intrusi atau di dekat intrusi batuan beku (Best 198 2). A. Ganesa Endapan skarn terbentuk sebagai efek dari kontak antara larutan hidrothermal yang kaya silika dengan batuan sedimen yang kaya kalsium. Proses pembentukannya diawali pada keadaan temperatur 400°C – 650°C dengan mineral-mineral yang terbentuk berupa mineral calc-silicate seperti diopsid, andradit, dan wollastonit sebagai mineral-mineral utama pembawa mineral bijih (Einaudi et al. 1981). Tapi terkadang dijumpai juga pembentukan endapan skarn juga terbentuk pada temperatur yang lebih rendah, seperti endapan skarn yang kaya akan kandungan Pb-Zn (Kwak 1986). Pengaruh tekanan yang bekerja selama pembentukan endapan skarn bervariasi tergantung pada kedalaman formasi batuan. Terdapat tiga tahap pembentukan endapan skarn yaitu:
Tahap 1 Terjadi rekristalisasi pada batuan di sekitar intrusi yang disebabkan oleh kontak intrusi dengan batuan yang menghasilkan marmer dari batugamping, batuan hornfels dari batuserpih, kuarsit dari batupasir. Reaksi skarn dapat terjadi di sepanjang kontak litologi. Dapat dijumpai adanya kandungan mineral-mineral talk dan wollastonit pada batu
anhydrous dan terbentuk mineral oksida besi seperti magnetit, kasiterit dan sulfida lainnya mulai terbentuk. Tahap 3 Merupakan tahapan retrograde yang retrograde yang berasosiasi dengan proses pendinginan magma dan pembentukan alterasi hydrous terhadap mineral-mineral skarn yang terbentuk serta bagian-bagian intrusi tertentu akibat adanya sirkulasi air meteorik. Kandungan kalsium cenderung akan mengalami peluruhan dan volatil-volatil akan mulai terbentuk terbentuk membentuk mineral epidot yang rendah kandungan besi, klorit, aktinolit dan mineralmineral lainnya. Akibat adanya pendinginan suhu menghasilkan presipitasi mineralmineral sulfida. Alterasi umumnya mengubah mineral-mineral skarn yang terbentuk pertama kali dan mengendapkan silfida. Pada kontak marmer mungkin terjadi neutralisasi larutan hidrothermal dan terjadi perkembangan pengendapan mineralmineral bijih dengan kandungan yang tinggi.
B. Tipe-tipe dan Bentuk Endapan
Gambar 8 a.b. Bentuk Endapan Skarn
Klasifikasi skarn deskriptif dapat didasarkan pada mineral ekonomi yang dominan. 1. Skarns Besi Deposito skarn terbesar, dengan jumlah di atas 500 juta ton. Mereka ditambang untuk
stockwork, rekahan rapuh, breksiasi dan alergen hidrotermal intens. Fitur-fitur ini semuanya menunjukkan lingkungan yang relatif dangkal. Lapisan tembaga terbesar bisa melebihi 1 miliar ton dan dikaitkan dengan deposit tembaga porfiri 5. Seng Skarns Sebagian besar terjadi pada pengaturan kontinental yang terkait baik dengan subduksi atau perpecahan. Mereka juga ditambang untuk timbal dan perak, dan bermutu tinggi. Mereka membentuk zona distal pada batuan beku terkait. 6. Molibdenum Skarns Sebagian besar terkait dengan mineral granular (kekurangan mineral feromagnes) dan bentuk graade tinggi, endapan kecil. logam lain juga umumnya terkait, yang paling umum adalah Mo-W-Cu skarns 7. Tin Skarns Ini hampir secara eksklusif terkait dengan granit silika tinggi yang dihasilkan oleh lelehan parsial kerak benua. Perubahan Greisen dengan fluor menghasilkan mika kekuningan yang khas.
C. Karakteristik Endapan Skarn Endapan skarn dapat diklasifikasikan berdasarkan dari batuan asal yang tergantikan dengan istilah eksoskarn dan endoskar n yang digunakan pada batuan yang tergantikan.
Selain pada batuan induk yang tergantikan serta suhu pembentukannya, endapan skarn juga dapat diklasifikasikan berdasarkan kehadiran mineral-mineral logam dominan yang dijumpai. Seperti klasifikasi kondisi lingkungan dari kandungan metal utama pada endapan skarn (Modifikasi dari Einaudi et al. 1981 and Einaudi & Burt 1982). Dari pengamatan yang dipaparkan oleh Berger et al (2008) dan Murakami (2005) hal yang perlu diamati pada endapan skarn yaitu host rock, asosiasi mineral bijih, gangue, alterasi, kenampakan tekstur alterasi dan tubuh gangue/urat dan struktur tubuh urat/gangue. Formasi skarn mencakup hampir seluruh lingkungan pembentuk bijih potensial. Sebagian besar studi geokimia dari deposit skarn berfokus pada ekuilibrium fase mineral, inklusi fluida, penyelidikan isotop sumber dan jalur fluida, dan penentuan anomali eksplorasi dan tingkat latar belakang. Studi ekuilibrium fase eksperimental sangat penting untuk memahami reaksi mineral individu. Studi semacam itu dapat diperluas dengan menggunakan data termodinamika untuk memasukkan komposisi variabel). Pendekatan lain adalah menggunakan database termodinamika yang konsisten untuk memodelkan solusi pembentuk skarn yang potensial (misalnya Flowers dan Helgeson, 1983; Johnson dan Norton, 1985; Ferry dan Baumgartner, 1987). Fraksinasi unsur antara mineral (misalnya Ca: Mg dalam karbonat, Bowman et al., 1982; Bowman dan Essene, 1984) juga dapat digunakan untuk memperkirakan kondisi pembentukan skarn.
5. Endapan Porfiri Endapan porfiri adalah suatu endapan primer (hipogen) yang berukuran relatif besar dengan kadar rendah sampai medium, Pada umumnya dikontrol oleh struktur geologi, Secara spasial dan genetik berhubungan dengan intrusi porfiritik felsik sampai den gan intermediet. Sistem porfiri secara umum memiliki tiga ciri utama: (Franco Pirajno)
Ukuran volume endapan besar, hal ini deipengaruhi oleh hasil mineralisasi alterasi hidrotermal.
Mineralisasi bersifat spasial dan genetis terkait dengan badan intrusi yang memiliki struktur porfiritik, sehingga dinamakan porfiri. Tekstur porfiritik adalah kristal-kristal kasar (phenocyst) pada masa dasar (matriks) yang halus.
Adanya vein dan veinlets membentuk stockwork, di dalamnya terjadi menyebar mineral sulfide (Fe, Cu, Mo, Zn serta Au dan Mineral W, Bi, Sn) Sistem porfiri dapat ditemukan di sepanjang jalur pasifik, pada kepulauan Asia tengah, Asia
tenggara, busur Carpathian di Eropa Timur, serta Amerika (Barat laut dan selatan Amerika). (dapat dilihat pada gambar 1)
Porfiri dapat dikarakteristikan dalam hal setting tektonik, kandungan logam, pola perubahan alterasi hidrotermal dan sifat alami dari granit yang berasosiasi.Franco Pirajno dalam bukunya yang merujuk pada Sedorff dan kawan-kawan (2005) mengatakan bahwa, system porfiri terbagi menjadi lima kelasberdasarkan kandungan logamnya:
Porfiri Tembaga (Cu)
Porfiri Molibdenum (Mo)
Porfiri Tungsten (W)
Porfiri Timah (Sn)
Porfiri Emas (Au)
banwang.Mineralisasi cenderung membentuk area seperti kulit bawang: inti mineral yang lemah, dimana mineral pirit lebih dominan, kemudian dikelilingi zona yang secara berurutan didominasi oleh molibdennit, kalkopirit dan pirit.
alkalic dicirikan dengan adanya dike yang umumnya berhubungan dengan batholith mesozonal, alterasinya adalah potasik, propilitik, diikuti alkali metasomisme, dan yang paling utama adalah sodic dan/atau potasik. Umumnya deposit Cu-Au terdapat dalam breksi dan/atau rekahan batuan yang besar. Zonasi mineral terdiri dari kalkopirit + magnetit dan gradasi bornit sampai pirit. (Franco Pirajno) Tipe endapan porfiri sangat banyak, dipengaruhi oleh setting tektonik, morfologi dan struktur, komposisi dan alterasi mineral, sangat mustahil menggeneralisasi hanya dengan satu model untuk mendiskripsikan system porfiri. Sutherland Brown (1976 dan Nielsen (1976) mengklasifikasikan system porfiri berdasarkan morfologi dan posisinya pada kerak bumi: (1) Plutonik; (2) Hipabisal; (3) volkanik. Berdasarkan kriteria yang sama, McMillan dan Panteleyev (1980) mengklasifikasikan system porfiri menjadi: plutonik, volkanik, dan klasik. (dapat dilihat pad a gambar 3)
6. ENDAPAN EPITERMAL
Endapan epitermal terbentuk pada system hidrotermal dengan kedalaman yang dangkal berkisar 50-1500 m dari permukaan bumi. Temperatur pembentukan endapan ini berkisar 150o300o C, kandungan logam ekonomis yang utama adalah emas (Au). Mineralisasi epitermal memiliki fitur umum seperi hadirnya kalsedonik quartz, kalsit, breksi hidrotermal. Asosiasi elemen juga menjadi salah satu ciri endapan epitermal, yaitu dengan elemen bijih seperti Au, Ag, As, Sb, Hg, Tl, Te, Pb, Zn dan Cu. (Slide materi kuliah Genesa Bahan Galian, Dr.Eng. Syafrizal., ST., MT)
Tatanan tektonik:
Tektonik: -
Vulcano-plutonic arcs (busur kepulauan/ benua) yang berasosiasi dengan zona subduksi.
-
Umumnya endapan epitermal di Western Pacific terbentuk pada Miocene akhirPliocene-Quarternary
-
Sedangkan di Western America berumur relatif lebih tua (Cretaceous awal-Miocene Akhir).
Host Rock Umumnya terjebak dalam batuan volkanik
3. Epitermal Low Sulfdation (terbentuk pada sistem geothermal) Dua tipe utama endapan epitermal diklasifikasikan berdasarkan pada sifat kimia fluida dan berdasarkan pada alterasi mineralogi. Endapan HS dicirikan oleh kumpulan minera sulfide enargit, luzonit, kovelit, dan pirit; endapan LS dicirikan oleh pirit, pirrotit, arsenopirit, dan sfalerit rendah-Fe; endapan IS dicirikan oleh tennatit, tetrahedrite, kalkopirit dan sfalerit kaya-Fe.
dengan zona uap-panas ini adalah steaming ground, mud volcanoes, dan collapse craters, yang teralterasi-lempung. Pada sisi yang berseberangan, sistem volkanik-hidrotermal terbentuk di lokasi yang proksimal dengan volcanic vent . Ekspresi permukaannya adalah fumarola bertemperatur tinggi dengan kondensasi air yang sangat asam. Fluida asam dan teroksidasi ini jauh dari kondisi kesetimbangan dengan host-rock). Kuatnya kontrol struktur menyebabkan fluida pada sistem ini mengalir ke atas dengan cepat, menghasilkan sistem reaktif yang didominasi oleh fluida. Sumber intrusi di sistem ini bisa sangat dangkal, bahkan bisa tererupsi ke permukaan. Sistem volkanik-hidrotermal sangat berbeda karakternya dengan sistem geotermal pasangannya, walaupun keduanya dapat terbentuk bersamaan dan berdampingan dalam jarak yang relatif dekat. Pada beberapa kasus, terdapat zona transisi ke arah bawah dari lingkungan geotermal ke lingkungan volkanik-hidrotermal, pada kedalaman hanya 1-2 km, di mana fluida asam hipogen naik di sepanjang fractures atau retas dangkal, ke sistem geotermal yang ada di atasnya. Umumnya zona transisi ini direpresentasikan oleh zona hidrolisis, yang disebut primary neutralization. Sistem volkanik-hidrotermal meluas mulai dari lingkungan degassing magma hingga ke fumarola dan mata-air asam, yang merupakan lingkungan pembentukan bijih porfiri dan/atau
silica yang kemudian terkristalisasi menjadi quartz. Zona silisik membenutk inti dari halo alterasi advanced argillic, dan berfungsi sebagai akuifer bagi fluida yang terbentuk kemudian (fluida tahap akhir). Fluida ini komposisinya berbeda dengan fluida tahap awal; tingkat keasaman dan oksidasi lebih rendah, dan juga relative saline; yang akan mengendapkan mineral-mineral sulfide, atar lain enargit dan pirit.
Gambar 17. Ilustrasi interaksi fluida pada sistem epitermal.(Slide materi kuliah Genesa Bahan Galian, Dr.Eng. Syafrizal., ST., MT)
Gambar 19. Tabel kontrol bijih (mineralisasi). (Slide materi kuliah Genesa Bahan Galian, Dr.Eng. Syafrizal., ST., MT)
Pada lingkungan geothermal, cairan yang bertanggungjawab pada pembentukan bijih vein dan disseminated LS, memiliki salinitas yang yang rendah. Mineral-mineral bertingkat sulfidasi rendah yang terbentuk dari air dengan pH netral dan tereduksi ini kondisinya setimbang dengan mineral-mineral alterasi host-rock. Sedangkan salinitas fluida yang membentuk endapan IS sedikit lebih tinggi daripada yang membentuk LS, dan mineral sulfidanya mengindikasikan tingkat sulfidasi yang tidak benar-benar setimbang dengan host-rock. Endapan HS dan LS juga sangat jelas dapat dibedakan berdasarkan mineralogi alterasi hipogen. Urat quartz-adularia-karbonat dengan halo sirisik atau lempung sering berfungsi sebagai host pada bijih LS, yang kontras dengan leached silicic host pada bijih HS yang umumnya mengandung halo quartz-alunit-pirofilik. Mineralogi alterasi IS umumnya mirip dengan endapan LS,
Gambar 23. Penampang umum pola alterasi pada sistem LS, memperlihatkan variabel bentuk dengan bertambahnya kedalaman, dan zona alterasi tipikalnya, meliputi sinter, selimut alterasi uap-panas advanced argillic (AA) dan silisifikasi muka air tanah.(http://sukashareee.blogspot.co.id/2015/11/sistem-dan-produk-akhir-endapan.html) tanah.(http://sukashareee.blogspot.co.id/2015/11/sistem-dan-produk-akhir-endapan.html)
Endepan Sekunder
Endapan sekunder adalah endapan yang terbentuk akibat konsentrasi mineral berharga (bijih) yang berasal dari perombakan batuan asal melalui beberapa mekanisme antara lain: -
Pelapukan (perombakan) batuan asal
-
Perpindahan tempat (transportasi)
-
Pemisahan (sorting)
-
Pengkayaan (konsentrasi)
Berdasarkan pembagian (pengelompokan), endapan sekunder dibagi menjadi dua: -
Endapan Sedimenter
-
Endapan Laterit
monazite[(Ce,La,Nd,Th)PO4],
platinum,
rutil
(TiO2),
xenotim[Y(PO4)]
dan
zirkon
(ZrSiO4), serta batu mulia(garnet, ruby, sappire, dll). Endapan Placer Residual adalah Endapan ini terbentuk di atas batuan asal.Akibat penguraian dan penghancuran secara mekanisbatuan asal mengalami perombakan ukuranbutir yang lebih kecil atau halus. Fragmen yang relatif lebih ringan dan mudah larutakan tertransportasi konsentrasi mineral berat.Morfologi atau topografi yang relatif datar.Pada topografi miring , terjadi perpindahan konsentrasi mineral berat (residual) endapaneluvial (collovial). Faktor pengontrol : 1. Ketahanan terhadap pelapukan secara kimia 2. Tidak mengalami penguraian (deformasi) komposisi kimia 3. Ketahanan pelapukan secara mekanis (fisik) tidak men galami kerusakan secara fisik 4. Konsentrasi gravitasi secara alamiah (perbedaan berat jenis) memungkinkan terjadinya pengendapan kembali untuk mencapai konsentrasi yang ekonomis 5. Media transportasi (solid, air, dan gas/udara) 6. Perangkap atau lingkungan pengendapan (http://valentinomalau31.blogspot.co.id/2010/12/endapan-mineral.html)
butirnya menjadi lebih kecil atau halus, kemudian fragmen yang relative lebih ringan dan mudah larut akan tertransportasi (konsentrasi mineral berat). Pada topografi yang miring, terjadi perpidahan konsentrasi mineral berat (residual), produk akhirnya adalah endapa eluvial.
Gambar 28. Sketsa daerah keterdapatan endapan placer residual dan eluvial. (Slide materi kuliah Genesa Bahan Galian, Dr.Eng. Syafrizal., ST., MT)
-
Endapan placer alluvial
Gambar 29. Natural Riffle. (Slide materi kuliah Genesa Bahan Galian, Dr.Eng. Syafrizal., ST., MT)
Perangkap alamiah
Gambar 30. Pengendapan pada lubang (perangkap) di dasar sungai/air terjun.
Gambar 32. Pengendapan pada Meander. (http://famoustreehk.blogspot.co.id/)
-
Endapan Pantai (beach placer) dan endapan lepas pantai (offshore placer) Endapan pantai yang ekonomis terendapkan pada sepanjang garis pantai, daeah muara sungai atau reworking dari endapan yang lebih tua, dimana pergerakan muka air laut dan ombak memegang peranan yang penting. Sedangkan endapan lepas pantai (offshore placer) dipengaruhi oleh arus bawah laut. Endapan Timah di pulau Bangka mineralisasi berlangsung di sekitar badan granit, dengan demikian deposit diketemukan di daerah kontak (contact zone). Hal yang mirip
Tingkat erosi terhadap deposit primer berlangsung dengan tingkat intesitas yang berbeda antara satu pulau timah dan pulau timah lainnya. Pulau Bangka dalam masa tersier dan periode kwarter, berada dalam altitute yang tinggi, oleh karena itu erosi nampaknya berjalan dengan sangat intensif, hal mana menyebabkan terbentuknya cebakan timah sekunder di sungai-sungai purba, yang bukan saja kaya, tetapi juga dalam jumlah yang besar dan dapat ditemukan di banyak tempat baik pada daratan maupun di daerah lautan. Penyebaran konsentrasi lapisan pasir bertimah (tin bearing sand) baik vertikal maupun lateral dalam banyak hal sangat dipengaruhi oleh gejala naik turunnya permukaan laut (sea level chenges), antara lain karena glasiasi dalam masa pleistocene, yang mana diperkirakan terayun dari 100 m di atas permukaan laut sekarang. Pada hakekatnya proses yang terjadi pada penyusunan endapan timah alluvial di darat, adalah sama dengan yang membentuk deposit timah alluvial di laut. Namun kejadian, baik vertikal maupun lateral, telah mengalami pengulangan-pengulangan proses, sehingga penyebarannyapun bersistimasi tidak sesederhana yang ditemukan di daratan sekarang.
pelapukan yang terjadi pada daerah tropis, endapan laterit cenderung berkadar rendah dengan jumlah yang melimpah. Pada proses laterisasi terjadi pelarutan beberapa mineral yang mudah terlarut seperti Na, K, Mg, Ca dan beberapa Si serta meninggalkan men inggalkan mineral yang sukar larut seperti Fe dan Al sehingga terakumulasi.
Endapan laterit residual
Endapan emas laterit Endapan ini dapat diklasifikasikan berdasarkan distribusi emas pada profil pelapukan yang bergantung pada sejarah paleo-climatic, yaitu:
Endapan iklim savanna (tropis lembab) dimana Au menurun, tetapi hadir sebagai residual pada profil
Endapan pada iklim hutan hujan tropis, dimana duricrust menurun, tetapi Au terkayakan pada horison ferruginous.
Endapan dengan lingkungan semi arid dimana remobilitas postlateritik te;ah menghasilkan pengayaan Au pada berbagai horizon pada profil pelapukan.
Endapan besi laterit Besi dan alumina laterit tidak dapat di pisahkan dari proses pembentukan nikel laterit, salah satu produk laterit adalah besi dan almunium. Pada profil laterit terdapat zona-zona di antaranya zona limonit. Zona ini menjadi zona
besi laterit berasosiasi dengan batuan peridotit yang telah mengalami pelapukan. Proses pelapukan berjalan secara intensif karena k arena pengaruh faktorfaktor kemiringan lereng yang relative kecil, air tanah dan cuaca, sehingga menghasilkan
tanah
laterit
yang
kadang-kadang
masih
mengandung
bongkahan bijih besi hematite/goetit h ematite/goetit berukuran kerikil – kerikil – kerakal. kerakal. Besi Laterit merupakan jenis cebakan endapan residu yang dihasilkan oleh proses pelapukan yang terjadi pada batuan peridotit/piroksenit dengan melibatkan dekomposisi, pengendapan kembali dan pengumpulan secara kimiawi. Bijih besi tipe laterit umumnya terdapat didaerah puncak perbukitan yang relative landai atau mempunyai kemiringan lereng dibawah 10%, sehingga menjadi salah satu factor utama dimana proses pelapukan secara kimiawi akan berperan lebih besar daripada proses mekanik. Sementara struktur dan karakteristik tanah relative dipengaruhi oleh daya larut mineral dan kondisi aliran air tanah. Adapun profil lengkap tanah laterit tersebut dari bagian atas ke bawah adalah sebagai berikut : zone limonit, zone pelindian (leaching zone) dan zone saprolit yang terletak di atas batuan asalnya (ultrabasa). Besi latert terbentuk dari pelapukan mineral utama berupa olivine dan piroksin. Mineral ini merupakan golongan mineral oksida hidroksida non silikat, mineral ini terbentuk dari unsur besi dan oksida atau FeO( ferrous
jenis berkisar antara 2,5 – 2,6. Bauksit merupakan bahan yang heterogen, yang mempunyai mineral dengan susunan terutama dari oksida aluminium, yaitu berupa mineral buhmit (Al2O3H2O) dan mineral gibsit (Al2O3 .3H2O). Secara umum bauksit mengandung Al2O3 sebanyak 45-65%, SiO2 1-12%, Fe2O3 225%, TiO2 >3%, dan H2O 14-36%. Bauksit bisa sangat keras, tetapi umumnya cukup lembut dan seperti tanah liat. Muncul dalam warna yang berbeda, termasuk, coklat, tan, kuning, merah, putih dan berbagai kombinasi. Namun lebih sering muncul dengan tanpa warna dibandingkan dengan warna kemerahan, yang sesuai dengan jumlah kandungan oksida besinya. Bauksit ada dalam tiga bentuk: pisolitic longgar, dengan butir marmer ukuran kecil dan bulat, disemen pisolitic, dengan butiran kecil yang disemen bersama-sama, dan tubular, potongan yang lebih besar dengan rongga tidak menentu. Mineralogi dan Kandungan Kimia Bauksit adalah batuan sedimen, sehingga tidak memiliki rumus kimia yang tepat. Hal ini terutama terdiri dari mineral alumina yang terhidrasi seperti gibsit Al(OH)3 atau Al2O3. 3H2O)] dalam deposit (endapan) tropis yang lebih baru, atau keadaan subtropis, endapan bauksit memiliki mineral utama boehmite γ-AlO(OH) atau Al2O3.H20] dan beberapa-diaspore beberapa-diaspore α AlO(OH) atau Al2O3.H20]. Komposisi kimia rata-rata rata-rata
Endapan Bauksit Bauksit ditemukan dalam empat jenis deposit meliputi endapan: selimut, saku, interlayered, dan detrital. Endapan Selimut adalah lapisan datar bauksit, rata-rata 4-6 meter tebal, tetapi aa juga endapan selimut yang memiliki ketebalan dari satu meter sampai empat puluh meter (1-40 meter). Endapan Selimut terutama terjadi di Afrika Barat, Australia, Amerika Selatan dan India. Endapan Pocket (saku), sebagai nama akan berarti, adalah kantong-kantong bauksit di dalam tanah, mulai dari kurang dari 1-30 meter. Mereka dapat ditemukan terisolasi atau sebagai endapan tumpang tindih. Endapan Pocket ditemukan di Jamaika, Hispaniola, dan Eropa Selatan. Endapan Interlayered pernah ada sebagai jenis lain batu, tapi seiring waktu telah tertutupi dan dikemas ke bawah. Mereka kemudian lebih terkompresi daripada jenis lain yang dipersamakan. Endapan Interlayered terjadi di Amerika, Suriname, Guyana Brazil, Rusia, Cina, Hongaria dan deposito Mediterranean. Detrital tidak sangat umum. Endapan detrital terbentuk ketika bauksit dari jenis endapan lain mengikis dan membangun tempat lain. Endapan detritial hanya substansial dan terletak di Arkansas. Bauksit ditemukan terutama di daerah tropis dan subtropis di dekat khatulistiwa, namun ada beberapa daerah di Eropa yang mengandung
1. Adanya batuan yang mudah larut dan menghasilkan batuan sisa yang kaya alumunium. 2. Adanya vegetasi dan bakteri yang mempercepat proses pelapukan. 3. Porositas batuan yang tinggi, sehingga sirkulasi air berjalan dengan mudah. 4. Adanya pergantian musim (cuaca) hujan dan kemarau (kering). 5. Adanya bahan yang tepat untuk pelarutan. 6. Relief (bentuk permukaan) yang relatif rata, yang mana memungkinkan terjadinya pergerakan air dengan tingkat erosi minimum 7. Waktu yang cukup untuk terjadinya proses pelapukan. Bauksit yang terkandung di bumi nusantara, jenis mineralnya adalah gibsit, dengan kadar utama alumina, kuarsa, dan silika aktif. Biji bauksit laterit terjadi di daerah tropis dan sub tropis serta membentuk perbukitan landai, yang memungkinkan terjadinya pelapuk yang cukup kuat. Bauksit terbentuk dari batuan yang mempunyai kadar aluminium tinggi, kadar Fe rendah dan sedikit kadar kuarsa bebas. Batuan yang memenuhi persyaratan itu antara lain nepelin syenit dan sejenisnya yang berasal dari batuan beku, batuan lempung/ serpih. Batuan itu akan mengalami proses laterisasi (proses
Gambar 34. Profil Endapan bauksit laterit. (Slide materi kuliah Genesa Bahan Galian, Dr.Eng. Syafrizal.,ST., MT)
Berdasarkan cara terjadinya, endapan nikel dapat dibedakan menjadi 2 macam, yaitu endapan sulfida nikel – nikel – tembaga tembaga berasal dari mineral pentlandit, milerit, yang terbentuk akibat injeksi magma dan konsentrasi residu (sisa) silikat nikel hasil pelapukan batuan beku ultramafik yang sering disebut endapan nikel laterit. Menurut Bateman (1981), endapan jenis konsentrasi sisa dapat terbentuk jika batuan induk yang mengandung bijih mengalami proses pelapukan, maka mineral yang mudah larut akan terusir oleh proses erosi, sedangkan mineral bijih biasanya stabil dan mempunyai berat jenis besar akan tertinggal dan terkumpul menjadi endapan konsentrasi k onsentrasi sisa. Proses
pelapukan
dimulai
pada
batuan
ultramafik
(peridotit,
dunit,
serpentinit), dimana batuan ini banyak mengandung mineral olivin, piroksen, magnesium silikat dan besi silikat, yang pada umumnya mengandung 0,30 % nikel. Batuan tersebut sangat mudah dipengaruhi oleh pelapukan lateritik (Boldt ,1967). Proses laterisasi adalah proses pencucian pada mineral yang mudah larut dan silika dari profil laterit pada lingkungan yang bersifat asam, hangat dan lembab serta membentuk konsentrasi endapan hasil pengkayaan proses laterisasi pada unsur Fe, Cr, Al, Ni dan Co (Rose et al., 1979). Air permukaan yang mengandung CO2 dari atmosfer dan terkayakan kembali
Boldt (1967), menyatakan bahwa proses pelapukan dimulai pada batuan ultramafik (peridotit, dunit, serpentin), dimana pada batuan ini banyak mengandung mineral olivin, magnesium silikat dan besi silikat, yang pada umumnya banyak mengandung 0,30 % nikel. Batuan tersebut sangat mudah dipengaruhi oleh pelapukan lateritik. Air tanah yang kaya akan CO2 berasal dari udara luar dan tumbuh – tumbuh – tumbuhan, tumbuhan, akan menghancurkan olivin. Terjadi penguraian olivin, magnesium, besi, nikel dan silika kedalam larutan, cenderung untuk membentuk suspensi koloid dari partikel – partikel silika yang submikroskopis. Didalam larutan besi akan bersenyawa dengan oksida dan mengendap sebagai ferri hidroksida. Akhirnya endapan ini akan menghilangkan air dengan membentuk mineral – mineral – mineral mineral seperti karat, yaitu hematit dan kobalt dalam jumlah kecil, jadi besi oksida mengendap dekat dengan permukaan tanah. (http://www.tukangbatu.com/2015/11/nikel-laterit.html)
Profil laterit dapat dibagi menjadi beberapa zona. Profil nikel laterit tersebut didiskripsikan dan diterangkan oleh daya da ya larut mineral dan kondisi aliran air tanah.
Gambar 37. Profil Endapan nikel laterit. (http://www.tukangbatu.com/2015/11/nikel-laterit.html)
Gambar 39. Mobilitas unsur pada endapan nikel laterit.(Slide materi kuliah Genesa Bahan Galian, Dr.Eng. Syafrizal., ST., MT)
Gambar 41. Model geomorfologi endapan nikel. (Slide materi kuliah Genesa Bahan Galian, Dr.Eng. Syafrizal., ST., MT)
