BAB I

PENDAHULUAN

Laju pertumbuhan penduduk dunia yang terus meningkat disertai standar hidup

masyarakat yang semakin tinggi, menyebabkan kebutuhan produksi untuk semua

jenis mineral juga terus meningkat. Pada saat bersamaan, usaha pencarian

cadangan bijih menjadi semakin kompleks. Semakin jarang ditemukan cadangan

yang tersingkap di permukaan, sehingga pencarian terutama ditujukan pada

cadangan yang berada di bawah permukaan. Ini pun semakin lama semakin dalam

dan semakin dalam.

Untuk itulah, dibutuhkan kerja lebih keras di lapangan dan analisa laboratorium

lebih teliti disertai kerja terpadu dari para ahli geologi, geokimia, geofisika,

matematika dan untuk semua itu dibutuhkan keahlian komputer dari setiap orang

yang terlibat di dalamnya. Disamping itu, industri pertambangan harus terus

mengembangkan eksplorasi (exploration) yang berbasis pada pemahaman

mendalam tentang geologi struktur, stratigrafi, petrologi, mineralogi, dan bagaimana

fluida bermigrasi di bawah permukaan atau genesa dari suatu deposit bijih.

Genesa bahan galian adalah disiplin ilmu yang mempelajari cara terbentuknya

suatu deposit bahan galian secara alamiah. Dengan mempelajari genesa bahan

galian, maka karakteristik suatu deposit bahan galian dapat diketahui, seperti bentuk

deposit, letak deposit, luas penyebaran, besar cadangan, dan dengan petunjuk itu

dapatlah ditentukan metode penambangan yang dapat dilakukan serta cara

pengolahannya.

Dalam membahas genesa bahan galian, maka ada beberapa istilah yang

sering dipakai dan harus dipahami, antara lain:1. Bijih (Ore)

Suatu deposit yang meliputi mineral bijih, mineral gang, dan batuan

samping, dimana dari deposit tersebut dapat diekstraksi satu atau lebih jenis

logam. Pengertian bijih ini harus dibedakan dengan pengertian mineral bijih.2. Mineral Bijih (Ore Mineral)

Kumpulan dari satu mineral (simple ore) atau beberapa mineral (complex

ore) yang daripadanya dapat diekstraksi satu atau lebih logam secara

menguntungkan.

3. Mineral Gang (Gangue Mineral)Mineral pengiring atau mineral yang biasanya berasosiasi dengan mineral

bijih dalam suatu deposit bijih. Biasanya bersifat tidak ekonomis seperti kuarsa,

kalsit, fluorit, pirit, siderit dan lain-lain.4. Batuan Samping (Country Rock)

Batuan yang terdapat di sekeliling suatu deposit mineral.

5. Singenetik (Syngenetic)

Deposit yang terbentuk bersamaan dengan pembentukan batuan di

sekelilingnya.6. Epigenetik (Epigenetic)

Deposit yang terbentuk lebih dulu dari batuan disekitarnya.7. Deposit Mineral

Istilah yang digunakan untuk suatu akumulasi atau konsentrasi mineral dalam

suatu tubuh mineral yang terbentuk secara alami dan memiliki nilai ekonomis untuk

ditambang (Bateman, 1950). Dalam suatu deposit dapat dihasilkan beberapa

mineral bijih yang berbeda.

Mineral bijih dapat ditemukan dalam bentuk logam murni seperti emas dan

tembaga, dan bisa juga dalam bentuk kombinasi logam dengan sulfur, arsenik,

oksigen, silicon, atau elemen-elemen lainnya. Umumnya deposit bijih ditemukan

dalam bentuk kombinasi sehingga untuk mendapatkan logam murni harus

diekstraksi lebih dulu.

Suatu jenis logam dapat diekstraksi dari beberapa mineral bijih yang berbeda

seperti tembaga dari chalcocite, bornite, chalcopyrite, cuprite, dan malachite.

Kalkosit (Cu2S) Kalkosit merupakan mineral bijih tembaga yang

sangat penting . Warnanya hitam – abu abu yang sedikit mengkilap alias

metal . Kadang Kalkosit ditemukan di batuan sedimentasi . Bertahun –

tahun Kalkosit ditambang karena satu alasan, yaitu kandungan

tembaganya yang sangat kental alias besar . perbandingannya atomnya

67% dan rata–rata berat tembaganya 80% dari berat si kalkosit itu (lihat

Gambar berikut).

http://isolution3.files.wordpress.com/2010/10/240px-chalcocite.jpg

Kalkosit dari Papua

Kalkopirit (CuFeS2) Kalkopirit adalah suatu mineral besi sulfide

tembaga yang mengeristal sistem bersudut empat. Kalkopirit mirp

dengan kuningan yang mempunyai warna kuning keemasan. Karena

unsurnya adalah tembaga dan warnanya lebih kuning dari tembaga biasa

Kalkopirit juga sering di sebut “Yellow Copper” alias tembaga kuning

(Lihat Gambar berikut).

http://isolution3.wordpress.com/2010/10/25/kalkopirit-and-kalkosit-mineral-dari-papua/

Kalkopirit dari Papua

Kuprit adalah mineral oksida terdiri dari oksida tembaga (I) Cu2O,

dan merupakan bijih tembaga kecil.

http://id.wikipedia.org/wiki/Kuprit

Kuprit dari Morenci, Arizona

Sejak 3000 tahun sebelum Masehi, Malachite telah dikenal dan ditambang di

Mesir dan Israel. Di Indonesia batu ini dinamakan batu biduri pandan. Selain

digunakan dalam perhiasan batu ini juga ditumbuk untuk dijadikan sebagai

pelengkap kecantikan seperti eye shadow atau sebagai pigmen warna lukisan. Batu

ini indah dan tidak terlalu mahal, banyak juga digunakan sebagai kalung manik-

manik, mosaic, kotak dan jam tangan. Pemahat atau pengukir batu biduri pandan ini

harus menggunakan pelindung karena zat tembaga yang dikeluarkan batu ini saat

ditumbuk amat beracun jika dihirup. Saat ini Zaire adalah penghasil utama

malachite selain Rusia, Inggris, Amerika, Zambia, New Mexico, Arizona, Namibia

dan Australia. Batu ini sangat digemari di Eropa terutama di negara Rusia (Gambar).

http://elevenmillion.blogspot.com/2009/08/batu-malasit-malachite.html

Batu Malasit

Suatu mineral bijih dapat mengandung lebih dari satu logam seperti stannite

yang mengandung tembaga dan timah.

Mineral bijih dapat dibagi lagi menjadi:

1. Bijih Primer (Hipogenetic)

Deposit bijih yang terbentuk bersamaan dengan pembentukan batuan.

2. Bijih Sekunder (Supergenetic)

Deposit bijih yang merupakan hasil ubahan dari mineralmineral/ batuan yang

telah terbentuk sebelumnya.

Pengertian mineral hypogene yang pertama kali diusulkan oleh Ransome sebenarnya

tidak persis sama dengan pengertian mineral primer. Istilah hypogene menunjukkan mineral

yang terbentuk langsung dari suatu larutan. Sehingga semua mineral hypogene adalah mineral

primer, tapi sebaliknya tidak semua mineral primer termasuk mineral hypogene, seperti deposit

hemati sedimenter dan bijih Kuroko.

Dalam aplikasinya, para ahli tambang membedakan pengertian antara cadangan

mineral (mineral reserves) dengan sumberdaya mineral (mineral resources).

a. Sumberdaya mineral meliputi deposit mineral yang bersifat hipotetis dan spekulatif,

deposit yang belum tersingkap, maupun deposit yang tidak ekonomis atau deposit yang

belum diketahui ekonomis tidaknya (Gambar 1.1).

b. Cadangan mineral adalah konsentrasi mineral yang berguna atau pun komoditas energi,

yang memiliki nilai ekonomis dengan pasti.

Identified ResourcesUndiscovered Resources

In known districts In undiscovered districts

RESERVES

HYPOTHETICALRESOURCES

SPECULATIVERESOURCES

CONDITIONALRESOURCES

Degrees of certainty of existencePotential resources = Conditional + Hypothetical + Speculative

A. PENGERTIAN BAHAN GALIANPengertian umum bahan galian adalah semua bahan atau subtansi yang terjadi

dengan sendirinya di alam dan sangat dibutuhkan oleh manusia untuk berbagai

keperluan industrinya.

Menurut UU No. 11 Tahun 1967 tentang Pokok-Pokok Pertambangan; Bahan

Galian adalah unsur-unsur kimia, mineral-mineral, bijih-bijih dan segala macam

batuan termasuk batu-batu mulia yang merupakan endapan alam.

Bahan galian dapat berupa logam maupun bukan logam, dan dapat berupa

bahan tunggal ataupun berupa campuran lebih dari satu bahan.

Di Indonesia, berdasarkan PP No. 27 thn. 1980 bahan galian dibagi atas tiga

golongan yaitu:

1. Golongan A : Golongan bahan galian strategis artinya strategis dalam Pertahanan dan

keamanan Negara serta Perekonomian Negara. Contoh: minyakbumi, gas

alam, uranium, batubara, dan lain-lain.

2. Golongan B : Golongan bahan galian vital artinya dapat menjamin hajat hidup orang

banyak atau yang dianggap dapat memenuhi kebutuhan masyarakat secara

luas. Contoh: besi, mangan, kromit, bauksit, tembaga, timbal, seng,

emas, platina, air raksa, dan lain-lain.

3. Golongan C: Golongan bahan galian yang tidak termasuk golongan A dan B. Contoh:

pasir, talk, magnesit, dan lain-lain.

Unsur-unsur yang membentuk bahan-bahan deposit bahan galian diperoleh dari

massa batuan cair pijar (magma) yang berasal dari mantel bumi bagian atas atau dari

kerak bumi bagian luar.

Dari 98 unsur yang diketahui, hanya ada 8 unsur saja yang dijumpai pada kerak

bumi dalam jumlah lebih dari 1%; sedangkan kerak luar bumi sendiri (sampai kedalaman

kurang lebih 15 km) tersusun dari 13 unsur utama, yaitu : oksigen (O) silicon (Si).

aluminium (Al), besi (Fe), kalsium (Ca), natrium (Na), kalium (K), magnesium

(Mg),titanium (Ti), fosfor (P), hydrogen (H), karbon (C), dan mangan (Mn).

Termasuk dalam unsur-unsur yang jumlahnya sangat sedikit adalah kelompok

logam mulia dan bahan-bahan yang ekonomis seperti : platina , emas, perak, tembaga,

timbal, seng, timah putih, nikel, dan lain-lain. Jadi jelaslah, tanpa proses-proses geologi

yang dapat mengakumulasikan bahan-bahan tersebut, maka bahan-bahan tersebut tidak

dapat dijumpai dalam jumlah yang ekonomis.

Memahami proses terakumulasinyanya suatu deposit mineral sangat penting

dalam pekerjaan ekplorasi, dengan mengenal cara terbentuknya bermacam-macam

endapan mineral maka pencariannya dapat lebih terarah.

Mineral-mineral pembentuk batuan jumlahnya juga sangat sedikit, dari lebih 1600

jenis mineral yang dikenal, hanya kira-kira 50 jenis saja yang termasuk jenis mineral

pembentuk batuan dan dari 50 jenis mineral pembentuk batuan tersebut, hanya 29 jenis

saja yang termasuk umum dijumpai.

Tabel 1.1. Persentase mineral pembentuk batuan yang umum dijumpai pada kerak bumi(Bateman, 1950).

Mineral Litosfera Batuan Beku Batuan Sedimen• Feldspar• Kwarsa• Piroksin, Amfibol, Olivin•Mika•Magnetit• Titanit, ilmenit• Lain-lain• Kaolin• Dolomit• Khlorit• Kalsit• Limonit

4921158313-----

502117831------

1635-

15--399544Jumlah 100 100 100

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

jenis dan dalam jumlah presentase yang tidak sebanyak jenis mineral pembentuk

batuan.

Batuan adalah bahan yang terjadi dengan sendirinya di alam dan merupakan

agregasi atau kumpulan dari satu atau lebih mineral.

Mineral adalah bahan anorganis yang terjadi dengan sendirinya di alam dan

merupakan unsur pembentuk batuan. Mineral dapat terdiri dari satu jenis unsur kimia

saja , misalnya mineral karbon yang hanya terdiri dari unsur C, atau lebih dari satu

unsur, seperti pada mineral halit yang terdiri dari Na dan Cl, atau mineral silika yang

terdiri dari SiO2.

B. KLASIFIKASI BAHAN GALIANLingdren (1911) mengemukakan suatu klasifikasi yang didasarkan pada genetic

suatu deposit bijih. Dengan berfokus pada penelitian kumpulan mineral yang dilakukan

baik di lapangan maupun di laboratorium, Lingdren berusaha meneliti kondisi Tekanan

(P) dan Temperatur (T) pembentukan masing-masing mineral.

Dari penelitian tersebut disimpulkan bahwa kebanyakan deposit mineral terbentuk

dari:

1. Proses fisika-kimia dalam intrusi dan ekstrusi batuan beku, larutan atau dalam gas,

yang terkumpul dalam jumlah besar, dan,

2. Proses konsentrasi secara mekanik.

Klasifikasi Bahan Galian (Lingdren, 1911):I. Deposit dari Proses Mekanik

II. Deposit dari Proses Kimia Temperatur TekananA. Pada permukaan Air

1. Oleh Reaksi2. Evaporasi

B. Pada tubuh batuan1. Konsentrasi subtansi yang terkandung dalam

batuana. oleh pelapukanb. oleh airtanahc. oleh metamorfisme

2. Konsentrasi dari subtansi luara. Tanpa aktifitas magmab. Berhubungan dengan aktivitas magma

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

(ii) Emanasi magma langsung- Deposit Pirometasomatik- Sublimasi

C. Konsentrasi dalam magma oleh difrensiasi1. Deposit Magmatik2. Pegmatites

0 – 70

0 – 1000 – 1000 – 400

0 – 100

50 – 200200 – 500500 – 600

500 – 800100 – 600

700 – 1500±575

Menengah – Tinggi

MenengahMenengah

Tinggi

Menengah

MenengahTinggi

Sangat Tinggi

Sangat TinggiRendah – Menengah

Sangat TinggiSangat tinggi

Karena dasar utama klasifikasi tersebut adalah T dan P pembentukan deposit yang

kadang hanya didasarkan pada pengamatan di laboratorium, beberapa deposit belum

dapat dimasukkan kedalam klasifikasi diatas dan harus dipisahkan dengan istilah lain

seperti deposits of native copper dan deposits resulting from oxidation and supergen

sulfide enrichment, serta regionally metamorphosed sulfide deposits.

Kesulitan lain dalam penempatan deposit tertentu dalam klasifikasi Lingdren adalah

seperti deposit yang terdapat di Cerro de Pesco Peru, dimana secara mineralogi deposit

tersebut termasuk deposit mesotermal, tapi menurut Craton dan Bowditch mineral-

mineral tersebut ternyata terbentuk pada kedalaman yang relatif dangkal dengan

kondisi pada tekanan rendah. Dengan demikian deposit tersebut bisa juga dimasukkan

kedalam deposit epitermal. Untuk itu, faktor-faktor pengontrol terbentuknya suatu deposit

bahan galian (selain temperatur dan tekanan) harus juga mendapat perhatian seperti

faktor struktur geologi, pengaruh fisika dan kimia batuan samping, ratio relatif dari

konsentrasi ion-ion yang berbeda dalam larutan asal, dan kompleksitas kimiawi.

Niggli (1925) memperkenalkan suatu klasifikasi yang didasarkan pada pemisahan

proses magmatik menjadi plutonik dan vulkanik, yang terdiri atas :

I. Plutonik:1. Hidrotermal2. Pegmatitik-Pneumatolitik3. Orto-magmatik

II. Vulkanik:1. Exhalative to hydrothermal2. Pneumatolitik3. Ortomagmatik

Schnederhohn (1932) mengembangkan klasifikasi genetic sebagai berikut:A. Magmatic Rocks and Ore Deposition

a. Intrusive MagmaticI. Intrusive Rocks and Liquid Magmatic Deposits

I-II. Liquid Magmatic – PneumatolyticII. Pneumatolytic;

1. Pegmatite Veins,2. Pneumatolytic Veins and Impregnations,3. Contact Pneumatolytic

II-III. Pneumatolytic – HydrothermalIII. Hydrothermal

c. Extrusive MagmaticI. Extrusive – Hydrothermal

II. ExhalationB. Sedimentary Deposits :

1. Weathered Zone (Oxidation & Enrichment);2. Placers;3. Residual;4. Biochemical-inorganic;5. Salts;6. Fuels;7. Descending groundwater deposits.

C. Metamorphic Deposits1. Thermal Contact Metamorphism2. Metamorphism Rocks3. Metamorphosed Ore Deposits4. Rarely formed metamorphic deposits

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

TEORI PROSES TIPE DEPOSITTerbentuk oleh proses internalKristalisasi MagmatikMagmatic crystallization

Segregasi MagmatikMagmatic segregation

HidrotermalHydrothermal

Sekresi LateralLateral secretion

Proses MetamorfikMetamorphic Processes

Presipitasi mineral bijih sebagai unsurutama atau unsur minor batuan bekudalam bentuk disseminated grainsatau segregations.

Pemisahan mineral bijih olehkristalisasi fraksinasi dan prosesyang berhubungan selama difrensiasimagma

Liquation, Pemisahan liquid (liquidimmiscibility), pemisahan sulfida darimagma, larutan sulfida-oksida atauoksida yang terakumulasidi bawahsilikat atau diinjeksikan ke batuansamping atau pada sejumlah kasusdierupsikan ke permukaan.

Pengendapan dari hot aquaeoussolution, yang bisa berasal darimagmatik, metamorfik, permukaanatau sumber lainnya.

Difusi material pembentuk bijih ataugangue dari batuan samping kedalampatahan atau struktur lainnya.

Metamorfisme kontak atau regionalyang menghasilkan deposit mineralindustri

Deposit pirometasomatik (skarn)terbentuk oleh proses replasemenbatuan samping disekitar intrusi.

Konsentrasi awal atau further elemenbijih oleh proses metamorfisme,seperti granitisasi, proses alterasi, dll

Mineral REE di Carbonatites,Semua deposit granit, basal,

dunit, nefelin-senit.

Layer kromit di Great DykeZimbabwe dan BushveldCo, plex, RSA

Tubuh bijih tembaga-nikelSudbury, Canada; Pechenga,USSR dan Yilgam Block,Western Australia

Deposit Titanium AllardLake, Quebec, Canada.

Vein dan stockworktimahtungsten- tembagaCornwall, UK

Deposit tembaga porfiriPanguna, PNG dan Bingham,USA

Deposit tembagaYellowknife, Canada.

Deposit emas Mother Lode,USA.

Deposit Andalusit, Transvaal,RSA

Deposit Garnet, NY, USA.

Deposit tembaga Mackay,USA danCraigmont, Canada.Deposit talk, Luzenac, France

Beberapa vein emas dandeposit disseminated nikel dalamtubuh ultramafik.

TEORI PROSES TIPE DEPOSITTerbentuk oleh proses eksternalAkumulasi Mekanik

Presipitasi SedimenterSedimentary precipitates

Proses Residual

Pengayaan sekunder atausupergenSecondary or supergeneEnrichment

Volcanic exhalatif( = Sedimentaryexhalatif)

Konsentrasi gravitasi, mineralresisten ke dalam endapan placer.

Presipitasi particular elements dalamsuitable sedimentary environment,dengan atau tanpa intervensiorganisme biologis.

Pencucian (leaching) elemen yangmudah larut dari batuan danmeninggalkan elemen yang tidaklarut sebagai material sisa.

Pencucian (leaching) elemenberharga dari bagian atas suatudeposit mineral dan kemudiandipresipitasikanpada kedalaman untukmembentuk konsentrasi yang tinggi.

Exhalations larutan hidrotermal dipermukaan, biasanya di bawah lautdan umumnya menghasilkan tubuhbijih stratiform.

Timah placer MalaysiaEmas placer Yukon, Canada.Deposit kaolin Georgia, USA

Banded iron formations of thePrecambrian shields.

Deposit mangan Chiaturi,USSR

Deposit evaporit Zechstein,Eropa.

Deposit Posfat Florida, USA.

Nikel laterit New Caledonia,Bauksit Hungaria, Prancis,

Jamaika dan Arkansas, USA.

Beberapa bonanza emas danperak

Bagian atas sejumlahdeposit tembaga porfiri

Deposit logam dasarMeggan, Jerman;

Deposit Kuroko, Jepang;Black Smoker deposits ofmodern oceans

Merkuri Almaden, SpanyolDeposit solfatara (kaolin +

alunit), Sisilia.

C. FLUIDA PEMBAWA BIJIHBagaimana suatu deposit bijih bisa terbentuk?

Pembentukan deposit mineral/bijih adalah suatu proses yang sangat kompleks.

Setiap jenis mineral/bijih (ore) dan mineral gangue, memiliki tipe deposit sendiri yang

berbeda dengan tipe deposit lainnya, baik proses pembentukannya, mineralogy, tekstur,

kandungan, bentuk, ukuran, dan lain-lain. Ada banyak hal yang saling menpengaruhi

dalam pembentukan suatu deposit mineral/bijih. Salah satu faktor yang paling dominan

dalam pembentukan deposit suatu mineral adalah fluida pembawa bijih.

Fluida pembawa bijih terdiri atas:

(1) fluida magmatik,

(2) fluida hidrotermal,

(3) air meteoric,

(4) air laut,

(5) air konat, dan

(6) fluida metamorfik.

Temperatur dan tekanan juga memegang peranan yang sangat penting, tapi

sebagian proses bekerja pada temperatur dan tekanan permukaan. Faktor lain yang

cukup berperan adalah gas, porositas dan permeabilitas batuan, atmosfer, organisme

dan batuan samping.

1. MAGMA

Magma adalah larutan pijar (a high temperature molten) yang bersifat mobil

dan terbentuk secara alamiah pada mantel bumi bagian atas atau pada kerak bumi.

Temperatur magma sangat tinggi, berkisar antara 625oC (magma felsik) hingga

>1200oC (magma mafik). Umumnya, komposisi magma tidak homogen; sebagian

kaya akan unsur-unsur ferromagnesian, sebagian lainnya banyak mengandung silika,

sodium atau potassium, volatile, xenolith reaktif, atau substansi-substansi lainnya.

Komposisi magma juga terus berubah karena adanya reaksi kimia selama proses

asimilasi dan difrensiasi dalam magma berlangsung. Disamping itu, magma bersifat

tidak static dan bukan merupakan suatu system yang tertutup. Magma terus menuju

suatu kesetimbangan dengan lingkungan sekitarnya.

Asimilasi magma adalah proses larutnya batuan samping ke dalam magma

akibat pergerakan magma. Pergerakan magma sendiri terjadi akibat adanya:

1. Tekanan gravitasi batuan sekitarnya terhadap dapur magma

2. Tekanan lateral karena gerakan tektonik

3. Perubahan volume pada waktu magma mengkristal dimana gas-gas keluar

4. Stoping (batuan samping yang jatuh ke dalam magma akibat pergerakan/

desakan magma ke batuan samping).

Difrensiasi magma adalah proses yang menyebabkan magma terpisah menjadi

dua bagian atau lebih yang berbeda komposisi. Difrensiasi meliputi:

1. Liquid Immiscibility; pembentukan dua liquid yang tidak bercampur dalam suatu

tempat (seperti minyak dan air).

2. Kristalisasi Fraksional; pemisahan kristal yang terbentuk lebih dulu dari larutan

karena gaya gravity settling, mekanika filter pressing, atau pengaruh arus

konveksi dalam dapur magma.

3. Transport material dalam larutan (magma) oleh pemisahan gas dari magma terletak

pada bagian atas dapur magma.

4. Difusi thermal; gradient temperatur menyebabkan perbedaan mineral yang

terbentuk.

Pada proses pendinginan magma, kristalisasi dan pemisahan ke dalam fraksi-

fraksi terjadi karena proses kristalisasi fraksinasi atau difrensiasi. Elemen logam

(dalam hal ini) dapat terkonsentrasi oleh suatu mekanisme pembentukan batuan

dalam berbagai bentuk (yang akan dibahas kemudian).

Selama difrensiasi berlangsung, bagian magma yang bersifat lebih mafik kaya

akan kromium, nikel, platinum dan terkadang fosforous dan elemen-elemen lainnya.

Sebaliknya, konsentrasi tin, zirconium, thorium dan berbagai elemen lain

ditemukan dalam unit silicic (felsik).• Kumpulan mineral penyusun batuan beku (logam dan non-logam) dari kristalisasi

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

berkesinambungan (tergantung sifat magma asalnya).

2. FLUIDA HIDROTERMALSisa magma semakin banyak mengandung air magmatik (juvenil). Air

magmatiktersebut mengandung volatile dan larutan mineral yang memiliki titik beku

yang cukup rendah dan merupakan ―mother liquorsǁ dari larutan hidrotermal. Bowen

dan ahli geologi lainnya menyatakan bahwa larutan hidrotermal adalah residu dari

injeksi pegmatite setelah unsur-unsur pegmatite mengkristal.

Kandungan volatile dan larutan mineral yang memiliki titik beku yang cukup

rendah tersebut dikenal dengan istilah mineralizers. Mineralizers ini mengandung (1)

elemen bersifat mobil dalam jumlah cukup banyak dalam batuan, (2) elemen seperti

tembaga, lead, zinc, perak, emas dan lain-lain; LIL (large-ion lithophile), (3) elemen

seperti Li, Be, B, Rb, dan Cs; dan (4) dalam jumlah cukup banyak berupa alkali, alkali

earth, dan volatile khususnya Na, K, Ca, Cl, dan CO2. Kesemuanya itu memegang

peranan penting dalam transportasi metal pada proses hidrotermal.

Kandungan air magmatik menyebabkan turunnya viskositas magma, titik beku

mineral semakin rendah dan memungkinkan pembentukan mineral yang tidak bisa

terbentuk pada ―dry meltǁ. White (1967) menyatakan bahwa komposisi air magmatik

bisa dideterminasi dari (1) tipe magma dan sejarah kristalisasi, (2) hubungan

temperatur dan tekanan selama dan setelah pemisahan dari magma, (3) jenis air lain

yang kemungkinan bercampur dengan air magma pada saat bergerak, dan (4) reaksi

dengan batuan samping.

Air adalah komponen bersifat mobil paling penting dalam magma, jumlahnya

yang terus bertambah seiring dengan proses difrensiasi memegang peranan penting

dalam transportasi komponen bijih. Jumlah air dalam magma berkisar antara 1 – 15 %

yang merupakan fungsi dari berbagai parameter seperti – kandungan air dalam

magma awal, banyaknya air yang masuk dari batuan samping, tingkat porositas-

permeabiliatas batuan samping, tekanan magma dan tekanan dinding dapur

magma, dan temperatur.

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

Pemahaman sifat fluida (hidrotermal) sangat penting untuk menjelaskan potensi

kimia dan bagaimana fluida tersebut dapat bergerak disepanjang zona-zona lemah

seperti patahan, kekar, pori-pori batuan dan lain-lain. Disamping sifat air magmatik

diatas, maka hal-hal lain yang mempengaruhi pembentukan deposit bijih adalah

kandungan volatile, densitas fluida, salinitas dan kandungan senyawa-senyawa

kompleks dalam fluida tersebut.

Kandungan volatile, meskipun jumlahnya kecil, sangat berperan dalam

mengurangi viskositas larutan, menurunkan titik melting, mengumpulkan dan

media transportasi logam, dan juga berperan penting dalam pembentukan deposit

mineral.

Densitas fluida hidrotermal mempengaruhi viskositas, dinamika aliran (flow

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

Salinitas berhubungan langsung dengan konsentrasi logam pada temperatur

tinggi, dimana semakin tinggi salinitas fluida semakin besar konsentrasi logam

berat dalam larutan (Ellis, 1970).

Senyawa kompleks yang paling penting dalam fluida adalah kompleks klorida

karena perannya dalam transportasi dan pembentukan deposit bijih. Kompleks ini

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

3. AIR METEORIK

Air yang berasal dari atmosfir (hujan, salju) disebut air meteorik. Air tersebut

mengalami perkolasi ke bawah dan bereaksi dengan lithosfer dalam proses supergen.

Dalam proses tersebut, air meteoric melarutkan oksigen, nitrogen, karbondioksida,

dan gas-gas lain serta berbagai elemen kerak bumi lainnya - sodium, calcium,

magnesium, sulfat dan karbonat – yang sangat penting untuk mengikat dan

membentuk deposit bijih.

4. AIR LAUTKarakteristik air laut sebagai fluida pembentuk bijih adalah dalam konteks

evaporit, fosforit, submarine exhalites, nodul mangan, dan endapan kerak samudera.

Air laut diasumsikan dapat (1) berperan pasif sebagai medium dispersi untuk pelarutan

ion, molekul, dan partikel suspensi, dan (2) berperan aktif dalam melarutkan ion dalam

batuan di lantai dasar samudera (table 15.1).

5. AIR KONATAir yang terperangkap dalam batuan sedimen bersamaan dengan

pengendapanmaterial sedimen disebut air konat. Air konat sangat banyak diteliti

dalam hubungannya dengan eksplorasi dan produksi lapangan minyak. Disamping itu

air konat sangat banyak mengandung sodium dan klorida, dan juga mengandung

calcium, magnesium, dan bikarbonat, dan kadang strontium, barium, dan nitrogen

(White, 1968). Pada kondisi aktif, air konat memiliki daya pelarutan yang sangat tinggi

terhadap unsur-unsur logam.

6. FLUIDA METAMORFIKAir konat dan air meteoric yang berada di dalam bumi karena pengaruh panas

dan tekanan (oleh pengaruh intrusi magma atau metamorfisme regional) menjadi

sangat reaktif (Shand, 1943). Perubahan inilah yang kemudian menjadi air metamorfik

yang diyakini sangat aktif sebagai pembawa bijih.

BAB II

KONSENTRASI MAGMATIK

Deposit magmatik dihasilkan dari kristalisasi langsung, atau konsentrasi oleh

proses difrensiasi di dalam dapur magma. Beberapa bijih terbentuk karena adanya

efek fisika seperti gravitasi; misalnya pembentukan kristal kromit yang terendapkan

pada lantai dapur magma, dan sebagian lainnya terbentuk karena perubahan kimia,

seperti perubahan pH yang dihasilkan dari reaksi antara fluida pembawa bijih

dengan batuan induk (host rock). Turunnya temperatur dan tekanan, atau perubahan

velocity media transport, atau pemisahan larutan, juga dapat menyebabkan reaksi

kimia yang menghasilkan pengendapan bijih.

Secara umum dalam pembentukan deposit mineralnya, magma asal yang

terbentuk pada awalnya masih bersifat mafik, terutama yang terbentuk di sepanjang

zona subduksi (dibawah kerak kontinen atau pada kerak samudera). Magma mafik

ini sebagian besar mengandung komponen silikat dan dalam jumlah terbatas

komponen oksida dan sulfida (gambar 2.1). Pada kondisi ini elemen metal dapat

terkonsentrasi dalam berbagai bentuk oleh mekanisme pembentukan batuan berupa

kristalisasi, fraksinasi, dan difrensiasi magma (gambar 2.2).

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

Kristalisasi magma selanjutnya, magma sisa (rest magma) semakin

bersifat felsik dan semakin banyak mengandung komponen sulfida dan oksida.

Proses difrensiasi magma pada tahapan ini memegang peranan penting dalam

membentuk deposit-deposit mineral berharga.

Kristalisasi magma felsik menghasilkan tin, zirconium, thorium dan elemen

lainnya.

Sebagian magma sisa kemudian menerobos batuan samping yang

dikenal sebagai peristiwa injeksi magmatik. Komponen berharga dari proses ini

disebut deposit injeksi magmatik.

Secara berangsur, kadar air dan konsentrasi volatile di dalam magma sisa

(rest magma) bertambah banyak. Disamping itu, banyak juga terkandung CO2,

boron, fluorine, chlorine, sulfur, phosphorus, dan elemen-elemen lainnya.

Kesemua komponen tersebut membantu mengurangi viskositas magma dan

menurunkan titik beku mineral. Magma sisa pada kondisi ini memasuki tahapan

aqueo-igneous – yaitu suatu peralihan antara fase igneous menjadi fase

hidrotermal – yang disebut tahap pegmatitik.

Jika kandungan gas dalam magma - yang terdiri atas unsur air (±90%);

CO2, H2S, dan S melimpah; dan CO, HCL, HF, H2, N, Cl, F, B dan lain-lain -

semakin besar, proses magmatik akan memasuki proses pneumatolitik yaitu

proses yang disebabkan oleh lepasnya gas dari dalam magma. Gas-gas

tersebut merupakan agen yang baik untuk memisahkan dan mengangkut

material berharga dari magma. Proses pneumatolitik adalah proses yang

sangat penting dalam membentuk metasomatisme kontak (Daubree, 1841).

Gambar 2.1.Skema sekuen proses magmatik awal yang mengawali pembentukan ore magma danpenempatannya. Gambar ini menunjukkan proses difrensiasi yang semakin ke kanansemakin asam (digambar ulang dari A.J. Naldrett dalam Gulibert & Park, 1981).

Guilbert & Park, 1981, menyatakan bahwa pengendapan bijih magmatik dapat

terjadi melalui lima cara, yaitu:

1. Sedimentasi Magmatik (magmatic sedimentation) atau pengendapan dan

akumulasi mineral yang telah mengkristal (crystal settling).

2. Kristalisasi langsung pada dinding atau lantai dapur magma.

3. Pemisahan liquid magmatik dan pemadatannya.

4. Konsolidasi batuan beku yang mengandung asesori mineral ekonomik.

5. Kristalisasi magma secara keseluruhan.

Pengendapan terjadi karena pada saat terjadi konveksi, terjadi penurunan

temperatur magma yang memungkinkan mineral-mineral tertentu mulai terbentuk

terutama pada puncak dapur magma. Kristal mineral-mineral tersebut memiliki variasi

berat jenis, ukuran butir, dan bentuk kristal. Variasi ini menyebabkan kristal-kristal

tersebut bergerak kebagian bawah dapur magma karena gaya gravitasi dan didukung

oleh viskositas magma asal yang masih rendah. Akumulasi mineral tertentu dapat

terjadi karena hanya larutan bersifat mafik yang memiliki viskositas rendah yang dapat

terbentuk melalui proses ini.•Olivine membentuk dunit,•Olivine dan ortopiroksin membentuk peridotit (90% atau lebih olivine),•Olivine dan piroksin membentuk pyroxenite (90% atau lebih enstatite).

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

Jensen & Bateman, 1981, membagi deposit bijih dari konsentrasi magmatik ke

dalam dua tipe, yaitu :

1. Magmatik Awal (Early Magmatic)

a. Dissemination

b. Segregation

c. Injection

2. Magmatik Akhir (Late Magmatic)

a. Residual liquid segregation

b. Residual liquid injection

- Residual liquid Pegmatitic Injection

c. Immiscible liquid segregation

d. Immiscible liquid injection

1. Magmatik Awal (Early Magmatic).

Deposit magmatik awal dihasilkan dari pembekuan magma langsung yang disebut

orthotectic dan orthomagmatic. Deposit ini terbentuk oleh (1) kristalisasi langsung

tanpa konsentrasi, (2) segregasi kristal yang terbentuk lebih dahulu, dan (3) injeksi

material padat ke tempat lain oleh difrensiasi. Mineral bijih mengkristal lebih dulu

dibanding batuan silikat dan sebagian kemudian terpisah karena difrensiasi kristalisasi.

a. Diseminasi (Dissemination)

Proses kristalisasi magma untuk pertama kali, terjadi relatif pada kedalaman

besar, menghasilkan batuan beku granular. Kristal mineral (termasuk mineral bijih

dalam bentuk fenokris) yang terbentuk dalam proses ini tidak terkonsentrasi, tapi

tersebar merata (disseminated) di dalam tubuh batuan beku intrusive, bisa berbentuk

dike, pipa atau massa berbentuk stok. Ukuran depositnya sangat besar

dibandingkan jenis deposit lainnya. Contoh deposit adalah pipa intan Afrika Selatan

yang tersebar merata dalam batuan kimberlite dan korundum yang tersebar dalam

nephelin syenite di Ontario.

b. Segregasi (Segregation)

Segregasi magmatik awal adalah konsentrasi pertama pertama yang

menghasilkan unsur-unsur berharga dari magma, terbentuk karena difrensiasi

kristalisasi akibat gaya gravitasi. Karena kristalisasi tersebut, sebagian material

menjadi lebih berat dari larutan sehingga material tersebut terendapkan dan

terakumulasi pada bagian bawah dapur magma. Bentuk deposit mineral jenis ini

biasanya lenticular dan berukuran kecil. Kadang juga ditemukan dalam bentuk layer

dalam batuan induk. Contoh depositnya adalah deposit kromit Bushveld Igneous

Complex (BIC) di Afrika Selatan.

c. Injeksi (Injections)

Beberapa deposit bijih magmatik terbentuk dalam grup ini. Mineral bijih

kemungkinan terbentuk karena difrensiasi kristalisasi, lebih dulu atau bersamaan

dengan dengan mineral batuan silikat yang berasosiasi dengan mineral bijih tersebut.

Mineral-mineral yang terbentuk tidak terakumulasi pada tempatnya terendap, tapi di-

injeksi-kan dan terkonsentrasi pada batuan samping. Contoh deposit seperti ini adalah

diketitanoferous magnetit di Cumberland, dan pipa platinum di Afrika selatan.

2. Magmatik Akhir (Late magmatic).

Deposit magmatik akhir terdiri atas deposit mineral bijih yang mengkristal dari

magma residual setelah pembentukan batuan silikat sebagai bagian akhir dari proses

magmatik. Gejala yang sering diperlihatkan berupa pembentukan mineral-mineral

kemudian yang memotong endapan magmatik awal, dicirikan oleh adanya reaction rim

pada sekeliling mineral yang telah terbentuk. Deposit yang terbentuk berasal dari proses

difrensiasi kristalisasi, akumulasi gravitatif dari heavy residual liquid, dan pemisahan

liqud sulfide droplets (yang disebut liquid immiscibility), dan berbagai bentuk difrensiasi

lainnya.

Perbedaan nyata antara proses magmatik awal dan akhir adalah deposit magmatik

awal terbentuk pada tempat dimana tubuh intrusi batuan beku (magma) terbentuk dan

setelah akumulasi mineral bijih membeku, tidak ada lagi perpindahan tempat. Sedang

pada deposit magmatik akhir, kadang-kadang akumulasi tersebut masih berpindah dan

diendapkan pada batuan samping.

a. Gravitative Liquid Accumulation

Residual Liquid Segregation

Pemisahan yang terjadi di dalam dapur magma oleh proses difrensiasi

kristalisasi sudah terjadi mulai dari tahap awal sampai konsolidasi akhir. Karena

mineral-mineral mafik mengkristal lebih dulu, maka magma residu yang lebih bersifat

felsik menjadi sangat kaya akan silika, alkali, dan air. Kristal yang terbentuk pertama

cenderung akan bergerak ke dasar dapur magma karena berat jenisnya lebih besar

dari liquid residu-nya. Deposit mineral pada tipe ini terbentuk karena adanya proses

difrensiasi kristalisasi dan akumulasi magma residual. Contoh endapannya adalah

deposit Titanomagnetik di Bushveld.

Residual Liquid Injection

Liquid residual yang banyak mengandung logam yang terakumulasi di dalam

dapur magma, sebelum terkonsolidasi, bisa mengalami pergerakan dan diinjeksikan

ke tempat lain yang tekanannya lebih rendah (karena adanya tekanan dari batuan

induk atau tekanan dari dalam magmanya sendiri) membentuk mineral-mineral

berikutnya secara terkonsentrasi (Residual Liqud Injection).

b. Residual Liquid Pegmatitic Injection

Pembentukan pegmatitik dihasilkan dari injeksi fluida magmatik yang

mengandung bahan-bahan mineral pembentuk batuan yang masih tersisa, air,

karbondioksida, konsentrasi rare elements, mineralizers, dan logam. Beberapa

deposit pegmatite memiliki deposit mineral berharga dan layak untuk dieksploitasi.

Tubuh pegmatitik biasanya berupa intrusi dike atau intrusi irregular.

Pegmatit yang memiliki nilai ekonomi umumnya berasosiasi dengan batuan

beku felsik seperti granit dan diorit. Deposit pegmatite dicirikan oleh dominasi kuarsa,

feldspar, dan mika; mineral tersebut membentuk zonasi dari dinding (wall) ke inti

(core) injeksi.

Feldspar dan mika dominan pada bagian dinding hingga intermediet, kuarsa

dominan pada bagian inti. Kristal-kristal besar pada zona inti dihasilkan dari fluiditas

magma yang sangat tinggi (viskositas rendah) memungkinkan ion-ion dapat

bergerak lebih cepat untuk membentuk muka kristal. Deposit logam yang cukup

penting adalah tantalium, niobium, tin, tungsten, molybdenum, dan uranium.

Disamping itu, terdapat pula deposit mineral industri seperti feldspar, mika, kuarsa,

korondum, kriolit, gemstone, rare earth, dan mineral-mineral yang mengandung

beryllium, lithium, cesium, dan rubidium.

c. Immiscible LiquidImmiscible Liquid Segregation

Pada tahap ini, terjadi penetrasi larutan magma yang tersisa dan kemudian

membentuk mineral-mineral berikutnya secara terkonsentrasi (Immiscible Liquid

Separation & Acumulation). Skinner & Peck menemukan suatu larutan immiscible

sulfide melt pada tahap akhir pendinginan lava Hawai yang jenuh akan sulfide sulfur

pada temperatur 1065oC. Sulfide-rich phases terdiri atas dua – yang pertama

immiscible sulfide-rich liquid dan yang kedua adalah copper-rich pyrrhotite solid

solution. Sulfide-rich liquid terdiri atas kombinasi pyrrhotite, chalcopyrite, dan

magnetite. Larutan tersebut mengandung oksigen yang cukup banyak, yang

menurunkan permukaan sulfide liquidus. Skinner & Peck menyimpulkan bahwa

pada fase pertama yang mengkristal adalah copper-nickel-rich pyrrhotite solid

solution. Jadi fase pertama kristalisasi immiscible sulfide liquid dapat

mengkonsentrasikan copper dan nickel yang dapat menghasilkan suatu ore bodies

yang komersial.

Vogt dalam Jensen & Bateman, 1981, melihat bahwa iron-nickel-copper

sulfides larut sekitar 6 atau 7 persen dalam magma mafik dan selama pendinginan

larutan tersebut memisahkan diri sebagai immiscible sulfide drops, yang kemudian

terakumulasi pada dasar dapur magma dan membentuk liquid sulfide segregation.

Dalam hal ini segregasi tersebut akan menyerupai akumulasi molten copper

(matte) yang terkumpul pada bagian bawah tungku peleburan.

Sulfida-sulfida akan tetap dalam bentuk liquid hingga semua silikat mengkristal;

karenanya sulfida-sulfida tersebut melakukan penetrasi dan merusak silikat yang

terbentuk lebih dulu dan kemudian mengkristal disekitarnya. Jadi sulfida adalah

mineral pyrogenic yang mengkristal paling akhir, dan karena sulfida-sulfida tersebut

melakukan penetrasi dan merusak silikat yang terbentuk sebelumnya, kadan mereka

dinterpretasikan sebagai hidrotermal.

Immiscible Liquid Injection

Jika fraksi yang kaya akan sulfida telah terakumulasi (seperti dijelaskan

diatas) dan kemudian mengalami gangguan sebelum terkonsolidasi, fraksi tersebut

akan mendesak ke dinding dapur magma membentuk celah atau membentuk daerah

breksiasi pada batuan samping dan akhirnya terkonsolidasi membentuk immiscible

liquid injection.

Setelah proses-proses di atas terjadi (Early Magmatic Process dan Late

Magmatic Process) jika magma asalnya banyak mengandung unsur volatile,

maka unsureunsur volatile tersebut bersama larutan sisa, disebut larutan magma

sisa (rest magma) akan membentuk jebakan transisi ke pegmatitit-pneumatolitis.

Apabila pembentukan deposit pegmatitit-pneumatolitis sudah berakhir,

maka larutan sisa magmanya akan sangat encer, karena tekanan gasnya sudah

menurun dengan cepat. Larutan terakhir ini akan membentuk jebakan

hidrotermal.

BAB III

METASOMATISME KONTAK

Umumnya magma tidak sempat mencapai permukaan bumi, tapi terkonsolidasi di

dalam kerak bumi. selama proses konsolidasi tersebut (1) emanasi fluida bertemperatur

tinggi (selama atau sesaat setelah konsolidasi magma) menghasilkan efek pada invaded

rock, dan (2) kristalisasi cenderung menyebabkan konsentrasi volatil dalam residual liquid

bertambah, sehingga pada akhir konsolidasi terdapat volatil dalam jumlah besar yang akan

bereaksi dengan batuan samping.

Efek emanasi magma pada batuan samping terdiri atas dua tipe, yaitu (1) efek panas

tanpa aksesi dari magma yang menghasilkan metamorfisme kontak, dan (2) efek panas

yang disertai aksesi dari dapur magma yang menghasilkan metasomatisme kontak.

Kedua tipe tersebut agak sulit dibedakan, dalam kaitannya dengan deposit mineral

metamorfisme kontak jarang menghasilkan deposit mineral yang cukup eonomis dan

sebaliknya metasomatisme kontak sering menghasilkan deposit mineral yang ekonomik.

Metamorfisme kontak memperlihatkan sifat-sifat yang dipengaruhi oleh (1) endogene

atau efek internal pada daerah diluar margin tubuh intrusif dan (2) exogene atau efek

eksternal pada batuan yang kontak dengan intrusi magma.

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

pegmatit seperti tourmalin, beryl, atau garnet bisa ditemukan.

B. Efek exogene terdiri atas baking atau pengerasan pada batuan samping dan secara

umum menyebabkan transformasi. Mineral lama diurai, dan ion-ionnya mengalami

rekombinasi untuk membentuk mineral stabil pada kondisi tersebut. Sebagai contoh,

mineral AB dan CD bisa ter-rekombinasi menjadi AC dan BD. Dalam impure limestone

yang mengandung Calcium Carbonat, magnesium, iron, kuarsa dan lempung dapat

terjadi alterasi seperti:⇒ Calcium oksida + kuarsa → wollastonite⇒ dolomit + kuarsa + air → termolite⇒ dolomit + kuarsa + air + iron → actinolite⇒ kalsit + lempung + kuarsa → grossularite garnet

Dalam semua alterasi tersebut komposisi kimia batuan hampir tidak ada perubahan.

Alterasi semakin kuat pada daerah yang dekat dengan tubuh intrusi dan menghasilkan

suatu metamorphic aureule disekitar intrusi dalam berbagai bentuk dan ukuran tergantung

pada bentuk dan ukuran intrusi.

Metasomatisme kontak berbeda dengan metamorfisme kontak dalam hal banyaknya

accessions dari magma yang terlibat dalam reaksi. Dalam reaksi metasomatik dengan

batuan kontak, mineral baru yang terbentuk dibawah kondisi temperatur dan tekanan yang

tinggi bisa terdiri atas sebagian atau seluruhnya berasal dari magma. Mineraloginya pun

lebih bervariasi dan kompleks dibanding metamorfisme kontak, sedang depositnya terbentuk

dengan baik terutama pada batuan calcareous.

A. PROSES DAN EFEK

Emanation membawa unsur-unsur yang me-replace the intruded rock membentuk

mineral logam dan non-logam yang terdistribusi secara tidak teratur dalam contact

aureule. Tapi tidak semua intrusi magma dapat menghasilkan deposit metasomatisme

kontak berharga karena sangat terkait dengan tipe magma dan lingkungan

pembentukannya. Magma harus mengandung unsur-unsur berharga, dan batuan kontak

harus berupa batuan yang reaktif dan pada the invaded zone sebaiknya dapat dicapai

oleh sirkulasi air konat dan air meteorik.

Temperatur. Semakin jauh dari zona kontak, temperatur semakin menurun.

Penurunan tersebut (secara gradual selama pendinginan magma yang lambat)

menyebabkan terjadinya zona mineralisasi disekitar tubuh intrusif. Disamping

temperatur, zonasi tersebut juga sangat tergantung pada chemical gradient.

Kehadiran mineral wollastonite, andalusite, sillimanite, kyanite, kuarsa, dan lain-lain,

mengindikasikan bahwa metasomatisme kontak terjadi pada temperatur antara 300o-

800oC, meski bisa juga (sangat jarang) terbentuk pada temperatur yang lebih tinggi.

Rekristalisasi, Rekombinasi, dan Accessions. Rekristalisasi dan rekombinasi

mineral penyusun batuan terjadi pada alteration halo. Rekristalisasi adalah indikasi

paling ringan dalam aksi kontak magma dengan invaded rock, terbentuk pada zona

alterasi terluar. Rekombinasi ion-ion terjadi dengan penambahan material dari magma.

Sebagai contoh, mineral AB dan CD te-rekombinasi menjadi AC dan BD, kemudian

menjadi ACX dan BDY, dimana X dan Y adalah Accessions dari magma.• Dolomit + kuarsa (+ temperatur tinggi) → tremolite, kemudian seiring dengan naiknya

temperatur terbentuk forsterite, diopside, periclase, wollastonite, monticellite, spurrite,

merwinite, dan larnite.• Magmatic accession terutama terdiri atas logam-logam, silika, sulfur, boron, chloride,

fluorine, potassium, magnesium, dan sejumlah sodium.

Perubahan Volume. Berbagai penelitian menunjukkan adanya ekspansi volume

dalam metasomatisme kontak. Lingdren yang meneliti deposit metasomatik di Morenici,

Arizona, menunjukkan jika CaO dalam 1cc CaCO3 dikonversi menjadi andradit garnet,

volume CaO akan berubah menjadi 1,40cc, atau terjadi ekspansi volume hampir

setengah dari volume semula.

Tahap Pembentukan. Metasomatisme kontak mulai terjadi sesaat setelah intrusi

dan berlanjut hingga setelah bagian terluar intrusif terkonsolidasi. Secara umum, tahap

pertama terjadi rekristalisasi dan rekombinasi dengan atau tanpa accessions dari

magma. Mineral yang pertama terbentuk adalah mineral-mineral silikat. Magnetit dan

hematite kadang terbentuk bersamaan atau sesudah pembentukan mineral-mineral

silikat tersebut, tapi secara umum kedua jenis mineral tersebut (silikat dan oksida)

mendahului pembentukan mineral-mineral sulfida. Berturut-turut terbentuk pyrite dan

arsenopyrite, disusul oleh pyrhotite, molybdenite, sphalerite, chalcopyrite, galena, dan

paling akhir terbentuk sulfo-salts. Pada beberapa tempat, sulfida ditemukan terbentuk

bersamaan dengan silikat, namun ini sangat jarang terjadi.

Transfer material antara fluida magmatik dengan batuan samping terutama terjadi

pada periode akhir konsolidasi magma, yaitu setelah pendinginan border atau chill zone

dan selama akumulasi magma sisa dimana mineralizer mulai terbentuk.

B. HUBUNGAN METASOMATISME KONTAK DENGAN INTRUSIPembentukan deposit metasomatisme kontak sangat tergantung pada komposisi

magma, batuan induk (host rock), dan kaitan antara ukuran dan kedalaman tubuh

intrusif. Tubuh ekstrusif juga menghasilkan efek pada batuan samping seperti baking,

pengerasan, atau efek lain pada daerah kontak, tapi sangat jarang menghasilkan deposit

mineral.

Komposisi Intrusi. Efek metamorfisme dapat terjadi pada semua jenis magma, tapi

metasomatisme kontak umumnya hanya terbentuk pada intrusi yang bersifat intermediet

hingga felsik. Jarang deposit yang dijumpai pada intrusi mafik dan hampir tidak ada

dalam intrusi ultramafik. Penyebabnya adalah karena pada material felsik lebih banyak

mengandung fluida dibanding material mafik.

Ukuran dan Bentuk Intrusi. Umumnya deposit metasomatik kontak berasosiasi

dengan tubuh intrusi yang berukuran besar seperti stocks dan batholith. Jarang

ditemukan deposit yang berasosiasi dengan intrusi yang lebih kecil seperti laccolith, sill,

ataupun dike. Disamping itu, tubuh intrusi yang membentuk kontak dengan kemiringan

landai dengan batuan samping menghasilkan zona mineralisasi yang lebih luas dibanding

kontak intrusi dengan kemiringan besar.

Kedalaman Intrusi. Kedalaman intrusi adalah faktor yang penting dalam

pembentukan deposit metasomatisme, karena deposit hanya terbentuk pada batuan

dengan massa dasar granular, yang mengindikasikan pendinginan yang relatif lambat

pada kedalaman yang besar (±1000~2100m). Tidak adanya deposit pada batuan dengan

tekstur glassy atau afanitik yang mengindikasikan pendinginan yang cepat pada

kedalaman dangkal, menunjukkan bahwa kondisi dekat permukaan tidak cocok untuk

pembentukan deposit metasomatik.

Alterasi pada Intrusi. Tubuh intrusi juga mengalami alterasi selama terjadinya

metamorfisme kontak. Epidote misalnya, adalah mineral utama dalam tubuh intrusi yang

kemungkinan dihasilkan dari absorpsi CaO dan CO2 dari the invaded rock. Mineral lain

yang terbentuk dengan cara yang sama adalah sebagian garnet, vesuvianite, chlorite,

diopside, disamping serisitisasi yang juga kadang ditemukan.

C. HUBUNGAN METASOMATISME KONTAK DENGAN THE INVADED ROCK

Karakter dan penyebaran alterasi pada the invaded rock tergantung pada

komposisi dan struktur (baik primer maupun sekunder) the invaded rock tersebut.

Komposisi The Invaded Rock. Batuan karbonat adalah batuan yang paling penting

dalam pembentukan deposit metasomatik. Pure limestone dan dolomit mudah

mengalami rekristalisasi dan rekombinasi dengan elemen-elemen dari external source.

Sedang kehadiran unsur-unsur pengotor seperti silika, alumina, dan besi dalam impure

carbonate rocks memungkinkan terbentuknya lebih banyak kombinasi mineral. Batupasir

juga mengalami rekristalisasi menjadi kuarsit dan kadang mengandung pula mineral-

mineral metasomatik. Serpih (shale) dan slate teraltersi menjadi hornfels yang

mengandung andalusite, sillimanite, staurolite, dan garnet, namun secara umum

batuan-batuan argillaceous jarang mengandung deposit metasomatisme yang bernilai

ekonomis.

Struktur The Invaded Rock. Struktur yang terdapat pada the invaded rock baik

primer maupun sekunder, seperti kemiringan bidang perlapisan dan sesar,

mempengaruhi luas dan posisi zona metasomatik kontak. Kemiringan perlapisan yang

condong kearah tubuh intrusi sangat baik untuk pembentukan zona metasomatik.

Demikian juga sesar dapat menjadi channelway untuk fluida metasomatik menyebar.

D. DEPOSIT METASOMATISME KONTAKDeposit metasomatisme kontak umumnya ukurannya relatif kecil dengan dimensi

sekitar 30 - 120m, distribusinya tidak merata di dalam contact aureule dan cenderung

terkonsentrasi pada sisi tubuh intrusi yang landai. Bentuknya umumnya irregular atau

mengikuti bidang perlapisan, kekar-kekar, atau struktur lainnya.

Mineral-mineral gang yang biasa ditemukan dalam deposit metasomatik antara lain

adalah grossularite dan andradite garnet, hedenbergite, tremolite, actinolite,

wollastonite, epidote, zoesite, vesuvianite, diopside, forsterite, anorthite, albite,

luorite, chlorite, mika dan lain-lain. Kuarsa dan mineral-mineral karbonat selalu

ditemukan. Sebagai tambahan, silikat yang mengandung mineralizers seperti tourmaline,

axinite, scapolite, ludwigite, chondrodite, dan topaz, kadang-kadang ditemukan juga.

Mineral bijih terdiri atas oksida, logam murni (native), dan sulfida, arsenides, dan

sulfosalts. Bijih oksida terdiri atas magnetite (paling banyak), ilmenite, hematite

(specularite), corondum, dan spinel. Logam murni yang paling banyak adalah graphite,

sedang emas dan platinum dijumpai dalam jumlah sedikit. Sulfida terutama terdiri atas

base-metal sulfides. Kadang juga ditemukan sulfo-arsenides dan antimonides, tellurides,

sceelit, dan wolframit.

Tabel 3.1 Tipe-tipe deposit mineral, mineral utama, dan contoh deposit yang terbentuk

oleh Metasomatisme Kontak (Bateman & Jensen, 1981)

Deposit Chief Minerals Example of DepositIron

Copper(Tembaga)

Zinc

Lead

Tin

Tungsten

Molybdenum

Graphite

Gold

Silver

Manganese

Emery

Garnet

Corondum

Magnetite and hematite

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

Sphalerite with magnetite, sulfides of ironand lead

Galena, magnetite, and sulphides of iron,copper

Cassiterite, wolframit, magnetite,scheelite, pyrrhotite

Scheelite and minor sulphides, orwolframit with molybdenite and minorsulfides

Molybdenite, pyrite, garnet

Graphite and contact silicates

Gold with arsenopyrite, magnetite, andsulfides of iron and copper

Argentite, native, argentiferous galena

Manganese and iron oxides and silicates

Magnetite and corondum, with ilmeniteand spinel

Garnet and silicates

Corondum with magnetite, garnet, andother silicates

Cornwal. Pa. Mex

Some deposits of Morenci and Bisbee,Arizona

Hanover, N. Mexico

Magdalena, N. Mexico

Pitkaranta, Finland

Mill City, Nevada

Yetholm, Australia

South Australia

Cable, Mont.; Suan, Korea

Bingham district-Lark andU.S. Mines

Langban, Swedwn

Virginia, Peekskil, N.Y.;Turkey; Greece

Peekskil, N.Y.; Chester,Mass.

BAB IV

HIDROTERMALProses pembentukan bijih secara primer pertama kali terbentuk dalam dapur magma,

yang diikuti oleh proses-proses di luar dapur magma selama dan sesaat setelah proses

konsolidasi berlangsung.

Hydrothermal mineralizing solution sebagian berasosiasi dengan magma dan

sebagian lagi tidak. Istilah hidrotermal secara harfiah diartikan sebagai air panas, dan air

panas bisa saja berasal dari proses lain selain proses magmatik. Dia bisa berupa air

meteorik atau air konat atau kandungan air yang dilepaskan dari dalam batuan selama

proses metamorfisme dan membentuk larutan hidrotemal. Menurut Helgeson, larutan

hidrotermal adalah larutan yang kental, weakly dissociated, dan larutan elektrolit yang kaya

akan chloride. Dengan kandungan chloride dan hadirnya ion H+, menunjukkan bahwa bahwa

larutan hidrotemal tersebut bersifat asam. Tentu saja hal ini sangat tergantung pada derajat

disosiasi HCl menjadi ion H+ dan Cl-. Pada temperatur 100Oc atau kurang, HCl hampir

komplit mengalami disosiasi dan pH menjadi rendah.

Lingdren berdasarkan pada temperatur, tekanan dan asosiasi mineral deposit

hidrotermal, membagi deposit hidrotermal kedalam tiga kelas:

1. Hipotremal : Deposit hidrotermal yang terbentuk pada temperatur tinggi (3000– 500oC) dan

tekanan sangat tinggi didekat intrusif

2. Mesotremal : Deposit hidrotermal yang terbentuk pada temperatur intermediet (200o –

300oC), tekanan tinggi, dan terletak cukup jauh dari intrusif.

3. Epitermal : Deposit hidrotermal yang terbentuk pada temperatu rendah (50o – 200oC),

tekanan menengah, dan terletak jauh dari intrusif.

Buddington menambahkan dua kelas:

4. Teletermal : Deposit hidrotermal yang terbentuk setelah larutan bermigrasi jauh dari

intrusif dimana kemungkinan sebagian materialnya tidak berasal dari intrusif, temperatur

dan tekanan rendah.

5. Xenotermal : Deposit hidrotermal yang terbentuk oleh larutan dekat permukaan pada

kondisi temperatur awal dan tekanan awal tinggi menyebabkan terjadinya reaksi dan

pengendapan yang cepat

Dalam perjalanan melewati batuan, larutan hidrotermal secara berangsur

mengendapkan mineralnya dalam bentuk (1) pengendapan dalam berbagai jenis bukaan

(cavity filling) dalam batuan, membentuk cavity-filling deposits, atau (2) replasemen

metasomatik dalam batuan membentuk replacement deposits. Pengisian bukaan oleh

presipitasi bisa bersamaan dengan replasemen batuan samping. Namun secara umum,

terjadi gradasi antara kedua tipe deposit mineral tersebut. Replasemen dominan terbentuk

relatif dekat dari tubuh intrusif dan dibawah kondisi temperatur dan tekanan yang tinggi

menghasilkan deposit hipotermal. Pengisian bukaan terbentuk relatif jauh dari tubuh intrusif

dan dibawah kondisi temperatur dan tekanan yang rendah yang menghasilkan deposit

epitermal. Sedang pada deposit mesotermal, kedua bentuk tersebut dapat ditemukan.

A. PRINSIP DASAR PROSES HIDROTERMAL

Proses hidrotermal menghasilkan deposit mineral yang merupakan sumber

suplaiutama dari berbagai jenis mineral seperti emas, perak, tembaga, timah, antimon,

kobalt, merkuri, molybdenum, uranium, tungsten, fluorspar, barite, gems, dan lain-lain.

Beberapa hal yang menjadi syarat pembentukan deposit hidrotermal adalah:

1. Tersedia mineralizing solutions (mineralizers) yang cukup banyak untuk melarutkan

dan menjadi media transport bahan-bahan mineral,

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

hidrotermal,

3. Tersedia tempat untuk pengendapan kandungan mineral,

4. Reaksi kimia yang menghasilkan deposit, dan

5. Konsentrasi larutan cukup mengandung bahan-bahan mineral deposit untuk

membentuk deposit yang baik.

Kandungan volatile dan larutan mineral yang memiliki titik beku yang cukup rendah tersebutdikenal dengan istilah mineralizers. Mineralizers ini mengandung (1) elemen bersifat mobildalam jumlah cukup banyak dalam batuan, (2) elemen seperti tembaga, lead, zinc, perak,emas dan lain-lain; LIL (large-ion lithophile), (3) elemen seperti Li, Be, B, Rb, dan Cs; dan (4)dalam jumlah cukup banyak berupa alkali, alkali earth, dan volatile khususnya Na, K, Ca, Cl,dan CO2. Kesemuanya itu memegang peranan penting dalam transportasi metal pada proseshidrotermal.

1. Pergerakan Larutan Hidrotermal Melalui Batuan

Pergerakan larutan hidrotermal dari sumber ke tempat pengendapan sangat

tergantung pada tersedianya bukaan (opening) dalam batuan, sedang pembentukan

tubuh bijih yang besar tergantung kepada banyaknya suplai material yang bisa terangkut

melalui bukaan tersebut. Dengan demikian bukaan tersebut harus saling berhubungan

antara satu dengan lainnya. Berbagai tipe bukaan dalam batuan yang dapat menjadi

saluran migrasi larutan disajikan pada tabel 3.1.

Tabel 3.1. Tipe-tipe bukaan dalam batuanOriginal Cavities

Pore spaces

Crystal lattices

Vesicles or ―blow holesǁ

Lava drain channel

Cooling cracks

Igneous breccia cavities

Bedding Planes

Induced Channel

Fissures, with or without faulting

Shear-zone cavities

Cavities due to folding and warping

Saddle reefs

Pitches and flats

Anticlinal and synclinal cracking and slumping

Volcanic pipes

Tectonic pipes

Collapse breccias

Solution caves

Rock alteration openings

Porositas. Porositas batuan adalah persentase pori dalam batuan. Pada batuan

dengan butiran berbentuk bulat, kisaran posositas dari minimum 25,95% dan maksimum

47,64%. Namun perlu diingat bahwa butiran batuan tidak pernah sepenuhnya bulat.

Material berbentuk angular memiliki porositas yang lebih besar dibanding yang berbentuk

bulat, dan material berukuran halus relatif lebih besar posositasnya dibanding material

berukuran kasar.

Persentase porositas dari beberapa sampel batuan adalah sebagai berikut:

Jenis Rata-rata Maksimum Minimum

GranitBatugampingBatupasdirOil sandsBatulempung

0,3694,8815,919,4

28,43

0,6213,3628,28

0,190,534,81

Permeabilitas. Permeabilitas adalah kemampuan material meluluskan air.

Permeabilitas tergantung pada porositas batuan, tapi batuan yang porous belum tentu

permeabilitasnya bagus. Permeabilitas tergantung pada ukuran pori, banyaknya pori,

dan interkoneksi antar pori. Beberapa lava vesikular berporositas tinggi, tapi karena

tidak salin berhubungan menyebabkan permeabilitasnya rendah.

Pore Spaces. Pori batuan adalah ruang antar butiran. Pore spaces ini

menyebabkan batuan menjadi permeabel dan memungkinkan transport dan akumulasi

bijih-bijih, petroleum, gas, dan air.

Bedding Planes. Kenampakan pada formasi sedimen berupa bidang perlapisan.

Vesicles or―Blow Holesǁ. Vesicles ar―blow holesǁ adalah bukaan yang

dihasilkan oleh ekspansi vapor seperti terlihat pada bagian atas beberapa aliran lava

basal. Jika vesicle tersebut terisi disebut amygdaloid.

Volcanic Flow Drains. Volcanic Flow Drains terbentuk pada aliran lava manakala

sisi luar lava telah solid dan lava cair pada bagian dalam keluar membentuk pipa/saluran.

Cooling Cracks. Terbentuk sebagai hasil kontraksi betuan beku yang mendingin.

Cooling cracks bisa berbentuk blok, paralel, atau irregular. Fissures. Fissures adalah

bukaan berbentuk tabular memanjang dalam batuan. Terbentuk oleh gaya kompresi,

tensile, atau torsion yang bekerja pada batuan dan kadang diikuti oleh patahan. Jadi

patahan termasuk fissures, tapi tidak semua fissures diikuti oleh patahan.

Fissures ini merupakan saluran yang sangat baik untuk transportasi larutan. Jika

fissures tersebut terisi oleh logam atau mineral, disebut fissures veins.

Folding and Warping. Pelenturan dan lipatan lapisan sedimen menghasilkan

bentuk:

(1) bukaan saddle reef pada puncak lipatan yang tertutup,(2) pitches and flats adalah bukaan yang terbentuk oleh pemisahan lapisan pada gentle

slumping, dan(3) longitudinal cracks sepanjang puncak antiklin atau sinklin.

Igneous breccia Cavities. Breksi batuan beku ada dua tipe, yaitu: breksi vulkanik

yang membentuk aglomerat dan breksi intrusif.

Volcanic Pipe. Pada saat terjadi aktifitas vulkanik terbentuk bukaan berbentuk pipa

akibat adanya material yang terlempar keluar. Material yang terlempar keluar tersebut

kadang kembali jatuh ke dalam lubang vulkanik membentuk breksi dan menyisakan

ruang antar fragmen.

Tectonic Breccia, Collapse Breccia, etc. Breksi juga bisa terbentuk akibat adanya

penghancuran pada batuan brittle disebabkan oleh lipatan, sesar, intrusi atau berbagai

gaya tektonik lain. Sama seperti breksi yang terbentuk pada volcanic pipes, fragmen

breksi yang terkonsolidasi menyisakan ruang antar fragmen. Pergerakan Larutan

Hidrotermal Melalui Batuan.

Rock Alteration Openings. Batuan yang mengalami alterasi bersifat lebih porous

dibanding batuan yang tidak teralterasi.

Pergerakan larutan melalui batuan umumnya melalui bukaan yang berbentuk

fissures karena sifatnya yang saling berhubungan, atau melalui bukaan lain yang lebih

kecil seperti shear zone, lapisan lava vesikuler, atau sedimen yang porous.

Disamping tersedianya bukaan, ukuran butir partikel batuan juga cukup penting

dalam pembentukan deposit hidrotermal, bukan hanya dalam kaitannya dengan

pergerakan larutan dalam batuan, tapi juga dalam kaitannya dengan reaksi kimia

antara batuan samping dengan larutan. Batuan dengan ukuran partikel kecil (seperti

claystone) menunjukkan luas permukaan yang kontak dengan larutan lebih besar dari

batuan dengan ukuran partikel besar (seperti sandstone), hal ini memungkinkan

terjadinya reaksi kimia yang lebih banyak antara batuan dengan larutan. Sedang ukuran

porinya sangat kecil sehingga permeabilitasnya menjadi rendah. Kondisi demikian

memang kurang baik untuk migrasi larutan, tapi sebaliknya sangat baik untuk

pengendapan mineral.

Pengendapan mineral terjadi seiring dengan turunnya temperatur dan

berkurangnya tekanan dalam larutan. Turunnya temperatur sangat tergantung pada

jumlah larutan yang bergerak dan kapasitas batuan samping untuk menerima panas dari

larutan. Sementara akan berkurang seiring dengan semakin berkurangnya kedalaman

akibat pergerakan larutan relatif ke atas.

B. ALTERASI BATUAN SAMPING DAN GANGUE

Batuan samping (country rock) yang ditempati deposit bijih dari proses hidrotermal,

hampir selalu memperlihatkan adanya efek reaksi yang dihasilkan dari fluida panas yang

mengalami sirkulasi menuju kesetimbangan. Efek tersebut berbentuk selubung (isolasi)

yang membatasi antara batuan segar dengan terobosan magma sisa. Selubung tersebut

disebut alterasi batuan samping. Alterasi hidrotermal adalah setiap perubahan

komposisi mineral batuan (baik fisik maupun kimia) karena pengaruh fluida hidrotermal.

Alterasi bisa disebabkan antara lain oleh:

1. Diagenesis dalam sedimen

2. Proses regional, termasuk metamorfisme

3. Proses postmagmatic atau postvolcanic yang berasosiasi dengan proses

pendinginan

4. Proses mineralisasi langsung

Adapun faktor-faktor yang mempengaruhi bentuk dan intensitas alterasi hidrotermal

adalah:

1. Karakteristik dan komposisi batuan induk (host rock)

2. Komposisi fluida hidrotermal yang meliputi Eh, pH, tekanan vapor, komposisi

anion-kation, dan derajad hydrolysis.

3. Kondisi temperatur dan tekanan dan perubahan fase hidrotermal

4. Perubahan akibat penguraian unsur-unsur dalam larutan, seperti penguraian H2S

yang menyebabkan larutan menjadi lebih asam.

Luas daerah alterasi untuk setiap deposit sangat bervariasi, kadang bisa mencapai

beberapa kilometer jika alterasi tersebut dipengaruhi oleh a network of vein. Perubahan

minor dalam distribusi mineral gangue bisa menunjukkan arah penyebaran vein yang

mengandung bijih.

Mineral BijihOre Minerals

Mineral GangGanggue Minerals

Wall-rockAlteration

EpithermalGener Mesothermalalized

Hyphothermal

HgS

Sb2S3

Au AgS

Barren

AgS Ag3SbS3

PbS Cu12Sb4S13

ZnS

CuFeS2

Au

FeAsS Bi

MoS2

CaWO4 (Fe,Mn)WO4

SnO2

M Ka a R F Br l o l ak s S d u ra e i o o is d d k r ti o e r it n r o t

i st i

P K K ti u ar a li r st s i

a t

MontmorilloniteKaolinite

Variab Chloritel Carbonatese

Seque Sericiten Quartzc Pyritee

Metasomatik kontakContact Metasomatic

Fe3O4 CaWO2 DiopsitGarnetIdocraseTremolit

DiopsideGarnetIdocrase

Pegmatikpegmatite

SnO2 Be3Al2Si6O18 O Tr ut r

o mk al l

a is n

QuartzMuscoviteTourmalineTopaz

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

Reaksi yang penting untuk alterasi ada beberapa tipe yaitu:

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

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

2. Hydration-Dehydration3. Metasomatisme alkali atau alkali tanah4. Serpentinisasi mineral olivin dan rombik-piroksin5. Kloritisasi mineral-mineral ferromagnesian6. Saussuritisation atau alterasi basic plagiclase menjadi sodic plagioclase,

epidote, kalsit, dan lain-lain.7. Uralitisation atau alterasi piroksin menjadi amfibol8. Propylitisation atau alterasi batuan beku berbutir halus (terutama andesit)

menjadi klorit, epidot, serisit, dan lain-lain9. Kaolinitisation atau alterasi feldspar menjadi mineral lempung.

C. DEPOSIT MINERAL YANG DIHASILKAN

Pengisian celah (cavity filling) adalah pengendapan larutan mineral dalam bukaan

yang terdapat pada batuan samping (rock opening). Larutannya sendiri bisa dalam

kondisi cair atau kental, panas atau dingin, dan berasal dari magmatik atau bukan.

Umumnya mereka dalam bentuk cair dan panas. Mineral pertama tumbuh dari dinding

bukaan kearah dalam bukaan.

Dalam beberapa kasus, satu atau beberapa mineral terendapkan pada semua

bagian dinding bukaan menghasilkan homogeneus atau massive ore. Dalam bukaan

juga kadang terlihat adanya crustificatian atau adanya perulangan pengendapan mineral

dari arah luar ke arah dalam bukaan. Perulangan tersebut bisa dalam bentuk simetris jika

terjadi perulangan secara sistematis (123454321) atau bentuk asimetris jika

perulangannya tidak sistematis (acbdbebfbgbka).

Perulangan asimetris bisa terjadi jika ada reopening pada deposit yang telah

terbentuk sebelumnya, misalnya pertama terendapkan abba yang kemudian setelah

reopening celah abba diisi oleh mineral lain c,d,e,f, dan seterusnya.

Jika pengendapan mineral terjadi disekeliling fragmen-fragmen breksi, maka

dihasilkan cockade ore. Jika kristal mineral utama tumbuh dari dinding kearah dalam

bukaan, terbentuk comb structure. Jika pengisiian bukaan tidak komplit dalam seluruh

bukaan batuan, terbentuk vugs yang kadang bisa dimasuki manusia.

Pengisian celah meliputi dua proses utama, yaitu: (1) pembentukan bukaan, dan

(2) pengendapan mineral. Keduanya bisa terjadi secara bersamaan, namun umumnya

keduanya terbentuk secara terpisah.

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

1. Fissure veins; tubuh bijih berbentuk tabular yang meliputi satu atau lebih fissure.

Fissure veins adalah bentuk deposit cavity filling yang paling penting dan paling

banyak ditemukan. Fissure veins terbentuk (1) oleh stresses yang bekerja pada

kerak bumi dan bisa diikuti oleh pen-sesar-an, dan (2) oleh gaya dari dalam tubuh

intrusi selama mineralisasi berlangsung. Vein matter pada fissure terdiri atas

beberapa mineral gang dan bijih. Tidak seperti pada deposit cavity filling lainnya,

fissure veins umumnya mengandung lebih dari satu mineral gang seperti kuarsa,

kalsit, dan rhodochrosite. Mineral bijih yang sering ditemukan dalam kelas ini adalah

gold, silver, silver-lead, copper, lead, zinc, tin, antimony, cobalt, mercury,

molybdenum, uranium, tungsten, fluorspar, barite, dan gems. Beberapa bentuk

fissure veins adalah:

a. Chambered veins; jika dinding fissure veins berbentuk irregular dan terbreksiasi

terutama pada hanging wall-nya.

b. Dilation (lenticular) veins dalam batuan sekiss; jika fissure veins

berbentuk lensa gemuk yang saling berhubungan.

c. En echelon veins dalam batuan sekiss; jika fissure veins berbentuk

lensa gemuk yang tidak saling berhubungan.

d. Sheeted veins; kelompok fissure veins yang rapat dan paralel.

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

diagonal veinlets.

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

berhubungan sehingga sangat baik dalam pembentukan deposit cavity filling. Bijih

yang sering ditemukan dalam bentuk ini adalah gold dan pyrite.

3. Stockwork; veinlet pembawa bijih berukuran kecil, membentuk network, dan saling

berhubungan. Bijih yang biasa ditemukan dalam bentuk ini adalah tin, gold, silver,

copper, molybdenum, cobalt, lead, zinc, mercury, dan asbestos.

4. Saddle reef; suatu celah (ruang) pada puncak lipatan antiklin berbentuk sadel kuda,

yang kemudian terisi dengan deposit cavity filling.

5. Ladder veins; vein pendek yang biasanya adalah cabang dike.

6. Pitches and flat- fold cracks

7. Breccia-filling deposits, volcanic, collapse, and tectonic

8. Solution cavity filling : cave, channel, and gash vein

9. Pore-space filling

10. Vesicular filling.

Metasomatic replacement atau simply replacement adalah proses yang sangat

penting dalam pembentukan deposit mineral hipotermal, mesotermal, dan penting dalam

pembentukan deposit mineral epitermal. Metasomatic replacement umumnya

menghasilkan deposit mineral-mineral bijih seperti iron, copper, lead, zinc, gold, silver,

tin, mercury, molybdenum, manganese, barite, fluorite, magnesite, dan kyanite.

Bentuk depositnya adalah disseminated, massive, dan lode.

BAB V

GENESA DEPOSIT TEMBAGA PORFIRITambang tembaga tertua yang diketahui terletak di Maadi pada zaman pra-dinasti

Egiptian sekitar 10 km dari Kairo dan artefak tembaga yang ditemukan menunjukkan bahwa

industri peleburan bijih tembaga telah dimulai sejak 3300SM. Di Zambia juga ditemukan

tambang tembaga di daerah Bwana Mkubwa dekat Ndola. Selanjutnya diketahui pula bahwa

di Asia Kecil dan Siprus telah ada peleburan dan pengolahan tembaga, dan mencapai

puncaknya pada zama Egiptian (Bowen & Gunatilaka, 1977).

Catatan sejarah menunjukkan bahwa antara tahun 1580 – 1850 produksi tembaga

per tahun 10.000 ton. Jadi pada saat itu, hanya deposit tembaga berkadar tinggi yang telah

dieksploitasi. Di Eropa Utara, bijih tembaga yang ditambang pada tahun 1540 berkadar 8%

tembaga. Pada tahun 1890 deposit tembaga berkadar 6% tembaga sudah mulai digarap

dan menjelang 1906, berkat kemajuan teknologi penambangan, deposit tembaga dengan

kadar 2% tembaga sudah dianggap ekonomis.

Dewasa ini Amerika Serikat, Kanada, Cili, Peru, dan Zambia merupakan

negaranegara penghasil tembaga utama dunia. Sedangkan negara-negara konsumen

tembaga utama adalah Eropa barat, Jepang, dan negara-negara di Amerika Utara.

Penggunaan tembaga umumnya adalah untuk keperluan industri listrik, telekomunikasi,

keteknikan, transportasi, dan lain-lain.

Meski terdapat logam pengganti tembaga, seperti aluminium, kenyataan

menunjukkan bahwa kebutuhan akan tembaga terus meningkat seiring dengan

kemajuan teknologi dan taraf hidup masyarakat yang membaik. Sistem pengolahan

tembaga dilakukan dengan ekstraksi tembaga, dimana tembaga dipisahkan dengan cara

flotasi. Bijih tembaga pekat dari flotasi tersebut kemudian dibakar dalam tanur pada

temperatur tinngi sehingga tembaganya memisah. Pengolahan tahap akhir dilakukan

dengan elektrolisis atau pemurnian tembaga (Moeller, 1968).

A. HAKEKAT DAN KLASIFIKASI TEMBAGA

Tembaga adalah salah satu unsur transisi periode keempat dan anggota

golongan IB dalam sistem periodik. Sebagaimana unsur transisi lainnya, tembaga juga

merupakan logam padat dengan sifat kimia seperti pada tabel 5.1. Unsur ini di alam

dapat berbentuk logam bebas atau dalam bentuk senyawa-senyawa sulfida dan oksida,

berwarna merah tembaga, berat jenis 8 dan kekerasan 3.

Tabel 5.1 Sifat kimia tembaga (Goates, 1981)

Sifat Kimia Tembaga (Cu)

Jari-jari Atom (A)Titik leleh (oC)ElektronegativitasKonfigurasi elektronTingkat oksidasiNomor atomBerat atomTitik didih (oC)

1,2810801,8

3d104s1

+1, +2, +329

63,542310

Berdasarkan asosiasi batuannya, Jacobsen (1975) dalam Bowen dan Gunatilaka

(1977) telah membagi deposit tembaga ke dalam empat kategori yang terdiri atas:

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

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

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

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

Sebenarnya keempat kelas tersebut di atas sedikit banyak telah mengalami

pengaruh hidrotermal. Alasan untuk memisahkan hidrotermal ke dalam kelas tersendiri

karena kenyataan menunjukkan bahwa sebagian deposit tembaga yang berhubungan

genetik dengan hidrotermal, seperti tipe deposit hidrotermal residu, tidak bisa

dimasukkan ke dalam ketiga kelas lainnya. Contoh deposit tembaga seperti ini adalah

deposit bijih tembaga Butte di Montana yang berasosiasi dengan vein berbentuk

anyaman.

Selanjutnya dari keempat kelas di atas, terdapat empat jenis deposit tembaga

utama yaitu (1) deposit bijih tembaga porfiri, (2) deposit bijih tembaga hidrotermal, (3)

deposit bijih tembaga sedimen vulkanik, dan (4) deposit bijih tembaga stratiform.

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

Dari histogram di atas, menunjukkan bahwa secara ekonomi, produksi tembaga

terbesar berasal dari deposit porfiri yang juga merupakan deposit berumur relatif muda.

B. DEFINISI DEPOSIT TEMBAGA PORFIRI DAN PENYEBARANNYA

Istilah tembaga porfiri berasal dari hubungan mineralisasi tembaga dengan batuan

plutonik. Deposit ini dicirikan oleh tembaga dan molibdenit dalam bentuk hamburan

(disseminated) atau fenokris dalam batuan dengan tekstur porfiritik. Tembaga porfiri

didefinisikansulfida hipogen yang dikontrol oleh struktur primer dan umumnya

berasosiasi dengan intrusi asam atau intermediat porfiri (Kirkham, 1971, dalam

Guilbert dan Park, 1987).• Deposit besar adalah untuk menggambarkan total produksi tembaga dari deposit

tembaga porfiri yang sangat besar, sekitar 15 milyar ton per tahun.• Deposit berkadar rendah hingga menengah adalah untuk menjelaskan konsentrasi

tembaga dalam deposit tembaga porfiri. Umumnya kandungan tembaga berkisar

antara 0,6 – 0,9% Cu, yang paling tinggi sekitar 1 – 2% Cu seperti di El Teniente dan

Chuquimata, sedang yang paling rendah adalah 0,35% Cu hingga saat ini dianggap

belum ekonomis. Mineral tembaga yang paling umum dijumpai adalah kalkopirit,

sedang jenis lain seperti bornit dan kalkosit jumlahnya sangat kecil.

Umumnya deposit tembaga porfiri berumur post-Paleozoikum, khususnya antara

kala Kapur dan Paleogen. Sillitoe (1972) dalam Bowen dan Gunatilaka (1977)

menyatakan penyebaran tembaga porfiri tergantung pada tingkat erosi yang

menyebabkan tersingkapnya rantai plutonik-vilkanik dan pembentukannya berhubungan

erat dengan generasi magma pada zona-zona subduksi.

Deposit tembaga porfiri yang utama ditemukan pada daerah bagian barat benua

Amerika yang memanjang dari Alaska, Kolumbia, Amerika Serikat (Wasington), Montana,

Idaho, Kolorado, Utah, Nevada, New Mexico, Peru dan Cili bagian utara hingga

Argentina, dan kemungkinan memanjang hingga Antartika. Sementara itu di bagian barat

Pasifik ditemukan juga deposit tembaga porfiri memanjang dari Kepulauan Solomon,

Papua New Guinea, Papua Barat, Kalimantan Timur, Filifina hingga Taiwan.

Tempat lain dimana deposit tembaga porfiri ditemukan adalah Rumania, Bulgaria,

Iran, Pakistan, dan di negara-negara bekas Uni Soviet seperti Armenia dan Kazakhtan.

C. HUBUNGAN TEKTONIK LEMPENG DENGAN PEMBENTUKAN DEPOSIT TEMBAGA PORFIRI

Variasi gerakan arus konveksi pada lapisan astenolit mengakibatkan terjadinya

tiga jenis pola gerakan lempeng bumi yaitu konvergen, divergen, dan transform.

Sehubungan dengan pembentukan deposit tembaga porfiri, maka pola gerakan lempeng

yang paling penting menurut Sillitoe (1972) dalam Bateman (1979) adalah konvergen

dimana terjadi gerakan saling mendekati antara dua lempeng menyebabkan terjadinya

suatu benturan, pembentukan palung dan banyak menimbulkan gempabumi serta

gunungapi benua. Akibat benturan-benturan lempeng tersebut membentuk zona

subduksi yang umumnya terjadi antara lempeng benua dan lempeng samudera, yang

diikuti oleh peleburan sebagian akibat tekanan dan temperatur yang tinggi menghasilkan

magma calc-alkali.

Gambar 5.2 Hubungan antara pembentukan deposit tembaga porfiri dengan zona subduksi(Sillitoe, 1972, dalam Bateman, 1979).

Gambar 5.3 Hubungan penyebaran deposit tembaga porfiri dengan jalur subduksiMesozoikum-Kenozoikum (Sillitoe, 1972, dalam Bateman, 1979).

Kandungan logam di dalam magma calc-alkali umumnya berasal dari kerak

samudera yang terdiri atas tiga layer, dimana layer 1 adalah endapan sedimen laut yang

banyak mengandung logam, dan dibawahnya layer 2 dan 3 adalah basal dan gabro.

Sejak zaman Kapur terjadi gerakan konvergen antara benua Amerika dengan

lempeng Pasifik disepanjang bagian barat Amerika. Tabrakan ini membentuk rantai

vulkanik disepanjang jalur subduksi tersebut, sekaligus juga membentuk deposit tembaga

porfiri. Sedangkan pada bagian barat Pasifik juga terjadi subduksi akibat gerakan

lempeng Eurasia ke arah timur membentuk deposit tembaga porfiri di sepanjang bagian

barat Pasifik termasuk kepulauan Solomon, Papua New Guinea, Jepang, dan lain-lain.

Sementara itu gerakan relatif lempeng Eurasia dan Afrika membentuk juga deposit

tembaga porfiri di Iran, Pakistan, dan Turki.

D. MEKANISME PEMBENTUKAN DEPOSIT TEMBAGA PORFIRI

Deposit tembaga porfiri dihasilkan melalui suatu proses geokimia-fisika dari

rangkaian berupa magmatik akhir, magmatik hidrotermal, meteorik hidrotermal, hingga

normal hidrotermal seiring dengan berkurannya kedalaman. Intrusi calc-alkali atau alkali

menghasilkan batuan berkomposisi tertentu dari monzonit kuarsa hingga granodiorit atau

diorit hingga senit. Batuan samping yang melarut ke dalam magma akan

turutbmempengaruhi komposisi magma danstruktur kemas magma. Umumnya deposit

tembaga porfiri berukuran jauh lebih besar dari deposit hidrotermal lainnya. Bentuk

deposit ini memperlihatkan bahwa struktur berskala besar ikut mengontrol mineralisasi

dan kedalaman pembentukannya.

Gustafon dan Hunt, 1975, dalam Park dan Guilbert, 1986, yang menyelidiki

proses pembentukan deposit tembaga porfiri di El Salvador Chili menyimpulkan tiga hal,

yaitu:

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

(dike swarm).

2. Transfer tembaga, logam lain dan sulfur ke dalam stok porfiri dan batuan samping

terjadi karena adanya pemisahan fluida magma dan metasomatik secara menyeluruh.

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

airtanah.

Hampir semua deposit tembaga porfiri memiliki kondisi yang sama dengan kondisi

di atas. Perbedaan proses tergantung pada kedalaman pembentukan, kehadiran

airtanah, volume dan tingkatan magma, konsentrasi logam, sulfur, dan volatil lainnya.

Gambar 5.4 menunjukkan bahwa mineralisasi awal (b) terjadi pada kondisi

airtanah minimum dan invasi larutan magmatik ke batuan samping menyebabkan

terjadinya alterasi K-feldspar dari pusat invasi ke arah luar, membentuk zona alterasi

potasik dan zona alterasi propilitik. Selanjutnya (c) invasi airtanah yang berkonveksi

menghasilkan larutan meteorik hidrotermal dan bersama dengan larutan magmatik

hidrotermal yang sudah ada sebelumnya disertai oleh penurunan temperatur yang tajam,

membentuk serisit dan pirit yang memotong alterasi potasik-propilitik yang terbentuk

duluan. Peristiwa ini menghasilkan zona altersi serisitisasi (phyllic) yang dikenal sebagai

phyllic overprint. Tahap akhir (d) didominasi oleh larutan meteorik hidrotermal hingga

normal hidrotermal membentuk zona alterasi argilik.• Pembentukan zona alterasi yang lengkap sangat tergantung pada kandungan dan

suplai airtanah dari batuan samping.

E. PROSES PEMISAHAN TEMBAGA SELAMA KRISTALISASI MAGMA

Ringwood dan Curtis (1955) dalam Bown dan Gunatilaka (1977) menjelaskan

bahwa kandungan tembaga dalam magma basal sekitar 200 ppm, sebaliknya dalam

magma ultrabasa dan granitis kandungannya hanya sekitar 20 ppm. Selama difrensiasi

magma basal, kandungan Fe, Co, dan Ni cenderung terbentuk duluan dalam fraksinasi

kristalisasi, sedang tembaga belum terbentuk dalam silikat atau bentuk lainnya dan

cenderung menjadi konsentrasi residu dalam fraksi larutan. Tembaga akan cepat

terbentuk tergantung pada fS2 (fugacity sulphur = tekanan parsial sulfur), fO2, dan pH

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

Demikian pula pembentukan tembaga sebagai elemen chalcophile (logam-S)

berlangsung dengan baik pada pH tertentu.

Houghton (1974) dalam Bowen dan Gunatilaka (1977) menerangkan pengaruh fS2

dan fO2 dalam pembentukan fase sulfida. Sulfur memisahkan diri dari larutan silikat dan

digantikan oleh oksigen kemudian membentuk logam S (chalcophile). Reduksi dalam fO2

dikontrol oleh kristalisasi fraksinasi mineral yang kaya Fe-O. Dengan kata lain, kelarutan

sulfur dalam magma tergantung pada besarnya kandungan Fe2+. Kristalisasi fraksinasi

akan meningkatkan fO2 dan tembaga dalam fraksi larutan, kemudian memisah dalam

fase sulfida.

Pendinginan intrusi basa sangat jarang yang menghasilkan konsentrasi logam

dalam fraksi hidrotermal. Hal ini karena kandungan air dalam magma primer sangat

rendah. Magma basa baru bisa membentuk fluida hidrotermal setelah berasimilasi

dengan material yang mengandung air. Jadi proses pengayaan untuk membentuk larutan

bijih kurang efektif dalam magma basa dibanding dengan magma intermedit. Umumnya

deposit porfiri berasosiasi dengan batuan beku intermedit. Hubungan genetik antara Cu-

Mo dengan batuan intermedit terlihat pada penyebaran geografisnya seperti dalam zona

alterasi-mineralisasi model Lowell-Guilbert yang akan dibahas kemudian. Zona tersebut

menjelaskan bagaimana perubahan temperatur, tekanan, dan reaktifitas konveksi fluida

dari pusat panas, dan sekaligus juga menerangkan bagaimana pergerakan fluida selama

proses pendinginan berlangsung. Pembentukan bijih adalah mekanisme difrensiasi

logam yang terkonsentrasi dari normal magma. Dalam kasus ini, asosiasi batuan

bekunya akan menentukan kandungan logam yang terbentuk.

F. KONDISI MAGMATIK-HIDROTERMAL SELAMA PEMBENTUKAN DEPOSITTEMBAGA PORFIRI

Kehadiran air atau fase aquatik dalam magma selama pembentukan tembaga

porfiri merupakan hal yang sangat penting. Kontak air dengan magma yang sedang

memisah terjadi dalam beberapa tahap. Fluida hidrotermal pertama yang memisah relatif

kaya akan CO2 dibanding fluida yang memisah kemudian. Juga fraksi awal banyak

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

Kehadiran air dalam magma menurunkan temperatur kristalisasi. Burnham (1967)

dalam Bowen dan Gunatilaka (1977) menjelaskan bahwa pada saat magma yang tidak

jenuh mengintrusi lapisan permeabel yang mengandung fluida, perbedaan tekanan akan

menyebabkan migrasi fluida tersebut. Jika tekanan fluida lebih besar dibanding tekanan

hidrostatik, volatil akan keluar dari magma hingga tekanan kembali normal. Magma bisa

jenuh dengan komponen volatil hanya jika tersedia cukup suplai fluida dari batuan

samping, pada saat tekanan lebih besar dari tekanan litostatik. Sirkulasi konveksi fluida

dapat terjadi karena perbedaan temperatur, kerapatan fluida dekat magma, dan

masuknya fluida dingin dari sekitar magma. Pola sirkulasi dikontrol oleh permeabilitas

batuan samping. Perbedaan temperatur yang besar bisa menyebabkan terjadinya

pemusatan dan kristalisasi besar-besaran secara serentak dalam magma. Pada saat

kristalisasi berlangsung pada suatu kisaran temperatur, pemisahan kristal komponen non

volatil menyebabkan bertambahnya konsentrasi volatil dalam fraksi cairan dan

selanjutnya menambah tekanan gas dalam larutan. Jika tekanan gas selama pendinginan

dan kristalisasi lebih besar dari tekanan batas, akan menyebabkan terjadinya vesikulasi.

Proses pendinginan magma basa yang miskin air menyebabkan terjadinya

breksiasi berskala besar. Bersamaan dengan bertambahnya permeabilitas,

memungkinkan air meteorik ber-konveksi dan masuk ke dalam zona intrusi, sehingga

redistribusi dan konsentrasi bijih dapat terbentuk.

G. PERUBAHAN GEOKIMIA SELAMA PEMBENTUKAN DEPOSIT

Pendinginan larutan hidrotermal dan reaksi dengan batuan samping

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

pada temperatur tinggi menjadi ortoklas dihasilkan dari subtitusi Ca+ dan Na+ menjadi K+.

Alterasi dan presipitasi kuarsa (silisifikasi) diikuti oleh pembentukan molibdenit dan

kemudian pada temperatur lebih rendah diikuti oleh logam-logam dasar sulfida lainnya.

Pengendapan logam sulfida dalam jumlah tertentu tergantung pada keaktifan logam dan

sulfur dalam larutan. Alterasi batuan samping umumnya digunakan untuk

menginterpretasi lingkungan kimia-fisika deposit bijih. Zona alterasi tersebut

menunjukkan bahwa fluida pembawa bijih mulai bermigrasi keluar dari stok porfiri pada

temperatur 500o – 700oC. Pada beberapa daerah tembaga porfiri, pola-pola struktur

membantu dalam menentukan pola pengendapan bijih hidrotermal. Bukaan pada batuan

(opening in rock) dapat menunjukkan berapa tingkatan pengendapan. Umumnya bukaan

yang pertama pada deposit porfiri menunjukkan alterasi yang menghasilkan K-feldspar,

muskovit, biotit, dan kumpulan Cu-Fe-S dengan kadar sulfur rendah. Proses kimia yang

penting dalam alterasi adalah hidrasi, dehidrasi, metasomatis kation dan metasomatis

anion. Dalam hal ini, yang paling penting adalah hidrolisis atau metasomatis ion H+.

Beberapa perubahan geokimia yang terjadi adalah sebagai berikut:

- Serisitisasi ortoklas:3KalSi3O8 + 2H+→ Kal2AlSi3O10(OH)2 +2K+ + 6SiO2

- Kloritisasi biotit:2K(Mg,Fe) AlSi O (OH) + 4H+

- Kloritisasi albit:2NaAlSi3O8 + 4(Mg,Fe) + 2(Fe,Al) + 10H2O → (Mg,Fe)4 ((Fe,Al)2 Si2O10(OH)8 + 4SiO2 +2Na+12H+

- Serisitisasi klorit :2Al(Mg,Fe)5AlSi3O10(OH)8+5Al + 3Si(OH)4 + 3K + 2H → 3Kal2AlSi3O10(OH)2+10(Fe,Mg)2++12H2O

- Silisifikasi serisit :

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

Dari reaksi di atas dapat dilihat bahwa secara kualitatif, sedikit atau banyak

selama proses alterasi dapat dihasilkan ion H+. Meyer dan Hemley (1967) dalam Bowen

dan Gunatilaka (1977) mencatat bahwa ion H+ jumlahnya kecil dalam alterasi propilitik

dan K-feldspar, kemudian bertambah banyak dalam alterasi serisitisasi dan argilik.

Dalam hubungan antara larutan hidrotermal dan kumpulan mineral sulfida,

oksida, dan alterasi batuan samping, parameter yang paling penting adalah fO2, fS2,

dan pH.

H. PERPINDAHAN BIJIH

Transportasi tembaga dalam jumlah besar terjadi pada fluida aquatik (fase

aquatik) dimana bijihnya dapat meliputi semua atau sebagian larutan. Karena itu, pada

proses pengendapan bijih hidrotermal, sifat larutan dan stabilitas mineral merupakan

dasar yang sangat penting. Fluida aquatik pada temperatur dan tekanan tertentu

mengandung logam dan sulfur dalam larutan sebagai ion atau molekul dalam jumlah

besar untuk pembentukan bijih tembaga porfiri. Konsentrasi logam dapat berkisar antara

1 – 104ppm. Dalam deposit hidrotermal, perbandingan antara total kandungan sulfur

dengan total logam berat (heavy metal) cukup tinggi. Kenyataan bahwa kandungan

sulfur dalam larutan (yang dapat mengikat logam) sangat besar dapat terlihat dari

ditemukannya deposit sulfur murni pada beberapa deposit tembaga porfiri. Data inklusi

fluida menunjukkan bahwa larutan bijih banyak mengandung alkali klorida (ditambah

CO2, NH3, dan CH4) dan kandungan garamnya kadang sampai 50%. Hal ini menunjukkan

bahwa larutan bijih juga bereaksi dengan klorida selama transportasi.

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

2- 2- - - yaitu SO4 , S , HS, H2S, HSO4 . Pada kondisi asam dengan temperatur rendah,

sulfur- yang paling penting untuk pembentukan logam kompleks adalah HSO4 (pH 2),

sebaliknya S2- adalah basa kuat (pH 13) yang penting sebagai media transport bijih pada

temperatur tinggi, dan selanjutnya pada temperatur sekitar 250oC, pH larutan berkisar

antara pH 6-8 dimana pada kondisi ini SO 2-. HS-, H2S merupakan sulfur yang paling

penting

Data kelarutan tembaga dalam larutan aquatik masih sedikit diketahui. CuFeS2

larut dalam air murni pada temperatur 350oC dan dalam air yang jenuh H2S pada

temperatur di atas 200oC dengan tekanan 200 atm. Covelit larut H2S pada temperatur

200oC dengan tekanan 43 atm. Selanjutnya pada temperatur rendah dimana kandungan

sulfur rendah, maka senyawa kompleks klorida adalah merupakan agen transport

tembaga yang penting.

Pengendapan senyawa kompleks sulfida disebabkan oleh:

1. Pendinginan sebagai akibat dari pergerakan fluida di sepanjang daerah dengan

perbedaan temperatur yang besar,

2. Percampuran dengan air meteorik, dan

3. Reaksi dengan batuan samping.

I. STUDI PEMBENTUKAN DEPOSIT TEMBAGA PORFIRI

Studi pembentukan deposit tembaga porfiri dilakukan dengan isotop oksigen dan

hidrogen yang sangat penting untuk:

1. Menentukan asal dan kejadian air dalam deposit bijih hidrotermal, dan

2. Perkiraan temperatur pembentukan tembaga porfiri.

Studi isotop oksigen dan hidrogen didasarkan pada prinsip bahwa kandungan 18O

dan H dalam semua air alam berbeda. Analisa isotop oksigen dan hidrogen yang

dihubungkan dengan kerangka geologi deposit tembaga porfiri menunjukkan adanya dua

pola larutan yang berbeda tapi saling terkait (lihat gambar 5.3), yaitu:

1. Larutan magmatik hidrotermal internal (magmatic hydrotermal solution) dibawah

tekanan litostatik yang tinggi dan terbentuk selama kristalisasi tahap akhir, dan

2. Sirkulasi meteorik-hidrotermal eksternal (external meteoric-hydrothermal circulation)

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

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

Pada tahap awal kedua sistem tersebut dapat saling berinteraksi, tapi kadang

sistem internal telah berhenti sementara sistem eksternal masih berpengaruh kuat.

Akibatnya terjadi invasi sistem eksternal ke bagian dalam dan membentuk zona serisit-

pirit dan argilik yang terletak dibagian luar zona potasik. Kedudukan utama kalkopirit

dalam sistem deposit tembaga porfiri adalah pada daerah interaksi kedua sistem tersebut

di atas atau pada daerah antara zona potasik dan zona serisitisasi. Zona mineralisasi

tembaga porfiri tersebut disebut kulit bijih (ore shell).

Roedder (1971) dalam Imay (1978) yang melakukan penelitian tentang inklusi

fluida pada deposit tembaga porfiri menemukan bahwa distribusi inklusi fluida sangat

khas. Inklusi pada zona inti umumnya memiliki salinitas yang tinggi yang diperkirakan

berasal dari magmatik primer pada temperatur sekitar 500oC. Sedang pada zona luar,

inklusi fluida memiliki salinitas rendah yang diperkirakan karena adanya percampuran

dengan air meteorik pada temperatur sekitar 200o – 350oC.

J. MODEL GENETIK DEPOSIT TEMBAGA PORFIRI

Seperti dijelaskan di depan, proses pembentukan deposit tembaga porfiri yang

diikuti dengan penurunan temperatur menyebabkan terbentuknya zona alterasi disekitar

tubuh intrusi. Beberapa model genetik deposit tembaga porfiri yang telah diajukan oleh

para ahli geologi pertambangan, kesemuanya untuk menjelaskan proses dan

karakteristik dari tembaga porfiri. Semua model menekankan hubungan antara intrusi

batuan plutonik dan deposit bijih yang terbentuk serta berdasarkan pada model

magmatik-hidrotermal.

Selama pergerakan magma ke permukaan, cairan pijar tersebut akan jenuh air

dengan tekanan gas yang semakin tinggi seiring kristalisasi. Kecenderungan dari intrusi

magma melalui zona-zona lemah dan pelepasan volatil dari cairan yang mendingin

tersebut berdifusi melalui zona ini. Akibat adanya perbedaan suhu yang nyata antara

magma dengan batuan di sekitarnya menghasilkan suatu urutan zona alterasi dan

mineralisasi yang khas pada deposit tembaga porfiri.

K. MODEL LOWELL-GUILBERT

Lowell dan Guilbert (1970) dalam Guilbert dan Park (1986) yang menyelidiki zona

alterasi-mineralisasi deposit tembaga porfiri di San Manuel-Kalamazoo mencatat bahwa

pada sebagian besar deposit porfiri, terdapat hubungan yang sangat dekat antara batuan

beku induk, tubuh bijih, dan batuan samping. Batuan samping umumnya terbentuk antara

Prakambrium-Kapur Akhir, berupa batuan sedimen dan metasedimen. Kedalaman intrusi

berkisar antara 1000–1500m. Umumnya deposit porfiri berasosiasi dengan tipe intrusi

monzonit kuarsa hingga granodiorit dan kadang pula dijumpai berasosiasi dengan diorit

kuarsa, riolit, dan dasit. Model genetik Lowell-Guilbert meliputi deposit porfiri yang

berumur Trias-Tersier Tengah (200-30 jt tahun yang lalu).

Ukuran dan bentuk batuan plutonik turut mengontrol ukuran dan bentuk tubuh

bijih, tapi hal ini kadang susah dikenali jika intensitas erosi tinggi. Bentuk stok yang

memanjang tidak teratur sangat umum pada deposit porfiri, meski kadang juga dijumpai

deposit berbentuk kubah, bulat panjang, melensa, bundar, dan bentuk sumbat. Umumnya

tubuh plutonik berupa kelompok dike (dike swarm) dan jarang ditemukan yang berbentuk

sill. Tersingkapnya tubuh plutonik dipermukaan disebabkan oleh prosestektonik dan erosi

yang bekerja setelah mineralisasi berlangsung. Tubuh deposit tembaga porfiri umumnya

berukuran kuran dari 2 km2, tapi kadang pula ada yang sangat luas seperti deposit

Endako di Kolumbia yang berukuran 60.000 x 300.000 m. Bentuk dan ukuran intrusi

porfiri juga dikontrol oleh struktur primer sekaligus juga ikut mengontrol pembentukan

deposit tembaga porfiri. Struktur-struktur lokal yang berukuran kecil sulit dikenali. Struktur

seperti ini bisa hadir sebelum dan sesudah deposit porfiri terbentuk, kadang pula hilang

karena pengaruh intrusi itu sendiri.

Salah satu ciri khas batuan intrusi adalah bahwa mereka bukan merupakan tubuh

yang pasif, tapi merupakan suatu tubuh dimana proses-proses seperti asimilasi,

replasemen, dan pembekuan terjadi akibat adanya tenaga yang terkandung dalam tubuh

magma. Akibat aadanya tenaga dalam tubuh intrusi menyebabkan deposit bijih porfiri

selalu berasosiasi dengan breksiasi dan penkekaran disekitar tubuh bijih.

Nielsen (1968) dalam Bowen dan Gunatilaka (1977) menyusun urutan

pembentukan deposit porfiri yang diawali dengan suatu intrusi, kemudian disusul oleh

kristalisasi awal yang membentuk lapisan solid shell. Kristalisasi tersebut yang kemudian

menghasilkan tekstur porfiritik hingga afanitik. Pada umumnya, proses metalisasi terjadi

bersamaan atau setelah pembentukan tubuh porfiri itu. Komposisi batuan intrusi yang

berasaosiasi dengan deposit tembaga porfiri umumnya intermedit yang secara lengkap

urutannya adalah diorit, granodiorit, monzonit kuarsa, monzonit kuarsa porfiri, dan

riolit. Jadi diorit adalah asosiasi deposit tembaga porfiri yang paling basa.

L. ZONA ALTERASI TEMBAGA PORFIRI

Pergerakan larutan hidrotermal ke permukaan pada saat pendinginan magma

dengan merembes pada batuan samping menyebabkan perubahan metasomatik pada

batuan disekitarnya. Perubahan atau alterasi disekitar stok porfiri berbentuk coaxial.

Umumnya ada empat zona alterasi yang dapat dikenali yang kesemuanya dicirikan oleh

kumpulan mineralnya (gambar 5.6). Kadang keempat zona alterasi tersebut tidak lengkap

ditemukan disekitar intrusi. Zona alterasi tersebut digunakan dalam prospeksi dan

eksplorasi depost bijih tembaga porfiri.

Zona Potasik (Potassic Zone)

Zona potasik merupakan zona alterasi yang paling dekat dengan tubuh intrusi dan

dicirikan oleh kumpulan mineral ortoklas-biotit dan ortoklas-klorit, dan pada beberapa

tempat keduanya ditemukan. Zona alterasi ini hampir selalu dijumpai dalam deposit bijih

porfiri. Replasemen mineral primer oleh biotit, K-feldspar, kuarsa, serisit, dan kadang

anhidrit. Pecahan stokwork (stockwork fracture) dan microveinlet dalam batuan primer

terisi oleh kuarsa dan K-feldspar.

K-feldspar dan serisit yang stabil dapat terbentuk pada kondisi magmatik akhir

(late magmatic) dan hidrotermal awal (early hydrothermal). Biotit, klorit, K-feldspar,

serisit, kuarsa, dan anhidrit terbentuk pada kondisi dimana kandungan Fe dan Mg terus

bertambah pada tekanan gas tertentu. Variasi bijih sulfida pada zona ini tidak terlalu

banyak dijumpai.

Alterasi biotit berwarna coklat terang atau hijau terang dan bisa tumbuh bersama

(intergrown) dengan klorit. Pada saat bersamaan massa dasar mengalami biotisasi,

maka batuan ubahan mengalami perubahan warna.

Batas stabilitas k-feldspar dan serisit pada zona ini diperkirakan merupakan batas

antara kondisi magmatik akhir dengan hidrotermal awal. Umumnya kuarsa yang

ditemukan dalam zona ini adalah kuarsa hasil alterasi. Pada zona ini juga kadang

dijumpai mineral karbonat, epatit, rutil, dan wolframit dalam veinlet dan mikroveinlet.

Zona Serisitisasi (Phyllic Zone)

Zona serisitisasi terletak disekitar zona potassik dan selalu hadir dalam urutan

zona alterasi deposit tembaga porfiri. Kadang pula zona ini saling overlap dengan zona

potasik. Zona ini dicirikan oleh mineral kuarsa, serisit, pirit dengan minor klorit, hidromika,

dan rutil. Pirit dapat terbentuk lebih dari 20% dalam bentuk hamburan dan veinlet, sedang

serisit juga bisa hadir dalam jumlah cukup banyak. Bagian dalam zona ini dicirikan oleh

kandungan alterasi serisit, sedang bagian luar dicirikan oleh berbagai kandungan mineral

lempung (clay mineral) dan hidromika. Secara petrografi zona ini dicirikan oleh

serisitisasi yang kuat dari semua silikat. Ortoklas dan plagioklas diganti oleh muskovit

yang berbutir baik. Biotit juga terubah menjadi serisit dan akhirnya menjadi rutil dan

leukokson. Pada proses serisitisasi silikat, kuarsa juga terbentuk dalam jumlah cukup

besar dan merupakan komponen silisifikasi yang utama dalam zona serisitisasi.

Serisitisasi mineral K-feldspar menunjukkan intensitas yang semakin bertambah dari

bagian dalam zona ini ke bagian luar. Pirit dan kalkopirit tersebar merata dalam daerah

serisitisasi dan merupakan zona bijih yang penting dalam deposit tembaga porfiri.

Karbonat dan anhidrit sangat jarang ditemukan dalam zona ini. Kontak antara zona

potasik dengan zona serisitisasi adalah kontak berangsur hingga puluhan meter.

Hubungan antara zona alterasi potasik dan zona serisitisasi berdasarkan data

isotop oksigen dan hidrogen menunjukkan bahwa airtanah (groundwater) juga berperan

aktif selama mineralisasi pada zona ini. Proses naiknya fluida magmatik ke permukaan

bercampur dengan airtanah dan cenderung membentuk fumarolla bertemperatur tinggi di

permukaan. Pemisahan volatil selama proses transportasi ke permukaan yang kemudian

membentuk sublimasi dan kandungan logam pada kedua zona tersebut.

Gambar 5.6 Skema zona alterasi-mineralisasi deposit tembaga porfiri di San Manuel-Kalamazoo. (a) Zona Alterasi, (b) Zona Mineralisasi, dan (c) Bentuk depositSulfida (Lowell dan guilbert (1970) dalam Guilbert dan Park (1986)).

Zona Argilik (Argillic Zone)

Zona argilik jarang ditemukan dalam urutan zona alterasi deposit tembaga porfiri

dan dicirikan oleh perubahan plagioklas menjadi kaolin pada bagian dalam atau

montmorilonit pada bagian luar. Pirit juga hadir, tapi tidak sebanyak dengan zona

serisitisasi dan lebih berbentuk veinlet daripada hamburan. Biotit tidak mengalami

perubahan dan K-feldspar hanya sedikit terubah. Jika zona ini hadir dalam urutan zona

alterasi, maka batasnya dengan zona serisitisasi sangat sulit ditentukan. Mineral lain

yang juga ditemukan sebagai alterasi pada zona ini adalah piropilit, dickit, dan topaz.

Contoh daerah dimana zona ini ditemukan adalah deposit porfiri Butte dan Bisbee.

BAB VI

GENESA ENDAPAN MINERAL SEKUNDERMagma adalah sumber yang penting dalam pembentukan suatu deposit mineral.

Meski beberapa mineral bisa berasal dari air laut atau sumber lain, sebagian besar lainya

berasal dari proses magmatik dan proses–proses yang berkaitan. Setelah suatu deposit

mineral tersingkap kepermukaan, maka proses konsentrasi sekunder dipermukaan mulai

bekerja. Pelapukan melepaskan mineral berharga dari batuan asal (scarce rock)

membentuk endapan residual atau memicu terjadinya redistribusi elemen-elemen berharga

dalam proses pengayaan supergen. Sebagian lagi tertransportasi secara mekanik

membentuk endapan placer atau sebagian larutan yang terbawa hingga kesuatu cekungan

dan terbentuk sebagai endapan sedimen konvensional. Proses terakhir bukan hanya

menghasilkan batuan sedimen, tapi juga endapan logam dan berbagai material industri yang

bersifat ekonomik. Unsur–unsur yang mudah larut dalam air terakumulasi pada suatu

lingkungan yang tertutup dimana unsure-unsur tersebut terkonsentrasi sebagai endapan

evaporasi.

Proses organik juga memegang peranan yang cukup penting, baik sebagai

katalisator maupun sebagai sumber bahan organik misalnya dalam pembentukan endapan

hidrokarbon.

Proses non-magmatik lain yang berperan dalam pembentukan deposit bahan galian

adalah proses metamorfisme yang tidak hanya merubah bentuk dan tekstur deposit mineral

yang sudah ada sebelumnya, tapi juga membuat deposit mineral yang baru. Di bawah

pengaruh tekanan dan temperatur yang tinggi, ditambah air pada sejumlah kasus, mineral

metamorfik yang stabil pada lingkungan yang baru terbentuk. Perubahan bukan hanya

berupa rekristalisasi, tapi juga berupa rekombinasi material yang menghasilkan mineral

baru.

Ganesa endapan bahan galian yang dibahas pada bagian ini dibatasi pada

pembentukan endapan mineral sekunder yang meliputi:• Endapan mineral yang berhubungan dengan proses eksternal :

Konsentrasi Residual (Residual Concentration)

Oksidasi Permukaan dan Pengayaan Supergene (Surficial Oxidation and

Supergene Enrichment)

Konsentrasi Mekanik (Mechanical Concentration)

Endapan Sedimenter

Evaporasi•Metamorfisme.

A. ENDAPAN MINERAL YANG BERHUBUNGAN DENGAN PROSES EKSTERNAL

1. KONSENTRASI RESIDUAL

Endapan yang berbentuk dari konsentrasi residual adalah endapan yang

terakumulasi atau teronsetrasi di dekat atau di atas batuan sumbernya melalui proses

pelapukan. Endapan residual hanya dapat terbentuk pada permukaan yang relatif

datar, bila permukaan berubah menjadi miring, maka endapan tersebut akan

mengalami transportasi dan membentuk endapan placer eluvial.

Endapan yang berbentuk dari konsentrasi residual adalah endapan yang

terakumulasi atau teronsetrasi di dekat atau di atas batuan sumbernya melalui proses

pelapukan. Endapan residual hanya dapat terbentuk pada permukaan yang relatif

datar, bila permukaan berubah menjadi miring, maka endapan tersebut akan

mengalami transportasi dan membentuk endapan placer eluvial.

Pelapukan sebagai proses yang memegang peranan penting dalam

konsentrasi residual merupakan suatu kejadian komplek dan meliputi berbagai proses

yang bisa bekerja sendiri-sendiri atau bersama-sama dengan proses yang lain.

Misalnya pelapukan batuan bisa terjadi dalam bentuk desintegrasi mekanik atau

dekomposisi kimiawi atau kedua-duanya. Mineral yang tidak stabil pada saat

pelapukan berlangsung akan larut dan terbawa ketempat lain, sedangkan mineral

stabil menjadi residu dan kemudian terakumulasi membentuk konsentrasi residual.

Tabel 1. Klasifikasi Batuan Sedimen Berdasarkan Proses Pembentukannya

BATUAN SEDIMEN KLASTIK BATUAN SEDIMEN ORGANIK BATUAN SEDIMEN RISTALINRUDACEOUS- Breksi-Konglomerat-Calcirudite (Limestone)ARENACEOUS- Quatoze Sandstone- Arkose- Flagstone- Greensand- Blaksand- Lithic Sandstone- Calcarenite(Limestone)

ARGILLACEOUS-Claystone-Shale-Mudstone- Siltstone- Mari- Calcilutite(Limestone)

(sebagian) LIMESTONE- Reef Limestone- Shelly Limestone- Coral Limestone- Algae Limestone- Crinoidal Limestone- Foraminifera Limestone

ENDAPAN ABYSSAL- Biogenic Ooze1. Calcareous Ooze2. Siliceous Ooze3. Red Clay(sebagai) CHERT COAL

PHOSPHATIC DEPOSITS4. Primari Marine phosphate5. Bone Beda6. Guana

(sebagian) LIMESTONE7. Oolitic & Pisolitic Ls.8. Calc Tufa

EVAPORITE DEPOSITS4. Potash & Magnesium Salt3. Rock Salt ( Halite)2. Gypsum & Anhydrite1. Calcite & Dolomite

SEDIMENTARY IRON ORES1. Detrital2. Residual (laterite)3. Replacement&Diagenetik

tingkat Akhir4. Marine5. Freshwater(sebagaian) CHERT

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

Pelapukan (weathering) dipengaruhi oleh faktor-faktor eksternal seperti air,

angin, perubahan temperatur, tumbuhan dan bakteri. Pelapukan adalah tahapan awal

dari proses denudasi, dimana hasil lapukan biasanya tidak langsung mengalami

transportasi. Hal inilah yang membedakan antara istilah pelapukan dengan erosi.

Secara umum, pelapukan dapat dibagi menjadi:

a. Pelapukan mekanik yang menyebabkan terjadinya desintegrasi/penghancuranbatuan terutama disebabkan oleh ekspansi air dalam pori atau kekar batuan akibatperubahan temperatur. Ekspansi air ini dikenal dengan istilah Frost Action.Pelapukan mekanik tidak menghasilkan mineral baru, tapi aksinya yang mereduksiukuran dan memperluas permukaan partikel menyebabkan pelapukan kimiawidapat bekerja lebih efektif. Desintegrasi mekanik umumnya terbentuk pada daerahkering.

b. Pelapukan kimiawi yang menyebabkan terjadinya perubahan komposisi oleh aksiunsur-unsur yang terbawa dalam air hujan. Sebagai contoh adalah reaksi berikut:2 CaCO3 + H2O + CO2 → 2Ca(HCO3)2

(limestone + water + carbondioksida → calcium bicarbonate)Pelapukan kimiawi ini sangat aktif terutama pada daerah beriklim tropis ataulembab dimana air hujan lebih banyak mengandung CO2.

c. Pelapukan biologis yang terjadi karena adanya aktifitas bakteri dan organismemikroskopik lainnya yang menghasilkan perubahan komposisi air dan udara didalam tanah dan mengakibatkan perubahan kompleks mineral tanah. Demikianjuga pergerakan dari mikroorganisme di dalam tanah dan aksi akar tanaman yangmenerobos ke dalam tubuh batuan, biasanya cukup kuat untuk memecahkan tubuhbatuan.

Syarat utama pembentukan deposit mineral dari konsentrasi residual adalah:

1. kehadiran batuan atau lode yang mengandung mineral berharga yang resisten,

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

berlangsung.

2. kondisi iklim yang memungkinkan berlangsungnya pelapukan kimiawi; dalam hal ini

iklim tropik dan subtropik adalah kondisi yang sangat tepat untuk pembentukan

endapan residual.

3. kemiringan lereng relatif landai, dan

4. stabilitas lahan yang cukup lama sehingga residu yang terkumpul tidak terganggu

oleh erosi.

Deposit berharga yang dapat terbentuk dari suatu proses konsentrasi residual

diantaranya adalah:

1. Endapan bauksit residual; merupakan endapan laterit didominasi oleh alumuniumhidroksida (bauksit) yang merupakan bijih alumunium utama.

2. Endapan nikel residual; endapan nikel (garnierit) residual terbentuk oleh pelapukanintensif di daerah tropis pada batuan basa-ultrabasa. Endapan laterit nikel di NewCaledonia merupakan sumber produksi nikel terbesar di dunia yang telahditambang sejak tahun 1876.

3. Endapan besi residual; batuan asal endapan ini adalah batugamping yangmengandung endapan mineral besi dan bebas alumunium dan silika, atau batuanbeku basa dengan kandungan Fe jauh lebih besar daripada Al. Kebanyakan lateritpembawa besi memiliki kandungan yang rendah dan tidak menguntungkan secaraekonomi. Contoh yang baik dari endapan ini adalah di Conakry (Guinea) yangberasal dari batuan ultrabasa.

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

5. Lempung (kaolin) residual; Hydrous aluminomsilicate, kaolin, terbentuk daripelapukan aluminumsilicate, terutama feldspar. Konversi ortoklas menjadi kaolindapat diilustrasikan dengan reaksi berikut.4KalSi3O8 + 2CO2 + 4H2O → 2K2CO3 + Al4Si4O10(OH)8 + 8SiO2

2. OKSIDASI DAN PENGAYAAN SUPERGENE

Jika suatu deposit tersingkap pada zona oksidasi, deposit tersebut akan

mengalami pelapukan dan teralterasi pada bagian permukaan batuannya. Air

permukaan mengoksidasi beberapa mineral bijih dan melarutkan mineral lainnya.

Deposit bijih yang teroksidasi kemudian mengalami pencucian, sehingga sebagian

mineral-mineral berharga yang dikandungnya meresap turun hingga ke muka airtanah

atau pada suatu kedalaman dimana oksidasi sudah tidak bekerja lagi. Daerah dimana

proses oksidasi masih dapat bekerja disebut zona oksidasi. Pengaruh oksidasi

kadang bisa mencapai tempat yang cukup jauh dari zona oksidasi.

Jika penetrasi larutan hasil pencucian pada zona oksidasi mencapai muka

airtanah, kandungan logamnya mengalami presipitasi dan membentuk sulfida

sekunder yang dikenal sebagai pengayaan sulfida supergene atau sekunder

(secondary or supergene sulfide enrichment). Pada bagian bawah atau pada

daerah yang tidak mengalami pengayaan disebut zona hipogen atau primer (primary

or hypogene zone).

Perubahan Kimia Selama Pengayaan Supergene BerlangsungAda dua perubahan kimia yang terjadi pada zona oksidasi:

a. Oksidasi, pelarutan dan pemindahan mineral berharga, dan

b. Transformasi mineral logam in situ menjadi senyawa oksida

Umumnya deposit mineral logam mengandung pyrite. Mineral ini memberikan

suplai sulfur untuk membentuk iron sulfat dan sulfuric acid. Demikian juga dengan

pyrhotite. Reaksi berikut menggambarkan keadaan tersebut:

[1] FeS2 + 7O + H2O ↔ FeSO4 + H2SO4

[2] 2FeSO4 + H2SO4 + O ↔ Fe2(SO4)3 + H2O[3] 6FeSO4 + 3O + H2O ↔ 2Fe2(OH)3 + 2Fe(OH)3

[4] Fe2(SO4)3 + 6H2O ↔ 2Fe(OH)3 + 3H2SO4

[5] Fe2(SO4)3 + FeS2 ↔ 3FeSO4 + 2S

Reaksi-reaksi di atas menggambarkan peranan pyrite yang menghasilkan

pelarut-pelarut utama, ferric sulfate dan sulfuric acid, dan juga ferric hydroxide dan

basic ferric sulfates. Selain dari proses di atas, ferric sulfate juga bisa diperoleh dari

chalcopyrite dan sulfida lainnya. Ferric hydroxide berubah menjadi hematite dan

goethite dan terkadang limonit yang merupakan ciri khas semua zona oksidasi.

Tabel 2. Mineral yang berasosias dengan pelapukan

Tipe Proses Deposit BatuanMineral-mineral

Utama Assesori

PelapukanKerakBumi

Daerahberiklim

humid danpanas

Laterite (batuanultrabasa dan basa)

Serpentine, nontronite,garnierite, magnesite,

calcite, chlorites

Ni-nontronite, revdanskite, opal,chalcedony, gaethite,

hallosyite, talc,hydromagnesite, brucite

Bauksit (batuanbasa dan asam)

Diasphore, boehmite,gibbsite

Gaethite, kaolinite, nontronite, chlorite,hydrohematite,limonite

DaerahBeriklimSejuk Kaolinites Kaolinite

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

limonite

Zona oksidasi depositsulfida-gossans

Cu - deposits

Malachite, azurite,limonite,

native Cu, cuprite, tenorite

Melanterite, chalcanthite, brochantite,antlerite, dioptase, libethenite,

chalcophylitte, gypsum, aragonite,olivenite, atacamite

Pb - Zn deposits

Smithsonite, anglesite,pyromorphite, cerrusite,

limonite

Plumbojarosite, mimetite, vanadinite,crocoite, hydrozincite, hemimorphite,

auricalcite, aragonite, gypsum, adamite,goslarite,phosgenite, wulfenite, linarite

Sb - deposits Valentinite, senarmontite,cervantite, limonite

Kermesite, stibiconite, bindheimite,aragonite, gypsum, scorodite

Ag - deposits Silver, cerargyrite,argentite, limonite

Electrum gold, chlorargyrite,acanthite

Infiltrasi

Fe - deposits Siderite, limonite Illite, pyrite, kaolinite, baryte, chalcedony

U - deposits Carnotite Roscoelite

Cu - deposits(zona sementasi)

Covellite, chalcocite.Bornite, chalcopyrite

Pyrite, limonite, goethite, gold

Berikut ini adalah beberapa reaksi dimana ferric sulfate berperan dalam

melarutkan beberapa mineral:

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

[7] Chalcopyrite- CuFeS2 + Fe2(SO4)3 ↔ CuSO4 + 5FeSO4 + 2S

[8] Chalcocite- Cu2S + Fe2(SO4)3 ↔ CuSO4 + 2FeSO4 + 2S

{9} Cavelllite- CuS + Fe2(SO4)3 ↔ CuSO4 + 2FeSO4 + S

[10] Sphalerite- ZnS + 4Fe2(SO4)3 + 4 H2O ↔ ZnSO4 + 8FeSO4 + 4H2SO4

[11] Galena- PbS+Fe2(SO4)3 +H2O+3O ↔ PbSO4 + 2FeSO4 + H2SO4

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

Jika pyrit tidak tersedia dalam endapan, maka pelarut tidak akan tersedia

dalam jumlah yang cukup banyak sehingga sulfida hypogene tidak mengalami

pengkayaan. Hal seperti ini ditemukan di tambang New California di Ajo, Arizona,

dimana chalcopyrite kemudian terubah menjadi capper cabonat dan supergene

sulfide tidak ditemukan.

Gambar 3. Diagram zona pelapukan vein yang memperlihatkan zona oksidasi, zonapengayaan supergene dan zona primer ( Jensen & Bateman, 1981)

Proses Oksidasi Menyebabkan Pemisahan LogamOksidasi pada sekumpulan bijih menyebabkan terjadinya pemisahan

kandungan logamnya pada tempat yang berbeda-beda, seperti pada kandungan

lead-zinc-pyrite endapan batugamping ―mantoǁ di Mexico. Pada endapan tersebut,

pyrite terangkut ketempat lain, galena mengalami oksidasi membentuk anglesite dan

cerrusite dan sphalerite larut sebagai zinc sulfate yang bermigrasi ke dalam

batugamping membentuk tubuh bijih zinc carbonate.

Gossan dan CappingGossan adalah tanda atau jejak yang terletak di atas suatu daerah pengayaan

karena proses oksidasi. Gossan adalah konsentrasi mineral berat dari material

―limonitikǁ yang berasal dari mineral sulfida masif atau dari sisa besi yang tercuci

dan meresap ke bawah. Capping adalah bagian atas tubuh bijih atau batuan yang

tercuci, tapi masih memperlihatkan adanya kandungan mineral sulfide dalam bentuk

hamburan (disseminated).

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

Konsentrasi mekanik adalah pemisahan moineral berat dari mineral ringan

karena pengaruh gaya gravitasi secara alami (natural gravity separation) pada saat

terbawa oleh air atau media transportasi lainnya. Pemisahan tersebut menghasilkan

suatu konsentrasi mineral berat yang disebut endapan placer.

Pembentukan endapan placer meliputi dua proses, yaitu:

1. proses pembebasan mineral stabil dari matriksnya selama pelapukan berlangsung,

2. proses konsentrasi mineral stabil tersebut.

Proses konsentrasi bisa terjadi jika mineral berharga memiliki tiga sifat berikut:

1. memiliki berat jenis yang tinggi.

2. komposisi kimia yang resisten terhadap pelapukan

3. durability (melleability, toughness, atau hardness)

Mineral-mineral yang memiliki sifat-sifat tersebut di atas dan banyak ditemukan

dalam endapan placer adalah emas, platinum, tinstone, magnetite, chromite, ilmenit,

rutile, native copper, gemstone, zircon, monazite, phosphate, dan kadang quicksilver.

Pyrite dan uraninite dijumpai pula pada beberapa endapan Prokambrium.

Mineral-mineral yang terbentuk pada suatu endapan placer berasal dari:

1. Endapan lode yang komersial, seperti vein emas di Mother Lode Gold of

California.

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

cassiterite, endapan placer di Indonesia.

3. Sparsely disseminated ore minerals, seperti sebaran platinum dalam intrusi basa

di Ural Mountains.

4. Mineral pembentuk batuan, seperti butiran magnetit, ilmenite, monazite, dan zircon,

sebagai contoh, ilmenite beach sand di India dan Australia.

Transportasi mineral dari tempatnya semula terutama dipengaruhi oleh

gravitasi dan media transportasi yang bekerja berupa air (sungai dan laut), angin atau

es.

Transportasi material hasil lapukan biasanya dalam bentuk:

a. Suspention, dan

b. Bottom Traction, rolling and soltation

Jarak dan proses transportasi sangat mempengaruhi tekstur endapan mineral

(bentuk butir, kebundaran dan ukuran butir) yang terbentuk.

Transportasi akan terus berlangsung selama energi media transport lebih

besar dari gaya gravitasi yang bekerja. Jika gaya gravitasi lebih besar dari energi

media, pengendapan mulai berlangsung dengan mengikuti berbagai kriteria,

misalnya:

1. Mineral yang lebih berat akan terendap lebih dulu dibanding mineral yang lebihringan pada ukuran yang sama.

2. Mineral yang lebih kecil akan terendap lebih dulu dibanding mineral yang lebihbesar jika berat kedua mineral sama.

3. Mineral berbentuk bulat terendapkan lebih cepat dibanding mineral pipih.

Placer EluvialEndapan eluvial terbentuk jika terdapat kemiringan permukaan disekitar batuan

sumber (source rock). Mineral-mineral berat akan terkumpul atau terakumulasi di

bagian bawah bukit dan mineral-mineral ringan yang tidak resisten akan larut dan

terbawa oleh media transport ke daerah lain. Pada beberapa kasus, endapan placer

yang bernilai ekonomis terakumulasi di dalam kantong-kantong pada batuan dasar

seperti endapan kasiterit di dalam potholes dan sinkholes pada batuan karbonat.

Gambar 4. Penampang endapan residual (kiri) dan placer eluvial(kanan) pada pelapukan vein-vein kasiterit

Placer Sungai atau aluvialEndapan aluvial merupakan salah satu tipe endapan placer terpenting yang

menghasilkan mineral/bijih dan tambang-tambang konvensional banyak

memanfaatkan endapan jenis ini. Endapan ini terbentuk setelah bahan rombakan

mengalami transportasi dari batuan sumber oleh air sungai dan kandungan

mineralmineral yang terbawa mengalami pemilahan (sorting) berdasarkan berat jenis

oleh gaya gravitasi. Pemilahan ini memungkinkan endapan ini mudah diekstraksi

denganmeto de-metode yang konvensional.

Tabel 3. Sifat fisik dan lingkungan pengendapan beberapa mineral ekonomikyang ditemukan pada endapan placer.

Mineral Formula SpesificGravity Hardness

Principal PlacerEnvironment

Heavyheavy

mineral

LightHeavyMineral

GoldPlatinumCassiteriteWolframiteMagnetiteIlmeniteRutileColumbite-TantalitePyrochloreXenotimeMonaziteBastnaesiteBaddeleyiteZirconDiamond

AuPtSnO2(FeMn)(WO)4Fe2O4FeTiO3TiO2

(FeMn)(NbTa)2O6(NaCa)2(NbTi)2(O,F)7YPO4(CeLaDi)PO4CeFCO3ZrO2ZrSiO4C

15.5-19.414-19

6.8-7.17.0-7.5

5.24.5-5.0

4.2

5.3-7.34.2-4.4

4.54.9-5.3

4.95.5-6.04.6-4.7

3.5

2.5-34-4.56-7

5-5.55.5-6.5

5.66-6.5

65-5.54-5

5-5.54.56.57.510

Fluvial, eluvial (beach)Fluvial

Eluvial, fluvial, marineEluvial, colluvial

Beach SandBeach SandBeach Sand

FluvialEluvia

Beach SandBeach Sand

EluvialEluvial

Beach SandBeach, eluvial,fluvial

Gambar 5. Lokasi-lokasi khusus endapan placer alluvial :A. di depan batuan rintangan B. di bagian bawah air terjun

C. di pertemuan dua anak sungai D. bagian dalam meander sungai

Namun demikian, pemilahan karena gaya berat juga menyebabkan fraksi

butiran mineral-mineral berat yang didapatkan dalam suatu endapan placer alluvial

Memiliki ukuran butir lebih kecil daripada mineral-mineral ringan seperti kuarsa dan

feldspar. Hal ini disebabkan oleh daya angkut dan daya endap media transport

terhadap mineral ringan yang mempunyai ukuran butir lebih besar sama dengan daya

angkut dan daya endap mineral berat dalam ukuran yang lebih kecil . Dengan

demikian untuk mendapatkan mineral berat dengan ukuran butir relatif besar,

haruslah dicari pada endapan placer dengan ukuran butir mineral –mineral ringan

yang lebih besar lagi.

Placer PantaiBatuan sumber endapan placer pantai berasal dari batuan atau urat-urat yang

tersingkap di tepi pantai, sungai, atau endapan placer tua yang mengalami

perombakan dan diendapkan dipantai dengan bantuan gelombang laut atau arus

bawah laut.

Mineral–mineral yang terpenting dari endapan placer pantai adalah kasiterit,

intan, emas, ilmenit, magnetit, monazite,rutil, xenotime dan zircon. contoh endapan ini

adalah endapan emas placer di Nome (Alaska) intan di Namibia, pasir ilmenit-

monazit-rutil di Travencore dan Quilon India dan pasilmagnetit di North Island

Selandia Baru.

Endapan placer pantai terbesar terdapat dipantai timur Australia dengan

dimensi panjang 900 Km dan tebal 30-40 Meter. Endapan tersebut merupakan

daerah produksi rutil dan zircon yang terpenting di dunia.

Placer Laut LepasEndapan placer laut lepas terbentuk di daerah Continental Shelf yang berjarak

beberapa kilometer dari garis pantai. Tipe placer laut lepas yang cukup penting

terdapat di Selat Karimata (sekitar pulau Bangka dan Pulau Belitung, Indonesia) yang

berasal dari placer sungai dan placer pantai yang terbenam oleh permukaan air laut.

Placer AeolianPembentukan endapan placer Aeolian yang terpenting adalah melalui

perombakan placer pantai oleh angin, seperti endapan pasir besi titanomagnetit di

North Island Selandia Baru.

Tabel. 4 Mineral yang Berasosiasi Dengan Proses sedimenter

TipeProses

DepositBatuan

Mineral-Mineral

Utama Assesori

Mekanik

Gravel,Konglomerat

Quartz, Fragmen batuan materialorganik

Gold, uraninite, pyrite, marcasite,galena, sphalerite

Pasir,batupasir(depositalluvial)

Magnetite, ilmenit, ritile, quartz,pyroxenes, tourmaline, titanite, Cadan Mg carbonates, plagioclase,

orthoclase

Gold, platinum, diamond, monazite,zircon, xenotime, cassiterite,

wolfranite, scheelite, ruby sapphire,topaz, spinels, almandine, pyrope,

chromiteLempung,

batulempungIllite, montmorillonite, kaolinite Limonie, goethite, calcite, opal,

marcasite, halloysite

DepositKimiadan

Biokimiapada

danaugaram

dan laut

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

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

Evaporite Gypsum,anhydrite

Thenardite, mirabilite, glauberite,epsomite, halite, soda, polygorskite,

sulphur, baryte, aragonite

Salt deposits Halit, carnallite, sylvite, kainite,polyhalite

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

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

Inyoite, inderite, realgar, calcite,dolomite, magnesite

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

Fe-ores

Goethite, chamossite, thuringite,glauconite, siderite

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

chalcedony

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

Glauconite, chamosite, baryte,marcasite, pyrite, apatite

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

Silicides Opal,Quartz, Chalcedony Pyrite, marcasite, Calcite

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

B. ENDAPAN SEDIMENTERProses sedimentasi konvensional meliputi proses-proses pelapukan → transportasi

→ pengendapan → diagenesa. Masing-masing proses tersebut menghasilkan bentuk

endapan mineral dengan karateristik sendiri-sendiri, seperti sebagian telah dibahas pada

bagian depan, yaitu (i) proses pelapukan yang menghasilkan endapan residual dan

pengayaan supergene, dan (ii) proses transportasi yang memungkinkan terjadinya

konsentrasi secara mekanik yang menghasilkan endapan placer.

Pada bagian ini akan dibahas endapan mineral yang terbentuk pada saat atau

setelah terjadinya pengendapan dan diagenesa yang sangat erat hubungannya dengan

sedimentasi kimiawi.

Pembentukan endapan sedimenter dipengaruhi oleh beberapa faktor yaitu:

1. Sumber material (source of material) tersedia2. Pengumpulan material dalam bentuk larutan (solution) atau proses lain

3. Transportasi material ke tempat akumulasi jika diperlukan4. Pengendapan material dalam suatu cekungan sedimenter yang diikuti oleh prosesdiagenesa (kompaksi, alterasi kimia, atau perubahan lainnya)

Material yang menyusun suatu deposit sedimenter adalah mineral-mineral yang

berasal dari pelapukan batuan. Terbentuknya suatu deposit mineral sedimenter yang

bernilai ekonomis sangat tergantung pada jenis batuan asalnya. Batuan asal harus cukup

mengandung mineral-mineral yang dibutuhkan, misalnya endapan bijih besi bisa

terbentuk dari pelapukan mineral pembawa besi pada batuan beku seperti hornblende,

piroksin, atau mika, atau terbentuk dari pelapukan mineral-mineral pembawa besi dari

batuan sedimen dan batuan metamorf.

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

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

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

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

Pelarutan material sekunder terjadi saat pelapukan berlangsung, dimana yang

terutama bertindak sebagai pelarut adalah:

1. Air karbonat (carbonate water) yang sangat efektif dalam melarutkan batugamping,

besi, mangan dan fosfor.

2. Humic dan asam organik lainnya yang berasal dari dekomposisi vegetasi merupakan

pelarut yang efektif untuk besi.

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

dalam jumlah yang cukup besar.

Material-material hasil pelarutan terbawa oleh air sungai atau air bawah

permukaan hingga sebagian besar diantaranya mencapai lautan dan kemudian

diendapkan. Besi umumnya diendapkan sebagai (i) ferrous carbonate (siderite); (2)

hydrous ferric oxide, goethite (limonite); (3) ferric oxide (hematite); dan (4) minor basic

ferric salt.

Glauconite, chamosite, dan greenalite jarang terbentuk, sedang mangan umumnya

terbentuk sebagai oksida. Endapan sedimenter lainnya adalah fosfor, sulfur, tembaga,

uranium, karbonat dan material lempung.

Kondisi pengendapan dapat dideterminasi dari komposisi mineral yang terbentuk,

ukuran, purity dan distribusinya (areal dan stratigrafi). Besi dan mangan sedimenter bisa

terendap baik pada lingkungan air tawar maupun lingkungan air asin, yakni dalam bags,

swamps, marshes, danau, laguna, dan laut. Fosfat dan sulfur umumnya terbentuk dalam

kondisi marine.

C. EVAPORASI

Pengendapan mineral dalam proses evaporasi tergantung pada beberapa faktor,

diantaranya yang paling penting adalah temperatur, tekanan, lingkungan pengendapan,

dan perubahan musim dan iklim. Evaporasi lebih efektif terjadi pada daerah beriklim

kering dan panas.

Air laut adalah sumber utama mineral yang terbentuk oleh proses evaporasi.

Sekitar 3,45 persen air laut terdiri atas garam larut dimana 99,7 persen diantaranya terdiri

atas tujuh ion-ion berikut ini:

Na+ 30,61 Cl- 55.04 Ca2+ 1,16 K+ 1,10Mg2+ 3,69 SO 2- 7,68 HCO - 0,41

Sekitar 45 elemen lain dalam konsentrasi air laut ditemukan sebagai mineral jejak

dalam evaporit. Misalnya endapan borate yang terbentuk sebagai endapan evaporit di

Death Valley, California. Salah satu contoh sekuen pengendapan evaporit dalam suatu

cekungan yang terisolasi adalah sebagai berikut:

1. Calcite & Dolomite t

2. Gypsum & Anhydrite

3. Rock Salt (Halite)

4. Potash & Magnesium Sal

3. METAMORFISMEMetamorfisme adalah proses rekristalisasi dan rekombinasi mineral yang telah ada

sebelumnya karena pengaruh panas, tekanan, waktu dan berbagai larutan yang ada,

membentuk mineral baru tanpa melalui fasa cair. Proses ini juga dapat menghasilkan

deposit mineral yang berharga, terutama metamorfisme kontak dan regional yang

terutama dikontrol oleh pengaruh panas dari (misalnya) magma.

Umumnya magma tidak sempat mencapai permukaan bumui, tapi terkonsolidasi di

dalam kerak bumi. Selama proses konsolidasi tersebut:

1. emanasi fluida bertemperatur tinggi (selama atau sesaat setelah konsolidasi magma)

menghasilkan efek pada batuan samping, dan

2. kristalisasi cenderung menyebabkan konsentrasi volatil dalam jumlah besar yang akan

bereaksi dengan batuan samping.

Efek emanasi magma pada batuan samping terdiri atas dua tipe, yaitu

1. efek panas tanpa aksesi dari magma yang menghasilkan metamorfisme kontak,

2. efek panas yang disertai aksesi dari dapur magma yang menghasilkan metasomatisme

kontak.

Metamorfisme kontak memperlihatkan sifat yang dipengaruhi oleh (1) endogene

atau efek internal pada daerah diluar kontak tubuh intrusif dan (2) exogene atau efek

eksternal pada batuan yang kontak dengan intrusi magma.

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

pegmatite seperti tourmaline, beryl, atau garnet bisa ditemukan.

Efek exogene terdiri atas baking atau pengerasan pada batuan samping dan secara

umum menyebabkan transformasi. Mineral lama diurai, dan ion-ionnya mengalami

rekombinasi untuk membentuk mineral stabil pada kondisi tersebut.

Sebagai contoh, mineral AB dan CD bisa ter-rekombinasi menjadi AC dan BD.

Dalam impure limestone yang mengandung Calcium Carbonat, magnesium, iron, kuarsa

dan lempung dapat terjadi alterasi seperti:⇒Calcium oksida + kuarsa → wollastonite⇒Dolomite + kuarsa + air → termolite⇒Dolomite + kuarsa + air + iron → actinolite⇒ Kalsit + lempung + kuarsa → grossularite garnet

Dalam semua alterasi tersebut komposisi kimia batuan hampir tidak ada

perubahan. Alterasi semakin kuat pada daerah yang dekat dengan tubuh intrusi dan

menghasilkan suatu metamorphic aureula disekitar intrusi dalam berbagai bentuk dan

ukuran tergantung pada bentuk dan ukuran intrusi.

Tabel 5. Mineral yang berasosiasi dengan proses metamorfikTipe

MetamorfismeFasies mineral tipe-tipe

batuan Mineral-mineral

Met

amor

fism

e R

egio

nal

(fasi

es m

etam

orfik

uta

ma)

Zeolite facies Quartz, albite, chlorites, pumpellyite, native Cu

Green shist facies(chloritic schist)

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

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

Epidote - amphibolitefacies (epidoteamphibolites)

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

Amphibolite facies(amphibolites)

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

Eclogite facies(eclogites)

Garnet, kyanite, enstatite, rutile

Semakin jauh dari zona kontak, temperatur semakin menurun. Penurunan tersebut

(secara gradual selama pendinginan magma yang lambat) menyebabkan terjadinya

zona mineralisasi disekitar tubuh intrusif. Disamping temperatur, zonasi tersebut juga

tergantung pada chemical gradient.

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

temperatur terbentuk forsterite, diopside, periclase, wollastonite, monticellite, spurrite,

merwinite, dan larnite.

Metamorfisme konyak mulai terjadi sesaat setelah intrusi dan berlanjut hingga

setelah bagian terluar intrusif terkonsolidasi. Beberapa jenis deposit mineral non logam

yang terbentuk adalah:⇒ Asbestos⇒Grafit⇒ Talk, soapstone, dan pyrophyllite⇒ Silimanit grup

Batuan karbonat adalah batuan yang paling penting dalam pembentukan deposit

metamorfisme kontak yang membentuk endapan skarn. Pure limestone dan dolomite

mudah mengalami rekristalisasi dan kehadiran unsur-unsur pengotor seperti silika,

alumina, dan besi dalam impure carbonate rocks memungkinkan terbentuknya lebih

banyak kombinasi mineral. Batupasir juga mengalami rekristalisasi menjadi kuarsit.

Serpih (shale) dan slate teralterasi menjadi hornfels yang mengandung andalusite,

sillimanite, staurolite, dan garnet.

BAB VII

MORFOLOGI DAN TIPE-TIPE DEPOSIT BIJIHDeposit syngenetic adalah suatu deposit yang terbentuk bersamaan dengan

batuan tempatnya berada dan kadang deposit ini adalah bagian dari suatu urutan

stratigrafi, seperti horison sedimenter yang kaya akan besi ( iron-rich sedimentary

horizon). Sebaliknya deposit epigenetic adalah deposit yang terbentuk setelah batuan

induknya (host rock) terbentuk. Jika suatu tubuh bijih (ore body) penyebarannya terlihat

lebih panjang dalam satu arah dibandingkan arah lainnya, maka arah penyebaran yang

lebih panjang tersebut adalah strike tubuh bijih (gambar 1). Kemiringan tubuh bijih yang

tegak lurus terhadap strike adalah dip dan dimensi terpanjangnya adalah axis-nya.

Dalam bagian ini, pembahasan klasifikasi tubuh bijih didasarkan pada bentuknya

yang discordant atau concordant terhadap perlapisan batuan disekelilingnya.

A. TUBUH BIJIH DISCORDANT

1. Tubuh Berbentuk Regular (Regularly shaped bodies)a. Tubuh Bijih Tabular

Tubuh bijih tabular melebar dalam dua dimensi, tetapi restricted

development pada dimensi ketiga. Termasuk dalam kelas ini adalah vein-vein

(kadang disebut fissureveins) dan lode. Vein kadang berbentuk miring dan

seperti pada patahan, bidang vein dapat dibagi sebagai hanging wall dan foot

wall (gambar 2).

Pembentukan vein dapat diilustrasikan dalam pembentukan struktur

pinch-and-swell pada vein. Pinch-and-swell adalah salah satu struktur vein

yang terbentuk setelah adanya kekar (fracture) dalam batuan karena suatu gaya

yang bekerja (gambar 2a). Selanjutnya perubahan posisi batuan menyebabkan

terjadinya pembukaan celah (open space = dilatant zones) yang merupakan

suatu celah yang dapat dimasuki oleh suatu mineral (gambar 2b). Material

pengisi vein bisa terdiri dari satu mineral tetapi umumnya terdiri atas intergrowth

mineral bijih dan mineral ganggue.

b. Tubuh Bijih Tubular

Tubuh bijih tubular relatif pendek dalam dua dimensi, tapi memanjang

pada dimensi ketiga. Jika tubuh ini berbentuk vertikal atau hampir vertikal

maka disebut pipa atau chimneys, tapi jika berbentuk horisontal atau hampir

horisontal maka disebut mantos. Mineral pengisi yang paling umum adalah

kuarsa dan pada beberapa mineralisasi ditemukan bismuth, molibdenum,

tungsten, dan timah. Pipa memiliki beberapa tipe dan cara pembentukan

(Mitcham, 1974), tetapi umumnya terbentuk oleh partial dissolution batuan

induk. Baik pipa maupun mantos kadang memiliki cabang-cabang (branch)

dan anostomes. Pada beberapa deposit tubular yang terbentuk oleh aliran

sub-horisontal fluida pembawa mineral (mineralizing fluid), kadar bijih

mineralisasi yang dihasilkan kadang bersifat diskontinu yang menghasilkan

tubuh bijih berbentuk pod.

Gambar 5.1. Diagram yang menggambarkan istilah-istilah yang digunakan dalamDeskripsi tubuh bijih (orebody).

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

2. Tubuh Berbentuk Irregular (Irregularly shaped bodies)a. Deposit Disseminated

Pada deposit disseminated, mineral bijih tersebar dalam tubuh batuan

induk seperti bentuk penyebaran mineral asesori dalam batuan beku.

Disseminated mineral ekonomik bisa meliputi (i) keseluruhan atau sebagian

besar batuan induk dan sepanjang veinlet yang memotong batuan induk

dalam bentuk network yang sangat rapat (stockwork) atau bisa juga (ii)

berupa disseminated mineral ekonomik dalam veinlet (stockwork). Stockwork

umumnya terbentuk pada batuan beku intrusi yang bersifat asam hingga

intermedit, tetapi ada juga yang memotong kontak ke batuan samping, dan

hanya sebagian kecil yang terbentuk di dalam batuan samping (country

rock).

Deposit disseminated merupakan penghasil tembaga dan

molibdenum terbesar di dunia disamping juga menghasilkan timah, emas,

merkuri dan uranium. Depositnya hampir seluruhnya berbentuk cylindrical

dan sisanya berbentuk caplike.•Deposit Replasemen Irregular (Irregular Replacement Deposits)

Beberapa deposit bijih terbentuk oleh replasemen batuan yang telah ada

pada temperatur rendah hingga menengah (<400oC), misalnya deposit magnetit

dalam sedimen yang kaya akan karbonat (Morteani, 1989), tubuh bijih

pyrophyllite dalam alterasi piroklastik (Stuckey, 1967) dan deposit siderit dalam

batugamping (Pohl et al. 1986).

Proses replasemen lainnya terjadi dalam temperatur tinggi, pada daerah

kontak dengan intrusi batuan beku berukuran menengah hingga besar. Deposit

yang terbentuk disebut metamorfik kontak atau pirometasomatik; atau saat ini

lebih populer dengan istilah skarn. Tubuh bijihnya dicirikan oleh pembentukan

mineral calc-silicate seperti diopside, wollastonite, andradite garnet dan aktinolit.

Deposit ini berbentuk extremely irregular; lidah (tongues) bijih dapat terbentuk

disepanjang struktur planar – bedding, joint, faults, etc.- dan terdistribusi pada

aureole kontak kadang apparently capricious. Material-material yang paling

penting dari deposit skarn adalah besi, tembaga, tungsten, grafit, zinc, lead,

molibdenit, timah, uranium, garnet, talk dan wollastonit.

B. TUBUH BIJIH CONCORDANT

1. Batuan Induk Sedimenter (Sedimentary host rock)Tubuh bijih concordant (terhadap bidang perlapisan) dalam batuan sedimen

sangat penting sebagai penghasil beberapa logam yang berbeda, terutama logam

dasar dan besi. Depositnya merupakan bagian integral dari sekuen stratigrafi, seperti

pada deposit Phanerozoic ironstones yang merupakan deposit bijih syngenetic yang

terbentuk oleh proses sedimenter, atau sebagai epigenetic infillings pada pori-pori

atau sebagai tubuh bijih replasemen. Biasanya tubuh bijihnya paralel dengan bidang

perlapisan (stratiform).

Batuan sedimen sebagai batuan induk deposit bijih:

- Batugamping; Batugamping sering menjadi batuan induk deposit base metalsulphide, dimana (i) jika dalam sekuen stratigrafi didominasi oleh batuan karbonat,bijih kadang terbentuk dalam sejumlah lapisan. Bijih tersebut terbentuk pada jikapermeabilitas batuan bertambah besar karena adanya dolomitisasi atau retakandan (ii) jika batuan karbonat hanya merupakan bagian minor dalam sekuenstratigrafi, maka batugamping (karena solubilitas dan reaktifitasnya) merupakanhorison yang sangat baik bagi mineralisasi.

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

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

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

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

2. Batuan beku sebagai batuan induk (Igneous host rock)a. Batuan Induk VulkanikAda dua tipe deposit yang paling sering ditemukan dalam batuan beku,

yaitu vesicular filling deposit dan volcanic-associated massive sulphide

deposit. Tipe deposit yang pertama tidak terlalu penting tetapi tipe kedua memiliki

penyebaran yang sangat luas dan merupakan penghasil logam dasar yang

penting serta terkadang pula menjadi penghasil emas dan perak.

Tipe pertama terbentuk dalam lubang vesikular yang permeabel pada

bagian atas aliran lava basal dimana permeabilitasnya kemungkinan

disebabkan oleh autobreksiasi. Contoh mineralisasi yang biasa dijumpai dalam

bentuk tembaga murni dan salah satu depositnya ditemukan pada basal

berumur Prakmbrium Akhir di Keweenaw Peninsula di sebelah utara Michigan.

Deposit sulfida masif yang berasosiasi dengan batuan vulkanik (volcanic-

associated massive sulphide deposit) kadang bisa mengandung lebih dari 90%

sulfida besi terutama pirit atau pirhotit. Deposit ini umumnya adalah tubuh

stratiform, lentikular atau berbentuk anyaman (sheet-like), terbentuk pada

daerah interface antara batuan vulkanik dengan batuan vulkanik atau interface

antara batuan vulkanik dengan batuan sedimen. Seiring dengan

bertambahnya kandungan magnetit, maka kandungan bijih secara berangsur

berubah menjadi bijih magnetit oksida masif dan/atau hematit, seperti terlihat

pada Savage River di Tasmania, Fosdalen di Norwegia, dan Kiruna di Swedia

(Solomon, 1976). Deposit ini dapat dibagi ke dalam tiga kelas deposit:

(a) Zinc-lead-copper, (b) zinc-copper, dan (c) tembaga.

Batuan induk yang paling penting adalah riolit dimana bijih pembawa

lead umumnya hanya berasosiasi dengan batuan ini. Kelas tembaga hampir

selalu berasosiasi dengan batuan vulkanik mafik.

b. Batuan Induk PlutonikBeberapa intrusi batuan beku plutonik posses rhythmic layering dan hal ini

terbentuk dengan baik pada intrusi basik. Biasanya layer-layer tersebut

merupakan perulangan antara mineral basik dengan mineral felsik, tetapi kadang

mineral-mineral yang memiliki nilai ekonomik, seperti kromit, magnetit dan

ilmenit, bisa membentuk discrete mineable seams such layered complexes.

Seam ini secara alami stratiform dan ukurannya bisa mencapai beberapa

kilometer, seperti seam kromit di Bushveld Complex Afrika Selatan. Bentuk lain

deposit ortomagmatik adalah tubuh bijih sulfida nikel-tembaga yang terbentuk

oleh sinking immiscible sulphide liquid ke dasar dapur magma yang

mengandung magma basik dan ultrabasik.

c. Batuan Induk Metamorfik

Bagian dari beberapa deposit yang terbentuk pada proses metamorfik.

d. Deposit ResidualDeposit ini terbentuk oleh pergerakan kembali material non-bijih dari

protore. Sebagai contoh, pencucian silika dan alkali dari nefelin-senit may leave

behind a surface capping of hydrous aluminium oxides (bauksit). Beberapa

bauksit residual terbentuk pada permukaan saat ini, lainnya terkubur di bawah

sedimen muda yang membentuk basal beds. Pelapukan batuan feldspatik

(granit, arkose, dll.) dapat menghasilkan deposit kaolin yangmana, di granit

Cornish Inggris, membentuk funnel atau troughshaped bodies yang mencapai

kedalaman sekitar 230 meter dari permukaan.

e. Pengayaan Supergen (Supergene Enrichment)Proses pengayaan supergen sedikit banyak telah mempengaruhi

hampir semua tubuh bijih. Setelah deposit terbentuk, uplift dan erosi

menyebabkan deposit tersebut mencapai sirkulasi airtanah, yang mencuci

dan melepaskan beberapa jenis logam dari tubuh bijih. Logam-logam tersebut

kemudia mengalami redeposit ditempat lain dan banyak diantaranya

menghasilkan deposit yang memiliki nilai ekonomis yang penting.

BAB VIIITEKSTUR DAN STRUKTUR ENDAPAN

Studi tekstur memberikan banyak informasi tentang genesis dan sejarah suatutubuh bijih. Tekstur menceritakan apakah suatu mineral atau material terbentuk olehpengendapan dalam rongga oleh larutan silikat atau larutan aquaeous, atau olehreplasemen batuan atau mineral bijih yang telah ada sebelumnya. Subsequentetamorphism bisa merubah tekstur primer secara drastis. Interpretasi tekstur mineraladalah suatu bahasan yang sangat luas dan sulit dan hanya beberapa poin pentingyang akan di bahas pada bagian ini.

A. Pengisian rongga (open space filling)

1. Presipitasi dari leburan silikat (silicate melt)

Faktor kritis untuk situasi ini adalah pada saat kristalisasi dan ada tidaknya

kristalisasi silikat secara simultan. Mineral bijih oksida, seperti kromit, kadang

mengkristal lebih cepat sehingga bentuk kristalnya euhedral. Kromit terendapkan

dengan interstitial liquid silikat may suffer corrosion dan partial resorption untuk

menghasilkan tekstur atoll dan butiran rounded, dimana mineral ini membentuk

monomineral bands.

Pada saat mineral oksida dan silikat mengkristal secara simultan, tekstur

butir anhedral – subhedral seperti pada batuan granit terbentuk (?), owing to

mutual interference selama pertumbuhan butiran semua mineral. Tekstur

micrographic yang meliputi mineral bijih oksida bisa juga terbentuk pada tahap ini.

Sulfida, karena melting point-nya rendah, mengkristal setelah silikat dan, jika

sulfida tidak dapat memisahkan diri dari silikat, akan hadir sebagai agregat butiran

rounded representing globules of immiscible sulphide liquid, atau sebagai butiran

anhedral atau aggregat butiran yang mengkristal interstitially terhadap silikat dan

bentuknya (governed) berada di sekeliling butiran silikat.

2. Presipitasi dari larutan aquaeous

Rongga-rongga (open spaces), such a dilatant zones sepanjang patahan,

merupakan jalan yang dilalui larutan pada topografi karst, dll. Jika prevailing

kondisi Fisika—kimia induce presipitasi, maka kristal akan terbentuk. Kristal ini

terbentuk sebagai hasil spontaneous nucleation dengan larutan, atau lebih

tepatnya, oleh oleh nucleation pada ruang tertutup. Proses ini diawali oleh

presipitasi dan pembentukan mineral pada dinding vein. Jika larutan berubah

komposisi maka bisa terjadi perubahan mineral sehingga pengisian vein

membentuk banded yang disebut crustiform banding. Struktur ini terlihat pada

beberapa vein dimana mineralizing solutions mengalami perubahan komposisi

seiring dengan waktu dan memperlihatkan kepada kita urutan mineral yang

mengalami presipitasi, urutan ini disebut sekuen paragenetik (paragenetic

sequence).

Pengendapan pada kekar-kekar juga terbentuk di permukaan pada interface

sedimenair atau batuan-air selama pembentukan deposit masif sulfida yang

berasosiasi dengan vulkanik (misalnya). Dibawah situasi rapid flocculation

terbentuknya material dan tekstur primer menghasilkan bentuk colloform banding.

3. Replasemen

Edward (1952) mendefinisikan replasemen sebagai dissolving suatu

mineral dan pada saat bersamaan diendapkan mineral lain pada tempat tersebut,

tanpa intervening development rongga dan tanpa adanya perubahan volume.

Replasemen adalah proses yang yang penting dalam pembentukan beberapa

deposit bijih, termasuk diantaranya kelas skarn. Proses ini tidak hanya meliputi

mineral-mineral pada batuan samping, tapi juga mineral-mineral bijih dan ganggue.

Pada hampir semua bijih memperlihatkan terjadinya proses replasemen.

Tanda-tanda the most compelling replasemen adalah pseudomorphism.

Pseudomorphism kasiterit dari ortoklas ditemukan di Cornwall Inggris, dan pirhotit

dari hornblende di Sullivan British Columbia.

Proses replasemen sekunder (supergen) diawali pengayaan sulfida oleh

perkolasi air meteorik ke bawah, kadang sangat dramatik dan fraught dengan

economic importance. They can be every bit sama pentingnya dengan replasemen

primer (hipogen) brought about by solution emanating dari crustal atau bawah

permukaan.

4. Inklusi fluida (fluid Inclusions)

Pertumbuhan kristal tidak pernah sempurna dan memungkinkan

terjebaknya fluida dalam kristal tersebut dalam ukuran <100 μm, yang disebut

inklusi fluida. Studi inklusi fluida dapat proved untuk digunakan dalam dechiphering

sejarah pembentukan beberapa tipe batuan dan genesa bijih, terutama mengenai

transport dan pengendapan bijih (Roedder, 1984).

Inklusi fluida dibagi dalam beberapa tipe:

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

fluida pembentuk bijih. Inklusi ini juga merupakan data geotermometrik yang

penting dan memberikan suatu informasi tentang physical state fluida, misalnya

mengenai apakah fluida tersebut mendidih pada saat terjebak. Inklusi primer

terdapat pada hampir semua batuan dan mineral deposit. Sepuluh mineral

transparan dimana inklusi fluida paling banyak ditemukan menurut Sheperd et al.

adalah:

1. Kuarsa2. Fluorite3. Halite4. Kalsit5. Apatit6. Dolomit7. Sphalerit8. Barit9. Topaz10. Kasiterit

Material yang paling penting dalam fluida adalah air dan karbondioksida.

Inklusi primer dapat dibagi lagi ke dalam empat grup (Nash, 1976) sebagai berikut:

Tipe I. Inklusi dengan salinitas sedang, secara umum terdiri atas dua fase,

terutama terdiri atas air dan gelembung water vapour, meliputi 10-40%

inklusi. Kehadiran gelembung mengindikasikan bahwa fluida terjebak pada

elevated temperature. Sodium, potassium, kalsium dan klorin terbentuk

dalam larutan dengan salinitas berkisar antara 0 – 23 wt% NaCl.

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

Air juga merupakan unsur yang dominan, tapi CO2 hanya ditemukan

dalam jumlah kecil. Tipe ini merepresentasikan trapped steam. Kehadiran

secara bersamaan inklusi yang kaya akan gas dan inklusi aquaeous yang

sedikit mengandung gas menunjukkan bahwa fluida mendidih pada saat

terjebak.

Tipe III, Inklusi yang membawa halite. kisaran salinitas tipe ini lebih dari 50%.

Inklusi ini mengandung kristal halit kubik dan beberapa daughter minerals,

seperti sylvite dan anhydrite. Semakin banyak jumlah dan variasi daughter

minerals semakin kompleks fluida bijih (ore fluid).

Tipe IV, Inklusi yang kaya akan CO2, dengan perbandingan CO2: H2O berkisar

antara 3 hingga lebih dari 30 mol%.

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

mineral induk (host mineral). Salah satu cara pembentukan inklusi adalah selama

healing retakan dan hal ini mengawali pembentukan planar arrays beberapa inklusi

kecil. Inklusi sekunder sering ditemukan pada deposit tembaga porfiri karena

hampir semua deposit ini berulang kali mengalami breksiasi. Inklusi

pseudosecondary adalah inklusi yang terbentuk pada peralihan antara inklusi

primer dengan inklusi sekunder.

Contoh analisis inklusi fluida disampaikan oleh Kelly & Turneaure (1970)

yang menyajikan studi detail tentang mineralogi, paragenetic sequence (urutan

pembentukan mineral) dan geotermometri vein timah dan tungsten di Bolivia.

Mereka menyatakan bahwa bijih yang ditemukan adalah deposit plutonik hingga

subvulkanik, terbentuk pada kedalaman 350-4000 m dan pada temperatur sekitar

350-70oC. Larutan bijih pada tahap awal vein merupakan highly saline brines (di

atas 46 wt% NaCl tetapi CO2-nya rendah) dan kehadiran inklusi tipe I dan II dalam

kuarsa dan kasiterit mengindikasikan bahwa terjadi pendidihan. Inklusi fluida pada

mineral yang terbentuk belakangan tidak memperlihatkan tanda-tanda pendidihan

dan fluida yang terperangkap memiliki salinitas yang rendah, 2-10% baik untuk

fluorit maupun siderit.

5. Alterasi Batuan Samping

Alterasi batuan samping umumnya terbentuk di sekitar vein dan tubuh bijih

hidrotermal lainnya yang antara lain ditunjukkan oleh perubahan warna, tekstur,

perubahan mineralogi atau kimia, atau kombinasi dari semuanya. Semakin tinggi

temperatur pengendapan mineral bijih, semakin intens alterasi, meskipun tidak

selamanya berarti pengaruh alterasi lebih luas karena daerah pengaruh alterasi

sangat tergantung kepada banyak hal misalnya ukuran tubuh bijih.

Gambar 6.1. Sketsa empat tipe inklusi fluid yang paling penting (after Nash, 1976).L = liquid aquaeous, V = vapour, LCO2 = liquid CO2

Ada dua divisi utama alterasi batuan samping, yaitu hipogen dan supergen.

Alterasi hipogen disebabkan oleh naiknya larutan hidrotermal, dan alterasi

supergen oleh naiknya air meteorik yang bereaksi dengan mineral yang sudah ada

srebelumnya. Pada bagian ini kita lebih terfokus pada alterasi hipogen karena (a)

kontribusinya terhadap pengetahuan kita tentang bagaimana kondisi dan evolusi

larutan pembawa bijih, (b) kadang memiliki nilai ekonomi untuk kegiatan

eksplorasi, dan (c) menghasilkan mineral seperti phyllosilicates yang dapat

digunakan untuk melakukan pengukuran radiometrik pada alterasi batuan samping

dan pada asosiasi mineralisasi.

Alterasi batuan samping sangat tergantung pada sifat batuan induk dan sifat

larutan pembawa bijih-nya. Sifat batuan induk yang penting diantaranya adalah

komposisi kimia, ukuran butir, sifat fisik (terkekarkan atau tidak) dan permeabilitas.

Sedang untuk sifat larutan pembawa bijih (hidrotermal) adalah sifat kimia, pH, Eh,

tekanan dan temperatur. Beberapa proses yang terjadi selama alterasi hidrotermal

diilustrasikan pada gambar 4.

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

3KalSi3O8 + 2H+ (aq)↔ Kal3Si3O10(OH)2 + 2K+ (aq) + 6SiO2

K-feldspar muskovit (serisit) kuarsa.

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

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

muskovit kaolinite

Gambar 6.2. Some equilibrium relations in the system K2O-Al2O3-SiO2-H2O in chlorideelectrolyte environment. Total pressure is 0,1034 Gpa and quartz is present.The approximate positions of some wall rock alteration assemblageshave been added. (After Meyer & Hemley, 1967).

Selama alterasi batuan samping hampir semua mineral pembentuk batuan are

susceptible to attack oleh larutan asam, karbonat, zeolit, feldspatoid dan Ca-plagioklas

kurang resisten; piroksin, ampibol dan biotit memiliki resistensi sedang, dan sodic

plagioclase, potash feldspar dan muskovit memiliki resistensi tinggi. Kuarsa kadang

entirely tidak terpengaruh dalam proses alterasi.

Tipe-tipe alterasi batuan samping• Advanced argillic alteration; Alterasi yang dicirikan oleh kehadiran mineral dickite,kaolinite (keduanya Al2Si2O3(OH)4), pyrophyllite (Al2Si4O10(OH)2) dan kuarsa. Serisitbiasanya juga ada dan frequently alunite, pyrite, tourmaline, topaz dan zunyite.Sedangkan andalusit kemungkinan bisa hadir pada temperatur tinggi.Alterasi ini adalah salah satu alterasi yang paling intense, kadang dijumpai padazona bagian dalam (inner zone) bersama-sama dengan vein logam dasar ataudeposit pipa berasosiasi dengan stok plutonik asam, seperti di Butte, Montana, danCerro de Pasco, Peru. Alterasi ini juga dijumpai pada lingkungan hot spring dandalam telescoped deposit logam berharga yang dangkal. Asosiasi sulfida yangdijumpai dalam tubuh bijih umumnya kaya sulfur; covellite, digenite, pyrite danenargite.• Sericitization; Dalam lapangan bijih dunia, sericitization adalah tipe alterasi yangpaling banyak dijumpai pada batuan yang kaya akan aluminium seperti slates,granits, dll. Mineral yang dominan adalah sericite dan quartz, sedangkan pyritekadang menyertai mereka. Jika potassium dilepas ke batuan samping sehinggabatuan seperti diorit kekurangan elemen ini, maka serisitisasi dapat terjadi. Selamaberlangsungnya serisitisasi granit, feldspar dan mika bisa mengalami transformasimenjadi serisit, dengan kuarsa sekunder sebagai salah satu hasilnya, tapi kuarsaprimer tetap tidak terpengaruh except pembentukan inklusi fluida sekunder. Denganapperance potash feldspar sekunder dan biotit sekunder, serisitisasi berangsurmenjadi alterasi potassic, yang banyak dijumpai pada bagian tengah deposittembaga porfiri.

Gambar 6.3. Kumpulan alterasi batuan samping yang sering dijumpai dalambatuan aluminosilicate di plot pada diagram ACF dan AKF. (AfterMeyer & Hemley, 1967)A adalah Al2O3 dan komponen lain yang sifat kimianya samaC adalah CaO ditambah komponen-komponen yang samaK adalah K2O + Na2OF adalah FeO + MgO + MnOkaol. : kaolinite, dick. : dickite, pyroph. : pyrophyllite, tourm. : tourmalin, chl: chlorite

• Intermediate argillic alteration; Mineral utama dalam alterasi ini adalah mineralkaolin- dan montmorillonit-grup sebagai alterasi plagioklas. Mineral-mineral ini bisabersama-sama dengan amorphous clays (clay yang kelihatan amorphous di bawahX-rays dan biasanya disebut allophane). Intermediate argillic zone sebenarnya bisadibagi dalam dua sub-zone dimana pada bagian luar alterasi didominasi oleh mineralmontmorillonit dan pada bagian dalam yang berbatasan dengan zona serisitisasididominasi oleh mineral kaolin. Pada zona ini sulfida secara umum tidak penting.Zona ini berbatasan dengan alterasi propylitic pada bagian luar.• Propylitic alteration; Zona alterasi ini dicirikan oleh chlorite, epidote, albite dancarbonate (calcite, dolomite atau ankerite). Minor sericite, pyrite, dan magnetitekemungkinan juga bisa ditemukan dan meski jarang, zeolites dan montmorillonitekadang-kadang ditemukan pula. Istilah alterasi propylitic pertama kali diperkenalkanoleh Becker pada tahun 1882untuk alterasi diorit dan andesit di sekitar ComstockLode, Nevada. Zona alterasi propylitic kadang-kadang sangat luas sehingga banyakdigunakan sebagai penunjuk dalam eksplorasi. Zona alterasi ini bisa dibagi lagidalam beberapa sub-zona berdasarkan kelimpahan mineral alterasinya, antara lain:Chloritization; Chlorite bisa hadir sendiri atau dengan kuarsa atau tourmalin dalam

kombinasi yang sangat simpel. Mineral propylitic yang lain bisa juga ditemukandan anhydrite juga bisa dijadikan penciri. Klorit hidrotermal memperlihatkanperubahan perbandingan Fe : Mg seiring dengan bertambahnya jarak dari tubuhbijih, dimana Fe lebih banyak pada daerah yang dekat dengn sulfida. Perubahanperbandingan ini bisa direkam dengan pengukuran simple refractive index, yangjuga bisa menjadi petunjuk dalam eksplorasi. Pembentukan klorit sekunder bisadihasilkan dari alterasi mineral mafik yang telah ada sebelumnya pada batuansamping atau dari penghantara Mg dan Fe dari sumber lain.

Carbonatization; Dolomitisasi adalah alterasi yang sering ditemukan padapengendapan bijih dengan temperatur rendah hingga menengah padabatugamping, dan dolomit adalah karbonat yang paling banyak terbentuk olehaktifitas hidrotermal. Sama seperti pada chloritization, variasi perbandingan Fe:Mg with poximity to ore.• Potassic Alteration; Potasf feldspar sekunder dan/atau biotit adalah mineral yang

paling penting pada alterasi ini. Mineral lempung tidak ada tapi chlorite, magnetit danhematite bisa ditemukan dalam jumlah kecil. Anhydrit cukup penting khususnyadalam deposit tembaga porfiri, seperti di El Salvador, Chile, dimana anhydrite bisalebih 15% dari batuan alterasi.• Silicification; Meliputi bertambahnya proporsi kuarsa atau silika crypto-crystalin(seperti cherty atau opaline silica) dalam batuan alterasi. Silika kemungkinanberasal dari larutan hidrotermal, seperti pada kasus cherthified batugamping yangberasosiasi dengan deposit lead-zinc-fluorite-baryte atau kemungkinan juga sebagaihasil dari alterasi feldspar dan mineral lain selama pencucian bagian dasar.Silisifikasi kadang dijadikan petunjuk kepada bijih, misalnya Black Hill, Dakota.• Feldspathization; Istilah feldspatisasi digunakan pada proses metasomatismapotasium atau sodium yang menghasilkan potash feldspar yang baru atau albite.Albitisasi ditemukan disekitar beberapa deposit emas.

• Tourmalinization; Tourmalinisasi berasosiasi dengan deposit dengan temperaturmenengah hingga tinggi, seperti pada beberapa vein emas dan timah yangmemperlihatkan adanya tourmalinisasi yang kuat pada batuan samping. Jika batuansamping yang teralterasi banyak mengandung gamping (lime-rich) axinite dapatterbentuk.• Tipe alterasi lainnya;Pyritization; disebabkan oleh masuknya sulfur yang merubah oksida besi dan

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

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

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

Serpentinisasi ; dan the allied pembentukan talk, dapat terbentuk baik padabatuan ultrabasik maupun pada batugamping. Serpentinisasi berasosiasi dengandeposit emas dan nikel.

Zeolitisasi ; ditandai oleh pembentukan stilbite, natrolite, heulandite, dll., dankadang disertai mineralisasi tembaga murni dalam basal amigdaloidal. Tipebatuan tipe alterasi

Tipe Batuan Tipe Alterasiserisitisasi,

argillasasi,BATUAN ASAM silisifikasi, dan

piritisasi.kloritisasi,

BATUAN INTERMEDIT - BASAkarbonatisasi,serisitisasi,piritisasi, danpropilitisasi.

BATUAN KARBONAT Skarnifikasitourmalinisasi

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

BAB IXBEBERAPA TEORI UTAMA GENESA BIJIH (ORE GENESIS)

Teori tentang genesa deposit bijih secara umum dapat dibagi ke dalam dua

kelompok, yaitu deposit bijih yang terbentuk melalui (i) proses internal dan (ii) proses

eksternal (lihat bagian I halaman 7-8). Pada bagian ini, hanya akan dibahas beberapa

teori utama tentang genesa deposit bijih yang belum dibahas pada bagian depan.

Pembentukan deposit bijih oleh proses internal• Lateral secretionLensa dan vein quartz dalam batuan metamorf dihasilkan oleh pengisian zone

dilatasi dan rongga (open fracture) oleh silika yang bermigrasi keluar dari batuan yang

melingkupinya. Pada saat migrasi, silika disertai oleh unsur-unsur batuan samping yang

lain termasuk komponen logam dan sulfur. Derivation mineral-mineral dari immediate

neighbourbood vein disebut lateral secretion. Dalam gambar (a) berikut, terdapat vein

yang terbentuk saat larutan hidrotermal (yang jenuh dengan silika) bergerak ke atas.

Sebagian larutan tersebut mengalami difusi ke batuan samping dan membentuk silisifikasi.

Kurva menunjukkan berkurangnya level silika dari sumbernya (misalnya vein). Gambar (b)

memperlihatkan situasi yang terbalik dimana kurva silika bertambah naik dari vein ke

batuan samping. Dalam hal ini silika diabstraksi dari batuan samping dan kemudian

terakumulasi dalam vein.

Gambar 9.1 Perbandingan hipotetis profil silika.(a) silika ditambahkan ke batuanSamping dan (b) silika diabstraksi dari batuan samping dandiendapkan sebagai kuarsa dalam vein. C menunjukkan level normalsilika dalam batuan samping.

Deposit ekonomik di Yellowknife Field adalah deposit yang terbentuk di dalam

lensa quartz-carbonate dalam extensive chloritic shear zones yang memotong

amphibolites (metabasites). Deposit tersebut memperlihatkan konsentrasi, silika,

karbondioksida, sulfur, air, emas, perak dan elemen logam lainnya. Mineral utama adalah

quartz, karbonat, sericite, pyrite, arsenopyrite, stibnite, chalcopyrite, sphalerite, pyrrhotite,

berbagai sulfosalt, galena, scheelite, emas dan aurostibnite. Batuan induk terbentuk

adalah batuan metamorfisme regional dari fasies amphibolite hingga greenschist. Alterasi

carbonate-sericite-shist dan chlorite-carbonate-schist yang berbentuk ―haloǁ terbentuk

dalam batuan induk bersamaan dengan pembentukan deposit.

Apakah metabasites dapat menjadi sumber (source) sulfur dan elemen

logam yang terbentuk di dalam deposit ?

Metabasites terdiri atas lava dan tufa vulkanik basa yang termetamorfosis. Batuan

ini kaya akan elemen-elemen seperti emas, perak, arsenic, tembaga, dll., dibandingkan

batuan beku lainnya. Untuk unsheared metabasites di daerah Yellow Knife, kadar unsur

berharga yang terkandung (semuanya dalam ppm) antara lain adalah : S = 1500; As = 12,

Sb = 1, Cu = 50, Zn = 50, Au = 0,01; Ag = 1. Sedang dimensi-nya adalah : panjang =

152m, lebar = 152m, kedalaman = 4,8km. Jumlah bijih dalam sistem diasumsikan sekitar 6

x 106 dengan kadar rata-rata S = 2,34%, As = 1,35%, Sb = 0,15%, Cu = 0,07%, Zn =

0,28%, Au = 0,654 oz ton-1 dan Ag = 0,139 oz ton-1. Kandungan total elemen-elemen ini

dalam shear system sebelum mengalami shearing dan alterasi, dan dalam deposit

disajikan pada tabel berikut ini.

Tabel 9.1. Kandungan elemen ―chalcopileǁ dalam shear zones dan deposit, Yellowknifegold deposit, Canada

Elemen Kandungan total dalam shear systemsebelum shearing and alterasi

(juta ton)

Kandungan total dalamdeposit

(juta ton)

SAsSbCuZnAuAg

620.5

0.042.02.0

12.2 x 106 oz1219 x 106 oz

0.140.1810.0090.0040.017

3.9 x 104

0.834 x 104 oz

• Proses metamorfik

Metamorfisme isokimia pada beberapa batuan dapat menghasilkan material

untuk keperluan industri. Salah satu contoh adalah marble yang dapat terbentuk baik

melalui metamorfisme kontak maupun regional. Contoh lain adalah slate, asbestos,

corundum dan emery, garnet, beberapa gemstone, graphite, magnesite, pyrophyllite,

mineral sillimanite, talc dan wollastonite. Metamorfisme allokimia (metasomatisme)

kadang menyertai metamorfisme kontak atau regional. Proses ini menghasilkan

deposit skarn yang banyak mengandung logam atau mineral industri.

Peranan proses metamorfik lain dalam pembentukan bijihPada bagian ini kita akan membahas perubahan metamorfisme yang meliputi

rekristalisasi dan redistribusi material oleh difusi ionik dalam fasa padat. Pada kondisi

ini unsur bijih yang bersifat mobil bisa terangkut ke tempat lain dengan tekanan

rendah, seperti shear zone, retakan (fracture) atau puncak lipatan. Mela;ui cara ini vein

quartz-chalcopyrite-pyrite dapat terbentuk dalam amphibolites dan schist dan beberapa

vein emas terbentuk dalam jalur greenstone (saager et al., 1982).

Pembentukan deposit bijih oleh proses eksternal

Proses eksternal meliputi sedimentasi mekanik dan kimiawi, proses residual dan

pengayaan supergen (supergene enrichment), dan proses exhalative. Pada bagian ini,

pembahasan akan difokuskan pada proses exhalative yang meliputi semua aktifitas

larutan hidrotermal yang muncul di permukaan termasuk didalamnya bijih sulfida masif.

Proses volcanic-exhalative (sedimentary-exhalative)Deposit exhalative memiliki kaitan yang sangat erat dengan batuan vulkanik dan

sebagian lagi pada batuan induk sedimen yang dikenal dengan istilah deposit sedex

(sedimentary-exhalative). Depositnya comformable dan banded; dan pada tipe yang

berasosiasi dengan vulkanik unsur utamanya adalah pyrite dengan berbagai variasi

tembaga, lead, zinc dan baryte; logam mulia dan mineral lainnya juga bisa hadir dalam

deposit ini. Selama beberapa dekade, deposit exhalatif dimasukkan dalam kelompok tubuh

bijih replasemen hidrotermal epigenetik (Bateman, 1950). Baru pada tahun 1950-an,

deposit ini ditemukan bersifat singenetik, submarine exhalative, tubuh bijih sedimenter,

dan deposit tipe ini ditemukan pada proses pembentukan dari hydrothermal vents (black

smokers) pada tempat yang sangat luas disepanjang pusat pemekaran lantai samudera

(Rona, 1988).

Tubuh bijih exhalative yang berafiliasi dengan vulkanik memperlihatkan beberapa

tipe:

Tipe Cyprus; berasosiasi dengan vulkanik yang bersifat basik, biasanya dalam

bentuk ophiolites dan kemungkinan terbentuk di samudera atau pada busur belakang

pematang. Tipe ini terutama berupa tubuh cupriferous pyrite.

Tipe Kuroko; berasosiasi dengan vulkanik yang bersifat felsik, terbentuk pada

tahap akhir evolusi busur kepulauan (island arc), dengan kandungan logam yang lebih

bervariasi seperti tembaga-zinc-lead dan terkadang emas dan perak. Baryte dalam jumlah

besar, quartz dan gypsum juga bisa dijumpai pada deposit tipe ini. Deposit sulfida masif

yang berasosiasi dengan vulkanik umumnya berbentuk gundukan atau berbentuk

mangkok. Tipe yang terakhir kemungkinan terbentuk jika larutan hidrotermal lebih saline

(padat) dibanding air laut disekitarnya muncul pada suatu depresi mawah laut (gambar …).

Beberapa deposit tipe Cyprus terbentuk dengan cara seperti ini dan data inklusi fluida

mendukung hipotesa tersebut (Rona, 1988).

Untuk tipe Kuroko, proses pembentukannya melalui beberapa tahap berikut:

1. Presipitasi sphalerite, galena, pyrite, tetrahedrite, baryte yang berukuran halus

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

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

2. Rekristalisasi dan pertumbuhan butiran mineral-mineral tersebut dalam tahap 1

pada bagian dasar gundukan oleh larutan yang lebih panas (~250oC),

bersamasama dengan pengendapan lagi sphalerit, dll.

3. Influx larutan panas yang kaya akan tembaga (~300-350oC) yang me-replace

mineral yang terbentuk sebelumnya dengan chalcopyrite pada bagian bawah

deposit (yellow ore). Redeposit mineral pengganti ini terjadi pada level yang tinggi.

Yellow ore : py + cp dan bijih stockwork : py + cp + qz.

4. Masih panas, larutan yang tidak jenuh dengan tembaga kemudian melarutkan

chalcopyrite untuk membentuk pyrite di bagian bawah deposit.

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

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

isotop hidrogen (D/H) dan oksigen (18O/16O) (Shepard, 1977). Dengan

menggunakan perbandingan tersebut, dapat dilihat variasi air yang terlibat dalam

proses mineralisasi secara umum. Variasi perbandingan isotop hidrogen dan

oksigen yang disimbolkan dengan δ (o/oo), dimana:

δ =⎛ Rsampel

x R⎞− 1⎟ × 1000⎝ s tan dar⎠Dalam formula diatas untuk hidrogen, δx = δD dan R = D/H; untuk oksigen, δx = δ18Odan R = 18O/16O. Standar untuk hidrogen dan oksigen adalah standar mean oceanwater (SMOW). Secara alamiah, D/H sekitar 1/7000 dan 18O/16O sekitar 1/500. Nilaiini diukur langsung dari substansi asli seperti air thermal, air formasi dalam sedimendan inklusi fluida, atau dideterminasi secara tidak langsung dengan menggunakan airyang diserap oleh

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

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

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

BAB XGENESA BATUBARA

Secara definisi : Batubara adalah batuan sedimen yang berasal dari material

organik (organoclastic sedimentary rock), dapat dibakar dan memiliki kandungan

utama berupa C, H, O.

Secara proses (Genesa) : batubara adalah lapisan yang merupakan hasil

akumulasi tumbuhan dan material organik pada suatu lingkungan pengendapan

tertentu, yang disebabkan oleh proses syn-sedimentary dan post-sedimentary,

sehingga menghasilkan rank dan tipe tertentu.

Skema Pembentukan Batubara

Cekungan Pengendapan Batubara

Humic coal vs Sapropelic coal

Humic CoalMelewati tahap gambut dengan disertai proses humifikasi setelah terakumulasi padatempat dimana pohon-pohon (bahan dasar) itu tumbuh.Komponen organik terbesar adalah material yang mengkilap berwarna coklat sampaihitam (terlihat dengan mata telanjang) dan umumnya berasal dari serat kayu yangterhumifikasi Pada rank rendah (brown coal) secara mikroskopis didominasi olehhuminit dan pada rank yang lebih tinggi (hard coal) didominasi oleh vitrinite. Cirikhasnya adalah berlapis.

Sapropelic CoalTidak melewati fase gambut tetapi mengikuti alur proses diagenesa seperti batuansedimen yang kaya akan bahan organik Banyak mengandung material organik danmineral hasil transportasi.Fraksi organiknya terdiri dari algae dan bermacam produk hancuran tumbuhan darisekitarnya atau bagian yang lebih jauh lagi berupa sporaSecara mikroskopis dibedakan menjadi boghead coal (bahan utamanya adalahalgae/maceral Alginit) dan cannel coal (bahan utamanya adalah spora/maseralSporinit).Kusam dan terbentuk dari lumpur organik butir halus yang terbentuk pada kondisikurang oksigen/reduksi (air dangkal, seperti : kolam, danau, lagun) Tidak Berlapis

Batubara coklat (Brown coal)Batubara coklat (Brown coal) adalah jenis batubara yang paling rendahperingkatnya, bersifat lunak, mudah diremas, mengandung kadar air yang tinggi (10-70%), terdiri atas batubara coklat muda lunak (soft brown coal) dan batubara lignitikatau batubara cokelat keras (lignitik atau hard brown coal) yang memperlihatkanstruktur kayu. Nilai kalorinya < 5700 kal/gr (dry mineral matter free)

Batubara keras (Hard coal)Batubara keras (Hard coal) adalah semua jenis batubara yang peringkatnya lebihtinggi dari brown coal, bersifat lebih keras, tidak mudah diremas, kompak,mengandung kadar air yang relatif rendah, umumnya struktur kayunya tidak tampaklagi, relative tahan terhadap kerusakan fisik pada saat penanganan (coalhandling).Nilai kalorinya > 5700 kal/gr (dry mineral matter free).

Faktor-faktor yang berperan pada pembentukan gambutEvolusi tumbuhan: jenis tumbuhan pada skala waktu geologi.Iklim: berpengaruh terhadap kecepatan tumbuh dan variasi jenis tumbuhan sertaproses dekomposisiGeografi dan posisi:�kenaikan muka air tanah relatif lambat,�ada perlindungan rawa terhadap pantai atau sungai.Struktur Geologi dan tektonik:� Adanya keseimbangan antara penurunan cekungan terhadap kecepatanpenumpukan sisa tumbuhan (kesimbangan biotektonik).�Lihat cekungan pengendapan batubara.

a. Proses Terjadinya (Genesa) BatubaraBatubara merupakan salah satu sumber energi fosil alternatif yang cadangannya

cukup besar di dunia. Bagi Indonesia, yang sumber energi minyak buminya sudah

semakin menipis, pengusahaan penggalian batubara sudah merupakan suatu

keniscayaan. Hampir setiap pulau besar di Indonesia memiliki cadangan batubara,

walau dalam kuantitas dan kualitas yang berbeda.

Banyak pakar telah mengemukakan pendapat atau definisinya tentang apa yang

dimaksud dengan batubara. Spackman (Dalam Sunarijanto, dkk, 2008) mendefinisikan

bahwa batubara adalah benda padat karbonan berkomposisi maseral tertentu. The

International Handbook of Coal Petrography (1963) menyebutkan bahwa batubara

adalah batuan sedimen yang mudah terbakar, terbentuk dari sisa tanaman dalam

variasi tingkat pengawetan, diikat proses kompaksi dan terkubur dalam cekungan-

cekungan pada kedalaman yang bervariasi.

Selanjunta Matsui (2011) menyatakan bahwa batubara adalah batuan yang

dapat terbakar, terbentuk dari sisa tumbuhan yang mengendap dan terurai, tersimpan

dalam bentuk lapisan. Posisinya umumnya terapit oleh sand stone dan shale. Sedangkan

Prijono (Dalam Sunarijanto, dkk, 2008) berpendapat bahwa batubara adalah bahan

bakar hidrokarbon tertambat yang terbentuk dari sisa tumbuh-tumbuhan yang

terendapkan dalam lingkungan bebas oksigen serta terkena pengaruh temperatur dan

tekanan yang berlangsung sangat lama. Sedang menurut Undang-undang Nomor 4

tahun 2009 tentang Pertambangan Mineral dan Batubara dijelaskan bahwa ”batubara

adalah endapan senyawa organik karbonan yang terbentuk secara alamiah dari sisa

tumbuh-tumbuhan.

Dari berbagai definisi di atas, dapat disimpulkan bahwa batubara adalah mineral

organik yang dapat terbakar, terbentuk dari sisa tumbuhan purba yang mengendap di

dalam tanah selama jutaan tahun. Endapan tersebut telah mengalami berbagai

perubahan bentuk/komposisi sebagai akibat dari dari adanya proses fisika dan kimia

yang berlangsung selama waktu pengendapannya. Oleh karena itu, batubara termasuk

dalam katagori bahan bakar fosil.

Gambar 17 berikut memperlihatkan bongkahan batubara yang diambil pada

suatu pertambangan batubara.

Gambar 17. Batubara

Terdapat dua model formasi pembentuk batubara (coal bearing formation),

yakni model formasi insitu dan model formasi endapan material tertransportasi (teori

drift). Berikut akan dijelaskan masing-masing model formasi pembentuk batubara

tersebut.

1). Model Formasi Insitu

Menurut teori ini, batubara terbentuk pada lokasi dimana pohon-pohon

atau tumbuhan kuno pembentukya tumbuh. Lingkungan tempat tumbuhnya

pohon-pohon kayu pembentuk batubara itu adalah pada daerah rawa atau hutan

Batubara

basah. Kejadian pembentukannya diawali dengan tumbangnya pohon-pohon kuno

tersebut, disebabkan oleh berbagai faktor, seperti angin (badai), dan peristiwa

alam lainnya. Pohon-pohon yang tumbang tersebut langsung tenggelam ke dasar

rawa. Air hujan yang masuk ke rawa dengan membawa tanah atau batuan yang

tererosi pada daerah sekitar rawa akan menjadikan pohon-pohon tersebut tetap

tenggelam dan tertimbun.

Demikianlah seterusnya, bahwa semakin lama semakin teballah tanah

penutup pohon-pohonan tersebut. Dalam hal ini pohon-pohon tersebut tidak

menjadi busuk atau tidak berubah menjadi humus, tetapi sebaliknya mengalami

pengawetan alami. Dengan adanya rentang waktu yang lama, puluhan atau bahkan

ratusan juta tahun, ditambah dengan pengaruh tekanan dan panas, pohon-

pohonan kuno tersebut mengalami perubahan secara bertahap, yakni mulai dari

fase penggambutan sampai ke fase pembatubaraan.

Gambar 18 memperlihatkan hutan basah dan rawa kuno tempat

tumbuhnya pepohonan pembentuk batubara.

Sumber: Sunarijanto, 2008: 4 Sumber: Rijal, 2008: 84

(a) (b)

Gambar 18. Hutan Basah atau Rawa Kuno Pembentuk Batubara

Gambar 19 memperlihatkan skema pembentukan batubara insitu.

Scan Gbr 1.1. buku hadiah

Sumber: Matsui, 2011: 5

Gambar 19 Skema Pembentukan Batubara Insitu

2) Model Formasi Transportasi Material (Teori Drift)

Berdasarkan teori drift ini, batubara terbentuk dari timbunan pohon-pohon

kuno atau sisa-sisa tumbuhan yang tertransportasikan oleh air dari tempat

tumbuhnya. Dengan kata lain pohon-pohon pembentuk batubara itu tumbang

pada lokasi tumbuhnya dan dihanyutkan oleh air sampai berkumpul pada suatu

cekungan dan selanjutnya mengalami proses pembenaman ke dasar cekungan, lalu

ditimbun oleh tanah yang terbawa oleh air dari lokasi sekitar cekungan.

Seterusnya dengan perjalanan waktu yang panjang dan dipengaruhi oleh

tekanan dan panas, maka terjadi perubahan terhadap pohon-pohon atau sisa

tumbuhan itu mulai dari fase penggambutan sampai pada fase pembatubaraan.

Terdapat perbedaan tipe endapan batubara dari kedua formasi

pembentukan tersebut. Batubara insitu biasanya lebih tebal, endapannya menerus,

terdiri dari sedikit lapisan, dan relatif tidak memiliki pengotor. Sedangkan batubara

yang terbentuk atau berasal dari transportasi material (berdasarkan teori drift) ini

biasanya terjadi pada delta-delta kuno dengan ciri-ciri: lapisannya tipis,

endapannya terputus-putus (splitting), banyak lapisan (multiple seam), banyak

pengotor, dan kandungan abunya biasanya tinggi. Gambar 20 berikut

memperlihatkan skema pembentukan batubara berdasarkan teori drift (non insitu).

Sumber: Matsui, 2011: 5

Gambar 20. Skema Pembentukan Batubara non Insitu

Dari kedua teori tentang formasi pembentukan batubara tersebut di atas dapat

diketahui bahwa kondisi lingkungan geologi yang dipersyaratkan untuk dapat terjadinya

batubara adalah: berbentuk cekungan berawa, berdekatan dengan laut atau pada

daerah yang mengalami penurunan (subsidence), karena hanya pada lingkungan seperti

itulah memungkinkan akumulasi tumbuhan kuno yang tumbang itu dapat mengalami

penenggelaman dan penimbunan oleh sedimentasi. Tanpa adanya penenggelaman dan

penimbunan oleh sedimentasi, maka proses perubahan dari kayu menjadi gambut dan

seterusnya menjadi batubara tidak akan terjadi, malahan kayu itu akan menjadi lapuk

dan berubah menjadi humus.

Terdapat dua tahapan proses pembentukan batubara, yakni proses

penggambutan (peatification) dan proses pembatubaraan (coalification). Pada proses

penggambutan terjadi perubahan yang disebabkan oleh makhluk hidup, atau disebut

dengan proses biokimia, sedangkan pada proses pembatubaraan prosesnya adalah

bersifat geokimia.

Pada proses biokimia, sisa-sisa tumbuhan atau pohon-pohonan kuno yang

tumbang itu terakumulasi dan tersimpan dalam lingkungan bebas oksigen (anaerobik) di

daerah rawa dengan sistem drainase (drainage system) yang jelek, dimana material

tersebut selalu terendam beberapa inchi di bawah muka air rawa. Pada proses ini

material tumbuhan akan mengalami pembusukan, tetapi tidak terlapukan. Material

yang terbusukkan akan melepaskan unsur-unsur hidrogen (H), Nitrogen (N), Oksigen

(O), dan Karbon (C) dalam bentuk senyawa-senyawa: CO2, H2O, dan NH3 untuk menjadi

humus. Selanjutnya bakteri-bakteri anaerobik serta fungi merubah material tadi

menjadi gambut (peat). (Susilawati, 1992 dalam Sunarijanto, 2008: 5).

Sedangkan pada proses pembatubaraan (coalification), terjadi proses diagenesis

dari komponen-komponen organik yang terdapat pada gambut. Peristiwa diagenesis ini

menyebabkan naiknya temperatur dalam gambut itu. Dengan semakin tebalnya

timbunan tanah yang terbawa air, yang menimbun material gambut tersebut, terjadi

pula peningkatan tekanan. Kombinasi dari adanya proses biokimia, proses kimia, dan

proses fisika, yakni berupa tekanan oleh material penutup gambut itu, dalam jangka

waktu geologi yang panjang, gambut akan berubah menjadi batubara. Akibat dari

proses ini terjadi peningkatan persentase kandungan Karbon (C), sedangkan kandungan

Hidrogen (H) dan Oksigen (O) akan menjadi menurun, sehingga dihasilkan batubara

dalam berbagai tingkat mutu (Susilawati, 1992 dalam Sunarijanto, 2008: 5).

Sunarijanto (2008: 6) menyebutkan bahwa pembentukan batubara dimulai

sejak Periode Pembentukan Karbon (Carboniferous Period) yang dikenal sebagai Zaman

Batubara Pertama yang berlangsung selama 360 juta – 290 juta tahun yang lalu.

Secara berurutan, proses yang dilalui oleh endapan sisa-sisa tumbuhan sampai

menjadi batubara yang tertinggi kualitasnya adalah sebagai berikut:

a) Sisa-sisa tumbuhan mengalami proses biokimia berubah menjadi gambut (peat);

b) Gambut mengalami proses diagenesis berubah menjadi batubara muda (lignite)

atau disebut juga batubara coklat (brown coal);

c) Batubara muda (lignite atau brown coal) menerima tekanan dari tanah yang

menutupinya dan mengalami peningkatan suhu secara terus menerus dalam waktu

jutaan tahun, akan berubah menjadi batubara subbituminus (sub-bituminous coal);

d) Batubara subbituminus tetap mengalami peristiwa kimia dan fisika sebagai akibat

dari semakin tingginya tekanan dan temperatur dan dalam waktu yang semakin

panjang, berubah menjadi batubara bituminus (bitumninous coal);

e) Batubara bitumninus ini juga mengalami proses kimia dan fisika, sehingga batubara

itu semakin padat, kandungan karbon semakin tinggi, menyebabkan warna

semakin hitam mengkilat. Dalam fase ini terbentuk antrasit (anthracite);

f) Antrasit, juga mengalami peningkatan tekanan dan temperatur, berubah menjadi

meta antrasit (meta anthrasite);

g) Meta antrasit selanjutnya akan berubah menjadi grafit (graphite). Peristiwa

perubahan atrasit menjadi grafit disebut dengan penggrafitan (graphitization).

Dalam perdagangan atau pemakaiannya, peringkat mutu batubara ini

ditentukan oleh berbagai parameter, namun pada dasarnya peringkat mutu batubara

ditentukan oleh kandungan karbon tertambatnya (fixed carbon). Batubara dengan

tingkat pembatubaraan rendah dinamai dengan batubara mutu rendah atau lignit

(lignite). Batubara subbituminus biasanya lebih lembut dan rapuh serta warna agak

suram (seperti warna tanah), memiliki kadar air tinggi dan kadar karbon rendah,

sehingga nilai kalorinya juga rendah. Semakin tinggi peringkat batubara, semakin tinggi

kadar karbon, semakin tinggi nilai kalori, semakin keras, serta semakin hitam dan

mengkilat warnanya. Disamping itu juga kandungan air (moisture) akan semakin rendah

seiring dengan semakin tingginya peringkat pembatubaraan.

Ditinjau dari berbagai senyawa dan unsur yang terbentuk selama proses

pembatubaraan, maka fase perubahannya dapat dibagi ke dalam empat bagian, yakni

gambut, lignit, subbituminus, dan antrasit. Masing-masing tingkatan atau fase

pembatubaraan itu mempunyai karakteristik khusus.

Karakteristik gambut, antara lain: warna coklat, tidak padat (belum

terkompaksi), kandungan airnya sangat tinggi, kandungan karbon rendah, zat terbang

(volatile matter) sangat tinggi, mudah mengalami oksidasi dan mudah mengalami

swabakar, terutama musim kering, serta nilai kalornya rendah.

Karakteristik lignit adalah: warna masih coklat (kecoklatan), agak terkompaksi

tapi rapuh, kandungan air tinggi, kandungan karbon tertambat rendah, volatile matter

tinggi, mudah teroksidasi, serta nilai kalori yang dihasilkan rendah.

Karakteristik subbituminus/bituminus adalah: warna hitam, bahan terpadatkan

(terkompaksi), kandungan air sedang, karbon tertambat sedang, volatile matter sedang,

sifat oksidasi sedang, dan nilai kalori sedang.

Karakteristik antrasit (semi antrasit, antrasit dan meta antrasit): warna hitam

mengkilat, sangat terkompaksi, kandungan air rendah, kandungan karbon sangat tinggi,

volatile matter sangat rendah, sulit teroksidasi, dan nilai kalorinya sangat tinggi.

Batubara pada intinya terdiri dari dua jenis bahan pembentuk, yakni bahan yang

dapat terbakar (combustible material) dan bahan yang tidak dapat terbakar (non

combustible material). Bahan yang dapat terbakar adalah bahan yang dapat mengalami

oksidasi, antara lain terdiri dari unsur karbon tertambat (fixed carbon), senyawa

hidrokarbon, sulfur, senyawa hidrogen dan beberapa senyawa lain yang jumlahnya

sangat kecil. Sedangkan yang termasuk kepada bahan yang tidak dapat terbakar, tidak

dapat dioksidasi oleh oksigen, antara lain terdiri dari senyawa-senyawa anorganik,

seperti: SiO2, Al2O3, Fe2O3, TiO2, Mn3O4, CaO, MgO, Na2O, K2O, dan senyawa logam lain

dalam jumlah yang sangat kecil (Sunarijanto, 2008: 8). Semua senyawa anorganik ini

pada akhirnya akan berakumulasi menjadi abu (sisa pembakaran). Jadi dapatlah

dikatakan bahwa senyawa anorganik ini mengurangi nilai kalori batubaranya.

Sunarijanto (2008: 8) menjelaskan bahwa pada proses pembentukan batubara,

dengan bantuan proses fisika dan kimia alam, selulosa (C49H7O44)yang berasal dari

tanaman akan mengalami perubahan menjadi gambut (C60H6O34), lignit (C70H5O25),

subbituminus (C75H5O20), bituminus (C80H5O15), dan antrasit (C94H3O3).

Demikianlah selanjutnya, bahwa dengan rentang waktu yang lama, atas

pengaruh tekanan tanah di atasnya dan temperatur, maka peringkat batubara itu

semakin tinggi, dimana nilai karbon tertambatnya akan semakin tinggi, sedangkan nilai

kandungan air akan semakin sedikit.

Dalam semua tingkatan pembentukan batubara itu terdapat berbagai unsur

yang sangat mempengaruhi peringkat mutu batubaranya dan sebagai dasar pembagian

klas penggunaannya. Secara garis besarnya dalam batubara terdapat unsur-unsur:

a) Kandungan air total (total moisture), yakni jumlah kandungan air yang ada pada

fisik batubara, yang terdiri dari air dalam batubara itu sendiri dan air yang terbawa

waktu melakukan penambangan.

b) Kandungan air bawaan (inheren moisture), yakni air yang ada dalam batubara itu

mulai saat awal pembentukannya. Kadar air itu pada dasarnya akan mempengaruhi

nilai batubara, artinya semakin tinggi kandungan air, maka semakin rendahlah

mutu batubara tersebut.

c) Kandungan zat terbang (volatile matter), adalah semua unsur yang akan menguap

(terbang) waktu batubara itu mengalami pemanasan. Volatile matter yang tinggi

akan menyebabkan mutu batubara jadi rendah, karena pada intinya volatile matter

tidak memberikan nilai kalor. Batubara dengan volatile matter tinggi, yang

tertumpuk pada stockpile, akan mudah mengalami swabakar, terutama pada udara

lembab dan adanya unsur pemicu oksidasi di dalamnya, seperti pirit dan

sebagainya.

d) Total sulphur (belerang), adalah salah satu unsur yang dapat menurunkan mutu

batubara, karena unsur belerang yang banyak akan menyebabkan rendahnya nilai

kalor dan dapat menyebabkan kerusakan pada dapur pembakaran, serta juga

menyebabkan adanya gas beracun.

e) Kandungan abu (ash content), adalah sejumlah material yang didapat dari sisa

pembakaran batubara. Semakin tinggi kadar abu batubara, maka semakin

rendahlah mutu batubara tersebut. Sebagaimana telah dijelaskan di atas, abu ini

berasal dari material yang tidak dapat dioksidasi oleh oksgen.

f) Kandungan karbon tertambat (fixed carbon), adalah persentase karbon yang ada

pada suatu satuan volume batubara. Semakin tinggi kadar karbon, maka semakin

baguslah kualitas batubara tersebut, karena yang paling berguna dari batubara itu

adalah karbon ini, karena karbonlah yang menghasilkan nilai kalori pada waktu

dilakukan pembakaran batubara.

g) Nilai kalori (CV), adalah jumlah kalori yang dihasilkan per kg batubara yang dibakar.

Semakin tinggi nilai kalorinya, semakin baguslah mutu batubaranya.

BAB XIGENESA MINYAK BUMI

Minyak Bumi (bahasa Inggris: petroleum, dari bahasa Latin petrus – karang

dan oleum – minyak), dijuluki juga sebagai emas hitam, adalah cairan kental,

berwarna coklat gelap, atau kehijauan yang mudah terbakar, yang berada di lapisan

atas dari beberapa area di kerakbumi. Minyak Bumi terdiri dari campuran kompleks

berbagai hidrokarbon1), sebagian besar seri alkana2), tetapi bervariasi dalam

penampilan, komposisi, dan kemurniannya. Minyak Bumi diambil dari sumur

minyak di pertambangan-pertambangan minyak. Lokasi sumur-sumur minyak ini

didapatkan setelah melalui proses studi geologi, analisis sedimen, karakter dan

struktur sumber, dan berbagai macam studi lainnya. Setelah itu, Minyak Bumi akan

diproses di tempat pengilangan minyak dan dipisah-pisahkan hasilnya

berdasarkan titik didihnya sehingga menghasilkan berbagai macam bahan bakar,

mulai dari bensin dan minyak tanah sampai aspal dan berbagai reagen3) kimia yang

dibutuhkan untuk membuat plastik dan obat-obatan. Minyak Bumi digunakan untuk

memproduksi berbagai macam barang dan material yang dibutuhkan manusia

(Ensiklopedia Bebas Wikipedia).

Berikut ini dibahas tentang proses terjadinya (genesa) Minyak Bumi, Lokasi

Keterdapatan Minyak Bumi di Indonesia, Penambangan dan Pengolahan, serta

Teknologi Pemanfaatannya.

a. Proses Terjadinya (Genesa) Minyak BumiMinyak Bumi terdiri dari campuran kompleks berbagai hidrokarbon,

sebagian besar seri alkana, merupakan hasil penguraian jasad renik

(senyawa-senyawa organik dari mikro-organisme) di dasar laut atau di

darat, yang telah berlangsung dalam waktu yang sangat lama (jutaan

tahun yang lalu).

Ada 3 faktor atau fase utama dalam pembentukan minyak bumi

dan/atau gas alam, yaitu 1) Pembentukan batuan asal (source rock); 2)

Migrasi hidrokarbon dari batuan asal ke batuan reservoir (reservoir rock),

dan 3) Jebakan (entrapment) geologis.

Fase awal dari pembentukan minyak bumi adalah berupa adanya

kehidupan ganggang dan binatang laut yang mengumpulkan energi

(Carbon, C) dalam tubuhnya melalui proses photosintesis (lihat Gambar

1).

Sumber: http://hedisasrawan.blogspot.com/2013/05/proses-pembentukan-minyak-bumi-materi.html

Gambar 1. Fase Kehidupan Ganggang

Pada proses photosintesis, ganggang akan menyerap Carbon dan

melepaskan Oksigen. Hal ini berjalan selama masa hidupnya ganggang.

Sebagian dari ganggang itu dimakan oleh ikan dan kerang yang ada

dalam lingkungan tumbuhnya.

Pada fase kedua, yaitu masa pengendapan ganggang dan sisa

binatang laut. Pada fase ini sisa-sisa tumbuhan rawa dan hewan (kerang

laut) tersebut tertimbun oleh endapan pasir, lumpur, dan zat-zat lain,

sebagai akibat dari transportasi material tanah oleh air atau longsor,

selama jutaan tahun (lihat Gambar 2).

Selanjutnya setelah ganggang atau binatang laut (kerang) itu mati,

maka dia akan mengendap di dasar cekungan sedimen dan menjadi

batuan induk (source rock). Endapan fosil itu mengandung karbon yang

tinggi (High Total Organic Carbon). Pengendapan batuan induk itu dapat

terjadi di danau, di delta, maupun di dasar laut. Proses perubahan sisa-

sisa ganggang atau kerang menjadi batuan batuan induk ini sangat

spesifik, artinya pembentukan batuan induk sebagai pengendapan fosil

ganggang atau kerang tidak dapat berlangsung di semua tempat, karena

ketika endapan itu dapat dimasuki oleh udara luar (oksigen), maka karbon

yang ada akan mengalami proses oksidasi, sehingga dengan demikian

dia akan terurai dan tidak bisa menjadi masak secara alamiah. Proses

oksidasi itu menyebabkan terjadinya pelepasan panas (energi) dan

perubahan unsur C menjadi CO2. Itulah sebabnya tidak semua cekungan

sedimen akan mengandung minyak atau gas bumi.

Sumber: http://hedisasrawan.blogspot.com/2013/05/proses-pembentukan-minyak-bumi-materi.html

Gambar 2. Fase Terkuburnya Fosil Ganggang

Timbunan tanah yang semakin lama semakin tinggi, menyebabkan

material yang tertimbun itu mengalami tekanan dan panas bumi secara

alamiah. Akibat adanya tekanan dan panas itu, bakteri pengurai

merombak senyawa-senyawa kompleks dalam jasad organik menjadi

senyawa-senyawa hidrokarbon.

Penguraian sisa tetumbuhan dan hewan-hewan itu oleh jasad renik

dapat berupa cairan dan dapat pula berbentuk gas. Hasil penguraian

dalam bentuk cair akan menjadi minyak bumi dan yang berwujud gas

menjadi gas alam.

Beberapa bagian jasad renik mengandung minyak dan lilin. Minyak

dan lilin ini dapat bertahan lama di dalam perut bumi. Bagian-bagian

tersebut akan membentuk bintik-bintik, warnanya pun berubah menjadi

cokelat tua. Bintik-bintik itu akan tersimpan di dalam lumpur dan

mengeras karena terkena tekanan bumi. Lumpur tersebut berubah

menjadi batuan dan terkubur semakin dalam di perut bumi. Tekanan dan

panas bumi secara alami akan mengenai batuan lumpur sehingga

mengakibatkan batuan lumpur menjadi panas dan bintin-bintik di dalam

batuan mulai mengeluarkan minyak kental yang pekat.

Dengan semakin tebalnya timbunan tanah (material padat yang

tertransportasi), maka semakin dalam pulalah batuan pembawa minyak

itu terkubur, dan tentu hal itu akan memberikan panas yang semakin

tinggi pula. Minyak terbentuk pada suhu antara 50 sampai 180 derajat

Celsius. Tetapi puncak atau kematangan terbagus akan tercapai bila

suhunya mencapat 100 derajat Celsius.

Ketika batuan yang mengandung minyak itu berada pada suhu

yang amat tinggi di perut bumi, maka minyak yang dihasilkan akan

semakin banyak. Pada saat batuan lumpur mendidih, minyak yang

dikeluarkan berupa minyak cair yang bersifat encer, dan saat suhunya

sangat tinggi akan dihasilkan gas alam. Gas alam ini sebagian besar

berupa methana.

Kemudian karena adanya pergerakan bumi yang terjadi secara

terus menerus, sebagaimana dijelaskan pada teori pergerakan lempeng,

maka saat lempeng kulit bumi itu bergerak, minyak yang terbentuk di

berbagai tempat akan bergerak pula. Hal itu menyebabkan minyak bumi

yang terbentuk akan terkumpul (terjebak atau tercebak) dalam pori-pori

batu pasir atau batu kapur. Oleh karena adanya gaya kapiler dan tekanan

di perut bumi lebih besar dibandingkan dengan tekanan di permukaan

bumi, minyak bumi akan bergerak ke atas. Apabila gerakan ke atas dari

minyak bumi itu terhalang oleh batuan yang kedap cairan (impermeable)

atau batuan tidak berpori, minyak akan terperangkap dalam batuan

tersebut. Itulah sebabnya dikatakan minyak itu berada pada cebakan.

Dalam istilah lain, minyak bumi disebut juga dengan petroleum

(petrus artinya batu dan oleum yang artinya minyak).

Bentuk daerah di dalam lapisan tanah yang kedap air tempat

terkumpulnya minyak bumi disebut cekungan atau antiklinal. Pada lapisan

dasar cekungan akan terkumpul air atau air laut, sedangkan pada lapisan

di atasnya akan terkumpul minyak bumi. Oleh karena adanya peningkatan

suhu, maka gas-gas yang ada dalam minyak akan memisahkan diri dan

berkumpul di atas lapisan minyak bumi. Gas inilah yang dinamakan gas

alam. Gas alam naik ke permukaan lapisan minyak bumi karena massa

jenisnya lebih kecil daripada massa jenis minyak bumi.

Karbon terkena panas dan bereaksi dengan hidrogen membentuk

hidrokarbon. Minyak yang dihasilkan oleh batuan induk yang telah matang

ini berupa minyak mentah. Walaupun berupa cairan, ciri fisik minyak bumi

mentah berbeda dengan air. Salah satunya yang terpenting adalah berat

jenis dan kekentalan. Kekentalan minyak bumi mentah lebih tinggi dari air,

namun berat jenis minyak bumi mentah lebih kecil dari air. Minyak bumi

yang memiliki berat jenis lebih rendah dari air cenderung akan pergi ke

atas. Ketika minyak tertahan oleh sebuah bentuk batuan yang

menyerupai mangkok terbalik, maka minyak ini akan tertangkap dan siap

ditambang (perhatikan Gambar 3).

Sumber: http://hedisasrawan.blogspot.com/2013/05/proses-pembentukan-minyak-bumi-materi.html

Gambar 3. Fase Terbentuknya Cebakan Minyak Bumi

Kalau volume minyak bumi yang terakumulasi dalam suatu daerah

cebakan (antiklin) cukup besar dan layak untuk ditambang (secara

komersial menguntungkan), dilakukanlah pengeboran pada daerah

cekungan itu, lalu minyak bumi itu dihisap ke atas. Hasil penambangan itu

selanjutnya diolah (didestilasi), sehingga diperoleh berbagai macam

minyak sesuai dengan kebutuhan manusia, seperti, minyak aviation turbin

fuel atau avtur (minyak untuk mesin pesawat terbang), bensin, solar,

minyak tanah, aspal dan lain sebagainya.

DAFTAR PUSTAKA

Anonim. 2012. 8 Kota Penghasil Minyak Terbesar di Indonesia http://lebahmadu-honeybees.blogspot.com/2012/04/8-kota-penghasil-minyak-terbesar-di.html Diakses Tanggal24 September 2013.

Edwards, R., & Atkinson, K., 1986, Ore Deposits Geology and Its Influence on Mineral Exploration,Chapman & Hall, New York.

Guilbert, J.M., & Park, JR., C.F., 1975, the Geology of Ore Deposits, W.H. Freeman & Co. New York.Jensen, M.L., & Bateman, A.M., 1981, Economic Mineral Deposits, John Wiley & Sons, New York.Rinawan, R., 2000, Pengantar Identifikasi Mineral (tidak dipublikasikan), BandungSasrawan, Hedi. (2013) Proses Pembentukan Minyak Bumi (Materi Lengkap).

http://hedisasrawan.blogspot.com/2013/05/proses-pembentukan -minyak-bumi-materi.htmlDiakses Tanggal 7 September 2013.

Sukarmin. 2009. Pengolahan Minyak Bumi dengan Destilasi Bertingkat. http://www.chem-is-try.org/materi_kimia/kimia_organik_dasar/minyak-bumi/pengolahan-minyak-bumi/ DiaksesTanggal 24 September 2013.

Sugiyono, Agus dan Notohamijoyo Setiadi D. Pola Pemakaian Dan Distribusi Gas Bumi Di IndonesiapadaPeriode Pembangunan Tahap Kedua. http://www.scribd.com/doc/18572406/PEMAKAIAN-DAN-DISTRIBUSI-GAS-BUMI-DI-INDONESIA Diakses Tanggal 29 September 2013