Mineral Deposit

ENDAPAN MINERAL BAB I

PENDAHULUAN

LatarBelakang

Endapan mineral (bahan tambang )merupakan salah satu kekayaan alam yang berpengaruh dalam perekonomian nasional. Oleh karenai tu upaya untuk mengetahui kuantitas dan kualitas endapan mineral itu hendaknya selalu diusahakan dengan tingkat kepastian yang lebih tinggi, seiring dengan tahapan eksplorasinya. Semakin lanjut tahapan eksplorasi, semakin besar pula tingkat keyakinan akan kuantitas dan kualitas sumberdaya mineral dan cadangan.

Berdasarkan tahapan eksplorasi, yang menggambarkan pula tingkat keyakinan akan potensinya, dilakukan usaha pengelompokan atau klasifikas sumberdaya mineral dan cadangan. Dasar atau criteria klasifikasi di sejumlah Negara terutama adalah tingkat keyakinan geologi dan kelayakan ekonomi. Hal ini dipelopori oleh:1. US Bureau of Mines dan US Geological Survey, yang hingga sekarang masih dianut oleh negara-negara dengan industry tambang yang penting seperti

Australia 2. AmerikaSerikat. 3. Kanada. Negara-negara tersebut mengikuti klasifikasi cadangan terbukti(proven) dan terkira (probable) dari Securitas dan Exchange Commision di

AmerikaSerikat. 4. PerserikatanBangsa-Bangsa (PBB) dalam hal ini Dewan Ekonomi dan Sosial (Economic and Social Council) telah menyusun usulan klasifikasi cadangan dan sumberdaya mineral yang sederhana dan mudah dimengerti oleh semua pihak 5. Selain criteria tersebut di atas, PBB juga menggunakan ekonomi pasar (market economy) sebagai salah satu kriterianya. Di Indonesia, masalah yang ada adalah belum terwujudnya klasifikasi sumberdaya mineral dan cadangan yang baku sehingga be rbagai pihak baik instansi pemerintah maupun perusahaan pertambangan menggunakan klasifikasi secara sendiri-sendiri, klasifikasi yang dianggap paling sesuai dengan sifat-sifat endapan mineralnya dan kebijakasanaan yang ada di perusahaan

tersebut. Akibatnya adalah pernyataan mengenai kuantitas dan kualitas sumber daya mineral atau cadangan sering menimbulkan kerancuan.

Indonesia merupakan Negara kepulauan yang kaya akan kekayaan alamnya, baik yang bias diperbaharui maupun tidak diperbaharui. Indonesia dipengaruhi control tektonik yang bermacam-macam sehingga disetiap daerahnya memiliki keanekaragaman mineralisasi yang banyak. Dari Sabang sampai Meurake memiliki masing-masing mineralisasi yang berbeda-beda setiap daerahnya.

Seiring berjalannya waktu bermunculan disetiap daerahnya perusahaan-perusahaan yang bergerak di bidang bijih, baik itu mencariemas, tembaga, perak, galena, dan lain-lain. Dari mineral-mineral bijihtersebut cara keterdapatannya, pembentukanya, pengontrolnya, dan lain

sebagainya berbeda-beda tergantung dari penciri dari masing-masing mineral tersebut. Disinilah diperlukannya orang geologi yang sangat berpengaruh didalamkesuksesan suatu pertambangan.

 MaksuddanTujuan

o Maksud

Adapun maksud dalam melakukan praktikum endapan mineral pada semester IV adalah  Untuk mempelajari deskripsi dari berbagai mineral secara kimia maupun fisika serta

genesa mineral-mineral tersebut.

 Mempelajari mineral-mineral alterasi beserta prosesnya.  Mengenali Ore mineral pada batuan beserta prosesnya.

 Tujuan

Adapun tujuan dalam melakukan praktikum endapan mineral pada semesterini adalah  Untukmemberikanpemahamankepadapraktikanmengenaikonsentrasiilmuendapan

mineral, yang mananantinyaakanterjunlangsungkeduniatambang.

 Syarat untuk mengikuti laboratorium dan kuliah pada semester selanjutnya.

 Dapat mengetahui endapan – endapan mineral yang ada pada indonesia, khususnya Sumatra Utara.

 Agar praktikan dapat mengetahui jenis-jenis endapan mineral dan proses pembentukan atau genesa untuk masing-masing jenis endapan.

 Aplikasi endapan mineral pada bidang geologi

Mempelajari endapan mineral adalah salah satu kunci untuk mengetahui dan mempelajari lebih lanjut mengenai bahan tambang, serta sangat erat kaitannya dengan dunia tambang dan juga geologi, juga tidak lepas dari kedua hal tersebut. Selainituterdapatbeberapaaplikasiendapan mineral di dalambidanggeologiataupunduniageologi.Adapun aplikasi endapan mineral pada bidang geologi dapat diketahui sebagai berikut :

 Untuk menentukandanmencariore mineral pada suatu daerah yang sudah di petakan.  Untukmembedakan yang manaore mineral, danmetallic mineral.

 Untukmengetahuidanmencarimetallic mineral (mineral logam) yang bernilaiekonomisdarisetiapore

 Untukmengetahuisebarantambang mineral logam di Indonesia.

 Untukmengtahui control tektonikterhadapendapanbijih (ore deposit) atau mandala metallogenic.

 Untukmengetahuiklasifikasitiap – tiapendapan mineral yang hadirdalambatuaninduk (hostrock).

 Untukmengetahuistrukturdantekstur yang hadir di dalamtiap – tiapmineral deposit.  Untukmengetahui parameter yang harusdiketahuidalammenentukan mineral logam di

dalamore

 Supayadapatmembedakankenampakkanfisikantara mineral logamdan non logam.  Supayadapatmengetahuipersentasi mineral logam yang hadir di dalamore

BAB II

LANDASAN TEORI

2.1. Pengertian Endapan Mineral

Endapan mineral (Ore Deposit) adalah batuan yang mengandung satu atau lebih mineral logam (metallic mineral) yang akan memiliki nilai ekonomis jika ditambang dinamakan Ore Mineral atau mineral bijih. Suatu endapan dikatakan bijih sebenarnya dilihat dari nilai ekonomisnya, bila harga pengolahan dan harga pasaran berfluktuasi, suatu saat endapan mineral dikatakan sebagai bijih dan di saat lain bukan lagi. Pada saat ekstraksi didapatkan bahan logam dan juga bahan limbah (gangue) yang tidak memiliki nilai ekonomis. Proses ekstraksi tersebut menghasilkan timbunan limbah (tailing).

Suatu endapan mineral akan terbentuk oleh serangkaian proses yang mengubah kondisi suatu batuan menjadi suatu endapan dengan kandungan mineral bijih yang disebut proses ubahan

(alteration). Proses tersebut akan menghasilkan mineral logam (metalic mineral) dan mineral ubahan (alteration mineral), struktur serta tekstur batuan yang berubah karenanya.

Gambar 2.1.Genesa Endapan Mineral (Beck, 1909)

Kebanyakan bijih di dunia iniyang ditambang adalah berasal dari mineral bijih yang diendapkan oleh larutan hidrotermal. Asal larutan hidrotermal masih sulit dipecahkan. Beberapa larutan berasal dari pelepasan air yang terkandung dalam magma saat magma naik dan mendingin. Lainnya berasal dari air meteoric atau air laut yang bersirkulasi dalam kerak. Endapan mineral yang terbentuk oleh air laut yang terpanaskan aktifitas vulkanisme, dan endapannya berbentuk senyawa sulfide, yang dinamakan volcanogenic massive sulfide deposits.

Kebutuhan umat manusia akan mineral semakin lama semakin meningkat dan bertambah banyak baik dalam jumlah maupun macam atau jenisnya. Hal ini disebabkan oleh kemajuan teknologi

dan penemuan-penemuan baru dalam berbagai industri yang banyak memerlukan bahan baku mineral.

Ilmu yang mempelajari dan membahas mengenai mineral baik yang bersifat logam maupun non logam serta batuan dan asosiasinya didalam kulit bumi beserta cara terjadi dan penyebarannya disebut ilmu Geologi Ekonomi. Penyebaran mineral dan batuan tersebut menyangkut mengenai tempat terdapatnya, bentuk, ukuran, mutu, jumlah dan kontrol geologinya.

2.2. Mineral Bijih (Ore)

Proses dan aktivitas geologi bisa menimbulkan terbentuknya batuan dan jebakan mineral. Yang dimaksud dengan jebakan mineral adalah endapan bahan-bahan atau material baik berupa mineral maupun kumpulan mineral (batuan) yang mempunyai arti ekonomis (berguna dan mengguntungkan bagi kepentingan umat manusia). Faktor-faktor yang mempengaruhi kemungkinan pengusahaan jebakan dalam arti ekonomis adalah bentuk jebakan, besar dan volume cadangan, kadar, lokasi geografis dan biaya pengolahannya.

Dari distribusi unsur-unsur logam dan jenis-jenis mineral yang terdapat didalam kulit bumi menunjukkan bahwa hanya beberapa unsur logam dan mineral saja yang mempunyai prosentasi relative besar, karena pengaruh proses dan aktivitas geologi yang berlangsung cukup lama, prosentase unsur – unsur dan mineral-mineral tersebut dapat bertambah banyak pada bagian tertentu karena Proses Pengayaan, bahkan pada suatu waktu dapat terbentuk endapan mineral yang mempunyai nilai ekonomis. Proses pengayaan ini dapat disebabkan oleh :

1. Proses Pelapukan dan transportasi

2. Proses ubahan karena pengaruh larutan sisa magma

Proses pengayaan tersebut dapat terjadi pada kondisi geologi dan persyaratan tertentu.Kadar minimum logam yang mempunyai arti ekonomis nilainya jauh lebih besar daripada kadar rata-rata dalam kulit bumi. Faktor perkalian yang bisa memperbesar kadar mineral yang kecil sehingga bisa menghasilkan kadar minimum ekonomis yang disebut faktor pengayaan

(Enrichment Factor atau Concentration Factor). Dari sejumlah unsur atau mineral yang terdapat didalam kulit bumi, ternyata hanya beberapa unsur atau mineral saja yang berbentuk unsur atau elemen tunggal (native element).

Sebagian besar merupakan persenyawaan unsur-unsur daaan membentuk mineral atau asosiasi mineral.Mineral yang mengandung satu jenis logam atau beberapa asosiasi logam disebut mineral logam (metallic mineral). Apabila kandungan logamnya relatif besar dan terikat secara kimia dengan unsur lain maka mineral tersebut disebut Mineral Bijih (ore mineral). Yang disebut bijih/ore adalah material/batuan yang terdiri dari gabungan mineral bijih dengan komponen lain (mineral non logam) yang dapat diambil satu atau lebih logam secara ekonomis. Apabila bijih yang diambil hanya satu jenis logam saja maka disebut single ore. Apabila yang bisa diambil lebih dari satu jenis bijih maka disebut complex-ore.

Mineral non logam yang dikandung oleh suatu bijih pada umumnya tidak menguntungkan bahkan biasanya hanya mengotori saja, sehingga sering dibuang. Kadang-kadang apabila terdapatkan dalam jumlah yang cukup banyak bisa dimanfaatkan sebagai hasil sampingan (by-product), misalnya mineral kuarsa, fluorit, garnet dan lain-lain. Mineral non logam tersebut disebut gangue mineral apabila terdapat bersama-sama mineral logam didalam suatu batuan. Apabila terdapat didalam endapan non logam yang ekonomis, disebut sebagai waste mineral. Yang termasuk golongan endapan mineral non logam adalah material-material berupa padat, cairan atau gas. Material-material tersebut bisa berbentuk mineral, batuan, persenyawaan hidrokarbon atau berupa endapan garam. Contoh endapan ini adalah mika, batuan granit, batubara, minyak dan gas bumi, halit dan lain-lain.

Kadar (persentase) rata-rata minimum ekonomis suatu logam didalam bijih disebut cut off grade. Kandungan logam yang terpadat didalam suatu bijih disebut tenor off ore. Karena kemajuan teknologi, khususnya didalam cara-cara pemisahan logam, sering menyebabkan mineral atau batuan yang pada mulanya tidak bernilai ekonomis bisa menjadi mineral bijih atau bijih yang ekonomis. Jenis logam tertentu tidak selalu terdapat didalam satu macam mineral saja, tetapi juga terdapat pada lebih dari satu macam mineral.

Misalnya logam Cu bisa terdapat pada mineral kalkosit, bornit atau krisokola. Sebaliknya satu jenis mineral tertentu sering dapat mengandung lebih dari satu jenis logam. Misalnya mineral Pentlandit mengandung logam nikel dan besi. Mineral wolframit mengandung unsur-unsur logam Ti, Mn dan Fe. Keadaan tersebut disebabkan karena logam-logam tertentu sering terdapat bersama-sama pada jenis batuan tertentu dengan asosiasi mineral tertentu pula, hal itu erat hubungannya dengan proses kejadian (genesa) mineral bijih.

Gambar 2.2. Mineral Logam

2.2.1. Golongan Mineral Bijih dan Metallic Mineral

Dari distribusi unsur-unsur logam dan jenis-jenis mineral yang terdapat didalam kulit bumi menunjukkan bahwa hanya beberapa unsur logam dan mineral saja yang mempunyai persentasi relatif besar, karena pengaruh proses dan aktivitas geologi yang berlangsung cukup lama, persentasi unsur – unsur dan mineral-mineral tersebut dapat bertambah banyak pada bagian tertentu karena Proses Pengayaan, bahkan pada suatu waktu dapat terbentuk endapan mineral yang mempunyai nilai ekonomis. Proses pengayaan ini dapat disebabkan oleh :

1. Proses Pelapukan dan transportasi

2. Proses ubahan karena pengaruh larutan sisa magma

Proses pengayaan tersebut dapat terjadi pada kondisi geologi dan persyaratan tertentu.

Mineral yang mengandung satu jenis logam atau beberapa asosiasi logam disebut mineral logam (metallic mineral). Apabila kandungan logamnya relatif besar dan terikat secara kimia dengan unsur lain maka mineral tersebut disebut Mineral Bijih (ore mineral). Yang disebut

bijih/oreadalah material/batuan yang terdiri dari gabungan mineral bijih dengan komponen lain (mineral non logam) yang dapat diambil satu atau lebih logam secara ekonomis. Apabila bijih yang diambil hanya satu jenis logam saja maka disebut single ore. Apabila yang bisa diambil lebih dari satu jenis bijih maka disebut complex-ore.

Mineral bijih adalah Batu yang mengandung satu atau lebih mineral metalik yang untung jika ditambang.. Suatu endapan dikatakan bijih sebenarnya dilihat dari nilai ekonomisnya, bila harga pengolahan dan harga pasaran berfluktuasi, suatu saat endapan mineral dikatakan sebagai bijih dan di saat lain bukan lagi. Pada saat ekstraksi didapatkan bahan logam dan juga bahan limbah (gangue) yang tidak memiliki nilai ekonomis. Proses ekstraksi tersebut menghasilkan timbunan limbah (tailing).

Mineral bijih adalah Batu yang mengandung satu atau lebih mineral metalik yang untung jika ditambang. Suatu endapan dikatakan bijih sebenarnya dilihat dari nilai ekonomisnya, bila harga pengolahan dan harga pasaran berfluktuasi, suatu saat endapan mineral dikatakan sebagai bijih dan di saat lain bukan lagi. Pada saat ekstraksi didapatkan bahan logam dan juga bahan limbah (gangue) yang tidak memiliki nilai ekonomis. Proses ekstraksi tersebut menghasilkan timbunan limbah (tailing).

Pembagian kelompok mineral bijih:

1. Bijih Silisius (Keiko) yang mengandung sulfiIda terutama kalkopirit, terdesssiminasi dalam batuan tersilisifikasi.

2. Bijih Kuning (Oko), terutama pirit dengan sedikit kalkopirit dan Kuarsa.

3. Bijih hitam (Kuroko), percampuran kuat antara Sphalerite kaya besi berwarna gelap, galena, barite, dan sejumlah kecil pirit dan kalkopirit ; wurzit, enargit, tetrahidrit, markasit, serta sejumlah mineral lainnya yang ditemukan secara setempat dalam jumlah kecil.

4. Urat (vein) dan massa besar gipsum (sekkoko), yang saling berhubungan tetapi dalam tubuh yang terpisah- pisah.

5. Zona stringer, kaya kalkopirit dalam pipa- pipa bawah bijih (ryukoko) 6. Ferruginous (lapisan tetsusekiei), yang berada pada lapisan paling bawah.

2.2.2. Kegunaan Mineral Bijih

Kadar minimum logam yang mempunyai arti ekonomis nilainya jauh lebih besar daripada kadar rata-rata dalam kulit bumi. Faktor perkalian yang bisa memperbesar kadar mineral yang kecil sehingga bisa menghasilkan kadar minimum ekonomis yang disebut faktor pengayaan (” Enrichment Factor” atau ”Concentration Factor”). Dari sejumlah unsur atau mineral yang terdapat didalam kulit bumi, ternyata hanya beberapa unsur atau mineral saja yang berbentuk unsur atau elemen tunggal (”native element”). Sebagian besar merupakan persenyawaan unsur-unsur daaan membentuk mineral atau asosiasi mineral.

Bijih merupakan sejenis batu yang mengandung mineral penting, baik itu logam maupun bukan logam. Bijih diekstraksi melaluipenambangan, kemudian hasilnya dimurnikan lagi untuk mendapatkan unsur-unsur yang bernilai ekonomis.

Kandungan atau kadar mineral, atau logam, juga bentuk kewujudannya, secara langsung akan memengaruhi ongkos pertambangan bijih. Biayaekstraksi harus diberi pembobotan untuk dibandingkan dengan nilai ekonomis logam yang terkandung untuk menentukan bijih yang mana yang lebih menguntungkan dan bijih yang mana yang kurang atau tidak menguntungkan. Bijih

logam secaraumum merupakan persenyawaan oksida, sulfida, silikat, atau logam “murni” (misalnya tembaga murni yang biasanya tidak terkumpul di dalam kerak Bumi atau logam “mulia” (biasanya tidak berbentuk persenyawaan) seperti emas. Bijih harus diolah untuk mengekstraksi logam-logam dari “batuan sampah” dan dari mineral bijih. Tubuh bijih dibentuk oleh berbagai macam proses geologis. Di dalam bahasa Inggris, proses “pembentukan bijih” disebut sebagai ore genesis.

Dalam dunia pertambangan dikenal juga istilah mineral gangue. Gangue merupakan bahan berharga komersial yang berada di sekeliling, tercampur, atau disebut sebagai mineral yang diinginkan, yang terdapat pada suatu endapan bijih. Untuk memisahkan suatu mineral gangue, maka diperlukan apa yang disebut dengan pengolahan mineral, yang merupakan aspek penting dalam pertambangan. Pengolahan ini dapat menjadi sesuatu yang rumit, tergantung pada sifat dari mineral yang terlibat. Keberhargaan suatu mineral dapat dilihat dari konsentrasi mineral yang diinginkannya.

Dalam suatu pengolahan bijih maupun mineral gangue juga membutuhkan informasi yang detail mengenai komposisi, tekstur dan kondisi mineral yang akan diolah dan dalam penyelidikan mengenaicara serta hasil pengolahan bijih tersebut. Dengan mempelajari tekstur dan struktur dari suatu bijih, maka dapat diperoleh gambaran tentangpembentukan awal bijih, metamorfosa, lingkungan pengendapan, kemungkinan pengolahannya, deformasi dan pelapukan dari bijih. Dengan demikian mineral bijih berfungsi sebagai material bahan tambang logam dan juga tidak termasuk bahan galian industri (non logam) yang bernilai ekonomis yang dapat membantu di dalam kehidupan sehari – hari dalam bidang industri, perekonomian, kosntruksi, dan lainnya.

2.3. Mineral Alterasi

Alterasi hidrothermal merupakan proses yang terjadi akibat adanya reaksi antara batuan asal dengan fluida panasbumi. Batuan hasil alterasi hidrotermal tergantung pada beberapa faktor, tetapi yang utama adalah temperatur, tekanan, jenis batuan asal, komposisi fuida (khususnya pH) dan lamanya reaksi (Browne, 1984). Proses alterasi hidrotermal yang tejadi akibat adanya reaksi antara batuan dengan air jenis klorida yang berasal dari reservoir panasbumi yang terdapat jauhdibawah permukaan (deep chloride water) dapat menyebabkan teriadinya pengendapan (misalnya kwarsa) dan pertukaran elemen-elemen batuan dengan fluida, menghasilkan mineral-mineral seperti chlorite, adularia, epidote. Air yang bersifat asam, yang terdapat pada kedalaman yang relatif dangkal dan elevasi yang relative tinggi mengubah batuan asal menjadi mineral clay dan mineral-mineral lainnya terlepas. Mineral hidrothernal yang dihasilkan di zona permukaan biasanya adalah kaolin, alutlite, sulphur, residu silika dan gypsum.

Proses ubahan : proses replacement, leaching (pelarutan) dan pengendapan mineral (pengisisan). Dampak pada batuan : perubahan kimia, fisika dan mineral

Perubahan kimiawi dari fluida sehingga secara kimia terjadi penambahan unsur atau pengurangan unsur oleh proses replacement, leaching (pelarutan) dan pengendapan mineral

2. Perubahan fisik 3. Densitas

 Densitas meningkat à silisifikasi  Densitas menurun àleaching b.Porositas dan permeabilitas

 Leachingà porositas / permeabilitas  Porositas ( à densitas )

c.Magnetic Properties

 Batu gunungapi umumnya mengandung sedikit magnetik dan atau titano magnetit, yang dapat menimbulkan kemagnetan.

 Beberapa lapisan pabum mengandung “less-magnetic mineral” seperti hematit, pirit, leucoxene, titanit. Hal ini menyebabkan batuan Hostrock menjadi “de – magnetised” d.Resistivity

Konduktivitas batuan hostrock dipengaruhi oleh :

 Konsentrasi elektrolit air panas yang dikembangkannya.  Kehadiran mineral clay& zeolit di dalam matrik.

 Hadir mineral lempung seperi : kaolin (kaolinit, haloisit)

 (Metahaolisit, dickite) Ca – monmorila (smectite), ilit (K-mica), klorit. (Mineral clay merupakan mineral hidrasi, dimana tergantung pada temperatur dan komposisi fluida (pH).

3. Perubahan Mineral 4. Pengendapan langsung

Mineral ubahan / sekunder yang diendapkan secara langsung dari larutan hidrotermal pada kekar, sesar, bidang ketidakselarasan, pori-pori, vug.

– Kuarsa, kalsit dan anhidrit dapat diendapkan pada urat, vug. – Kalsit, aragonit & silika dapat diendapkan pada pipa bor.

1. Replacement

Mineral primer dapat direplace menjadi mineral baru.

Tabel 2.1. Perubahan mineral primer akibat replecement Mineral primer Hasil replacement

gelas vulkanik Zeolit (mordenit, laumontit) kristobalit, kuarsa, kalsit, Ip (monmorilonit).

magnetik / ilmenik / titano

magnetic Pirit, leucoxene, titanit, pirotit, hematit piroksen / amfibol / olivin /

biotit Klorit, ilit, kuarsa, pirit, kalsit anhidrit

plagioklas Ca Kalsit, albit, adularia, wairakit, kuarsa, anhidrat, klorit, ilit, kaolin, manmorilonit, epidot

anortoklas / sanidin /

ortoklas Adularia

4. Mineral alterasi

Karbonat : kalsit, aragonit, siderit

Sulfat : anhidrit, alunit, natroalunit, barit Sulfida : pirit, pirotrit, markasit, sfalerit, galena. Oksida : hematit, magnetik, leukosen, diaspor Pospat : apatit

Halit : fluorit

Silicates – Ortho – &Ring : titanit, garnetm epidot.

Silicate – sheet : ilit, biotit, pirofilit, klorit, group kaolin, montmorilonit, prehnite.

Silicate – framework : adularia, albit, kuarsa, kristobalit. 5. Intensitas alterasi

Intensitas alterasi : Persentasi mineral ubahan terhadap batuan, dibedakan atas – Batuan tak terubah

– Batuan terubah lemah – Batuan terubah sedang – Batuan terubah kuat – Batuan terubah sangat kuat

6. Tingkat/range alterasi

Tingkat/range alterasi : identifikasi mineral ubahan yang didasarkan pada kondisi bawah permukaan, menunjukan kondisi tertentu, misal tingkat alterasi petunjuk temperatur tinggi atau permeabilitas tinggi.

Gambar 2.3. Alterasi mineral pada berbagai temperatur 2.3.1. Pembagian Zona Alterasi

Zona alterasi adalah sekumpulan mineral yang terbentuk pada suatu zona alterasi yang sama.Creasey (1966, dalam Sutarto, 2004) membuat klasifikasi alterasi hidrotermal pada endapan tembaga porfir menjadi empat tipe yaitu propilitik, argilik, potasik, dan himpunan kuarsa-serisit-pirit. Lowell dan Guilbert(1970, dalam Sutarto, 2004) membuat model alterasi-mineralisasi juga pada endapan bijih porfir, menambahkan istilah zona filik untuk himpunan mineral kuarsa, serisit, pirit, klorit, rutil, kalkopirit. Adapun delapan macam tipe alterasi antara lain :

Zona alterasi ada enam, yaitu : 1. Zona Potassic

Zona potasik merupakan zona alterasi yang berada pada bagian dalam suatu sistem hidrotermal dengan kedalaman bervariasi yang umumnya lebih dari beberapa ratus meter. Zona alterasi ini dicirikan oleh mineral ubahan berupa biotit sekunder, K Feldspar, kuarsa, serisit dan magnetite. Mineral logam sulfida berupa pirit dan kalkopirit dengan perbandingan 1:1 hingga 3:1, bentuk endapan dapat juga dijumpai dalam bentuk mikroveinlet serta dalam bentuk menyebar

(“disseminated”). Pembentukkan biotiti sekunder ini dapat terbentuk akibat reaksi antara mineral mafik terutama hornblende dengan larutan hidrotermal yang kemudian menghasilkan biotit, feldspar maupun piroksin. Selain biotisasi tersebut mineral klorit muncul sebagai penciri zona ubahan potasik ini. Klorit merupakan mineral ubahan dari mineral mafik terutama piroksin, hornblende maupun biotit, hal ini dapat dilihat bentuk awal dari mineral piroksin terlihat jelas mineral piroksin tersebut telah mengalami ubahan menjadi klorit. Pembentukkan mineral klorit ini karena reaksi antara mineral piroksin dengan larutan hidrotermal yang kemudian membentuk klorit, feldspar, serta mineral logam berupa magnetit dan hematit.

Alterasi ini diakibat oleh penambahan unsur pottasium pada proses metasomatis dan disertai dengan banyak atau sediktnya unsur kalsium dan sodium didalam batuan yang kaya akan mineral aluminosilikat. Sedangkan klorit, aktinolit, dan garnet kadang dijumpai dalam jumlah yang sedikit. Mineralisasi yang umumnya dijumpai pada zona ubahan potasik ini berbentuk menyebar dimana mineral tersebut merupakan mineral – mineral sulfida yang terdiri atas pirit maupun kalkopirit dengan pertimbangan yang relatif sama. Bentuk endapan berupa hamburan dan veinlet yang dijumpai pada zona potasik ini disebabkan oleh pengaruh matasomatik atau rekristalisasi yang terjadi pada batuan induk ataupun adanya intervensi daripada larutan magma sisa (larutan

hidrotermal) melalui pori-pori batuan dan seterusnya berdifusi dan mengkristal pada rekahan batuan.Potasik Perubahan, khas dari deposito emas lapisan, hasil dalam produksi mengandung mika, mineral mengandung kalium seperti biotit dalam batuan kaya zat besi, mika muskovit atau serisit batuan felsik, dan orthoclase (disamping adularia) perubahan, seringkali cukup meresap dan memproduksi berbeda salmon-pink perubahan vena selvages.

2. Zona Skarn

Skarns adalah dalam arti mereka luas dibentuk oleh transportasi massa dan kimia dan reaksi antara satuan batuan yang berdekatan. Mereka tidak perlu batuan beku dalam asal; dua lapisan sedimen yang berdekatan seperti pembentukan terbalut besi dan batu gamping mungkin bereaksi terhadap logam pertukaran dan cairan selama metamorfosis, menciptakan sebuah forsiterite. Skarns asal beku diklasifikasikan sebagai exoskarns atau endoskarns. Exoskarns terjadi pada dan di luar granit yang dihasilkan mereka, dan perubahan batuan dinding. Endoskarns, termasuk greisens, bentuk dalam massa granit itu sendiri, biasanya terlambat dalam emplacement

mengganggu dan terdiri dari stockwork lintas sektor, sendi pendinginan dan di sekitar margin dan bagian paling atas granit itu sendiri. Mineral forsiterite umum termasuk piroksen, garnet,

idocrase, wollastonite, aktinolit, magnetit atau hematit, dan epidot. Karena skarns terbentuk dari kompatibel-unsur yang kaya, cairan air mengandung silika berbagai jenis mineral jarang

ditemukan di lingkungan forsiterite, seperti: turmalin, topaz, beryl, korundum, fluorit, apatit, barit, strontianite, tantalite, anglesite, dan lain. Seringkali, feldspathoids dan langka calc-silikat seperti scapolite ditemukan di daerah marjinal lebih.

Alterasi ini terbentukl akibat kontak antara batuan sumber dengan batuan karbonat, zona ini sangat dipengaruhi oleh komposisi batuan yang kaya akan kandungan mineral karbonat. Pada kondisi yang kurang akan air, zona ini dicirikan oleh pembentukan mineral garnet, klinopiroksin dan wollastonit serta mineral magnetit dalam jumlah yang cukup besar, sedangkan pada kondisi yang kaya akan air, zona ini dicirikan oleh mineral klorit.,tremolit – aktinolit dan kalsit dan larutan hidrotermal. Proses pembentukkan skarn akibat urutan kejadian Isokimia –

metasomatisme – retrogradasi. Dijelaskan sebagai berikut :

 Isokimia merupakan transfer panas antara larutan magama dengan batuan samping, prosesnya H2O dilepas dari intrusi dan CO2 dari batuan samping yang karbonat. Proses ini sangat dipengaruhi oleh temperatur,komposisi dan tekstur host rocknya (sifat

konduktif).

 Metasomatisme, pada tahap ini terjadi eksolusi larutan magma kebatuan samping yang karbonat sehingga terbentuk kristalisasi pada bukaan – bukaan yang dilewati larutan magma.

 Retrogradasi merupakan tahap dimana larutan magma sisa telah menyebar pada batuan samping dan mencapai zona kontak dengan water falk sehingga air tanah turun dan bercampur dengan larutan.

 Forsiterite dan jenis batuan skarnoid, biasanya berdekatan dengan intrusi granit dan pembentukan besi berdekatan dengan satuan batuan reaktif seperti batu gamping, napal dan

3. Zona Prophyritic

Zona ini merupakan zona terluar dan selalu ada. Klorit adalah mineral yang umum pada zona ini. Pirit, kalsit, dan epidot berasosiasi dengan mineral mafik (biotit dan homblenda) yang teralterasi sebagian atau seluruhnya menjadi klorit dan karbonat. Plagloklas adalah mineral yang tidak terpengaruh. Zona ini terdapat di sekeliling tubuh batuan yang panjangnya mencapai ratusan meter.

4. Zona Sericitic

Alterasi Sericitic mengubah batuan menjadi mineral sericite, merupakan mika putih yang sangat halus. Alterasi ini terbentuk oleh dekomposisi feldspars, sehingga menggantikan feldspar. Di lapangan, kehadirannya pada batuan dapat dideteksi oleh kelembutan batu, seperti yang mudah digores. Terasa berminyak ketika mineral ini banyak, dan warna putih, kekuningan, coklat keemasan atau kehijauan. Alterasi Sericitic menunjukkan kondisi low pH (acidic).

Perubahan terdiri dari kuarsa + sericite disebut “phyllic” alterasi. Alterasi ini terkait deposit phophyry tembaga yang mungkin berisi cukup halus, pyrite yang disebarkan secara langsung terkait dengan peristiwa perubahan.

5. Zona Argillic

Alterasi Argillic memperkenalkan beberapa variasi dari mineral lempung seperti kaolinite, smectite and illite. Alterasi Argillic umumnya pada low temperature dan sebagian mungkin terajadi pada kondisi atmospheric. Tanda-tanda awal alterasi argillic adalah bleaching out (pemutihan) feldspar.

Subkategory spesial dari alterasi argillic adalah “advanced argillic”. Kategori ini terdiri dari kaolinite + quartz + hematite + limonite. feldspars tercuci and teralterasi menjadi sericite. Keberadaan alterasi ini menunjukkan kondisi low pH (highly acidic). Pada highertemperatures, mineral pyrophyllite (white mica) terbentuk pada dalam kaolinite.

Zona ini terbentuk akibat rusaknya unsur potasium, kalsium dan magnesium menjadi mineral lempung. Zona ini dicirikan oleh mineral lempung, kuarsa dan karbonat. Unsur potassium, kalsium dan magnesium dalam batuan berubah menjadi montmorilonit, illit, hidromika dan klorite. Pada bagian atas dari zona ini terbentuk zona advance argilik pada kondisi fluida yang

lebih asam dibandingkan zona argilik. Zona ini tidak selalu hadir, dicirikan oleh mineral kuarsa, silica amor seperti andalusit, alunit, dan korundum. Kehadiran mineral sulfida tidak intensif dijumpai, kandungan pirite sekitar 2%.

6. Zona Advance Argillic

Sedangkan untuk sistem epitermasl sulfidasi tinggi (fluida kaya asam sulfat), ditambahkan istilah advanced argilic yang dicirikan oleh kehadiran himpunan mineral:

untuk temperatur tinggi, 250°-350°C), atau himpunan mineral:  pirofilit+

 diaspor±  andalusit±  kuarsa±  turmalin±

untuk temperatur rendah,< 180 °C):  enargit-luzonit  kaolinit+  alunit±  kalsedon±  kuarsa±  pirit

Gambar 2.4. Pembagian Zona Alterasi Terry Leach &Co 2.3.2. Mineral Penciri Zona altersi

Setiap mineral-mineral yang berada pada suatu zona alterasi, dan mineral tersebut tidak akan ada pada zona alterasi lainnya, dan itulah yang akan menjadi penciri daripada zona alterasi. Adapun mineral-mineral tersebut adalah:

1. Zona Potassic : Actinolit dan Biotit

3. Zona Prophyritic : Actinolit dan epidot. 4. Zona Sericitic : Sericit

5. Zona Argillic : Kuarsa dan Siderit

6. Zona AdvanceArgillic : Alunit, Opalin Silika dan Tridimit.

2.3.3. Jenis Alterasi Pada Beberapa Jenis Fluida

Adapun jenis alterasi pada beberapa jenis fluida diantaranya adalah sebagai berikut:  Alterasi Fluida Klorida

Alterasi yang umum ditemukan adalah Argillic – propylitic. Mineral yang seringditemukan antara lain: silika, albite – adularia, illite, chloride, epidote, zeolite, calcite, pyrite, pyrrhotite dan base metal sulphide.

 Alterasi sulfat

Alterasi yang biasa ditemukan adalah advance argillic, dengan kaolinite, halloysite, cristobalite dan alunite sebagai diagnostik mineral. Silica residu umum ditemukan sebagai hasil dari acid fluid activity (leach) dan ini beda dengan silika sinter yang dihasilkan sebagai proses

pengendapan bukan sebagai proses alterasi.  Alterasi Bikarbonat

Alterasi umumnya argillic (kaoline, montmorillonite) dan mordinite, minor calcite dan silisifikasi. Endapan mineral yang sering ditemukan adalah travertine.

2.3.4. Tipe – Tipe Alterasi 1.Tipe Alterasi Propylitic

Tipe alterasi ini mengubah batuan menjadi hijau, karena mineral baru terbentuk berwarna hijau. Mineral tersebut adalah chlorite, actinolite dan epidote. Mineral tersebut terbentuk dari

dekomposisi Fe – Mg seperti biotite, amphibole atau pyroxene, walaupun bisa tergantikan oleh feldspar. Alterasi jenis ini relative terjadi pada low temperatures (temperatur rendah).

Alterasi jenis ini mengubah batuan menjadi mineral sericite, merupakan mika putih yang sangat halus. Alterasi jenis ini terbentuk oleh dekomposisi feldspar, sehingga menggantikan feldspar. Di lapangan, kehadirannya pada batuan dapat dideteksi oleh kelembutan batu, seperti yang mudah digores. Terasa berminyak ketika mineral ini banyak, dan warna putih, kekuningan, coklat keemasan atau kehijauan. Alterasi jenis ini menunjukkan kondisi low Ph (acidic).

Perubahannya terdiri dari kuarsa + sericite disebut “phyllic” alterasi. Alterasi jenis ini terkait deposit phophyry tembaga yang mungkin berisi cukup halus, pyrite yang disebarkan secara langsung terkait dengan peristiwa perubahan.

2. Alterasi Tipe Potassic (Biotite, K – Feldspar, Adularia)

Alterasi jenis ini relatif terjadi pada high temperature (temperatur tinggi) yang merupakan hasil pengayaan potassium. Bentuk alterasi jenis ini terbentuk sebelum kristalisasi magma selesai, biasanya terbentuk kusutan dan agak terputus – putus oleh pola vein. Alterasi jenis ini bisa terjadi di lingkungan plutonic dalam, dimana orthoclase akan terbentuk, atau daerah dangkal,

lingkungan vulkanik dimana adularia terbentuk. 3. Tipe Alterasi Jenis Albitic (Albite)

Perubahan albitic membentuk albite atau sodic plagioclase. Hal ini mengidentifikasikan keberadaan pengayaan Na. Tipe Alterasi ini juga terjadi pada High Temperature (temperatur tinggi). Kadang – kadang white mica paragonite (Na – rich) bisa terbentuk juga.

4. Tipe Alterasi Jenis Silification (silifikasi kuarsa)

Merupakan proses penambahan silica (SiO2) sekunder. Silification salah satu tipe alterasi yang

paling umum terjadi dan dijumpai dalam bentuk yang berbeda – beda. Salah satu bentuk yang paling sering dijumpai adalah “silica flooding”, merupakan hasil pergantian batuan dengan microcrystallinequartz (chalcedony), porositas besar dari batuan akan memfasilitasi proses ini. Selain itu bentuk dari silification adalah pembentukan rekahan dekat spasi dalam jaringan atau stockworks yang berisi quartz. Silica flooding dan atau stockworks kadang – kadang hadir dalam wallrock sepanjang batas quartzvein (urat kuarsa). Silification dapat terjadi melalui berbagai temperatur.

5. Tipe Alterasi Jenis Silication (Silicate Minerals +/- Quartz)

Silication merupakan terminologi umum untuk penambahan silica dengan bentuk berbagai mineral silika. Hal ini berasosiasi dengan kuarsa. Seperti pembentukan biotite atau garnet dan juga tourmaline. Silication bisa terjadi pada daerah berbagai temperatur. Contoh klastik pergantian limestone (calcium carbonate) dengan mineral silicate berbentuk sebuah “skarn”, yang biasanya terjadi pada kontak intrusi batuan beku. Sebuah subset khusus dari silication dikenal “greisenization”. Bentuk dari tipe batuan ini disebut “greisens”, yang mana batuan ini terdiri dari parallel veins dari Quartz + Muscovite + mineral lain (seringnya tourmaline). Parallel veins merupakan bentuk pada zona atap dari sebuah plutonik. Dengan veining yang intensif

(banyak), beberapa wallrocks bisa tergantikan sepenuhnya oleh mineral baru yang sama dengan pada sebuah vein.

6. Tipe Alterasi Jenis Carbonatization (Carbonate Minerals)

Merupakan terminologi umum untuk penambahan beberapa mineral karbonat. Umumnya calcite, ankerite, dan dolomite. Carbonatization biasanya juga berasosiasi dengan penambahan mineral albite. Alterasi jenis ini bisa terbentuk pola zonal sekeliling ore deposit dengan kaya akan besi (Fe).

7. Tipe Alterasi Jenis Alunitic (Alunite)

Alterasi jenis ini terkait dengan lingkungan sumber mata air panas. Alunite merupakan sebuah mineral potassium aluminium sulfat yang cenderung membentuk ledges di beberapa daerah. Kehadiran alunite didukung kondisi yang akan gas SO4, hal ini terjadi karena oksidasi mineral

sulfide.

8. Tipe Alterasi Jenis Argillic (Clay Minerals)

Alterasi jenis ini memperkenalkan beberapa variasi dari mineral lempung seperti kaolinite, smectite, dan illite. Alterasi jenis ini pada umumnya terbentuk pada low temperature (temperatur rendah) dan sebagian mungkin terjadi pada kondisi atmospheric. Tanda – tanda awal alterasi argillic adalah bleaching out (pemutihan) feldspar. Subkategori special dari alterasi jenis ini adalah “Advanced argillic”. Kategori ini terdiri dari kaolonite + quartz + hematite + limonite. Feldspar tercuci dan teralterasi menjadi sericite. Keberadaan alterasi ini menunjukkan kondisi low ph (Highly acidic). Pada temperatur yang lebih tinggi, mineral pyrophilite (White mica) terbentuk menjadi kaolinite.

9. Tipe Alterasi Jenis Zeolitic (Zeolite Minerals)

Alterasi jenis ini sering berasosiasi dengan lingkungan vulkanik tetapi bisa terjadi pada jarak yang jauh dari lingkungan ini. Pada lingkungan vulkanik, mineral zeolite menggantikan matriks glass (kaca). Mineral zeolite merupakan mineral yang terbentuk pada temperatur yang rendah, jadi mineral ini terbentuk selama tahap redanya aktifitas vulkanik pada daerah dekat permukaan.

1. Tipe Alterasi jenis Serpentinization and Talc (Serpentine, Talc)

Tipe alterasi ini membentuk Serpentine, yang softness, waxy, kehijauan, dan massive. Tipe alterasi ini hanya ditemukan ketika batuan asal adalah batuan mafic atau ultramafic. Tipe batuan ini relatif memiliki kandungan besi dan magnesium yang banyak. Serpentine merupakan mineral yang terbentuk pada temperatur yang rendah. Talc hampir sama dengan mineral serpentine, tetapi penampakkannya sedikit berbeda (pale to white). Alterasi Talc mengindikasi sebuah konsentrasi magnesium yang tinggi selama proses kristalisasi terjadi.

Merupakan pembentukan semua mineral oksidasi. Yang paling umum dijumpai adalah hematite dan limonite (oksida besi), tetapi banyak jenis bisa terbentuk, tergantung kandungan metal di dalamnya. Sulfida merupakan mineral yang sering terlapukkan dengan mudah karena rentan dengan oksidasi dan digantikan oleh oksida besi. Oksida terbentuk dengan mudah pada permukaan atau dekat permukaan dimana oksigen pada atmosfer lebih mudah tersedia.

Temperatur oksidasi bervariasi. Ini bisa terjadi pada permukaan atau kondisi atmosferik atau bisa terjadi pada low to moderate temperature dari fluidanya.

2.3.5. Klasifikasi Endapan Mineral

Pembentukan jebakan mineral terjadi/dikontrol oleh proses diferensiasi magma yang juga menghasilkan komposisi batuan yang berbeda-beda.

Konsep pembentukan jebakan oleh Niggli :

1. Stadium Likwido Magmatis (T = > 600), terbentuk mineral tahap awal (sedikit unsur volatilnya, yaitu silikat) dan logam, endapannya : Jebakan magmatis atau endapan ortomagmatik.

2. Stadium Pegmatik-Pneumatolitik (T = 600 -400), larutan sisa magma dgn unsur volatil meningkat sehingga tekanan juga meningkat, membentuk endapan/jebakan

pegmatik/pneumatolitik.

3. Stadium Hidrotermal (T = 450 -350/50), larutan sisa magma semakin encer tekanan juga menurun, membentuk endapan/jebakan hidrotermal.

Adapun tipe endapan pada endapan mineral adalah:  Tipe Endapan Ortomagmatik

Terutama berasosiasi dengan batuan ultrabasa-basa, yaitu : 1. Kimberlite – eclogit :Diamond, garnet.

2. Peridotite – pyroxenite :cromite,platinum metals, chrysotile

asbestos, nikel – copper sulphies. 3. Norit gabbro – anorthosite : Titaniferous magnetite, ilmenite, native copper

Endapan dari sisa larutan magma Pegmatik – pneumatolitik yang kaya dari fase cair dengan sedikit gas H2O, CO2, H3BO3, HCl dan HF, pada T = 600 – 550 dengan tekanan yang mulai meningkat. Menerobos batuan sekitar dengan tekstur kasar, umum asosiasi dengan granit. Mineral gaunge : felspar, kuarsa, muskopit. Mineral logam adalah timah, wolfram, molibden, tungsten, bismuth, Yttrium, thorium, dan lain lain. Struktur endapan adalah butiran kasar yang intergrwoth, comb, banded atau crustified dengan replacement. Kadang-kadang hadir non logam berharga adalah permata.

 Tipe Endapan Pneumatolitik

Terbentuk dari larutan sisa yang kaya volatil (gas dan uap) dengan T = 550 -450. Endapan terbentuk dari proses sulimasi volatil maupun hasil reaksi antara volatil dengan batuan yang diterobosnya (metasomatis kontak Batemen, 1949) membentuk endapan logam dan non logam. Logam terbentuk dua tahap :

1. Tahap pertama pada T tinggi terbentuk logam Magnetit, hematit, spinel, wolframit, scheelit, kasiterit dan martit.

2. Tahap kedua pada T yang lebih rendah : Arsenopirit, pirit, pirotit, sfalerit, galena dan kalkopirit.

Mineral gaunge adalah wolastonit, augit, epidot, forsterit, skapolit, fluorit, topaz, turmalin, kalsit, dolomit, felspar, flogopit, kuarsa. Struktur endapan dikontrol oleh struktur dan sifat batuannya, seperti proses pengisian rekahan (cavity filling) dan umumnya diikuti proses kristalisasi, replacement dan alterasi.

 Tipe Endapan Hidrotermal

Terbentuk dari larutan sisa magma yang sangat encer (kaya akan H2O, T = 350 – 100. Berdasarkan temperatur dan kedalaman (Lindgren, 1933) dibedakan atas :

 Hipotermal / Porphyri deposit, T = 300 – 500 C, P 3 – 10 km.  Mesotermal deposit, T = 200 – 300 C, P 1 – 4 km.

 Epitermal deposit, T = 50 – 200 C, P 0.3 – 1.3 km.  Teletermal deposit, T < 50, P rendah (Shallow)

Gambar 2.3. Sistem Endapan Hidrotermal

Endapan hidrotermal banyak menghasilkan mineral-mineral logam (epitermal dan porfiri), terutama pada magma seri kalk-alkali dan alkali.

Pembagian endapan logam dibedakan atas :

1. Logam mulia → Au, Ag, kelompok Pt (PGM, platinum group metals).

2. Logam bukan besi → Cu, Pb, Zn, Sn, Al (empat yang pertama dikenal dengan istilah logam dasar, base-metals).

4. Logam jarang → Sb, As, Be, Cd, Mg, Hg, REE, Se, Ta, Te, Ti, Zr, dll. 5. Logam fisi (membelah) → U, Th (Ra).

Untuk membentuk logam yang ekonomis dibutuhkan minimal 3x sirkulasi hidrotermal atau berumur 1 juta tahun. Sebagai contoh tipe endapan porfiri Freeport 4 x intrusi, Batu Hijau 3x dan Bangka-Belitung 5x intrusi, Selogiri 2x.

 Tipe Endapan Ortomagmatik

Terutama berasosiasi dengan batuan ultrabasa-basa, yaitu : 1. Kimberlite – eclogit : Diamond, garnet.

2. Peridotite – pyroxenite : cromite, platinum metals, chrysotile, asbestos, nikel – copper sulphies.

3. Norit gabbro – anorthosite : Titaniferousmagnetite, ilmenite, native copper.

BAB III

PROSES DAN STRUKTUR ENDAPAN MINERAL 3.1. Struktur Internal Bumi dan Tektonik Lempeng

Dipusat bumi terdapat inti yang berkedalaman 2900-6371 km. Terbagi menjadi dua macam yaitu inti luar dan inti dalam. Inti luar berupa zat cair yang memiliki kedalaman 2900-5100 km dan inti dalam berupa zat padat yang berkedalaman 5100-6371 km. Inti luar dan inti dalam dipisahkan oleh Lehman Discontinuity.

Dari data geofisika material inti bumi memiliki berat jenis yang sama dengan berat jenis meteorit logam yang terdiri dari besi dan nikel. Atas dasar ini para ahli percaya bahwa inti bumi tersusun oleh senyawa besi dan nikel. Pembagian lapisan struktur internal bumi dapat berdasarkan sifat kimia (atau komposisinya) ataupun berdasarkan sifat fisiknya dapat dijelaskan seperti beikut: 1. Pembagian Lapisan bumi berdasar komposisi kimia

 Kerak Benua (Continental Crust), 0,374% masa bumi, pada kedalaman 0-75 Km. Mengandung 0,554% masa Mantel-kerak, merupakan bagian paling luar dari bumi yang tersusun oleh berbagai batuan. Merupakan lapisan dengan densitas rendah (2,7 g/cm3) yang didominasi mineral-mineral kuarsa (SiO2) dan feldspar, membentuk batuan berkomposisi granitik.

 Kerak Samodera (Oceanic Crust), 0,099% masa bumi, dengan kedalaman 0-10 km. Lapisan ini mengandung 0,147% masa mantel-kerak. Mayoritas kerak ini terbentuk karena aktifitas magmatisme-volkanisme pada zona pemekaran. Sistem Punggungan Tengah Samodera, sebagai jaringan gunungapi sepanjang 40.000 km, menghasilkan kerak samodera baru dengan kecepatan 17 Km3 /tahun, menutup lantai samodera membentuk batuan berkomposisi basaltik (densitas 3,0g/cm3).

 Mantel Atas (Upper Mantle), 10,3% masa bumi, kedalaman 10-400 km, mengandung 15,3% masa mantel-kerak. Berdasarkan observasi fragmen yang berasal dari erupsi ngunungapi atau jalur pegunungan yang tererosi, mineral utama pada mantel atas adalah Olivin (Mg,Fe)2SiO4 dan Piroksen (Mg,Fe)SiO3, membentuk batuan ultra mafik (Peridotit).

 Zona Transisi Mantel Bawah-Mantel Atas, 7,5% masa bumi, kedalaman 400-650 km. Zona transisi atau Mantel Tengah atau secara fisik dikenal sebagai Mesosfer mengandung 11,1% masa mantel-kerak, merupakan sumber magma basaltic. Juga mengandung kalsium (Ca), Aluminium (Al), dan garnet, merupakan kompleks silikat mengandung Aluminium. Lapisan ini relative mempunyai densitas tinggi jika dingan, disebabkan kandungan granetnya. Tetapi akan mudah mengapung atau ringan jika panas, karena mineral yang lebur akan membentuk basalt, menerobos naik melewati mantel atas membentuk magma.

Gambar 3.1 gambar susunan internal bumi

 Mantel Bawah (Lower Mantle), 49.2% masa bumi, kedalaman 650-2.890 km, 72,9% disusun oleh masa mantel-kerak dengan komposisi terdiri dari silicon (Si), magnesium (Mg), dan oksigen (O). Sebagian kemungkinan disusun oleh besi (Fe), kalsium (Ca), dan aluminium (Al). Para ahli membuat deduksi ini berdasarkan asumsi bahwa proporsi dan jenis unsus pada bumi relative sama dengan meteorit primitive.

 Inti Bumi, 32,5% masa bumi, kedalaman 2.890-6370 km. Lapisan ini didominasi oleh besi (Fe), juga mengandung sekitar 10% sulfur (S) dan atau oksigen (O). Sulfur dan Oksigen menyebabkan lapisan ini densitasnya sedikit lebih ringan dari leburan besi murni

3.1.1. Komposisi Kerak Bumi

Kerak bumi merupakan lapisan kulit bumi paling luar (permukaan bumi). Kerak bumi terdiri dari dua jenis, yaitu kerak benua dan kerak samudra. Lapisan kerak bumi tebalnya mencapai 70 km dan tersusun atas batuan-batuan basa dan masam. Namun, tebal lapisan ini berbeda antara di darat dan di dasar laut. Di darat tebal lapisan kerak bumi mencapai 20-70 km, sedangkan di dasar laut mencapai sekitar 10-12 km. Lapisan ini menjadi tempat tinggal bagi seluruh makhluk hidup. Suhu di bagian bawah kerak bumi mencapai 1.100°C.

Kerak bumi merupakan bagian terluar lapisan bumi dan memiliki ketebalan 5-80 km. kerak dengan mantel dibatasi oleh Mohorovivic Discontinuity. Kerak bumi dominan tersusun oleh feldsfar dan mineral silikat lainnya. Kerak samudra, tersusun oleh mineral yang kaya akan Si, Fe, Mg yang disebut sima. Ketebalan kerak samudra berkisar antara 5-15 km (Condie, 1982)dengan berat jenis rata-rata 3 gm/cc. Kerak samudra biasanya disebut lapisan basaltis karena batuan penyusunnya terutama berkomposisi basalt. Kerak benua, tersusun oleh mineral yang kaya akan Si dan Al, oleh karenanya di sebut sial. Ketebalan kerak benua berkisar antara 30-80 km

(Condie !982) rata-rata 35 km dengan berat jenis rata-rata sekitar 2,85 gm/cc. kerak benua biasanya disebut sebagai lapisan granitis karena batuan penyusunya terutama terdiri dari batuan yang berkomposisi granit.

Disamping perbedaan ketebalan dan berat jenis, umur kerak benua biasanya lebih tua dari kerak samudra. Batuan kerak benua yang diketahui sekitar 200 juta tahun atau Jura. Umur ini sangat muda bila dibandingkan dengan kerak benua yang tertua yaitu sekitar 3800 juta tahun. Tabel Skala waktu geologi dapat dilihat di Skala Waktu Geologi.

Seperti di sebutkan di atas,kerak bumi dibedakan menjadi kerak samudera yang berkomposisi basaltic dan kerak benua yang berkomposisi granitic. Disamping adanya perbedaan komposisi batuan, kedua tipe kerak tersebut juga mempunyai perbedan kadar unsur-unsur yang yang terdapat di dalamnya, walupun demikian terdapat beberapa unsure yang mempunyai proporsi relative sama pada kedua kerak tersebut.

Tabel 2.1. Daftar kadsar beberapa logam penting di kerak bumi

Logam Granit (kerak benua) Diabas (kerak samudera) Kadar Dlm Kerak(%) Mining Grade(%) Au/Emas 0.000 000 4 0.000 000 4 0.000 000 4 0.000 1 Ag/Perak 0.000 0055 0.000 008 0.000 007 0.008 Fe/Besi 1.37 7.76 5 25-55 Cu/Tembaga 0.0013 0.011 0.005 1 Pb/Timbal 0.0048 0.00078 0.0013 20-Apr Zn/Seng 0.0045 0.0086 0.007 10-Apr Ni/Nikel 0.0001 0.0076 0.0075 1.5-2,5 Cr/Krom 0.002 0.0114 0.01 30 Mn/Mangan 0.0195 0.128 0.09 35 Al/Aluminium 7.43 7.94 8.13 30 Sn/Timah 0.00035 0.00032 0.000 2 0.5-2 Hg/ Raksa 0.000 01 0.000 02 0.000 008 0,2-8 Mo/Molibdenum 0.000 65 0.000 057 0.000 15 0,01-0,6 W/wolfram 0.000 04 0.000 05 0.000 15 0,3-6 WO3 Pt/Platina 0.000 00019 0.000 00012 0.000 001 0,0003-0,0015 Si/Silikon 33.96 24.6 27.7 O/Oksigen 48.5 44.9 46.6

3.1.2. Tektonik Lempeng dan Mineralisasi

Tektonik lempeng adalah suatu teori yang menerangkan proses dinamika bumi tentang

pembentukan jalur pegunungan, jalur gunung api, jalur gempa bumi dan cekungan endapan di muka bumi yang diakibatkan oleh pergerakan lempeng. Pada dasarnya teori tektonik lempeng adalah bahwa bumi yang padat ini terdiri dari banyak lempengan yang pecah-pecah, yang merupakan pembalut keras bumi, yang terus bergerak mendorong, menjauh, berpapasan, menggilas, mendidih tiada hentinya. Lempeng ini sedikitnya ada delapan lempeng yang besar, delapan lempeng yang berukuran kecil, yang semuanya terus bergerak berarak-arak tiada henti hingga kini. Teori semakin banyak diyakini setelah data dari berbagai dunia analisis, yang meyakinkan bahwa telah terjadi pergerakan lempeng sejagad. Misalnya, pada saat batuan kuno di kepulauan Inggris diukur kemagnetanya, tercatat penyimpangan sejauh 300 drajat dari kutub magnet sekarang. Pertanyaan timbul, apakah kutub magnet bumi telah berpindah sejauh ini, ataukah kepulauan Inggris yang telah bergeser dari waktu ke waktu hingga pada posisinya sekarang.

Menurut teori kerak bumi (litosfer) dapat diterangkan ibarat suatu rakit yang sangat kuat dan relative dingin yang mengapung di atas mantel astenosfer yang liat dan sangat panas, atau bisa juga disamakan dengan pulau es yang mengapung di atas air laut. Ada dua jenis kerak bumi yaitu kerak samudera yang tersusun oleh batuan yang bersifat basa dan sangat basa, yang dijumpai pada samudera yang sangat dalam, dan kerak benua yang tersusun dari batuan asam dan lebih tebal dari kerak samudera. Kerak bumi yang menutupi seluruh permukaan bumi, namun akibat adanya aliran panas yang mengalir di dalam astenosfer menyebabkan kerak bumi ini pecah menjadi bebrapa bagian yang lebih kecil yang disebut lempeng kerak bumi. Dengan demikian

lempeng dapat terdiri dari kerak benua, kerak samudera atau keduanya. Arus konveksi tersebut merupakan kekuatan utama yang menyebabkan terjadinya pergerakan lempeng.

Pergerakan lempeng kerak bumi ada tiga macam, yaitu pergerakan yang saling mendekat, saling menjauh, dan saling berpapasan. Pergerakan lempeng saling mendekati akan menyebabkan tumbukan dimana salah satu dari lempeng akan menujam ke bawah. Daerah penujaman membentuk suatu palung yang dalam, yang biasa merupakan jalur gempa bumi yang kuat. Dibelakang alur penujaman akan terbentuk rangkaian kegiatan magmatic dan gunung api serta berbagai cekungan pengendapan. Salah satu contohnya terjadi di Indonesia, pertemuan antara kedua lempeng Indo-Australia dan lempeng Eurasia menghasilkan jalur penujaman di selatan pulau Jawa dan jalur gunung api Sumatera, Jawa dan Nusa tenggara, dan berbagai cekungan seperti Sumatera Utara, Sumatera Tengah, Sumatera Selatan dan cekungan Jawa Utara.

Pergerakan lempeng saling menjauh akan menyebabkan penipisan dan peregangan kerak bumi dan akibatnya terjadi pengeluaran material baru dari mantel membentuk jalur magmatic atau gunung api. Contoh pembentukan gunung api di pematang tengah samudera di laut Pasifik dan benua Afrika. Pergerakan saling berpapasan dicirikan ileh adanya sesar mendatar yang besar seperti misalnya sesar besar San Andreas di Amerika.

Continental rifting dan Mid Oceanic Spreading dibentuk pada retakan lempeng, ketika magma bergerak naik dari mantel menuju permukaan lantai samudra membentuk sekuen batuan ofiolit penampang tengah samudera, sebagai lempeng baru. Lempeng baru yang terbentuk bergerak menjauhi sumbu pemekaran, makin lama semakin dingin dan semakin tebal, hingga densitasnya semakin besar dan kemudian tenggelam membentuk penunjaman (Subduction Zone), sehingga lempeng akan panas, hancur, menyebabkan terbentuknya leburan sebagian pada mantel

membentuk magma, dengan densitas rendah bergerak kembali ke permukaan menbentuk rangkaian gunungapi.

Pergerakan lempeng seringkali juga menimbulkan pergeseran membentuk sesar mendatar besar (Transform faults), juga diikuti oleh pembentukan magma.

Litosfer bumi dibagi menjadi delapan lempeng besar serta sekitar 24 lempeng kecil, yang bergerak di atas lapisasn Astenosfer dengan kecepatan sekitar 5-10 cm/tahun. Kedelapan lempeng besar tersebut terdiri dari:

• Lempeng Afrika (African Plate) • Lempeng Antartik (Antarctic Plate)

• Lempeng Hindia-Australia (Indian-Australian Plate) • Lempeng Pasifik (Pasific Plate)

• Lempeng Amerika Utara (North American Plate) • Lempeng Amerika Selatan (South American Plate) • Lempeng Nazca (Nazca Plate)

Batas-batas lempeng tektonik tersebut di atas, membentuk lingkungan tektonik yang beragam, secara umum dikenal sebagai

1) Mid-oceanic ridge dan back arc rifting dan transform faults, yang membentuk batas lempeng konstruktif

2) Subduction zone, yang merupakan batas lempeng destruktif, menghasilkan island arcs dan active continental margins

3) Oceanic intra-plate, menghasilkan oceanic island (hot spots)

4) Continental intra-plate, yang menghasilkan continental flood basalt dan continental rift zone Tektonik Lempeng berperan besar dalam mengontrol terjadinya magmatisme, hidrotermal, dan volkanisme pada lapisan kerak bumi. Sebagian besar proses pembentukan mineralisasi sangat

terkait dengan proses magmatisme dan hidrotermal atau pembentukan batuan. Oleh karena itu sangat penting memahami lempeng tektonik, sebagai dasar untuk memahami adanya

mineralisasi. Pada kenyataannya tektonik lempeng sangat baik dalam menjelaskan karakteristik batuan beku dan asosiasi endapan mineral. Lebih dari 90% aktivitas batuan beku yang sekarang ada terletak di dekat batas lempeng tektonik. Sehingga batas lempeng merupakan tempat yang paling penting bagi penyebaran endapan mineral.

Keberadaan endapan bijih di dunia sebagian besar tersebar pada wilayah batas lempeng, terutama pada jalur magmatisme-vulkanisme yang disebabkan subduksi lempeng. Sebagai contoh adalah batas wilayah lempeng pasifik, yang membentuk busur kepulauan di bagian barat mulai dari Selandia Baru-Papua Nuegini-Indonesia-Pilipina-Jepang dan busur magmatic

kontinen di bagian timur mulai dari Chili-Amerika Serikat hingga Kanada, yang dikenal sebagai Ring Of Fire, merupakan jalur mineralisasi yang sangat potensial.

Keberadaan endapan mineral yang signifikan di Indonesia, sebagian besar

berasosianya atau berada pada jalur busur magmatic, seperti endapan porfiri Cu-Au kompleks Grasberg-Ertzberg yang berada pada busur irian Jaya Tengah, Endapan Cu-Au Batuhijau Sumbawa dan Endapan Au-Ag Epitermal Pongkor yang berada pada busur Sunda-banda, Endapan Au Epitermal Kelian pada busur Kalimantan Tengah, Endapan Au Sedimen Hosted Messel di busur Sulawesi Mindanau, Endapan Au epitermal Gosowong yang berada pada busur Halmmahera, dan lain sebagainya. Jenis logam yang terkonsentrasi, pada wilayah tertentu, sangat dikontrol oleh lingkungan tektoniknya. Sn, W,Mo, F, Nb umumnya dikontrol oleh oleh keberadaan kerak kontinen, baik pada intra-continental hotspot, intra-continental rift zone, maupun pada continental magmatic arcs. Cr, Ni,Pt, Cu dikontrol oleh kehadiran kerak samudera, diantaranya pada pemekaran tengah samudera. Au, Ag,Cu paling sering hadir pada lingkungan tektonik busur kepulauan.

3.2. Bentuk Endapan Bijih

Kebanyakan endapan mineral terbentuk pada temperature yang sedang sampai temperature tinnggi berasosiasi dengan batuan beku, dan asalnya sangat berhubungan dengan proses magmatik. Beberapa mineral bijih dapat terakumulasi langsung dari proses difernsiasi magma: horizon dari kromit ditemukan dalam lapisan intrusi mafic. Seperti di Bushfield, daerah di Afrika Selatan, sebagai contohnya. Lebihnya adalah endapan logam yang dalam transportasinya

dilakukan oleh air danterlarut dalam cairan dan suatu saat akam terakumulasi menjadi suatu lapisan endapan yang kita temukan. Salah satu sumber air yang mengandung material residu dari proses kristalisai magma. Sumber dari logam yang mungkin dari hujan meteorit atau air laut yang bersirkulasi pada kedalaman yang tinggi atau didekat tubuh intrusi. Atau air yang terperangkap dalam suatu formasi sediment. Atau sebagai volatile yang perpecah dari prose metamorfisme. Apapun sumber mereka larutan yang memiliki temperatur hangat ini disebut fluida hidrotermal, dan mineral bijih yang mungkinterendapka adalah mineral bijih hidrotermal. Terkait dengan waktu pembentukan bijih dihubungkan dengan host rock nya, dikenal istilah singenetik dan epigenetic. Singenetik diartikan bahwa bijih terbentuk relative bersamaan dengan pembentukan batuan, sering merupakan bagian rangkaian stratigrafi batuan, seperti endapan bijih besi pada batuan sediment. Epigenetik, kebalikan dengan singenetik, merupakan bijih yang terbentuk setelah host rock-nya terbentuk. Contoh endapan epigenetic adalah endapan yang berbentuk urat (vein). Seperti dalam terminology batuan beku, juga dikenal istilah tubuh bijih diskordan dan konkordan. Tubuh bijih diskordan, jika memotong perlapisan batuan, sedangkan tubuh bijih konkordan jika relaqtif sejajar dengan lapisan batuan.

3.2.1. Tubuh Bijih Diskordan

Tubuh bijih tabulat mempunyai ukuran pada dua sisi yang memanjang, tetapi sisi ketiga relative pendek. Bentuk tubuh bijih tabular, umumnya membentuk vein (urat) atau fissure -veins. Vein pada umumnya mempunyai kedudukan miring, seperti pada sesar, pada bagian bawah dikenal sebagai footwall, sedangkan bagian atasnya dikenal sebagai hanging wall (Gambar 3.1). Gambar 3.2. Badan bijih yang berbentuk tabular berupa vein yang mengalami sesar normal. Gambar tersebut memberikan gambaran tentang struktur pinch and swell yang membentuk urat. Ketiga pada rekahan tersebut membentuk sesar normal, maka akan terbentuk ruang terbuka (dilatant zones), yang memungkinkan fluida pembawa bijih masuk ke rongga tersebut dan membentuk urat. Vein pada umumnya terbentuk pada system rekahan yang memperlihatkan keteraturan pada arah maupun kemiringan.

3.2.1.1. Tubuh Bijih Beraturan

Tubuh bijih ini, relative pendek pada dua dimensi , tetapi panjang pada sisi ketiganya. Pada posisi vertical atau sub vertical tubuh ini dikenal sebagai pipa (pipes) atau chimneys, sedangkan pada posisi horizontal sering digunakan istilah “mantos”. Terbentuknya tubuh bijih yang tubular, umumnya disebabkan oleh pelarutan batuan induknya (host rocks), serta bijih yang berupa breksiasi. Beberapa tubuh bijih seringkali tidak menerus, sehingga membentuk tubuh bijih yang disebut pod (podshaped orebodies).

Gambar 3.3. Memperlihatkan kenampakan breksi hidrotermal.

Gambar 3.4. Foto kiri memperlihatkan masif kalkopirit ± pirit-magnetit 3.2.1.2. Bentuk Tidak Beraturan

a. Endapan Sebaran (Disseminated Deposits)

Pada endapan sebaran (diseminasi), bijih tersebar pada tubuh batuan, seperti pada pembentukan mineral asesori pada batuan beku. Pada kenyataannya bijih ini sering sebagai mieral asesori pada batuan beku.

Endapan bijih diseminasi juga banyak terbentuk pada sebagian besar perpotongan jaringan urat-urat halus (veinlets), yang dikenal sebagai stockwork, juga di sepanjang urat-urat halus atau pada pori batuan. Stock work sebagian besar terbentuk pada tubuh intrusi berkomposisi intermediet sampai asam, tetapi juga dapat menerus hingga pada batuan sampingnya.

b. Endapan Replacement (penggantian)

Beberapa endapan bijih terbentuk oleh proses replacement (penggantian) pada mineral atau batuan yang telah ada, berlangsung pada temperature rendah hingga sedang. Replacement yang berlangsung pada temperature tinggi, umum terbentuk terutama pada contak dengan intrusi yang berukuran besar hingga menengah. Endapan ini sering dikenal atau popular sebagai endapan skarn. Tubuh bijih dicirikan oleh pembentukan mineral-mineral calc-silicate seperti diopsit, wolastonit, andradidgrosularit garnet, maupun tremolit-aktinolit.

Gambar 3.5 Kiri, kenampakan magnetite veinlets pada endapan skarn Big Gossan. 3.2.2. Tubuh Bijih Korkordan

Konkordan adalah tubuh batuan beku intrusif yang sejajar dengan perlapisan batuan di

stratigrafi dengan host rock-nya, tetapi juga dapat terbentuk secara epigenetic, setelah batuan ada. Endapan konkordan umumnya terbentuk pada batas batuan yang berbeda ,juga dapat terbentu dalam satu tubuh batuan; dapat batupasir, batugamping, batuan lempungan, atau pada endapan vulkanik, kadang juga pada batuan plutonik atau metamorf.

Pada tubuh bijih konkordan, sebagian besar tubuh bijih relative parallel dengan bidang perlapisan, beberapa bagian sering miring atau bahkan tegak lurus dengan bidang perlapisan. Pada batuan vulkanik, endapan dapat terbentuk mengisi vesikuler pada tubuh lava basat yang umumnya membentuk outobreccia dan pada endapan volcanogenic massive sulphide.

Endapan massive sulphide merupakan endapan yang penting dan lebih signifikan. Pada tubuh intrusi plutonik, juga sering membentuk lapisan-lapisan mineral ekonomik seperti magnetit-ilmenit atau kromit. Pembentukan ini disebabkan oleh gravitational settling atau liquid immicibility.

Gambar 3.6. Memperlihatkan tubuh bijih konkordan pada batuan sedimen 3.3. Proses Pembentukan Bijih

Tekstur bijih dapat bercerita banyak tentang genesa atau sejarah pembentukan bijih. Interpretasi genesa mineral dari tekstur sangat sulit dan haruslah hati-hati. Ada tiga tekstur yang dikenal, yaitu tekstur open space filling (infilling), tekstur replacement, serta exolution.

3.3.1. Tekstur Infilling (pengisian)

Proses pengisian umumnya terbentuk pada batuan yang getas, pada daerah dimana tekanan pada umumnya relatif rendah, sehingga rekahan atau kekar cenderung bertahan. Tekstur pengisian dapat mencerminkan bentuk asli dari pori serta daerah tempat pergerakan fluida, serta dapat memberikan informasi struktur geologi yang mengontrolnya. Mineral-mineral yang terbentuk dapat memberikan informasi tentang komposisi fluida hidrotermal, maupun temperatur pembentukannya.

Pengisian dapat terbentuk dari presipitasi leburan silikat (magma) juga dapat terbentuk dari presipitasi fluida hidrotermal. Kriteria tekstur pengisian dapat dikenali dari kenampakan: • Adanya vug atau cavities, sebagi rongga sisa karena pengisian yang tidak selesai

• Kristal-kristal yang terbentuk pada pori terbuka pada umumnya cenderung euhedral seperti kuarsa, fluorit, feldspar, galena,sfalerit, pirit, arsenopirit, dan karbonat. Walupun demikian, mineral pirit, arsenopirit, dan karbonat juda dapat terbentuk euhedral, walaupun pada tekstur penggantian.

Gambar 3.7. kenampakan Tekstur Infilling dilapan

• Adanya struktur zoning pada mineral, sebagai indikasi adanya proses pengisian, seperti mineral andradit-grosularit. Struktur zoning pada mineral sulit dikenali dengan pengamatan megaskopis. • Tekstur berlapis. Fuida akan sering akan membentuk kristal-kristal halus, mulai dari dinding rongga, secara berulang-ulang, yang dikenal sebagai crustiform atau colloform. Lapisan crustiform yang menyelimuti fragmen dikenal sebagai tekstur cockade. Apabila terjadi pengintian kristal yang besar maka akan terbentuk comb structure. Pada umumnya perlapisan yang dibentuk oleh pengisian akan membentuk perlapisan yang simetri.

Gambar 3.8. Gambar yang menunjukkan beberapa kenampakan tekstur pengisian. a) Vuggy atau rongga sisa pengisian, b). Kristal euhedral, c). Kristal zoning, d). Gradasi ukuran Kristal, e). Tekstur crustiform, f). Tekstur cockade, g). Tekstur triangular, h). Comb structure, i). Pelapisan

simetris.

• Kenampakan tekstur berlapis juga dapat terbentuk karena proses penggantian (oolitik, konkresi, pisolitik pada karbonat) atau proses evaporasi (banded ironstone), tetapi sebagain besar tekstur berlapis terbentuk karena proses pengisian.

• Tekstur triangular terbentuk apabila fluida mengenap pada pori diantara fragmen batuan yang terbreksikan. Kalau pengisian tidak penuh, akan mudah untuk mengenalinya. Pada banyak kasus, fluida hidrotermal juga mengubah fragmen batuan secarara menyeluruh. Problemnya apabila mineral hasil pengisian antar fragmen sama dengan mineral hasil ubahan pada fragmen (contoh paling banyak adalah silika pengisian dibarengi silika penggantian). Walau demikian, pada tekstur pengisian umumnya memperlihatkan kenampakan berlapis (tekstur cockade). 3.3.2. Tekstur Replacement (penggantian)

Proses ubahan dibentuk oleh penggantian sebagian atau seluruhnya tubuh mineral menjadi mineral baru. Karena pergerakan larutan selalu melewati pori, rekahan atau rongga, maka tekstur penggantian selalu perpasangan dengan tekstur pengisian Oleh karena itu mineralogi pada tekstur penggantian relative sama dengan mineralogi pada tekstur pengisian, akan tetapi mineralogy pengisian cenderung berukuran lebih besar.

Berikut beberapa contoh kenampakan tekstur ubahan:

 Pseudomorf, walaupun secara komposisi sudah tergantikan menjadi mineral baru, seringkali bentuk mineral asal masih belum terubah

 Rim mineral pada bagian tepi mineral yang digantikan  Melebarnya urat dengan batas yang tidak tegas

 Tidak adanya pergeseran urat yang saling berpotongan  Mineral pada kedua dinding rekahan tidak sama

 Adanya mineral yang tumbuh secara tidak teratur pada batas mineral lain.

Gambar 3.9 Gambar yang menunjukkan beberapa kenampakan tekstur penggantian (Guilbert dan Park, 1986). Pseudomorf, bementit mengganti sebagian Kristal karbonat, Bornit mengganti pada bagian tepid an rekahan kalkopirit, Digenit yang mengganti kovelit dan kalkopirit,

memperlihatkan lebar yang berbeda

Gambar 3.10. Gambar yang menunjukkan beberapa kenampakan tekstur penggantian (Guilbert dan Park, 1986). Berturut-turut dari arah kiri:

a) Urat kalkopirit yang saling memotong, tidak memperlihatkan pergesaran b) Komposisi mineral yang tidak simetris pada dinding rekahan

c) Kenampakan tumbuh bersama yang tidak teratur pada bagian tepi mineral 3.2.3. Tekstur Exolution (Eksolusi)

Mineral-mineral yang terbentuk sebagai homogenous solid-solution, pada saat temperatur mengalami penurunan, komponen terlarut akan memisahkan diri dari komponen pelarut, membentuk tekstur exolution. Kenampakan komponen (mineral) terlaut akan membentuk inklusi-inklusi halus pada mineral pelarutnya. Inklusi-inklusi ini kadang teratur dan sejajar, kadang brlembar, kadang tidak teratur.

Gambar 3.11. Kanan: Memperlihatkan kenampakan foto mikroskopis tekstur penggantian mineral kovelit pada bagian tepi mineral kalkopirit. Kiri: memperlihatkan kenampakan foto mikroskopis tekstur exolution mineral kalkopirit pada tubuh sfalerit (perbesaran 40x. Lok. Ciemas).

Gambar 3.12. Beberapa kenampakan khas tekstur exolution pada mineral sulfide dan okksida (Evans, 1993).

a) Pemilahan mineral hematite dalam ilmenit b) Exolution lembaran ilmenit dalam magnetit c) Exolution butiran kalkopirit dalam sfalerit d) Rim exolution pendlandit dari pirhotit

Adanya tekstur exolution menunjukkan adanya temperature pembentukannya yang relatit tinggi, sekitar 300-600°C.

Tabel 3.2. Beberapa contoh tekstur exolution mineral kalkopirit-stannit-sfalerit temperatur pembentukannya (Evans, 1993)

3.3.4. Paragenesa Mineral

Definisi dan batasan paragenesa mineral, antara ahli yang satu dengan lainnya seringkali

berbeda. Guilbert dan Park (1986) mengartikan paragenesa sebagai himpunan mineral bijih, yang terbentuk pada kesetimbangan tertentu, yang melibatkan komponen tertentu. Sedangkan

beberapa penulis lain mengartikan paragenesa sebagai urutan waktu relatif pengendapan mineral; berapa kali suatu pengendapan mineral telah terbentuk (Park dan MacDiarmid, 1970; Taylor dkk., 1996).

Kronologi pengendapan mineral tersebut, oleh Guilbert dan Park (1986), disebut sebagai sikuen paragenesa. Penulis mengartikan Paragenesa mineral sebagai kronologi pembentukan mineral, yang dibagi menjadi beberapa stadia pembentukan. Batasan stadia sendiri juga sering

menghasilkan banyak tafsiran. Secara umum dapat diartikan sebagai kumpulan mineral yang terbentuk atau diendapkan selama aliran fluida berjalan menerus (Taylor, 1998). Jika suatu aliran fluida berhenti dan kemudian terjadi aliran lain, maka dapat diartikan terdapat dua stadia. Secara ilmiah tidak mungkin mengetahui atau membuktikan secara pasti adanya ketidak-menerusan aliran fluida hidrotermal yang melewati suatu tempat. Dalam prakteknya pembagian stadia dihitung dari berapa kali suatu batuan mengalami tektonik. Dengan anggapan setiap rekahan hasil tektonik yang mengandung mineralisasi merupakan satu sikuen waktu relatif.

Untuk dapat menyusun paragenesa mineral (bijih) pada suatu tempat, perlu

dilakukan observasi overprinting pada sejumlah contoh batuan. Pengertian overprinting dapat diartikan sebagai observasi tekstur pada sampel bijih untuk mengetahui bahwa satu mineral terbentuk lebih awal atau lebih akhir dibanding mineral lain. Observasi overprinting merupakan bagian dari proses untuk menyusun paragenesa mineral yang merupakan dasar untuk mengetahui apa yang terjadi pada suatu sistem hidrotermal.

3.3.5. Kriteria Overprinting

Secara teori kriteria overprinting cukup sederhana, akan tetapi relatif cukup rumit dalam prakteknya. Pemahaman tekstur penggantian dan pengisian lebih dulu harus dipahami. Secara umum ada beberapa kriteria, kriteria pertama adalah criteria yang paling mudah dipahami dan meyakinkan.

3.2.5.1. Kriteria Pertama (Confidence Building) a) Mineral Superimposition

Fluida hidrotermal yang melewati rekahan yang terbuka, akan mengendapkan mineral, dimana satu mineral menutup yang lain, membentuk sikuen pengisian (sequentian infill). Tekstur pengisian memberikan informasi yang sangat berharga terkait dengan sikuen pengendapan mineral. Dalam satu stadia pengendapan, secara ideal mineral yang terbentuk paling awal akan