tugas eksplorasi lanjut
TRANSCRIPT
TUGAS TEKNIK EKSPLORASI LANJUT
Oleh :
NAMA : JUAN JULIO WICAKSONO
NIM : 0906102641
JURUSAN TEKNIK PERTAMBANGAN
FAKULTAS SAINS DAN TEKNIK
UNIVERSITAS NUSA CENDANA
KUPANG
2012
1. Apa yang anda ketahui tentang VMS?
a. Asosiasi batuan
b. Tahapan mineralisasi
Jawaban :
Volcanogenic Massive Sulfida (VMS) adalah jenis deposit logam sulfida
terutama Cu-Zn-Pb yang berasal dari gunung api, yaitu dari larutan hydrothermal
dan peristiwa lingkungan di bawah laut. VMS merupakan akumulasi mineral
sulfida yang mengendap dari cairan hydrothermal pada atau dibawah dasar laut.
VMS ini terjadi pada lingkungan yang didominasi oleh gunung berapi, terbentuk
di dasar laut, disekitar gunung berapi bawah laut disepanjang Mid Oceanic Ridge
dan dalam back arc basin.
Endapan VMS merupakan sumber utama Zn, Cu, Pb, Ag, dan Au, dan sumber
yang signifikan untuk Co, Sn, Se, Mn, Cd, In, Bi, Te, Ga, dan Ge.
Endapan VMS disebut juga dengan Endapan VHMS atau volcanic hosted
massif sulphide yang dikenal juga dengan nama endapan volcanic-associated,
volcanic-hosted, dan volcano-sedimentary-hosted massive sulphide adalah
endapan sulfida logam dasar yang terdapat di sekuen vulkanik submarin. Endapan
bijih ini memiliki kadar sulfida sangat tinggi sampai mencapai 95% sulfida dari
setiap endapan bijihnya. Endapan VHMS biasanya terjadi sebagai lensa
polymetallic masif sulfida yang terbentuk pada atau dekat dasar laut di lingkungan
vulkanik bawah laut. Endapan ini terbentuk dari cairan logam diperkaya terkait
dengan konveksi hidrotermal dasar laut. Host endapan ini dapat berupa batuan
vulkanik atau batuan sedimen.
Endapan VHMS berhubungan erat dengan kegiatan vulkanik bawah laut.
Larutan hidrotermal yang berperan sangat dipengaruhi oleh fluida magmatis serta
aliran air laut yang masuk ke dalam sistem hidrotermal. Fluida meteorik berasal
dari air laut yang mempunyai karakter kimiawi tertentu dengan komposisi tinggi
kadar klorida dan sulfat. Karena merupakan percampuran antara fluida magmatis
dan air laut mengakibatkan fluida mineralisasi mempunyai salinitas tinggi
(umumnya 5-20 wt% NaCl) dengan tingginya kadar sulfida & sulfat.
Gambar 1. Proses terjadinya VMS deposit
Morfologi VMS
Deposito VMS memiliki berbagai macam morfologi, dengan gundukan
berbentuk mangkuk dan deposito berbentuk paling khas. Formasi berbentuk
mangkuk terbentuk karena saluran hidrotermal menjadi sedimentary exhalative
deposits dalam banyak kasus, jenis deposito dapat bingung dengan deposito
exhalative sedimen . deposito berbentuk Gundukan terbentuk dengan cara yang
sama dengan yang modern deposito sulfida masif - melalui produksi gundukan
hidrotermal yang dibentuk oleh saluran asap black smoker. Deposito yang telah
terbentuk dalam lingkungan yang didominasi oleh batuan sedimen atau batuan
vulkanik sangat permeabel dapat menunjukkan morfologi tabular yang meniru
geometri dari batuan sekitarnya.
Deposito VMS memiliki bentuk ideal dari daerah kerucut yang sangat diubah
batuan sedimen vulkanik atau volcanogenic dalam zona pengumpan, yang disebut
sulfida stringer atau zona stockwork, ditindih oleh gundukan exhalites besar, dan
diapit oleh sulfida exhalative stratiform dikenal sebagai apron.
The stockwork zona biasanya terdiri dari vena sulfida-host (kebanyakan kalkopirit,
pirit, dan pirhotit ) dengan kuarsa , klorit dan kurang karbonat dan barit.
Zona gundukan besar terdiri dari laminasi untuk terbreksikan pirit, sfalerit,
galena ), hematit , dan barit. Gundukan bisa sampai beberapa puluh meter tebal
dan beberapa ratus meter dengan diameter.
Zona apron umumnya lebih teroksidasi , dengan stratiform, sedimen sulfidik
dilaminasi, mirip dengan SEDEX bijih, dan umumnya mangan , barium dan
hematit diperkaya, dengan cherts , Jaspers dan sedimen kimia umum.
Zonasi Logam
Kebanyakan VMS deposito menunjukkan zonasi logam, disebabkan oleh
lingkungan fisik dan kimia perubahan cairan hidrotermal beredar dalam dinding
batu. Idealnya, hal ini membentuk inti besar pirit dan kalkopirit sekitar
tenggorokan dari sistem urat, dengan lingkaran-kalkopirit sfalerit -pirit penilaian
menjadi distal sfalerit- galena dan galena- mangan dan akhirnya rijang -mangan-
hematit fasies. Kebanyakan VMS deposito menunjukkan zonasi vertikal emas ,
dengan bagian atas dingin umumnya lebih diperkaya dengan emas dan perak.
The mineralogi sulfida VMS besar terdiri dari lebih dari 90% besi sulfida,
terutama dalam bentuk pirit , dengan kalkopirit , sfalerit dan galena juga menjadi
konstituen utama. Magnetite hadir dalam jumlah kecil; dengan meningkatnya
magnetit konten, kelas bijih menjadi deposito oksida besar. Mineral Penggangu
terutama kuarsa dan pirit atau pirhotit . Karena kepadatan tinggi dari deposito
beberapa telah ditandai anomali gravitasi ( Neves-Corvo , Portugal ) yang
digunakan dalam eksplorasi.
a. Asosiasi batuan
Volcanogenic Massive Sulfida (VMS) berasosiasi dengan batuan sedimen dan
batuan beku.
b. Tahapan-tahapan mineralisasi endapan VHMS sebagai berikut :1. Air laut meresap melalui rekahan yang terbentuk di lantai samudera
2. Fluida tersebut dipanaskan oleh batuan bagian dalam yang melebur pada
kerak samudera sampai pada temperatur setinggi 400°C
3. Fluida yang panas perlahan naik ke permukaan
4. Lalu memancar ke permukaan dan terbentuklah black smoker
Proses urat hidrotermal ini menghasilkan 2 tipe proses geologi, yaitu black
smoker dan white smoker :
Tabel 1. Perbedaan dan persamaan black smoker dan white smoker
Black smoker White smoker
mempunyai suhu lebih dari 3600 C memiliki suhu antara 260-3000 C.
endapan mineral: pirit (FeS2),
kalkopirit (CuFeS2), anhidrit (CaSO4)
endapan mineral: pirit (FeS2),
sphalerit (ZnS)
mineral yang dihasilkan yaitu mineral
sulfida
kaya akan zinc
Pada black smokers, cairan hydrothermal yang naik berwarna hitam
disebabkan oleh partikel sufida besi dan presipitasi mineral lain merupakan
cerobongnya dari larutan yang mendingin oleh air laut yang dingin. Struktur seperti
cerobong terdiri dari pyrite, chalcopyrite, dan mineral bijih lainnya diendapkan oleh
larutan hydrothermal.
Gambar 2. Pembentukan black smoker dan white smoker
TIPE – TIPE ENDAPAN VHMS
Terdapat tipe-tipe endapan VHMS di dunia ini berdasarkan pada litologi
footwall dan sistem geotektonik :
1. Cyprus type: berhubungan dengan tholeiitic batuan basalt dalam sekuen
ofiolit(back arc spreading ridge). Contoh: Troodos Massif (Siprus).
2. Besshi-type: berasosiasi dengan lempeng vulkanik dan turbidit kontinental.
Contoh: Sanbagwa (Jepang).
3. Kuroko-type: berasosiasi dengan batuan vulkanik felsik terutama kubah
rhyolite (back arc rifting). Contoh: Kuroko deposits (Jepang).
4. Primitive-type : berasosiasi dengan differensiasi magma. Contoh: Canadian
Archean rocks.
Gambar 3. Tipe-tipe Endapan VMS
2. Gambar dan jelaskan zona alterasi pada endapan tembaga porfiri (lokasi alterasi
dan ciri-cirinya)?
Jawaban :
Endapan Porfiri adalah endapan mineral yang terjadi akibat suatu intrusi
yang bersifat intermedier-asam, yang kemudian terjadi kontak dengan batuan
samping yang mengakibatkan terjadinya mineralisasi. Porfiri bersifat epigenetik.
Produk utama dari Porfiri adalah Cu-Au atau Cu-Mo. Porfiri terbentuk dari
beberapa aktifitas intrusi, terdiri dari kumpulan dike dan breksi intrusi.
Mineralisasi terjadi akibat alterasi batuan samping, disseminated dan stockwork
mineralization. Alterasi yang terjadi pada host rock intensif dan ektensif akibat
dari fluida hidrotermal yang terbentuk. Pada dasarnya endapan porfiri mempunyai
tonnase yang besar dan grade yang kecil.
Endapan tembaga porfiri memiliki produk tembaga, tembaga dan
molybdenum, atau tembaga dan emas.
Semula, istilah tembaga porfiri telah digunakan untuk cebakan mineral dengan
mineralisasi tembaga yang tercerai berai secara luas pada batuan asam porfiritik.
Karakteristik geologi tentang endapan tembaga porfiri adalah sebagai berikut :
secara spasial dan genetik berhubungan dengan intrusi batuan beku; intrusinya
umumnya felsik tetapi komposisinya tersebar luas; intrusinya horizontal dan selalu
porfiritik; berulang-ulang peristiwa intrusif, sekumpulan dike, breksi intrusif dan
dike koral adalah karakteristiknya.
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 berkurangnya kedalaman.
Intrusicalc-alkali atau alkali menghasilkan batuan berkomposisi tertentu dari
monzonit kuarsa hingga granodiorit atau diorit hingga syenit. Batuan samping
yang melarut ke dalamm a g m a a k a n t u r u t mempengaruhi komposisi magma
dan struktur kemas magma. Umumnya deposit tembaga porfiri berukuran jauh
lebih besar dari deposit hidrotermal lainnya. Bentuk deposit ini memperlihatkan
bahwa struktur berskalabesar ikut mengontrol mineralisasi dan kedalaman
pembentukannya.Gustafon dan Hunt, 1975, dalam Parkdan Guilbert, 1986, yang
menyelidikiproses pembentukan deposit tembaga porfiri di El Salvador Chili
menyimpulkan tigahal, yaitu :
Stok porfiri terbentuk di dalam atau di atas zona cupola dalam bentukkompleks
dike (dike swarm).
Transfer tembaga, logam lain dan sulfur ke dalam stok porfiri dan batuansamping
terjadi karena adanya pemisahan fluida magma dan metasomatiksecara
menyeluruh.
Transfer panas dari magma ke batuan samping menyebabkan terjadinya sirkulasi
airtanah.
Hampir semua deposit tembaga porfiri memiliki kondisi yang sama
dengankondisi di atas. Perbedaan proses tergantung pada kedalaman pembentukan,kehadiran
airtanah, volume dan tingkatan magma, konsentrasi logam, sulfur, danvolatil
lainnya.
Lowell (1974) menyarankan bahwa cadangan yang dimiliki paling tidak harus
20 juta ton yang minimal mengandung 0.1% tembaga yang bisa disebut tembaga
porfiri. Endapan tembaga porfiri terbesar didunia memiliki cadangan 1.5 hingga 3
milyar ton dengan kandungan 0.8 hingga 2% tembaga (Tabel 2).
Saat ini, kira-kira setengah cadangan tembaga dunia, 60% cadangan tembaga
di Kanada, dan 90% cadangan di Kolombia mengandung endapan porfiri.
Tabel 2. Tabel cadangan dan kadar tembaga di beberapa negara
Tipe Alterasi (Type of Alteration)
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 :
a. Propilitik
Dicirikan oleh kehadiran klorit disertai dengan beberapa mineral epidot,
illit/serisit, kalsit, albit, dan anhidrit. Terbentuk pada temperatur 200°-300°C
pada pH mendekati netral, dengan salinitas beragam, umumnya pada daerah
yang mempunyai permeabilitas rendah. Menurut Creasey (1966, dalam Sutarto,
2004), terdapat empat kecenderungan himpunan mineral yang hadir pada tipe
propilitik, yaitu :
Klorit-kalsit-kaolinit. Klorit-kalsit-talk.
Klorit-epidot-kalsit.
Klorit-epidot.
b. Argilik
Pada tipe argilik terdapat dua kemungkinan himpunan mineral, yaitu muskovot-
kaolinit-monmorilonit dan muskovit-klorit-monmorilonit. Himpunan mineral
pada tipe argilik terbentuk pada temperatur 100°-300°C (Pirajno, 1992, dalam
Sutarto, 2004), fluida asam-netral, dan salinitas rendah.
c. Potasik
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. Pembentukkan biotit
sekunder ini dapat terbentuk akibat reaksi antara mineral mafik terutama
hornblende dengan larutan hidrotermal yang kemudian menghasilkan biotit,
feldspar maupun pyroksen. Dicirikan oleh melimpahnya himpunan muskovit-
biotit-alkali felspar-magnetit. Anhidrit sering hadir sebagai asesori, serta
sejumlah kecil albit, dan titanit (sphene) atau rutil kadang terbentuk. Alterasi
potasik terbentuk pada daerah yang dekat batuan beku intrusif yang terkait,
fluida yang panas (>300°C), salinitas tinggi, dan dengan karakter magamatik
yang kuat. 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, aktinolite, 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 pyrite
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. Berikut ini ciri – ciri salah satu contoh mineral ubahan
pada zona potasik yaitu Actinolite.
d. Filik
Zona alterasi ini biasanya terletak pada bagian luar dari zona potasik. Batas
zona alterasi ini berbentuk circular yang mengelilingi zona potasik yang
berkembang pada intrusi. Zona ini dicirikan oleh kumpulan mineral serisit dan
kuarsa sebagai mineral utama dengan mineral pyrite yang melimpah serta
sejumlah anhidrit. Mineral serisit terbentuk pada proses hidrogen metasomatis
yang merupakan dasar dari alterasi serisit yang menyebabkan mineral feldspar
yang stabil menjadi rusak dan teralterasi menjadi serisit dengan penambahan
unsur H+, menjadi mineral phylosilikat atau kuarsa. Zona ini tersusun oleh
himpunan mineral kuarsa-serisit-pirit, yang umumnya tidak mengandung
mineral-mineral lempung atau alkali feldspar. Kadang mengandung sedikit
anhidrit, klorit, kalsit, dan rutil. Terbentuk pada temperatur sedang-tinggi
(230°-400°C), fluida asam-netral, salinitas beragam, pada zona permeabel, dan
pada batas dengan urat.
Dominasi endapan dalam bentuk veinlet dibandingkan dengan endapan yang
berbentuk hamburan kemungkinan disebabkan oleh berkurangnya pengaruh
metasomatik yang lebih mengarah ke proses hidrotermal. Hal ini disebabkan
karena zona ini semakin menjauh dari pusat intrusi serta berkurangnya
kedalaman sehingga interaksi membesar dan juga diakibatkan oleh banyaknya
rekahan pada batuan sehingga larutan dengan mudah mengisinya dan
mengkristal pada rekahan tersebut, mineralisasi yang intensif dijumpai pada
vein kuarsa adalah logam sulfida berupa pirit, kalkopirit dan galena. Berikut ini
ciri – ciri salah satu contoh mineral ubahan pada zona potasik yaitu Serisit.
e. Propilitik dalam ( inner propilitik )
Menurut Hedenquist dan Linndqvist (1985, , dalam Sutarto, 2004), zona alterasi
pada sistem epitermal sulfidasi rendah (fluida kaya klorida, pH mendekati
netral) ummnya menunjukkan zona alterasi seperti pada sistem porfir, tetapi
menambahkan istilah inner propylitic untuk zona pada bagian yang
bertemperatur tinggi (>300°C), yang dicirikan oleh kehadiran epidot, aktinolit,
klorit, dan ilit.
f. Argilik lanjut ( advanced argilic )
Sedangkan untuk sistem epitermasl sulfidasi tinggi (fluida kaya asam sulfat),
ditambahkan istilah advanced argilic yang dicirikan oleh kehadiran himpunan
mineral pirofilit+diaspor±andalusit±kuarsa±turmalin±enargit-luzonit (untuk
temperatur tinggi, 250°-350°C), atau himpunan mineral
kaolinit+alunit±kalsedon±kuarsa±pirit (untuk temperatur rendah,< 180 °C).
g. Skarn
Alterasi ini terbentuk 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. Garnet-piroksen-karbonat adalah kumpulan yang
paling umum dijumpai pada batuan induk karbonat yang orisinil (Taylor, 1996,
dalam Sutarto, 2004). Amfibol umumnya hadir pada skarn sebagai mineral
tahap akhir yang menutupi mineral-mineral tahap awal. Aktinolit (CaFe) dan
tremolit (CaMg) adalah mineral amfibol yang paling umum hadir pada skarn.
Jenis piroksen yang sering hadir adalah diopsid (CaMg) dan hedenbergit
(CaFe).
Alterasi skarn terbentuk pada fluida yang mempunyai salinitas tinggi dengan
temperatur tinggi (sekitar 300°-700°C). Proses pembentukkan skarn akibat
urutan kejadian Isokimia – metasomatisme – retrogradasi.
3. Karakteristik endapan epithermal serta perbedaan low sulphidation dan high
sulphidation. Tulis perbedaan antara high sulfidation dan low sulfidation
Jawaban :
Endapan epitermal didefinisikan sebagai salah satu endapan dari sistem
hidrotermal yang terbentuk pada kedalaman dangkal yang umumnya pada busur
vulkanik yang dekat dengan permukaan (Simmons et al, 2005 dalam Sibarani, 2008).
Penggolongan tersebut berdasarkan temperatur (T), tekanan (P) dan kondisi geologi
yang dicirikan oleh kandungan mineralnya. Secara lebih detailnya endapan epitermal
terbentuk pada kedalaman dangkal hingga 1000 meter dibawah permukaan dengan
temperatur relatif rendah (50-200)0C dengan tekanan tidak lebih dari 100 atm dari
cairan meteorik dominan yang agak asin (Pirajno, 1992).
Tekstur penggantian (replacement) pada mineral tidak menjadi ciri khas karena
jarang terjadi. Tekstur yang banyak dijumpai adalah berlapis (banded) atau berupa
fissure vein. Sedangkan struktur khasnya adalah berupa struktur pembungkusan
(cockade structure). Asosiasi pada endapan ini berupa mineral emas (Au) dan perak
(Ag) dengan mineral penyertanya berupa mineral kalsit, mineral zeolit dan mineral
kwarsa. Dua tipe utama dari endapan ini adalah low sulphidation dan high
sulphidation yang dibedakan terutama berdasarkan pada sifat kimia fluidanya dan
berdasarkan pada alterasi dan mineraloginya.
Endapan epithermal umumnya ditemukan sebagai sebuah pipe-seperti zona
dimana batuan mengalami breksiasi dan teralterasi atau terubah tingkat tinggi. Veins
juga ditemukan, khususnya sepanjang zona patahan., namun mineralisasi vein
mempunyai tipe tidak menerus (discontinuous).
Pada daerah volcanic, sistem epithermal sangat umum ditemui dan seringkali
mencapai permukaan, terutama ketika fluida hydrothermal muncul (erupt) sebagai
geyser dan fumaroles. Banyak endapan mineral epithermal tua menampilkan fossil
‘roots’ dari sistem fumaroles kuno. Karena mineral-mineral tersebut berada dekat
permukaan, proses erosi sering mencabutnya secara cepat, hal inilah mengapa
endapan mineral epithermal tua relatif tidak umum secara global. Kebanyakan dari
endapan mineral epithemal berumur Mesozoic atau lebih muda.
Mineralisasi epitermal memiliki sejumlah fitur umum seperti hadirnya
kalsedonik quartz, kalsit, dan breksi hidrotermal. Selain itu, asosiasi elemen juga
merupakan salah satu ciri dari endapan epitermal, yaitu dengan elemen bijih seperti
Au, Ag, As, Sb, Hg, Tl, Te, Pb, Zn, dan Cu. Tekstur bijih yang dihasilkan oleh
endapan epitermal termasuk tipe pengisian ruang terbuka (karakteristik dari
lingkungan yang bertekanan rendah), krustifikasi, colloform banding dan struktur
sisir. Endapan yang terbentuk dekat permukaan sekitar 1,5 km dibawah permukaan
ini juga memiliki tipe berupa tipe vein, stockwork dan diseminasi.
Dua tipe utama dari endapan ini adalah low sulphidation dan high sulphidation
yang dibedakan terutama berdasarkan pada sifat kimia fluidanya dan berdasarkan
pada alterasi dan mineraloginya (Hedenquist et al., 1996:2000 dalam Chandra,2009).
Dibawah ini digambarkan ciri-ciri umum endapan epitermal (Lingren, 1933
dalam Sibarani,2008):
Suhu relatif rendah (50-250°C) dengan salinitas bervariasi antara 0-5 wt.%
Terbentuk pada kedalaman dangkal (~1 km)
Pembentukan endapan epitermal terjadi pada batuan sedimen atau batuan
beku, terutama yang berasosiasi dengan batuan intrusiv dekat permukaan atau
ekstrusif, biasanya disertai oleh sesar turun dan kekar.
Zona bijih berupa urat-urat yang simpel, beberapa tidak beraturan dengan
pembentukan kantong-kantong bijih, seringkali terdapat pada pipa dan
stockwork. Jarang terbentuk sepanjang permukaan lapisan, dan sedikit
kenampakan replacement (penggantian).
Logam mulia terdiri dari Pb, Zn, Au, Ag, Hg, Sb, Cu, Se, Bi, U
Mineral bijih berupa Native Au, Ag, elektrum, Cu, Bi, Pirit, markasit, sfalerit,
galena, kalkopirit, Cinnabar, jamesonite, stibnite, realgar, orpiment, ruby
silvers, argentite, selenides, tellurides.
Mineral penyerta adalah kuarsa, chert, kalsedon, ametis, serisit, klorit rendah-
Fe, epidot, karbonat, fluorit, barite, adularia, alunit, dickite, rhodochrosite,
zeolit
Ubahan batuan samping terdiri dari chertification (silisifikasi), kaolinisasi,
piritisasi, dolomitisasi, kloritisasi
Tekstur dan struktur yang terbentuk adalah Crustification (banding) yang
sangat umum, sering sebagai fine banding, vugs, urat terbreksikan.
Karakteristik umum dari endapan epitermal (Simmons et al, 2005 dalam
Sibarani, 2008) adalah:
Jenis air berupa air meteorik dengan sedikit air magmatik
Endapan epitermal mengandung mineral bijih epigenetic yang pada umumnya
memiliki batuan induk berupa batuan vulkanik.
Tubuh bijih memiliki bentuk yang bervariasi yang disebabkan oleh kontrol
dan litologi dimana biasanya merefleksikan kondisi paleo-permeability pada
kedalaman yang dangkal dari sistem hidrotermal.
Sebagian besar tubuh bijih terdapat berupa sistem urat dengan dip yang terjal
yang terbentuk sepanjang zona regangan. Beberapa diantaranya terdapat
bidang sesar utama, tetapi biasanya pada sesar-sesar minor.
Pada suatu jaringan sesar dan kekar akan terbentuk bijih pada urat.
Mineral gangue yang utama adalah kuarsa sehingga menyebabkan bijih keras
dan realtif tahan terhadap pelapukan.
Kandungan sulfida pada urat relatif sedikit (<1 s/d 20%).
Secara umum proses terbentuknya cebakan epitermal selalu terdapat dalam
tataanpertemuan tepi lempeng sehingga muncul kegiatan gunung api bersifat alkali,
andesit, dan felsik ( Berger and Henly,1989 ; Berger and Bonham, 1990 ; Silitue,
1989). Kegiatan gunungapi bersifat felsik berhubungan dengan anomali aliran panas
yang dihasilkan oleh intrusilitosfer di lingkungan busur belakang.Seperti yang dijumpai
dalam batuan Gunung Api Taupo (New Zealand) (Henley andHoffman, 1987) dan lingkungan
pemekaran seperti di Great BasinUtara, Nevada (Noble dkk.,1988).
Mineralisasiepitermal selalu berasosiasi dengan perkembangan kaldera atau pusat
gunung api (Steven and Lip-man, 1976; Bronto dan Hartono, 2003; Brontodan
Hartono,2006). Oleh karena itu, tipe cebakanepitermal merupakan fungsi bentuk
gunung api,sepertikaldera, gunung api strato, dome atau tipe maar-diatreme (Berger and Henley,
1989). Cebakan emas epitermal bonanza berhubungan erat denganstruktur utama regional (Henley,
1991). Di Hishikari (Jepang), kontrol struktur regional sistem pemben-tukan bijih berhubungan erat
dengan struktur akibat pengaktifan kembali rekahanshears di bagian bawah kerak, sehingga
membentuk struktur bunga (flower structure).
Klasifikasi Endapan Epithermal
Pada lingkungan epitermal terdapat 2 (dua) kondisi sistem hidrotermal yang
dapat dibedakan berdasarkan reaksi yang terjadi dan keterdapatan mineral-mineral
alterasi dan mineral bijihnya yaitu epitermal low sulfidasi dan high sulfidasi
(Hedenquist et al .,1996; 2000 dalam Sibarani, 2008). Pengklasifikasian endapan
epitermal masih merupakan perdebatan hingga saat ini, akan tetapi sebagian besar
mengacu kepada aspek mineralogi dan gangue mineral, dimana aspek tersebut
merefleksikan aspek kimia fluida maupun aspek perbandingan karakteristik
mineralogi, alterasi (ubahan) dan bentuk endapan pada lingkungan epitermal. Aspek
kimia dari fluida yang termineralisasi adalah salah satu faktor yang terpenting dalam
penentuan kapan mineralisasi tersebut terjadi dalam sistem hidrotermal.
A. Karakteristik endapan epitermal sulfida rendah / tipe adularia-serisit
( epithermal low sulfidation )
a. Tinjauan Umum
Endapan epitermal sulfidasi rendah dicirikan oleh larutan hidrotermal yang
bersifat netral dan mengisi celah-celah batuan. Tipe ini berasosiasi dengan alterasi
kuarsa-adularia, karbonat, serisit pada lingkungan sulfur rendah dan biasanya
perbandingan perak dan emas relatif tinggi. Mineral bijih dicirikan oleh terbentuknya
elektrum, perak sulfida, garam sulfat, dan logam dasar sulfida. Batuan induk pada
deposit logam mulia sulfidasi rendah adalah andesit alkali, dasit, riodasit atau riolit.
Secara genesa sistem epitermal sulfidasi rendah berasosiasi dengan vulkanisme
riolitik. Tipe ini dikontrol oleh struktur-struktur pergeseran (dilatational jog).
b. Genesa dan Karakteristik
Endapan ini terbentuk jauh dari tubuh intrusi dan terbentuk melalui larutan sisa
magma yang berpindah jauh dari sumbernya kemudian bercampur dengan air
meteorik di dekat permukaan dan membentuk jebakan tipe sulfidasi rendah,
dipengaruhi oleh sistem boiling sebagai mekanisme pengendapan mineral-mineral
bijih. Proses boiling disertai pelepasan unsur gas merupakan proses utama untuk
pengendapan emas sebagai respon atas turunnya tekanan. Perulangan proses boiling
akan tercermin dari tekstur “crusstiform banding” dari silika dalam urat kuarsa.
Pembentukan jebakan urat kuarsa berkadar tinggi mensyaratkan pelepasan tekanan
secara tiba-tiba dari cairan hidrotermal untuk memungkinkan proses boiling. Sistem
ini terbentuk pada tektonik lempeng subduksi, kolisi dan pemekaran (Hedenquist
dkk., 1996 dalam Pirajno, 1992).
Kontrol utama terhadap pH cairan adalah konsentrasi CO2 dalam larutan dan
salinitas. Proses boiling dan terlepasnya CO2 ke fase uap mengakibatkan kenaikan
pH, sehingga terjadi perubahan stabilitas mineral contohnya dari illit ke adularia.
Terlepasnya CO2 menyebabkan terbentuknya kalsit, sehingga umumnya dijumpai
adularia dan bladed calcite sebagai mineral pengotor (gangue minerals) pada urat
bijih sistem sulfidasi rendah
Endapan epitermal sulfidasi rendah akan berasosiasi dengan alterasi kuarsa–
adularia, karbonat dan serisit pada lingkungan sulfur rendah. Larutan bijih dari sistem
sulfidasi rendah variasinya bersifat alkali hingga netral (pH 7) dengan kadar garam
rendah (0-6 wt)% NaCl, mengandung CO2 dan CH4 yang bervariasi. Mineral-
mineral sulfur biasanya dalam bentuk H2S dan sulfida kompleks dengan temperatur
sedang (150°-300° C) dan didominasi oleh air permukaan
Batuan samping (wallrock) pada endapan epitermal sulfidasi rendah adalah andesit
alkali, riodasit, dasit, riolit ataupun batuan – batuan alkali. Riolit sering hadir pada
sistem sulfidasi rendah dengan variasi jenis silika rendah sampai tinggi. Bentuk
endapan didominasi oleh urat-urat kuarsa yang mengisi ruang terbuka (open space),
tersebar (disseminated), dan umumnya terdiri dari urat-urat breksi (Hedenquist dkk.,
1996). Struktur yang berkembang pada sistem sulfidasi rendah berupa urat, cavity
filling, urat breksi, tekstur colloform, dan sedikit vuggy (Corbett dan Leach, 1996),
lihat Tabel Karakteristik endapan epitermal sulfidasi rendah (Corbett dan Leach,
1996
Tabel 3. Karakteristik endapan epitermal sulfidasi rendah(Corbett dan Leach, 1996).
Tipe endapan Sinter breccia, stockworkPosisi tektonik Subduction, collision, dan rift
Tekstur Colloform atau crusstiformAsosiasi mineral Stibnit, sinnabar, adularia, metal
sulfidaMineral bijih Pirit, elektrum, emas, sfalerit,
arsenopiritContoh endapan Pongkor, Hishikari dan Golden Cross
c. Interaksi Fluida
Epithermal Low Sulphidation terbentuk dalam suatu sistem geotermal yang
didominasi oleh air klorit dengan pH netral dan terdapat kontribusi dominan dari
sirkulasi air meteorik yang dalam dan mengandung CO2, NaCl, and H2S
Model Konseptual Endapan Emas Epitermal Sulfidasi Rendah
Gambar 4. Model endapan emas epitermal sulfidasi rendah
(Hedenquist dkk., 1996 dalam Nagel, 2008).
Gambar diatas merupakan model konseptual dari endapan emas sulfidasi
rendah. Dari gambar tersebut dapat dilihat bahwa endapan ephitermal sulfidasi rendah
berasosiasi dengan lingkungan volkanik, tempat pembentukan yang relatif dekat
permukaan serta larutan yang berperan dalam proses pembentukannya berasal dari
campuran air magmatik dengan air meteorit
B. Karakteristik Endapan Epitermal Sulfida Tinggi (Epithermal High
Sulfidation) atau Acid Sulfate
Tinjauan Umum
Endapan epitermal high sulfidation dicirikan dengan host rock berupa batuan
vulkanik bersifat asam hingga intermediet dengan kontrol struktur berupa sesar
secara regional atau intrusi subvulkanik, kedalaman formasi batuan sekitar 500-
2000 meter dan temperatur 1000C-3200C. Endapan Epitermal High Sulfidation
terbentuk oleh sistem dari fluida hidrotermal yang berasal dari intrusi magmatik
yang cukup dalam, fluida ini bergerak secara vertikal dan horizontal menembus
rekahan-rekahan pada batuan dengan suhu yang relatif tinggi (200-3000C), fluida
ini didominasi oleh fluida magmatik dengan kandungan acidic yang tinggi yaitu
berupa HCl, SO2, H2S (Pirajno, 1992).
Gambar 5. Keberadaan sistem sulfidasi tinggi
Gambar 6. Penampang Ideal Endapan Epitermal Menurut Buchanan (1981)
4. Jelaskan endapan gold disseminated!
Jawaban:
Endapan gold dessiminated atau sedimentary hosted disseminated gold
(SHDG) merupakan jenis endapan yang hampir sebagian merupakan endapan
emas hasil produksi di daerah US. Karakteristik endapan ini yaitu:
a. Butirannya endapan disseminated gold berbentuk baik
b. Berasal dari arsenian pyrite
Untuk mengetahui endapan SHDG ini diperlukan eksplorasi dengan bantuan
anomali elemen-elemen seperti Sb, Hg, Tl dan Ba. Batuan induk endapan ini yaitu
silty carbonates tetapi konsentrasi bijih biasanya bersifat silika dan batuan beku
silisified yang merupakan bagian dari batuan beku. Alterasi endapan SHDG ini
terdiri dari decarbonatization, silisification (jasperoid formation), dan
argillization, yang keseluruhannya hanya bersifat spasial. Endapn ini dapat
dijumpai pada struktur (fault) dan stratigraphic control (komposisi dan
permeabilitas).
Bijih ini terkait dengan endapan sulfida (pyrite), dimana alterasi dan
kumpulan mineral mengindikasikan bahwa alterasinya netral dan emasnya
merupakan bisulfida kompleks. Mekanismenya yaitu presipitasi, kalsit, dan kaolin-
serisit. Inilah yang meyakinkan bahwa bijih silika terdiri dari Au murni dan bijih
sulfida yang mengandung Au dalam pirit.
5. Jenis-jenis endapan kromit
Jawaban :
Tipe cebakan kromit
Berdasarkan nisbah Cr:Fe, Kromit dibagi atas:
1. Cr-rich chromite
2. Al-rich chromite
3. Fe-rich chromite
Berdasarkan tipe cebakan, Kromit dibagi atas:
1. Cebakan Primer : terdiri dari cebakan stratiform dan cebakan podiform
2. Cebakan Sekunder : terdiri dari bijih laterit dan plaser
Cebakan Stratiform
Cebakan Stratiform kromit terbentuk akibat proses kristalisasi pada ruang
magma, dimana bentuk cebakannya berupa lapisan kromit tipis dan memiliki sifat
homogen. Kromi t ada l ah s a l ah s a tu m ine ra l pe r t ama yang
t e rbenam, berkerut dan mengkristal sebelum mengendap dalam ruang-
ruang magma.Keadaan ini yang menyebabkan terjadinya lapisan-lapisan
kromit yang tipisdan homogen , s e r t a memper l i ha tkan ba t a s yang
j e l a s an t a r a l ap i s an b i j i h kromit dengan lapisan batuan induk. Pada celah-
celah antara lapisan dijumpai mineral-mineral silikat dalam jumlah yang cukup besar
dan secara nyata akan mempengaruhi kadar dan ukuran butir kromit. Lapisan
stratiform ini berupa lapisan lateral yang menerus dan kaya akan kromit. Ketebalan
lapisan hanya beberapa mm hingga beberapa meter serta keterdapatannya saling
bergantian dengan lapisan silika. Lapisan silika ini berada di dalam batuan mafik dan
ultramafik seperti dunit, peridotit, piroksenit, dan berbagai jenis batuan mafik dan
ultramafik lain yang tidak melebihi gabro. Pada umumnya terdapat pada lapisan
intrusi basaltik seperti yang terdapat di Bushveld Compleks, Afrika Selatan.
Penyebaran luas dengan ketebalan antara 0,02 – 4,0 m. Contoh cebakan
kromit tipe stratiform adalah : Bushveld Complex (Afsel), Great dike (Zimbabwe),
dan Stillwater Complex (USA).
Gambar 7. Kenampakan lapisan stratiform kromit.
Gambar 8. model-model lapisan stratiform di beberapa negara
Kromit ditemukan dalam peridotit di mantel bumi dan juga pada lapisan
ultrabasa batuan intrusi. Selain pada batuan beku, kromit juga ditemukan pada batuan
metamorf seperti beberapa jenis batuan serpentinites, hal ini berkaitan dengan
mineral-mineral olivin, magnetit, dan korundum.
Pada tubuh endapan kompleks Bushveld di Afrika Selatan, bentuk tubuhnya
berupa lapisan mafik untuk tubuh beku ultramafik dengan beberapa lapisan yang
terdiri dari 90% kromit sehingga terbentuk suatu jenis batuan langka yaitu chromitite.
Tubuh endapan kompleks Stillwater di Montana juga mengandung kromit signifikan.
Gambar 9. Still water complex dan Muskox Intrusion
Tabel 4. Beberapa lapisan intrusi utama kromit.
Cebakan Podiform
Cebakan podiform kromit merupakan cebakan berbentuk lensa-lensa dengan
ukuran yang bervariasi. Kebanyakan tipe cebakan podiform termasuk Al-rich
chromite. Tubuh massive dari kromit ini didominasi oleh dunit (kaya olivin) dan
berasosiasi dengan peridotit. Tipe cebakan ini banyak ditemukan di sepanjang zona
patahan dan lingkar pegunungan.
Cebakan podiform terdapat di Troodos Complex (Cyprus), Semile (Oman),
Turki, Saudi Arabia, dan Kaledonia baru. Di Indonesia, cebakan ini dijumpai di
Indonesia bagian Timur (Sulawesi, Halmahera, Gebe, dan Gag).
Gambar 10. Litologi cebakan podiform
Endapan besar kromit terjadi sebagai polong, lensa, atau lapisan dalam
ophiolit batuan ultrabasa. Secara tektonik, keberadaannya di bawah kerak dan mantel
atas batuan ultrabasa. Endapan tipe podiform ini juga terbentuk sebagai proses
magmatik primer. Umur mineralisasi dari kromit adalah pada Mesozoikum muda.
Berasosiasi dengan peridotit, harsburgit, dan dunit. Adapun gangue mineral dari
endapan ini diantaranya Olivin, Serpentin, Orthopiroksin, dan Magnetit.
Model genetik dari cebakan podiform ini berupa fraksi kristalisasi awal
dimana kromit berasal dari cairan basal, baik tepat pada transisi bawah kerak-mantel
di saku magma atau mungkin dalam sisa mantel harsburgit. Selain itu, bisa juga tepat
di atas transisi kerak-mantel yang menyatukan lapisan dalam dunit di dasar ruang
magma
Cadangan bijih podiform sangat bervariasi tetapi sangat kecil dibandingkan
dengan cebakan stratiform, yaitu dari beberapa ton hingga satuan juta ton. Lebih dari
setengah cadangan bijih podiform dunia dikelompokkan sebagai kromit kaya
aluminium. Di Indonesia, endapan kromit termasuk tie podiform, yang pada
umumnya tersebar di Indonesia bagian Timur. Bentuk endapan, berupa perlapisan
dan lensa-lensa di dalam batuan piroksen-peridotit.
Potensi Kromit di Indonesia
Kalimantan Selatan (G. Bobaris, G. Meratus, P. Laut dan P. Sebuku)
Sulawesi ( Barru, Malili, Pomalaa, Kabaena, Morowali).
Maluku Utara (P. Gebe, P. Halmahera)
Papua ( Peg. Siklop dan Peg. Maropeni).
NTT, Kabupaten Belu, Atapupu.