TUGAS KELOMPOK 1

TEKNIK EKSPLORASI LANJUT

“Endapan Segresi Magmatik dari Kromit”

OLEH :

CHRIS U. L. KUBANG ( 0 9 0 6 1 0 2 6 2 1 )

DANNA P. SANDY ( 0 9 0 6 1 0 2 6 2 4 )

INKA B. RATU LADO ( 0 9 0 6 1 0 2 6 3 6 )

JORHAN M. FENAIS ( 0 9 0 6 1 0 2 6 3 8 )

JUAN J. WICAKSONO ( 0 9 0 6 1 0 2 6 3 9 )

KHAERUDIN ( 0 9 0 6 1 0 2 6 4 1 )

MARIANA D. MANEK ( 0 9 0 6 1 0 2 6 4 4 )

STEFANUS F. R TOELLE ( 0 9 0 6 1 0 2 6 5 8 )

JURUSAN TEKNIK PERTAMBANGAN

FAKULTAS SAINS DAN TEKNIK

UNIVERSITAS NUSA CENDANA

KUPANG

2012

ENDAPAN SEGRESI MAGMATIK DARI KROMIT

Pendahuluan

Kromit merupakan komoditas industri yang vital. Kromit sangat penting karena

berasal dari faktanya yaitu satu-satunya mineral bijih kromium yang merupakan campuran

kompenen utama baja murni dan beberapa baja tertentu yang non-ferrous (tidak ada

campuran besi). Kromit juga digunakan pada industri mineral sebagai bahan alami dalam

pembuatan batu bata yang keras untuk lapisan pada tungku pembakaran dan pasir

pengecoran. Ini adalah bahan baku untuk produksi bahan kimia kromium yang digunakan

dalam berbagai aplikasi, seperti sebuah elektroplating, penyamakan kulit, pigmen dan zat

pewarna. Keserasian dari kromit untuk berbagai aplikasi dapat ditentukan oleh sebagian

komposisi kimianya. Contohnya, sampai saat ini, kromium yang relatif tinggi untuk rasio

besinya diperlukan untuk proses metalurgi kelas kromit (misalnya, Cr / Fe ≥ 02 : 08 : 01).

Akan tetapi kemajuan dalam teknologi peleburan, ini tidak lagi menjadi faktor kritis yang

panjang dan sekarang Ferrochrome kini diproduksi secara rutin dari bijih kromit dengan rasio

yang jauh lebih rendah (misalnya, Cr / Fe ~ 1,5 : 1).

Persyaratan di Kanada untuk material krom diperoleh seluruhnya dari hasil impor.

Yang mana bijih Kromit dan kadar konsentratnya digunakan dalam penerapan yang sulit

dipakai oleh separuh dari orang Kanada. Keseimbangan sebagian besar terbentuk dario

Ferrochrome untuk digunakan dalam industri besi dan baja, sedangkan bahan kimia dari

kromium dibentuk dari bagian yang relatif kecil. Kromit telah diidentifikasi sebagai mineral

yang strategis pada negara-negara industri yang tidak memiliki kapasitas produksi dalam

negeri karena pasokan kromit didominasi oleh beberapa negara kecil dan merasa menjadi

pkok permasalahan, dan kromium atau kromit tak tergantikan dalam berbagai aplikasi

tertentu dan lainnya seperti penggantian akan menentukan biayanya meningkat atau

mengalami penurunan.

Kromit ditambang besar-besaran secara eksklusif untuk segregasi tebal yang

tersebarluaskan dalam batuan beku ultramavic atau mavic. Endapan aluvial berasal dari hasil

erosi batuan seperti batu tersebut untuk sebagian kecil dari total produksi. Bijih kromit yang

berasal dari batuan yang keras digunakan untuk salah satu dari dua kelas atas dasar endapan

geometri, serta karakter petrologi dan pengaturan tektonik batuan induk. Endapan Stratiform

adalah lembaran seperti akumulasi kromit yang terjadi pada intrusi batuan beku ultramafik

menjadi mafik berlapis. Intrusi ini ada pada zaman Prakambrium dan terjadi pada terranes

intracratonic. Endapan Podiform tidak teratur tetapi pada dasarnya lenticular, dimana badan

kromit terjadi dengan alpine peridotit atau kompleks ofiolit (Thayer, 1964). Terminologi ini

tidak sepenuhnya sempurna karena ada endapan penting tertentu memiliki karakteristik dari

kedua kelas. Walaupun demikian tidak pernah digunakan secara luas dalam literatur dan saya

telah mempertahankan sini. Endapan Podiform saat ini mencapai sekitar 55% dari produksi di

dunia, dengan endapan paling penting di Uni Soviet, Albania, Filipina, Turki, dan India.

Secara relatif ada sedikit endapan stratiform yang produktif tetapi, meskipun ini sedikit

kurang penting dibandingkan bijih podiform dalam hal produksi total, karena menyumbang

lebih dari 98% dari cadangan kromit di dunia. Dalam review singkat, saya akan mencoba

untuk meringkas karakteristik geologi penting dari cadangan bijih stratiform dan kromit

podiform dan menyajikan beberapa model yang telah diusulkan untuk asal-usul mereka.

Karakteristik Endapan Kromit Stratiform

Sekumpulan Intrusi yang terjadi merupakan endapan kromit stratiform yang penting

yang terjadi di terranes intracratonic. Di beberapa tempat, intrusi ini menerobos batuan granit

atau gneissic dalam tanah, dan batuan supracrustal yang bersandar pada dinding tanah sialic.

Intrusi jatuh ke dalam dua kategori besar yang berhubungan dengan morfologi. Yang pertama

mencakup badan dasar yang tabular sebagai sill horisontal seperti intrusi di mana lapisan

beku umumnya Seimbang dengan lantai (misalnya, Stillwater, Kemi, Bird river). Yang kedua

adalah intrusi berbentuk corong di mana lapisan dips pada sudut dangkal menuju pusat,

memberikan penampang synclinal (misalnya, muskox, Great Dyke, Bushveld).

Endapan kromit biasanya berbentuk tipis, pada lateral yang lapisan kromit yang

banyak di bagian bawah intrusi. Meskipun daerah lapisan bentuk kromitnya banyak

umumnya selaras dengan bagian yang utuh pada batuan beku yang menjadi ciri khas intrusi

tersebut. Lapisan itu sendiri merupakan kromit masiv (chromititie) yang mana ketebalannya

berkisar kurang dari 1 cm hingga lebih dari 1m, namun dimensi lateral itu diukur dalam

kilometer atau puluhan kilometer. Badan bijih mungkin terdiri dari lapisan tunggal atau

chromititie dari sejumlah lapisan jarak dekat yang dipisahkan oleh batuan ultramafik yang

berisi kromit tersebar.

Kromit terdiri dari sekitar 50% sampai 95% berbutir halus (~ 0,2 mm) cumulus

kromit dengan olivin interstisial, orthopyroxene, plagioklas, clinopyroxene, atau perubahan

produk itu sendiri. Mika yang berwarna cokelat merupakan keadaan yang biasa, meskipun

komponennya kecil. Kromit ini cenderung euhedral ke subhedral terhadap butir kromit

lainnya (gambar 1a).

Cameron dan Desborough (1969) telah menunjukkan bahwa ada kecenderungan

untuk kesamaan distribusi strees vertikal dan sekumpulan dari petrologi chromitities, di mana

lapisan intrusi pada kenyataannya, ada perbedaan yang cukup mencolok. Oleh karena itu,

deposito stratiform paling penting produktif kromit dijelaskan secara singkat di bawah.

Mereka Ini Bushveld Complex dari Afrika Selatan, dan Selukwe Dyke Gret dari Zimbabwe,

endapan Kemi di Finlandia dan Formoso Campo dan ebdapan Jacurici Lembah Brasil. Ini

juga menjelaskan ada dua yang bukan penghasil endapan yang sumber daya strategis yang

penting dalam Konteks Amerika Utara: Kompleks Stillwater of Montana dan Bird Sill Riveri

di Manitoba.

Bushveld Kompleks.

Bushveld Kompleks menjelaskan dari batuan mafik oval yang terbentuk di wilayah

sekitar 480 km dengan 380 km di Kraton Kaapvaal di Afrika Selatan. Lapisan batuan yang

berlapis dalam tiga kumpulan arkuata yang kasar yang disebut sebagai Timur, barat dan utara

Bushveld, yang terlihat serupa, namun secara rinci sangat berbeda. Hal ini diyakini bahwa

Kompleks Bushveld sebagai tujuh tempat yang dangkal, sebagian tumpang tindih, dan intrusi

kerucut, yang akhirnya menyatu menjadi tiga ruang magma besar sesuai dengan timur, barat

dan utara segmen (Von Gruenewaldt, 1979, Vermaak dan van Gruenewaldt, 1981). Batu-batu

mafik telah ada pada 2.095 ± 24 Ma dengan metode Rb-Sr (Hamilton, 1979).

Bushveld Kompleks termasuk urutan batuan beku berlapis yang secara lokal dengan

ketebalan melebihi 9000 m, dan yang telah dibagi ke dalam, marjinal lebih rendah, zona

kritis, utama dan bagian atas. Penjelasan lengkap stratigrafi batuan beku tidak dibenarkan di

sini, tetapi beberapa fitur penting yang dirangkum dalam gambar 2. Bagian bawah dari

rangkaian yang didominasi ultrabasa dalam karakter dengan bronzitities dan harzburgites

menjadi jenis batuan utama di zona bawah dan subzone lebih rendah dari zona kritis. Dasar

dari zona kritis saat ini didefinisikan oleh adanya peningkatan tajam dalam keadaan yang

berlimpah pada pusat kumulus plagioklas di bronzitite. Dasar dari subzone berada diatas zona

kritis yang menandai adanya cumulus plagioklas utama, dan batu-batu overlay dalam seri

berlapis umumnya mafik dalam karakter dan termasuk norites, dan gabro berukuran kecil dan

piroksenit. Dasar zona atas sesuai dengan adanya cumulus magnetit. Kromit adalah mineral

cumulus di bagian zona yang lebih rendah tetapi tidak di mana-mana (cameron, 1978).

Batuan Kromit khususnya, lapisan kromit sebagian besar terbatas pada zona kritis. Cameron

dan Desborough (1969) banyak mendefinisikan tentang "interval chromitic" dalam zona kritis

di mana kromit adalah jumlah yang muncul lebih dari 1%.

Jenis batuan ini memiliki "interval chromitic" sebagai mineral cumulus saja (yaitu,

chromitite), atau kromit disertai bronzite, plagioklas, olivin, bronzite dan olivin, atau bronzite

dan plagioklas.

Ada puluhan lapisan chromitite di zona kritis, namun jumlah total pasti karena

kesulitan dalam menghubungkan antara lapisan perpotongan

Figur 1. (a). Kontras tekstur kromit di stratiform dan bijih podium yang berserat baik

Figur 1. (b). Kontras tekstur kromit di stratiform dan bijih podium yang berserat kasar.

Keterangan :

Kromit masif dari zona chromitite A yaitu Kompleks Stillwater, Montana. Cumulus

Kromit dari euhedral untuk subhedral memiliki batas terhadap resiko intercumulus silikat

mineral (darkgrey) tetapi menunjukkan efek saling interferensi terhadap resiko selama

pertumbuhan kristal butir kromit lainnya.

Lapisan chromitite tunggal atau lapisan erat, dipisahkan oleh beberapa lapisan atau

memisahkan dari piroksenit atau anortosite (Cameron dan Desborough, 1969). Rentang

lapisan chromitite dengan ketebalan kurang dari 1 cm sampai > 2 m dengan sebagian besar

jatuh ke arah bawah dari range.

Dua lapisan di bawah subzona dari account pada zona kritis untuk bagian terbesar

pada produksi dan cadangan kromit. Pada Lapisan LG6 berlanjut lebih panjang dari strike 70

km di Bushveld Barat (di mana ini juga disebut LapisanUtama) dengan rata-rata ketebalan

0,8 m. Dalam Bushveld Timur, LG6 yang dikenal sebagai lapisan Steelpoort dan memiliki

panjang strike 90 km. ketebalannya 0,6 - 1,3 m di mana di lakukan penambangan (Buchanan,

1979). Lapisan kedua yang ditambang di Bushveld timur: ini adalah chromitite F yang

memiliki panjang strike 35 km dan ketebalan 1,3 m. Cadangan bijih dari lapisan LG6 ke

kedalaman 300 m telah diperkirakan mencapai 752 juta ton, dan begitu juga dari chromitite F

adalah 312 juta ton (Bushanan, 1979). Nilai rata-rata berkisar dari 46,0% sampai 47,6% dan

memiliki perbandingan Cr 2 O 3 dan Cr / Fe sekitar 1.6 : 1.

Dyke besar.

Panjang Dyke Besar Zimbabwe adalah 530 km dan rata-rata lebarnya sekitar 6 km.

Hal ini, pada kenyataannya, bukan dyke keseluruhannya, melainkan serangkaian proses

dengan empat tahap yaitu penggabungan bentuk badan yang berbentuk corong dari utara ke

selatan, Musengezi, Hartley, Selukwe dan Kompleks Wedza (Worst,1958). Setiap rangkaian

proses yang kompleks terdiri dari lapisan-lapisan series ultrabasa yang terbawah dan lapisan

atas basa. Dalam Kompleks Hartley, merupakan yang terbesar dari keempatnya, lebih dari

2.100 m batuan ultrabasa dan 900 m dari batuan basa yang diamati. Arah Kemiringan dips

lapisan ini masuk kedalam batas kompleks masing-masing dan mendatar ke arah tengah,

membentuk bentuk tubuh synclinal dalam penampang. Each of the complexes is thought to

represent an intrusive centre, and Hamilton (1977) reported a Rb-Sr age of 2461 16 Ma.

Figure 2. Informal subdivision of the Bushveld Complex

Setiap kompleks diperkirakan hadir pada pusat intrusi dan Hamilton (1977)

melaporkan umur Rb-Sr dari 2.461 18 Ma.

Worst (1958) mengamati bahwa rangkaian ultrabasa terdiri dari jumlah yang banyak

dari bagian-bagian prosesnya dan Wilson (1982) telah menggariskan 14 unit tersebut dalam

Kompleks Hartley. Urutan ideal dalam kesatuan masing-masing, dari dasar ke atas,

chromitite, dunit, harsburgit, olivin bronzitite, bronzitite (gambar 3), namun, cumulus

bronzite tidak hadir di lapisan dasar dari seri, sedangkan dunit dan chromitite hilang dari

beberapa bagian diatas. Bagian atas seri ulramafic ditandai oleh websterite di kompleks

masing-masing dan ditutupi oleh batuan mafik.

Kromit adalah mineral cumulus yang terdapat di olivin-bearing series batuan

ultrabasa dalam jumlah kurang dari 5%, tetapi hanya jarang ditemukan di bronzitite. banyak

chromitities, umumnya mengandung lebih dari 90% kromit cumulus dengan olivin cumulus

kecil dan postcumulus orthopyroxene (Wilson, 1982). Wilson telah mengamati 11 seam

chromitite di Kompleks Hartley dengan kisaran ketebalan 2 sampai 12 cm. Chromitite ini

berbeda dari yang di deposito stratiform sebagian lainnya berhubungan dengan ukuran butir

kasar (> 2 mm) dari banyak kromit yang terkandung.

Kompleks Stillwater.

Kompleks stillwater adalah intrusi menunjang tajam, tabular singkapan lebih panjang

dari 48 km dengan lebar hingga 5,5 km. Intrusi ini mungkin emplaced sebagai lembaran

horizontal pada sekitar 2.701 Ma (DePaolo dan Wasserburg, 1979), namun kemudian

tersesarkan dan miring ke konfigurasi yang sekarang. Bagian terkena intrusi telah dibagi dari

dasar ke atas ke Zona Basal, Zona ultramafik, Zona Banded dan Zona atas (Jones et al.,

1960). Namun, bagian atas intrusi yang tidak selaras ditindih oleh batuan sedimen

Paleozoikum awal, sehingga sifat asli dari kontak atas dan total ketebalan tidak diketahui.

Dalam konteks ini yang menarik adalah Zona ultramafik. Ketebalan rata-rata zona

adalah 1.070 m dan telah dibagi menjadi Anggota Peridotit rendah dan Anggota Bronzilite

atas (Jackson, 1961). Anggota peridotit terdiri dari sebanyak 15 unit cylic yang ditandai

dengan urutan poikilitic atas harsburgit (olivin-bronzite), harsburgit granular (bronzite

mengumpul). ukuran cylic, yang berkisar ketebalan 3-381 m (halaman, 1977), yang

diilustrasikan pada Gambar 3. The lower poikilitic harzburgite parts of at least 13 of these

cyclic units contain “chromitite zones” that range in thickness from less than 2 cm to almost 4

m (Jackson, 1968). Bagian bawah harsburgit poikilitic minimal 13 unit cylic berisi "zona

chromitite" yang berkisar dengan ketebalan kurang dari 2 cm sampai hampir 4 m (Jackson,

1968). Bagian bawah dari masing-masing "zona chromitite" adalah kromit utama yang

massive, sedangkan bagian atas terdiri dari selang-seling lapisan chromitite dan oliven

chromitite. "cadangan" dari deposito paling penting, Tambang Mouat, yang dilaporkan 4 ton

juta dengan kadar 22,5% Cr2O 3 dengan perbandingan Cr / Fe sekitar 1.6 : 1 (Kingston et.al.,

1970).

Kemi.

Salah satu intrusi berlapis terjadi sekitar 2436 juta tahun terjadi pada kontak

unconformable antara gneisses basement Arkean dan Karelian atasnya di utara Finlandia

(Piirainen, 1978; Piirainen et.al., 1974). Empat intrusi (Kemi, Koitelainen, Penikat dan

Tornio) statiform deposito kromit utama, tetapi hanya di Kemi yang saat ini sedang

ditambang.

Intrusi Kemi menunjam tajam lenticular tubuh setidaknya 15 km yang panjang dan 2

km di pada titik terlebar. Ini terdiri dari zona yang lebih rendah ultrabasa zona mafik atas

yang ketebalan rata-rata yang sama. Batuan ultramafik, yang memiliki perubahan luas,

termasuk dunit, perodotite dan piroksenit serta chromitite, sedangkan zona mafik sebagian

besar terdiri dari gabro dan norite dengan minor anorthosite dan piroksenit (Kujanpaa, 1980).

Layering baik dikembangkan di kedua zona, tetapi tidak diketahui apakah terjadi ada unit

siklik, lapisan chromitite Selaras terjadi pada bagian bawah zona ultamafic. Lebih banyak

dari gangguan adalah beberapa sentimeter sampai beberapa meter tebal, namun lebih panjang

tersesarkan dari 4,5 km di bagian terluas dari gangguan itu, terdapat lapisan mencapai

ketebalan 30 sampai 90 m (Kujanpaa, 1980). Inilah pengembangan yang bersambung dari

orebodies, delapan di antaranya telah diidentifikasi. Lapisan chromitite utama memiliki

peridotit atau setara diubahnya (serpentinit atau talccarbonate rock) baik di footwall dan

hangingwall. peridotit mengandung berbagai lapisan chromitite tipis, dan ditindih, pada

gilirannya, oleh piroksenit dan peridotit lagi. Sebagian bijih breccianted, terutama di bagian

bawah orebodies utama, namun tekstur batuan beku biasanya diawetkan dan ada sedikit bukti

deformasi plastik. Tampak bahwa penebalan yang luar biasa dari chromitite itu sebagian

besar merupakan fenomena magmatik dan bukan akibat dari tektonik.

Cadangan bijih Kemi dilaporkan menjadi sekitar 50 juta ton rata-rata 26% Cr2 O 3

dengan rasio Cr / Fe dari 1.55:1, Meskipun kelas rendah dibandingkan dengan deposito di

sounthern Afrika, lebar dari orebodies membuat Cadangan bijih Kemi cocok untuk

pertambangan dengan metode, dan deposito dari jenis Kemi harus merupakan target

eksplorasi yang menarik,

Selukwe.

Deposito kromit yang dari sabuk sekis Selukwe adalah yang pertama yang ditemukan

di tempat yang sekarang Zimbabwe.

Figure 3. Position of Chromite layers within the cyolic of the of Dyke

Dan mungkin yang paling penting sumber tunggal kromit selama paruh pertama abad

ini. Kompleks ultramafik Selukwe, tidak di bingungkan dengan Kompleks Selukwe dari

Dyke Besar (lihat di atas), intrusi stratiform sangat cock yang terletak dalam Grup

Sebakwian di craton Rhodesian dan sekitar 3500 juta tahun (Cotterill, 1979) . Rangkaian

ultrabasa ini hingga 1000 m tebalnya, dan termasuk dunit, kromit dan piroksenit. Cotterill

(1979) melaporkan adanya unit cylic di mana dunit ditutupi berturut-turut oleh olivin

piroksenit dan piroksenit. Lapisan kromit, terjadi pada cumulates olivin atau dekat kontak

dengan piroksenit.

Deposito Selukwe memiliki fitur tertentu yang sama dengan bijih yang terjadi di

kompleks ofiolit dan sering disebut sebagai deposito podiform dalam literatur. orebodies

Deposito Selukwe memanjang, bentuk lenticular dan rata-rata sekitar 300 m panjangnya, 60

m kedalamannya, dan lebar 10 m (Cotterill, 1969). Selain itu, ukuran butir di banyak bijih

besar sangat kasar (hingga 4 mm), dan dengan demikian mirip dengan yang di bijih podiform.

Figure 4. Ideal Ophiolite Succession

Campo Formoso dan Lembah Jacurici The Campo.

Formoso kromit deposit terletak 350 km sebelah barat laut dari Salvador di negara

bagian Bahia, Brasil, dan telah menjadi sumber penting kromit sejak tahun 1962. Deposito

terjadi dalam tubuh metaperidotite setidaknya 40 km panjangnya dan sampai 1,1 km lebar

(de Deus et al., 1982). Batuan ultramafik yang didasari oleh granulites dari Grup Caraiba

Arkean dan uncomformably ditindih oleh quartzitez muda dan phyllites dari Grup Jacobina.

Batuan ultramafik yang diterobos oleh granit 2.000 Campo Ma Formoso yang mendefinisikan

usia minimum untuk deposito. Kompleks ultrabasa telah bermetamorfosis ke fasies greenscist

dan sisa-sisa sedikit tekstur pimary dan mineral. Namun, Hedlund et al. (1974) percaya

bahwa tubuh utama terdiri dari peridotit dan kromit dengan piroksenit kecil dan lapisan

gabro. Kromit terjadi pada kromit besar, tekstur asli kromit olivin dan inmetaperidotite

disebarluaskan. Hedlund et al. (1974) menggambarkan bagian diukur pada Coitezeiros

Sebuah Tambang di mana lima lapisan kromit 0,3-1,4 m tebal terjadi selama interval

statigraphic dari 10 m. Terukur, terindikasi dan cadangan bijih disimpulkan melebihi 55 juta

ton. Sebagian besar ini adalah kadar rendah (15% -20% Cr 2 O 3), tetapi ada proporsi yang

signifikan dari bijih besar yang rata-rata 38% Cr2O3 dengan Cr / Fe = 1,9:1 (de Deus et al ,

1982).

Lembah Jarurici kromit berjarak sekitar 80 km sebelah timur dari Campo Formoso.

Deposito kromit terjadi pada ultrabasa-mafik yang mengganggu granulites, gneisses dan

migmatites dari Arkean Pedra Vermelha Complex (de Deus dan Viana, 1982). Kemampuan

keluar terputus-putus lebih panjang dari 70 km dan memiliki ketebalan maksimum 300 m. Di

ambang Medrado, urutan berlapis terdiri, dari dasar ke atas, harsburgit, bronzitite, kromit,

harsburgit, bronzitite dan norite. Lapisan kromit 7 m tebalnya dan terdiri dari chromit

cumulus 80% dengan intercumulus diopside membentuk keseimbangan. Diukur, terindikasi

dan tereka cadangan sebesar 3 juta ton dengan kadar 33-42% Cr 2 O 3 dengan Cr / Fe dalam

kisaran 1,3 sampai 2,4.

Bird River Sill .

Endapan Khromit dari Bird River Sill di daerah Bonnet du Lac of Manitoba tenggara

telah dieksplorasi secara berkala sejak di temukan pada tahun 1942, tetapi tidak pernah

ditambang. Sill terjadi dalam batuan suprascrustal dari Grup Beras Arkean Lake. sill dan batu

inangnya telah dilipat pada sumbu Anticlinal yang luas, sehingga dips dari 65 ° sampai 90°.

Sill ini telah longitudinal tersegmentasi oleh banyak sesar, dengan segmen memiliki panjang

agregat sekitar 25 km. dengan ketebalan rata-rata 1 km dan terdiri, dari dasar ke atas,

Kelompok Marjinal terutama terdiri dari gabro, Seri Ultamafic berlapis, a Layered Gabbro

Series (Trueman, 1971, 1980). Trueman (1980) menggambarkan stratigrafi batuan beku di

Properti Chrome di mana selang-seling berlapis adalah 580 m tebal. Seri ultramafik Layered

dari Chrome memiliki tebal 200 m, dan didominasi oleh dunit terhadap dasar dan peridotit di

bagian atas. Sebanyak 21 lapisan kromit terjadi di seri ini dan sebagian besar dikelompokkan

menuju puncak. Peridotit menjadi agak feldspathic tepat di bawah lapisan kromit utama.

Cumulus plagioklas terjadi di Seri ultramafik diatas lapisan, dan kontak dengan Seri atasnya

Layered Gabbro di digambarkan sebagai transisi. Seri yang terakhir termasuk gabro,

anorthositic gabro dan anorthosite dengan granophyres kecil luas dilihat menjadi fitur

magmatik primer (Thayer, 1969; Greenbaum, 1977; Berggath dan Weiser, 1980).

Johan dan rekan kerjanya telah mendokumentasikan terjadinya suite inklusi di kromit

dari deposit podiform di Siprus, Kaledonia Baru, Oman dan Arab Saudi (misalnya, Johan et

al, 1982.). Di antara inklusi mineral silikat olivin adalah, orto dan clinopyroxene, paragonit,

sodik mika, albite dan jadeite. suhu Equilibrium disimpulkan dari co-ada pyroxenes adalah

1.050 ± 20 0 C. Inklusi fluida berair di mana-mana, dan menunjukkan suhu agak tinggi pada

saat pembentukan, dan mungkin menyiratkan peran untuk fase cairan dalam pengendapan

kromit dari magma.

Komposisi kimia Khromit

Krom spinel adalah larutan padat yang memiliki rumus umum (MgFe2+ )(CrAlFe3+ )2 O4

dan chromites alam ditandai dengan berbagai macam komposisi kimia. Komposisi kromit

sebagian besar menunjukkan jenis deposit. Variasi kation trivalen digambarkan dalam

gambar 5. Dalam deposito podiform, proporsi Fe 3 + di kromit sangat rendah dan perbedaan

utama dalam komposisi mencerminkan Cr Pergantian Al. The kromit di stratiform bijih

umumnya mengandung Fe 3 + lebih daripada podiform kromit, dan keduanya Fe 3 + dan al

cenderung meningkat dengan menurunnya Cr. The Mg / (Mg + Fe 2 +) rasio kromit di deposito

podiform tidak bervariasi, tetapi tidak menunjukkan korelasi negatif sedikit dengan Cr / (Cr +

Al), decreast yang / Mg (Mg + Fe 2 +) rasio kromit a berbagai perbandingan (Gambar 6).

Perbedaan komposisi lebih lanjut antara podiform dan stratiform kromit adalah isi 2 TiO,

yang umumnya kurang dari 0,3% berat di bekas., tetapi lebih besar di kedua (kurang sehat,

1975).

Komposisi kromit bervariasi secara sistematis dalam deposit stratiform individu,

meskipun variasi ini tidak dalam arti yang sama dalam deposit yang telah dipelajari. Cameron

(1977) telah mendokumentasikan variasi samar sistematis komposisi kromit di 26 lapisan

kromit di zona kritis bushveld dimana Mg / (Mg + Fe 2 +), Cr / (Cr + Al), dan Cr / Fe rasio

menurun ke atas melalui urutan. Trend serupa disarankan oleh (1958) data terburuk untuk

Dyke Besar. Jackson (1968) melaporkan bahwa rasio Cr / Fe meningkat menuju tengah

urutan kromit di Stillwater dan kemudian menurun. Namun, rasio ke atas dari dasar di lapisan

kromit individu, dan ada juga variasi lateral yang signifikan dalam proporsi relatif Fe 2 + dan

Fe 3 + bersama banyak lapisan.

Variasi komposisi sistematis juga telah didokumentasikan dalam beberapa deposit

kromit podiform. Neary dan Brown (1979) melaporkan penurunan kecil di atas rasio Cr / Fe

kromit dalam lensa kromit tunggal dalam kompleks ofiolit Al'Ays di Arab Saudi. Brown

(1980) telah menunjukkan bahwa Cr / Fe dan / (Cr + Al) Cr rasio kromit meningkat secara

signifikan sebagai fungsi dari kedalaman tubuh kromit bawah Moho petrologi di ketebalan

6,5 km dari tektonik ultramafik di Oman ofiolit.

Asal Endapan Kromit

Stratiform Deposito

Kromit kaya akan lapisan yang merupakan bijih stratiform yang beku komulatif, dan

pembentukannya hanyalah sebuah kasus khusus dari masalah yang lebih besar dari asal-usul

batuan beku berlapis. Selama bertahun-tahun, mengumpul batu secara luas diyakini mewakili

akumulasi dibentuk oleh pengendapan kristal untuk lantai dapur magma bawah dalam

pengaruh gravitasi, dan layering beku sebagian besar dijelaskan oleh proses analog dengan

bertanggung jawab atas batuan sedimen berlapis. Jadi sortasi, mekanik melalui aksi arus

magmatik, atau pengendapan yang berbeda dari kepadatan mineral berbeda atau ukuran butir,

itu dipakai oleh berbagai pihak setidaknya sebagai tanggung jawab untuk akumulasi

stratiform kromit (RUPSLB Cameron dan Emerson, 1959; Invine dan Smith, 1969).

Jackson (1961) mengamati bahwa fitur tertentu dari Zona ultramafik dari Kompleks

Stillwater tidak konsisten dengan pengendapan kristal, dan mengusulkan bahwa nukleasi

kristal dan pertumbuhan terjadi di zona stagnan sangat dekat ke lantai dari ruang magma.

Sebuah perubahan dramatis dalam persepsi layering beku telah terjadi dalam beberapa tahun

terakhir, dan sekarang percaya bahwa, meskipun kristal settlling dan deposisi dari arus

magmatik penting dalam keadaan tertentu, layering mungkin lebih sering hasil dari

kristalisasi ib in situ di lantai , atap atau dinding ruang magma (Campbell, 1978; McBirney

dan Noyes, 1979; Rice, 1981).

Figure 5. Proportion of trivalent cations in Chromitefrom certain (left) and podiform

deposits

Figure 6. variation of Mg/(Mg+Fe2+) and Cr/(Cr+Al) ration in chromite from certain

stratiform and podiform deposits

Invine (1970) menunjukkan urutan penampilan mineral utama dalam batuan mafik

berlapis, yaitu, olivin, plagioklas dan pyroxen, sebagian besar sesuai dengan hubungan fase

eksperimen ditentukan dan komposisi magma yang disimpulkan untuk terjadinya berbagai

intrusi. Lapisan kromit di mana kromit adalah mineral utama hanya problematis dalam

konteks ini karena, seperti yang ditunjukkan oleh irvine dan Smith (1969), kromit

diperkirakan tidak akan sendirian di likuidus selama normal cystallization. Pecahan dari

bentuk stratigrafi kromit bijih terjadi pada urutan yang melibatkan olivin, orthopyroxen, dan

kromit sebagai mineral utama dan masalah ini dijelaskan dengan mengacu pada diagram fase

skematik yang dibuat oleh Irvine (1975) dan disajikan di sini sebagai gambar 7.

Meskipun kromit umumnya hasil produk kristalisasi awal magma mafik dan

ultramafic, hal tersebut jarang terjadi pada tahap awal. Intrusi bunga biasanya memiliki olivin

berlimpah mengumpul di bagian liwe most, dan mengikut komposisi magma di bidang

likuidus olivin pada gambar 7, pada suatu titik seperti kristalisasi A. pecahan dari olivin

seperti magma akan mendorong komposisi cairan menuju cotectic olivin-kromit (B), di mana

titik fase dua akan endapan dan komposisi cairan akan bergerak sepanjang cotectic menuju

titik distribusi (D). pada titik distribusi, baik olivin dan kromit menghilang dan orthopyrxene

muncul sebagai fase kristalin satunya.

Komposisi magma yang realistis, dimana larutan kromit sangat rendah, kromit terdiri

kebanyakan, beberapa persen dari fraksi padat. Hal ini sesuai dengan proporsi khas kromit

yang disebarluaskan dalam dunites dan perioditites.

Dalam rangka untuk membentuk sebuah kromit, komposisi magma harus terletak di

bidang kromit, dan salah satu dari dua hal harus terjadi: baik komposisi magma harus

berubah sedemikian rupa sehingga memasuki bidang likuidus utama kromit, atau posisi

olivin-kromit (atau orthopyrovene-kromit) batas harus bergeser dalam komposisi magma atau

fase batas dicapai adalah kunci untuk asal-usul deposit bentuk stratigfrafi kromit, dan

sejumlah mekanisme yang mungkin telah diusulkan.

Ulmer(1969) mengkaji data eksperimen melimpah yang menunjukkan bahwa

peningkatan bagan oksigen sangat diperbesar bidang likuidus Mg-Fe-Al mineral spinel di

mafik cair dan menyarankan bahwa likuidus krom spinel akan terpengaruh dengan hal yang

sama. Cameron dan Desborough (1969) dan Ulmer (1969) mengusulkan bahwa "interval

kromit" di zona kritis kompleks bushveld mewakili peningkatan periodik di fugasitas oksigen

ambien yang menyebabkan kromit untuk mengendap sendiri atau dengan proporsi dengan

berbagai silikat kumulus. Percobaan Hill dan Roeder (1974) menegaskan bahwa fugasitas

oksigen memiliki efek sangat penting pada hubungan likuidus kromit dalam sistem basaltik,

tetapi juga menyebabkan Cameron(1977) menyimpulkan bahwa variasi samar komposisi

kromit di Kompleks bushveld tidak konsisten dengan hipotesis bahwa fugasitas oksigen

meningkat menyebabkan pengendapan kromit. Selain itu, dalam konteks yang lebih luas,

nampaknya bahwa diagram oksigen yang berlaku di tubuh besar magma adalah sebagian

besar penyangga internal, dan tidak mengikut pada diagram, tapi spasia seragam. fluktuasi

tersirat oleh kromit dalam bentuk berlapis .

Cameron (1977,1980) mengusulkan bahwa pembentukan kromit Bushveld bisa

mencerminkan perubahan dalam tekanan total dimana kristalisasi terjadi.

Irvine (1997) menyimpulkan bahwa, meskipun model kontaminasi Salic adalah

prinsip suara, akan sangat sulit untuk mencapai jumlah yang diperlukan dan keseragaman

kontaminasi di alam. Dia mengusulkan hipotesis alternatif berdasarkan pada hubungan fase

yang sama, yang dianggapnya lebih mungkin terjadi di alam. Dengan demikian, misalkan

lingkungan magma yang terkandung cairan yang memiliki komposisi awal, atau dekat dengan

cotectic olivin-kromit di C, dan bahwa cairan mengikuti jalur fraksinasi normal, dengan hasil

Figure 7.Schematic Phase Diagram of the sistem Olivine-Chromite-Silica

bahwa hal itu berevolusi ke F komposisi dalam bidang orthopyroxene. Jika masuknya

magma primitif komposisi C kemudian masuk dan dicampur dengan cairan berevolusi,

campuran yang dihasilkan bisa gagal dalam bidang cair kromit di H dan membawa tentang

pengendapan kromit saja. Irvine menganggap hal ini menjadi salah satu model yang lebih

memuaskan tentang genesa kromit, karena beberapa suntikan magma yang sangat masuk akal

di banyak intrusi, dan perbedaan dalam proporsi dan komposisi cairan yang dicampur akan

memungkinkan berbagai urutan kristalisasi.

Podiform Deposit

Meskipun banyak karakteristik deposit podiform kromit dapat disebabkan oleh

deformasi. umumnya terjadi penambahan tekstur pada bijih menunjukkan bahwa pada

awalnya terbentuk oleh segregasi magmatic. proses dasarnya mirip dengan produksi deposit

stratiform. Analogi tampaknya sangat cocok untuk deposit podiform dalam ultramafik yang

mengumpul batuan ofiolit yang telah dihasilkan oleh kristalisasi pecahan dari magma basaltik

di ruang di dasar kerak samudera. Pengendapan kromit dari magma tersebut adalah subjek

pada batasan fase equlibria yang sama seperti di atas garis untuk deposit stratiform,

lingkungan akumulasi kristal tidak diragukan lagi agak berbeda. Hal ini tidak seperti kromit,

setelah terbentuk lapisan yang terus menerus lebih banyak jauh, seperti dalam deposit

stratiform yang kemudian dipecahkan oleh aktivitas tektonik. Sifat terputus deposit podiform

dianggap sebagai cerminan dari lingkungan magmatik.

Greenbaum (1977), mencatat terjadinya deposits terisolasi dari cakupan lateral yang

terbatas, dan kondisi yang diperlukan untuk pengendapan kromit besar (kromit yang menyatu

pada olivin kromit yang mengumpul) berlaku hanya secara lokal di dalam lingkungan

magma.

Thayer (1969) menafsirkan berbagai struktur dan tekstur dari berbagai bijih podiform

sebagai indikasi deformasi pada suhu magmatik. Karena magmatisme ophiolitic terjadi di

pusat-pusat penyebaran aktif, maka ruang magma tunduk terhadap gangguan tektonik seluruh

evolusinya, dan kemungkinan bahwa sebagian konsolidasi menambah tumpukan akan proses

pemerosotan bawah tanah, umur aliran dan lainnya yang akan mengganggu penambahan fitur

primer.

Beragam penjelasan telah ditawarkan untuk terjadinya deposit kromit dalam tektonik

ultramafik yang mewakili residu refraktori pencairan parsial. Dickey et al. (1971)

menemukan bahwa krom diopside meleleh tak terarah untuk kromit + cair, Dickey dan Yoder

(1972) menyarankan bahwa pembentukan kromit dengan cara ini dapat dikumpulkan menjadi

polong dengan menampik bahwa magma merembes melalui batu sebagian cair. Namun,

seperti asal yang tidak sesuai dengan kehadiran penambahan tekstur. Seperti disebutkan di

atas, kromit biasanya dikembangkan oleh dunit, dan yang paling melimpah di dekat kontak

dari harsburgit dengan atasnya yang terukur. Dengan demikian, telah menyarankan bahwa

mereka adalah garis luar dari suksesi mengumpul yang terletak di tektonik baik dengan

tenggelamnya gravitasi autoliths padat (Dickey, 1975) atau dengan lipatan dari paling bawah

menyatukan lapisan (Greenbaum, 1977). Thayer dan Lipin (seperti dikutip dalam

Anonymous, 1979, hal. 9) menjelaskan bahwa hipotesis yang tidak konsisten dengan

hubungan lapangan atau komposisi kromit di beberapa ophiolites yang mereka telah pelajari,

dan menyimpulkan bahwa deposit kromit yang ada untuk harsburgit tersebut. Demikian pula,

variasi sistematis komposisi kromit dengan kedalaman bawah petrologi tersebut. Moho dan

distribusi spasial tubuh kromit didokumentasikan oleh Brown (1980) dalam ophiolte Oman

tidak konsisten dengan asal baik melibatkan pengantar dari atasnya yang terukur atau sebagai

residum refraktori dari parsial mencair.

Pada keseimbangan, fakta yang mendukung pandangan bahwa kromit dan dunites

terkait dalam tektonik ultrabasa adalah magma ruang di mana olivin dan kromit terakumulasi

selama kristalisasi pecahan dari kenaikan cairan basaltik. Neary dan coklat (1979)

menggambarkan ini sebagai "mini-ruang", atas perintah dari 0,5 - 1 km dalam batas, adalah

transisi antara "peleburan batas butir parsial" di bawah ini dan "didefinisikan dengan baik"

lingkungan magma di dalam kerak samudera atasnya . Mereka jelas tidak mewakili ruang di

mana magma naik datang untuk beristirahat dan mengkristal sebagai sistem tertutup: jika ini

terjadi, volume yang signifikan dari batuan gabbroic akan hadir. Sebaliknya, kamar-kamar

magma kecil adalah persinggahan poin dalam perjalanan ke kerak. Lago (1982) telah

mengambil pandangan yang agak mirip dalam menyatakan bahwa curah hujan dan akumulasi

kromit terjadi di kecil, rongga terjal yang pada dasarnya perluasan dari saluran menyeluruh

magma naik. Namun, tidak akan muncul bahwa hipotesis ini konsisten dengan tekstur dan

variasi samar yang menunjukkan akumulasi kromit di lapisan horizontal di banyak peristiwa.

Kesimpulan

Deposit kromit yang dijelaskan di sini adalah deposit segregasi magmatik yang telah

terbentuk melalui curah hujan dan akumulasi kromit dari magma matic atau ultrabasa. Selain

itu, pengaturan geologi di mana deposit kromit terjadi adalah cukup didefinisikan dengan

baik, meskipun dalam istilah yang agak luas. Karena metode geofisika dan geokimia telah

menikmati keberhasilan yang terbatas hanya di kromit prospeksi, eksplorasi rasional harus

bergantung pada pemahaman yang baik tentang asal bijih kromit. Namun, menurut pendapat

saya, kita belum mengerti rincian dari proses pembentukan cukup baik untuk memungkinkan

perumusan model genetik definitif. Adanya kebutuhan kritis untuk pembelajaran teoritis dan

eksperimental dari faktor-faktor yang mengontrol pengendapan kromit dalam pengaturan

komposisi magma. banyak teori-teori asli perlapisan dalam batuan beku yang harus diuji.

Diperlukan kcermatan lapangan dan pemeriksaan laboratorium dari banyak deposit kromit

diketahui. Ketika penelitian tersebut telah dilakukan, kita mungkin berada dalam posisi untuk

mengadopsi model genetik yang akan digunakan dalam kriteria eksplorasi kromit akan

menjadi kenyataan empiris di alam, sebagian besar analogi dengan deposit kromit dikenal.