I. PENDAHULUANLaju pertumbuhan penduduk dunia yang terus meningkat disertai standar hidup masyarakat yang semakin tinggi, menyebabkan kebutuhan produksi untuk semua jenis mineral juga terus meningkat. Pada saat bersamaan, usaha pencarian cadangan bijih menjadi semakin kompleks. Semakin jarang ditemukan cadangan yang tersingkap di permukaan, sehingga pencarian terutama ditujukan pada cadangan yang berada di bawah permukaan. Ini pun semakin lama semakin dalam dan semakin dalam.

Untuk itulah, dibutuhkan kerja lebih keras di lapangan dan analisa laboratorium lebih teliti disertai kerja terpadu dari para ahli geologi, geokimia, geofisika, matematika dan untuk semua itu dibutuhkan keahlian komputer dari setiap orang yang terlibat di dalamnya. Disamping itu, industri pertambangan harus terus mengembangkan

exploration thingking yang berbasis pada pemahaman mendalam tentang geologi struktur, stratigrafi, petrologi, mineralogi, dan bagaimana fluida bermigrasi di bawah permukaan atau genesa dari suatu deposit bijih.

Genesa bahan galian adalah disiplin ilmu yang mempelajari cara terbentuknya suatu deposit bahan galian secara alamiah. Dengan mempelajari genesa bahan galian, maka karakteristik suatu deposit bahan galian dapat diketahui, seperti bentuk deposit, letak deposit, luas penyebaran, besar cadangan, dan dengan petunjuk itu dapatlah ditentukan metode penambangan yang dapat dilakukan serta cara pengolahannya.

Dalam membahas genesa bahan galian, maka ada beberapa istilah yang sering dipakai dan harus dipahami, antara lain :

Bijih :Ore

Suatu deposit yang meliputi mineral bijih, mineral gang, dan batuan samping, dimana dari deposit tersebut dapat diekstraksi satu atau lebih jenis logam. Pengertian bijih ini harus dibedakan dengan pengertian mineral bijih.

Mineral Bijih :Ore Mineral Mineral Gang :Gangue Mineral Batuan Samping :Country Rock

Kumpulan dari satu mineral (simple ore) atau beberapa mineral (complex ore) yang daripadanya dapat diekstraksi satu atau lebih logam secara menguntungkan.

Mineral pengiring atau mineral yang biasanya berasosiasi dengan mineral bijih dalam suatu deposit bijih. Biasanya bersifat tidak ekonomis seperti kuarsa, kalsit, fluorit, pirit, siderit dan lain-lain.

Batuan yang terdapat di sekeliling suatu deposit mineral.

Syngenetic : Deposit yang terbentuk bersamaan dengan pembentukan batuandisekelilingnya. Epigenetic : Deposit yang terbentuk lebih dulu dari batuan disekitarnya. Deposit Mineral : Istilah yang digunakan untuk suatu akumulasi atau konsentrasimineral dalam suatu tubuh mineral yang terbentuk secara alamidan memiliki nilai ekonomis untuk ditambang (Bateman, 1950).

Dalam suatu deposit dapat dihasilkan beberapa mineral bijih yang berbeda.

Mineral bijih dapat ditemukan dalam bentuk logam murni seperti emas dan tembaga, dan bisa juga dalam bentuk kombinasi logam dengan sulfur, arsenik, oksigen, silicon, atau elemen-elemen lainnya. Umumnya deposit bijih ditemukan dalam bentuk kombinasi sehingga untuk mendapatkan logam murni harus diekstraksi lebih dulu.

Suatu jenis logam dapat diekstraksi dari beberapa mineral bijih yang berbeda seperti tembaga dari chalcocite, bornite, chalcopyrite, cuprite, dan malachite.

Suatu mineral bijih dapat mengandung lebih dari satu logam seperti stannite yang mengandung tembaga dan timah.

Mineral bijih dapat dibagi lagi menjadi :1. Bijih Primer :Hypogene2. Bijih Sekunder :

Supergene

Deposit bijih yang terbentuk bersamaan dengan pembentukan batuan. Deposit bijih yang merupakan hasil ubahan dari mineral- mineral/batuan yang telah terbentuk sebelumnya.

Pengertian mineral hypogene yang pertama kali diusulkan oleh Ransome sebenarnya tidak persis sama dengan pengertian mineral primer. Istilah hypogene menunjukkan mineral yang terbentuk langsung dari suatu larutan. Sehingga semua mineral hypogene adalah mineral primer, tapi sebaliknya tidak semua mineral primer termasuk mineral hypogene, seperti deposit hemati sedimenter dan bijih Kuroko.

Dalam aplikasinya, para ahli tambang membedakan pengertian antara cadangan mineral (mineral reserves) dengan sumberdaya mineral (mineral resources).a. Sumberdaya mineral meliputi deposit mineral yang bersifat hipotetis dan

spekulatif, deposit yang belum tersingkap, maupun deposit yang tidak ekonomis atau deposit yang belum diketahui ekonomis tidaknya (Gambar 1.1).b. Cadangan mineral adalah konsentrasi mineral yang berguna atau pun

komoditas energi, yang memiliki nilai ekonomis dengan pasti.Identified ResourcesUndiscovered Resources

In known districtsIn undiscovered districts

RESERVESHYPOTHETICAL RESOURCESSPECULATIVE RESOURCES

CONDITIONAL RESOURCES

Degrees of certainty of existencePotential resources = Conditional + Hypothetical + SpeculativeGambar 1.1 Pengertian istilah reserve dan resources1.1 PENGERTIAN BAHAN GALIAN

Pengertian umum bahan galian adalah semua bahan atau subtansi yang terjadi dengan sendirinya di alam dan sangat dibutuhkan oleh manusia untuk berbagai keperluan industrinya .

Menurut UU No. 11 thn . 1967 tentang Pokok-Pokok Pertambangan; BahanGalian adalah unsur-unsur kimia, mineral-mineral, bijih-bijih dan segala macambatuan termasuk batu-batu mulia yang merupakan endapan alam.

Bahan galian dapat berupa logam maupun bukan logam, dan dapat berupabahan tunggal ataupun berupa campuran lebih dari satu bahan.Di Indonesia, berdasarkan PP No. 27 thn. 1980 bahan galian dibagi atas tiga golongan yaitu :

1. Golongan A : Golongan bahan galian strategis artinya strategis dalam Pertahanan dan Keamanan Negara serta Perekonomian Negara.

Contoh : minyakbumi, gas alam, uranium, batubara, dan lain-lain.

2. Golongan B : Golongan bahan galian vital artinya dapat menjamin hajat hidup orang banyak atau yang dianggap dapat memenuhi kebutuhan masyarakat secara luas.

Contoh : besi, mangan, kromit, bauksit, tembaga, timbal, seng, emas,

platina, air raksa, dan lain-lain.

3. Golongan C : Golongan bahan galian yang tidak termasuk golongan A dan B.Contoh : pasir, talk, magnesit, dan lain-lain.

Unsur-unsur yang membentuk bahan-bahan deposit bahan galian diperoleh dari massa batuan cair pijar (magma) yang berasal dari mantel bumi bagian atas atau dari kerak bumi bagian luar.

Dari 98 unsur yang diketahui, hanya ada 8 unsur saja yang dijumpai pada kerak bumi dalam jumlah lebih dari 1%; sedangkan kerak luar bumi sendiri (sampai kedalaman kurang lebih 15km) tersusun dari 13 unsur utama, yaitu : oksigen (O) silicon (Si). aluminium (Al), besi (Fe), kalsium (Ca), natrium (Na), kalium (K), magnesium (Mg),titanium (Ti), fosfor (P), hydrogen (H), karbon (C), dan mangan (Mn).

Termasuk dalam unsur-unsur yang jumlahnya sangat sedikit adalah kelompok logam mulia dan bahan-bahan yang ekonomis seperti : platina , emas, perak, tembaga, timbal, seng, timah putih, nikel, dan lain-lain. Jadi jelaslah, tanpa proses-proses geologi yang dapat mengakumulasikan bahan-bahan tersebut, maka bahan-bahan tersebut tidak dapat dijumpai dalam jumlah yang ekonomis.

Memahami proses terakumulasinyanya suatu deposit mineral sangat penting dalam pekerjaan ekplorasi, dengan mengenal cara terbentuknya bermacam- macam endapan mineral maka pencariannya dapat lebih terarah.

Mineral-mineral pembentuk batuan jumlahnya juga sangat sedikit, dari lebih 1600 jenis mineral yang dikenal, hanya kira-kira 50 jenis saja yang termasuk jenis mineral pembentuk batuan dan dari 50 jenis mineral pembentuk batuan tersebut, hanya 29 jenis saja yang termasuk umum dijumpai.

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

Feldspar Kwarsa Piroksin, Amfibol, Olivin Mika Magnetit Titanit, ilmenit Lain-lain Kaolin Dolomit Khlorit Kalsit Limonit4921158313-----502117831------1635-15--399544

Jumlah (%) =100100100

Mineral-mineral yang termasuk mineral ekonomi, kira-kira hanya sekitar 200 jenis dan dalam jumlah presentase yang tidak sebanyak jenis mineral pembentuk batuan.

Batuan adalah bahan yang terjadi dengan sendirinya di alam dan merupakan agregasi atau kumpulan dari satu atau lebih mineral.

Mineral adalah bahan anorganis yang terjadi dengan sendirinya di alam dan merupakan unsur pembentuk batuan. Mineral dapat terdiri dari satu jenis unsur

kimia saja , misalnya mineral karbon yang hanya terdiri dari unsur C, atau lebih dari satu unsur, seperti pada mineral halit yang terdiri dari Na dan Cl, atau mineral silika yang terdiri dari SiO2.

1.2 KLASIFIKASI BAHAN GALIAN

Lingdren (1911) mengemukakan suatu klasifikasi yang didasarkan pada genetic suatu deposit bijih. Dengan berfokus pada penelitian kumpulan mineral yang dilakukan baik di lapangan maupun di laboratorium, Lingdren berusaha meneliti kondisi Tekanan (P) dan Temperatur (T) pembentukan masing-masing mineral. Dari penelitian tersebut disimpulkan bahwa kebanyakan deposit mineral terbentuk dari :

(i) proses fisika-kimia dalam intrusi dan ekstrusi batuan beku, larutan atau dalam gas, yang terkumpul dalam jumlah besar, dan

(ii) proses konsentrasi secara mekanik.

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

II.Deposit dari Proses KimiaTemperatur oCTekanan

A. Pada Permukaan Air

1. Oleh Reaksi

2. EvaporasiB. Pada Tubuh Batuan

1. Konsentrasi subtansi yang terkandung dalam batuan

a. oleh pelapukan b. oleh airtanah

c. oleh metamorfisme2. Konsentrasi dari subtansi luar a. Tanpa aktifitas magma

b. Berhubungan dengan aktifitas magma

(i) Berkaitan dengan air

0 700 100

0 100

0 400

0 100

Menengah TinggiMenengah Menengah TinggiMenengah- Deposit Epitermal

- Deposit Mesotermal

- Deposit Hipotermal

(ii) Emanasi magma langsung- Deposit Pirometasomatik

- Sublimasi50 200

200 500

500 600

500 800

100 600MenengahTinggiSangat TinggiSangat TinggiRendah - Menengah

C.Konsentrasi dalam magma oleh difrensiasi

1.Deposit Magmatik700 1500Sangat Tinggi

2.Pegmatites575Sangat tinggi

Karena dasar utama klasifikasi tersebut adalah T dan P pembentukan deposit yang kadang hanya didasarkan pada pengamatan di laboratorium, beberapa deposit belum dapat dimasukkan kedalam klasifikasi diatas dan harus dipisahkan dengan istilah lain seperti deposits of native copper dan deposits resulting from oxidation and supergen sulfide enrichment, serta regionally metamorphosed sulfide deposits.

Kesulitan lain dalam penempatan deposit tertentu dalam klasifikasi Lingdren adalah seperti deposit yang terdapat di Cerro de Pesco Peru, dimana secara mineralogi deposit tersebut termasuk deposit mesotermal, tapi menurut Craton dan Bowditch mineral-mineral tersebut ternyata terbentuk pada kedalaman yang relatif dangkal dengan kondisi pada tekanan rendah. Dengan demikian deposit tersebut bisa juga dimasukkan kedalam deposit epitermal. Untuk itu, faktor-faktor pengontrol terbentuknya suatu deposit bahan galian (selain temperatur dan tekanan) harus juga mendapat perhatian seperti faktor struktur geologi, pengaruh fisika dan kimia batuan samping, ratio relatif dari konsentrasi ion-ion yang berbeda dalam larutan asal, dan kompleksitas kimiawi.

Niggli (1925) memperkenalkan suatu klasifikasi yang didasarkan pada pemisahan proses magmatik menjadi plutonik dan vulkanik, yang terdiri atas :

I. Plutonik :

1. Hidrotermal

2. Pegmatitik-Pneumatolitik

3. Orto-magmatik

II. Vulkanik :

1. Exhalative to hydrothermal

2. Pneumatolitik

3. OrtomagmatikSchnederhohn (1932) mengembangkan klasifikasi genetic sebagai berikut :

A. Magmatic Rocks and Ore Deposition a. Intrusive Magmatic

I. Intrusive Rocks and Liquid Magmatic Deposits

I-II. Liquid Magmatic Pneumatolytic

II. Pneumatolytic;

1. Pegmatite Veins,

2. Pneumatolytic Veins and Impregnations,

3. Contact Pneumatolytic II-III. Pneumatolytic Hydrothermal III. Hydrothermal

c. Extrusive Magmatic

I. Extrusive Hydrothermal

II. Exhalation

B. Sedimentary Deposits :

1. Weathered Zone (Oxidation & Enrichment);

2. Placers;

3. Residual;

4. Biochemical-inorganic;

5. Salts;

6. Fuels;

7. Descending groundwater deposits.

C. Metamorphic Deposits

1. Thermal Contact Metamorphism

2. Metamorphism Rocks

3. Metamorphosed Ore Deposits

4. Rarely formed metamorphic deposits

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

TEORI PROSES TIPE DEPOSIT Terbentuk oleh proses internal

Kristalisasi Magmatik

Magmatic crystallization

Presipitasi mineral bijih sebagai unsur utama atau unsur minor batuan beku dalam bentuk disseminated grains atau segregations.

Disseminated intan di Kimberlit,

Mineral REE di Carbonatites,

Semua deposit granit, basal, dunit, nefelin-senit.

Segregasi Magmatik

Magmatic segregation

Pemisahan mineral bijih oleh kristalisasi fraksinasi dan proses

yang berhubungan selama difrensiasi magma.

Layer kromit di Great Dyke Zimbabwe dan Bushveld Co,plex, RSA

Hidrotermal

HydrothermalLiquation, Pemisahan liquid (liquid immiscibility), pemisahan sulfida dari magma, larutan sulfida-oksida atau oksida yang terakumulasidi bawah Tubuh bijih tembaga-nikel Sudbury, Canada; Pechenga, USSR dan Yilgam Block, Western Australia

silikat atau diinjeksikan ke batuan Deposit Titanium Allard

samping atau pada sejumlah kasus

dierupsikan ke permukaan.Lake, Quebec, Canada.

Pengendapan dari hot aquaeous solution, yang bisa berasal dari magmatik, metamorfik, permukaan atau sumber lainnya. Vein dan stockwork timah- tungsten- tembaga Cornwall, UK

Deposit tembaga porfiri

Panguna, PNG dan Bingham,

USA

Sekresi Lateral

Lateral secretionDifusi material pembentuk bijih atau gangue dari batuan samping kedalam patahan atau struktur lainnya. Deposit tembagaYellowknife, Canada.

Deposit emas Mother Lode, USA.

Proses Metamorfik

Metamorphic ProcessesMetamorfisme kontak atau regional yang menghasilkan deposit mineral industri Deposit Andalusit, Transvaal, RSA

Deposit Garnet, NY, USA.

Deposit tembaga Mackay, USA dan

Deposit pirometasomatik (skarn)

terbentuk oleh proses replasemenCraigmont, Canada. Deposit talk, Luzenac, France

batuan samping disekitar intrusi.

Konsentrasi awal atau further elemen bijih oleh proses metamorfisme, Beberapa vein emas dan

deposit disseminated nikel dalam

seperti granitisasi, proses alterasi, dll.tubuh ultramafik.

TEORI PROSES TIPE DEPOSIT

Terbentuk oleh proses eksternalAkumulasi Mekanik Konsentrasi gravitasi, mineral resisten ke dalam endapan placer.

Timah placer Malaysia

Emas placer Yukon, Canada.

Deposit kaolin Georgia, USAPresipitasi Sedimenter

Sedimentary precipitates

Presipitasi particular elements dalam suitable sedimentary environment, dengan atau tanpa intervensi organisme biologis.

Banded iron formations of the

Precambrian shields. Deposit mangan Chiaturi, USSR

Deposit evaporit Zechstein, Eropa.

Deposit Posfat Florida, USA.Proses Residual Pencucian (leaching) elemen yang mudah larut dari batuan dan meninggalkan elemen yang tidak larut sebagai material sisa.

Nikel laterit New Caledonia,

Bauksit Hungaria, Prancis, Jamaika dan Arkansas, USA.

Pengayaan sekunder atau supergen

Secondary or supergene

enrichment

Pencucian (leaching) elemen berharga dari bagian atas suatu deposit mineral dan kemudian di- presipitasikan pada kedalaman untuk membentuk konsentrasi yang tinggi.

Beberapa bonanza emas dan perak

Bagian atas sejumlah deposit tembaga porfiri

Volcanic exhalatif ( = Sedimentary exhalatif)

Exhalations larutan hidrotermal di permukaan, biasanya di bawah laut dan umumnya menghasilkan tubuh bijih stratiform.

Deposit logam dasar

Meggan, Jerman;

Deposit Kuroko, Jepang; Black

Smoker deposits of modern oceans

Merkuri Almaden, Spanyol

Deposit solfatara (kaolin +

alunit), Sisilia.1.3 FLUIDA PEMBAWA BIJIHBagaimana suatu deposit bijih bisa terbentuk?Pembentukan deposit mineral/bijih adalah suatu proses yang sangat kompleks. Setiap jenis mineral/bijih (ore) dan mineral gangue, memiliki tipe deposit sendiri yang berbeda dengan tipe deposit lainnya, baik proses pembentukannya, mineralogy, tekstur, kandungan, bentuk, ukuran, dan lain-lain. Ada banyak hal yang saling menpengaruhi dalam pembentukan suatu deposit mineral/bijih. Salah satu faktor yang paling dominan dalam pembentukan deposit suatu mineral adalah fluida pembawa bijih.

Fluida pembawa bijih terdiri atas : (1) fluida magmatik,

(2) fluida hidrotermal,

(3) air meteoric, (4) air laut,

(5) air konat, dan

(6) fluida metamorfik.

Temperatur dan tekanan juga memegang peranan yang sangat penting, tapi sebagian proses bekerja pada temperatur dan tekanan permukaan. Faktor lain yang cukup berperan adalah gas, porositas dan permeabilitas batuan, atmosfer, organisme dan batuan samping.

1.3.1. MAGMAMagma adalah larutan pijar (a high temperature molten) yang bersifat mobil dan terbentuk secara alamiah pada mantel bumi bagian atas atau pada kerak bumi. Temperatur magma sangat tinggi, berkisar antara 625oC (magma felsik) hingga

>1200oC (magma mafik). Umumnya, komposisi magma tidak homogen; sebagian kaya akan unsur-unsur ferromagnesian, sebagian lainnya banyak mengandung silika,

sodium atau potassium, volatile, xenolith reaktif, atau substansi-substansi lainnya. Komposisi magma juga terus berubah karena adanya reaksi kimia selama proses asimilasi dan difrensiasi dalam magma berlangsung. Disamping itu, magma bersifat tidak static dan bukan merupakan suatu system yang tertutup. Magma terus menuju

suatu kesetimbangan dengan lingkungan sekitarnya.

Asimilasi magma adalah proses larutnya batuan samping ke dalam magma akibat pergerakan magma. Pergerakan magma sendiri terjadi akibat adanya :

1. Tekanan gravitasi batuan sekitarnya terhadap dapur magma

2. Tekanan lateral karena gerakan tektonik

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

4. Stoping (batuan samping yang jatuh ke dalam magma akibat pergerakan/desakan magma ke batuan samping). Difrensiasi magma adalah proses yang menyebabkan magma terpisah menjadi dua bagian atau lebih yang berbeda komposisi. Difrensiasi meliputi :

1. Liquid Immiscibility; pembentukan dua liquid yang tidak bercampur dalam suatu tempat (seperti minyak dan air).2. Kristalisasi Fraksional; pemisahan kristal yang terbentuk lebih dulu dari larutan karena gaya gravity settling, mekanika filter pressing, atau pengaruh arus konveksi dalam dapur magma.

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

terletak pada bagian atas dapur magma.

4. Difusi thermal; gradient temperatur menyebabkan perbedaan mineral yang terbentuk.

Pada proses pendinginan magma, kristalisasi dan pemisahan ke dalam fraksi-fraksi terjadi karena proses kristalisasi fraksinasi atau difrensiasi. Elemen logam (dalam hal ini) dapat terkonsentrasi oleh suatu mekanisme pembentukan batuan dalam berbagai bentuk (yang akan dibahas kemudian).Selama difrensiasi berlangsung, bagian magma yang bersifat lebih mafik kaya akan kromium, nikel, platinum dan terkadang fosforous dan elemen-elemen lainnya. Sebaliknya, konsentrasi tin, zirconium, thorium dan berbagai elemen lain ditemukan dalam unit silicic (felsik). Kumpulan mineral penyusun batuan beku (logam dan non-logam) dari kristalisasimagma merepresentasikan sifat-sifat magma asal mineral-mineral tersebut. Didalam dapur magma, terjadi beberapa proses yang saling terkait danberkesinambungan (tergantung sifat magma asalnya).1.3.2. FLUIDA HIDROTERMALSisa magma semakin banyak mengandung air magmatik (juvenil). Air magmatik tersebut mengandung volatile dan larutan mineral yang memiliki titik beku yang cukup rendah dan merupakan mother liquors dari larutan hidrotermal. Bowen dan ahli geologi lainnya menyatakan bahwa larutan hidrotermal adalah residu dari injeksi pegmatite setelah unsur-unsur pegmatite mengkristal.

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

Kandungan air magmatik menyebabkan turunnya viskositas magma, titik beku mineral semakin rendah dan memungkinkan pembentukan mineral yang tidak bisa terbentuk pada dry melt. White (1967) menyatakan bahwa komposisi air magmatik bisa dideterminasi dari (1) tipe magma dan sejarah kristalisasi, (2) hubungan temperatur dan tekanan selama dan setelah pemisahan dari magma, (3) jenis air lain yang kemungkinan bercampur dengan air magma pada saat bergerak, dan (4) reaksi dengan batuan samping.

Air adalah komponen bersifat mobil paling penting dalam magma, jumlahnya yang terus bertambah seiring dengan proses difrensiasi memegang peranan penting dalam transportasi komponen bijih. Jumlah air dalam magma berkisar antara 1 15 % yang merupakan fungsi dari berbagai parameter seperti kandungan air dalam magma awal, banyaknya air yang masuk dari batuan samping, tingkat porositas-permeabiliatas batuan samping, tekanan magma dan tekanan dinding dapur magma, dan temperatur.

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

Pemahaman sifat fluida (hidrotermal) sangat penting untuk menjelaskan potensi kimia dan bagaimana fluida tersebut dapat bergerak disepanjang zona-zona lemah seperti patahan, kekar, pori-pori batuan dan lain-lain. Disamping sifat air magmatik diatas, maka hal-hal lain yang mempengaruhi pembentukan deposit bijih adalah kandungan volatile, densitas fluida, salinitas dan kandungan senyawa-senyawa kompleks dalam fluida tersebut.

Kandungan volatile, meskipun jumlahnya kecil, sangat berperan dalam mengurangi viskositas larutan, menurunkan titik melting, mengumpulkan dan media transportasi logam, dan juga berperan penting dalam pembentukan deposit mineral.

Densitas fluida hidrotermal mempengaruhi viskositas, dinamika aliran (flow dynamics) dan mengontrol kelarutan komponen bijih (Helgeson, 1964). Salinitas berhubungan langsung dengan konsentrasi logam pada temperatur tinggi, dimana semakin tinggi salinitas fluida semakin besar konsentrasi logam berat dalam larutan (Ellis, 1970). Senyawa kompleks yang paling penting dalam fluida adalah kompleks klorida karena perannya dalam transportasi dan pembentukan deposit bijih. Kompleks ini dapat membentuk bijih dengan berbagai unsur seperti Cu+2, Zn+2, Pb+2, Ag, Hg+2.

1.3.3. AIR METEORIK

Air yang berasal dari atmosfir (hujan, salju) disebut air meteorik. Air tersebut mengalami perkolasi ke bawah dan bereaksi dengan lithosfer dalam proses supergen. Dalam proses tersebut, air meteoric melarutkan oksigen, nitrogen, karbondioksida, dan gas-gas lain serta berbagai elemen kerak bumi lainnya - sodium, calcium, magnesium, sulfat dan karbonat yang sangat penting untuk mengikat dan membentuk deposit bijih.

1.3.4. AIR LAUTKarakteristik air laut sebagai fluida pembentuk bijih adalah dalam konteks evaporit, fosforit, submarine exhalites, nodul mangan, dan endapan kerak samudera. Air laut diasumsikan dapat (1) berperan pasif sebagai medium dispersi untuk pelarutan ion, molekul, dan partikel suspensi, dan (2) berperan aktif dalam melarutkan ion dalam batuan di lantai dasar samudera (table 15.1).

1.3.5. AIR KONATAir yang terperangkap dalam batuan sedimen bersamaan dengan pengendapan material sedimen disebut air konat. Air konat sangat banyak diteliti dalam hubungannya dengan eksplorasi dan produksi lapangan minyak. Disamping itu air konat sangat banyak mengandung sodium dan klorida, dan juga mengandung calcium, magnesium, dan bikarbonat, dan kadang strontium, barium, dan nitrogen (White,

1968). Pada kondisi aktif, air konat memiliki daya pelarutan yang sangat tinggi terhadap unsur-unsur logam.

1.3.6. FLUIDA METAMORFIKAir konat dan air meteoric yang berada di dalam bumi karena pengaruh panas dan tekanan (oleh pengaruh intrusi magma atau metamorfisme regional) menjadi sangat reaktif (Shand, 1943). Perubahan inilah yang kemudian menjadi air metamorfik yang diyakini sangat aktif sebagai pembawa bijih.

13

II. KONSENTRASI MAGMATIKDeposit magmatik dihasilkan dari kristalisasi langsung, atau konsentrasi oleh proses difrensiasi di dalam dapur magma. Beberapa bijih terbentuk karena adanya efek fisika seperti gravitasi; misalnya pembentukan kristal kromit yang terendapkan pada lantai dapur magma, dan sebagian lainnya terbentuk karena perubahan kimia, seperti perubahan pH yang dihasilkan dari reaksi antara fluida pembawa bijih dengan batuan induk (host rock). Turunnya temperatur dan tekanan, atau perubahan velocity media transport, atau pemisahan larutan, juga dapat menyebabkan reaksi kimia yang menghasilkan pengendapan bijih.

Secara umum dalam pembentukan deposit mineralnya, magma asal yang terbentuk pada awalnya masih bersifat mafik, terutama yang terbentuk di sepanjang zona subduksi (dibawah kerak kontinen atau pada kerak samudera). Magma mafik ini sebagian besar mengandung komponen silikat dan dalam jumlah terbatas komponen oksida dan sulfida (gambar 2.1). Pada kondisi ini elemen metal dapat terkonsentrasi dalam berbagai bentuk oleh mekanisme pembentukan batuan berupa kristalisasi, fraksinasi, dan difrensiasi magma (gambar 2.2). Kristalisasi magma mafik menghasilkan kromit, nikel, platinum dan lain-lain.Kristalisasi magma selanjutnya, magma sisa (rest magma) semakin bersifat felsik dansemakin banyak mengandung komponen sulfida dan oksida. Proses difrensiasi magma

pada tahapan ini memegang peranan penting dalam membentuk deposit-deposit mineral berharga.

Kristalisasi magma felsik menghasilkan tin, zirconium, thorium dan elemen lainnya.Sebagian magma sisa kemudian menerobos batuan samping yang dikenal sebagaiperistiwa injeksi magmatik. Komponen berharga dari proses ini disebut deposit injeksi

magmatik.

Secara berangsur, kadar air dan konsentrasi volatile di dalam magma sisa (rest magma) bertambah banyak. Disamping itu, banyak juga terkandung CO2, boron, fluorine, chlorine, sulfur, phosphorus, dan elemen-elemen lainnya. Kesemua komponen tersebut membantu mengurangi viskositas magma dan menurunkan titik beku mineral. Magma sisa pada kondisi ini memasuki tahapan aqueo-igneous - yaitu suatu peralihan antara fase igneous menjadi fase hidrotermal yang disebut tahap pegmatitik.

Jika kandungan gas dalam magma - yang terdiri atas unsur air (90%); CO2, H2S, danS melimpah; dan CO, HCL, HF, H2, N, Cl, F, B dan lain-lain - semakin besar, prosesmagmatik akan memasuki proses pneumatolitik yaitu proses yang disebabkan oleh

lepasnya gas dari dalam magma. Gas-gas tersebut merupakan agen yang baik untuk memisahkan dan mengangkut material berharga dari magma. Proses pneumatolitik adalah proses yang sangat penting dalam membentuk metasomatisme kontak (Daubree, 1841).Gambar 2.1. Skema sekuen proses magmatik awal yang mengawali pembentukan ore magma dan penempatannya. Gambar ini menunjukkan proses difrensiasi yang semakin ke kanan semakin asam (digambar ulang dari A.J. Naldrett dalam Gulibert & Park, 1981).Guilbert & Park, 1981, menyatakan bahwa pengendapan bijih magmatik dapat terjadi melalui lima cara, yaitu :

1. Sedimentasi Magmatik (magmatic sedimentation) atau pengendapan dan akumulasi mineral yang telah mengkristal (crystal settling).2. Kristalisasi langsung pada dinding atau lantai dapur magma.

3. Pemisahan liquid magmatik dan pemadatannya.

4. Konsolidasi batuan beku yang mengandung asesori mineral ekonomik.

5. Kristalisasi magma secara keseluruhan.

Pengendapan terjadi karena pada saat terjadi konveksi, terjadi penurunan temperatur magma yang memungkinkan mineral-mineral tertentu mulai terbentuk terutama pada puncak dapur magma. Kristal mineral-mineral tersebut memiliki variasi berat jenis, ukuran butir, dan bentuk kristal. Variasi ini menyebabkan kristal-kristal tersebut bergerak kebagian bawah dapur magma karena gaya gravitasi dan didukung oleh viskositas magma asal yang masih rendah. Akumulasi mineral tertentu dapat terjadi

karena hanya larutan bersifat mafik yang memiliki viskositas rendah yang dapat terbentuk melalui proses ini.

Olivine membentuk dunit, Olivine dan ortopiroksin membentuk peridotit (90% atau lebih olivine), Olivine dan piroksin membentuk pyroxenite (90% atau lebih enstatite).Gambar 2.2 Modifikasi Bowens reaction series (Guilbert & Park, 1981)

Jensen & Bateman, 1981, membagi deposit bijih dari konsentrasi magmatik ke dalam dua tipe, yaitu :

1. Magmatik Awal (Early Magmatic)

a. Dissemination b. Segregation

c. Injection

2. Magmatik Akhir (Late Magmatic)

a. Residual liquid segregation b. Residual liquid injection

- Residual liquid Pegmatitic Injection

c. Immiscible liquid segregation d. Immiscible liquid injection

2.1. Magmatik Awal (Early Magmatic).

Deposit magmatik awal dihasilkan dari pembekuan magma langsung yang disebut orthotectic dan orthomagmatic. Deposit ini terbentuk oleh (1) kristalisasi langsung tanpa konsentrasi, (2) segregasi kristal yang terbentuk lebih dahulu, dan (3) injeksi material padat ke tempat lain oleh difrensiasi. Mineral bijih mengkristal lebih dulu dibanding batuan silikat dan sebagian kemudian terpisah karena difrensiasi kristalisasi.

2.1.1. Diseminasi (Dissemination)

Proses kristalisasi magma untuk pertama kali, terjadi relatif pada kedalaman besar, menghasilkan batuan beku granular. Kristal mineral (termasuk mineral bijih dalam bentuk fenokris) yang terbentuk dalam proses ini tidak terkonsentrasi, tapi tersebar merata (disseminated) di dalam tubuh batuan beku intrusive, bisa berbentuk dike, pipa atau massa berbentuk stok. Ukuran depositnya sangat besar dibandingkan jenis deposit lainnya. Contoh deposit adalah pipa intan Afrika Selatan yang tersebar merata dalam batuan kimberlite dan korundum yang tersebar dalam nephelin syenite di Ontario.

2.1.2. Segregasi (Segregation)Segregasi magmatik awal adalah konsentrasi pertama pertama yang menghasilkan unsur-unsur berharga dari magma, terbentuk karena difrensiasi kristalisasi akibat gaya gravitasi. Karena kristalisasi tersebut, sebagian material menjadi lebih berat dari larutan sehingga material tersebut terendapkan dan terakumulasi pada bagian bawah dapur magma. Bentuk deposit mineral jenis ini biasanya lenticular dan berukuran kecil. Kadang juga ditemukan dalam bentuk layer dalam batuan induk. Contoh depositnya adalah deposit kromit Bushveld Igneous Complex (BIC) di Afrika Selatan.

2.1.3. Injeksi (Injections)Beberapa deposit bijih magmatik terbentuk dalam grup ini. Mineral bijih kemungkinan terbentuk karena difrensiasi kristalisasi, lebih dulu atau bersamaan dengan dengan mineral batuan silikat yang berasosiasi dengan mineral bijih tersebut. Mineral-mineral yang terbentuk tidak terakumulasi pada tempatnya terendap, tapi di-injeksi-kan dan terkonsentrasi pada batuan samping. Contoh deposit seperti ini adalah dike titanoferous magnetit di Cumberland, dan pipa platinum di Afrika selatan.

2.2. Magmatik Akhir (Late magmatic).Deposit magmatik akhir terdiri atas deposit mineral bijih yang mengkristal dari magma residual setelah pembentukan batuan silikat sebagai bagian akhir dari proses magmatik. Gejala yang sering diperlihatkan berupa pembentukan mineral-mineral kemudian yang memotong endapan magmatik awal, dicirikan oleh adanya reaction rim pada sekeliling mineral yang telah terbentuk. Deposit yang terbentuk berasal dari proses difrensiasi kristalisasi, akumulasi gravitatif dari heavy residual liquid, dan pemisahan liqud sulfide droplets (yang disebut liquid immiscibility), dan berbagai bentuk difrensiasi lainnya.

Perbedaan nyata antara proses magmatik awal dan akhir adalah deposit magmatik awal terbentuk pada tempat dimana tubuh intrusi batuan beku (magma) terbentuk dan setelah akumulasi mineral bijih membeku, tidak ada lagi perpindahan tempat. Sedang pada deposit magmatik akhir, kadang-kadang akumulasi tersebut masih berpindah dan diendapkan pada batuan samping.

2.2.1. Gravitative Liquid AccumulationResidual Liquid SegregationPemisahan yang terjadi di dalam dapur magma oleh proses difrensiasi kristalisasi sudah terjadi mulai dari tahap awal sampai konsolidasi akhir. Karena mineral-mineral mafik mengkristal lebih dulu, maka magma residu yang lebih bersifat felsik menjadi sangat kaya akan silika, alkali, dan air. Kristal yang terbentuk pertama cenderung akan bergerak ke dasar dapur magma karena berat jenisnya lebih besar dari liquid residu-nya. Deposit mineral pada tipe ini terbentuk karena adanya proses difrensiasi kristalisasi dan akumulasi magma residual. Contoh endapannya adalah deposit Titanomagnetik di Bushveld.

Residual Liquid InjectionLiquid residual yang banyak mengandung logam yang terakumulasi di dalam dapur magma, sebelum terkonsolidasi, bisa mengalami pergerakan dan diinjeksikan ke tempat lain yang tekanannya lebih rendah (karena adanya tekanan dari batuan induk atau tekanan dari dalam magmanya sendiri) membentuk mineral-mineral berikutnya secara terkonsentrasi (Residual Liqud Injection).2.2.2. Residual Liquid Pegmatitic InjectionPembentukan pegmatitik dihasilkan dari injeksi fluida magmatik yang mengandung bahan-bahan mineral pembentuk batuan yang masih tersisa, air, karbondioksida, konsentrasi rare elements, mineralizers, dan logam. Beberapa deposit pegmatite memiliki deposit mineral berharga dan layak untuk dieksploitasi. Tubuh pegmatitik biasanya berupa intrusi dike atau intrusi irregular.

Pegmatit yang memiliki nilai ekonomi umumnya berasosiasi dengan batuan beku felsik seperti granit dan diorit. Deposit pegmatite dicirikan oleh dominasi kuarsa, feldspar, dan mika; mineral tersebut membentuk zonasi dari dinding (wall) ke inti (core) injeksi. Feldspar dan mika dominan pada bagian dinding hingga intermediet, kuarsa dominan pada bagian inti. Kristal-kristal besar pada zona inti dihasilkan dari fluiditas magma yang sangat tinggi (viskositas rendah) memungkinkan ion-ion dapat bergerak lebih cepat untuk membentuk muka kristal. Deposit logam yang cukup penting adalah tantalium, niobium, tin, tungsten, molybdenum, dan uranium. Disamping itu, terdapat pula deposit mineral industri seperti feldspar, mika, kuarsa, korondum, kriolit, gemstone, rare earth, dan mineral-mineral yang mengandung beryllium, lithium, cesium, dan rubidium.

2.2.3. Immiscible LiquidImmiscible Liquid SegregationPada tahap ini, terjadi penetrasi larutan magma yang tersisa dan kemudian membentuk mineral-mineral berikutnya secara terkonsentrasi (Immiscible Liquid Separation & Acumulation). Skinner & Peck menemukan suatu larutan immiscible sulfide melt pada tahap akhir pendinginan lava Hawai yang jenuh akan sulfide sulfur pada temperatur 1065oC. Sulfide-rich phases terdiri atas dua yang pertama immiscible sulfide-rich liquid dan yang kedua adalah copper-rich pyrrhotite solid solution. Sulfide-rich liquid terdiri atas kombinasi pyrrhotite, chalcopyrite, dan magnetite. Larutan tersebut mengandung oksigen yang cukup banyak, yang menurunkan permukaan sulfide liquidus. Skinner & Peck menyimpulkan bahwa pada fase pertama yang mengkristal adalah copper-nickel-rich pyrrhotite solid solution. Jadi fase pertama kristalisasi immiscible sulfide liquid dapat mengkonsentrasikan copper dan nickel yang dapat menghasilkan suatu ore bodies yang komersial.

Vogt dalam Jensen & Bateman, 1981, melihat bahwa iron-nickel-copper sulfides larut sekitar 6 atau 7 persen dalam magma mafik dan selama pendinginan larutan tersebut memisahkan diri sebagai immiscible sulfide drops, yang kemudian terakumulasi pada dasar dapur magma dan membentuk liquid sulfide segregation.

Dalam hal ini segregasi tersebut akan menyerupai akumulasi molten copper (matte)yang terkumpul pada bagian bawah tungku peleburan.Sulfida-sulfida akan tetap dalam bentuk liquid hingga semua silikat mengkristal; karenanya sulfida-sulfida tersebut melakukan penetrasi dan merusak silikat yang terbentuk lebih dulu dan kemudian mengkristal disekitarnya. Jadi sulfida adalah mineral pyrogenic yang mengkristal paling akhir, dan karena sulfida-sulfida tersebut melakukan penetrasi dan merusak silikat yang terbentuk sebelumnya, kadan mereka dinterpretasikan sebagai hidrotermal.

Immiscible Liquid InjectionJika fraksi yang kaya akan sulfida telah terakumulasi (seperti dijelaskan diatas) dan kemudian mengalami gangguan sebelum terkonsolidasi, fraksi tersebut akan mendesak ke dinding dapur magma membentuk celah atau membentuk daerah breksiasi pada batuan samping dan akhirnya terkonsolidasi membentuk immiscible liquid injection.

Setelah proses-proses di atas terjadi (Early Magmatic Process dan Late MagmaticProcess) jika magma asalnya banyak mengandung unsur volatile, maka unsure-unsur volatile tersebut bersama larutan sisa, disebut larutan magma sisa (rest

magma) akan membentuk jebakan transisi ke pegmatitit-pneumatolitis.

Apabila pembentukan deposit pegmatitit-pneumatolitis sudah berakhir, makalarutan sisa magmanya akan sangat encer, karena tekanan gasnya sudahmenurun dengan cepat. Larutan terakhir ini akan membentuk jebakan hidrotermal.

III. METASOMATISME KONTAKperubahan metamorfik yang disertai pengantaran material dari external sourceUmumnya magma tidak sempat mencapai permukaan bumi, tapi terkonsolidasi di dalam kerak bumi. selama proses konsolidasi tersebut (1) emanasi fluida bertemperatur tinggi (selama atau sesaat setelah konsolidasi magma) menghasilkan efek pada invaded rock, dan (2) kristalisasi cenderung menyebabkan konsentrasi volatil dalam residual liquid bertambah, sehingga pada akhir konsolidasi terdapat volatil dalam jumlah besar yang akan bereaksi dengan batuan samping.

Efek emanasi magma pada batuan samping terdiri atas dua tipe, yaitu (1) efek panas tanpa aksesi dari magma yang menghasilkan metamorfisme kontak, dan (2) efek panas yang disertai aksesi dari dapur magma yang menghasilkan metasomatisme kontak. Kedua tipe tersebut agak sulit dibedakan, dalam kaitannya dengan deposit mineral metamorfisme kontak jarang menghasilkan deposit mineral yang cukup eonomis dan sebaliknya metasomatisme kontak sering menghasilkan deposit mineral yang ekonomik.

Metamorfisme kontak memperlihatkan sifat-sifat yang dipengaruhi oleh (1) endogene atau efek internal pada daerah diluar margin tubuh intrusif dan (2) exogene atau efek eksternal pada batuan yang kontak dengan intrusi magma.

Efek endogene berupa perubahan tekstur dan mineral pada border zone; mineral pegmatit seperti tourmalin, beryl, atau garnet bisa ditemukan.

Efek exogene terdiri atas baking atau pengerasan pada batuan samping dan secara umum menyebabkan transformasi. Mineral lama diurai, dan ion-ionnya

mengalami rekombinasi untuk membentuk mineral stabil pada kondisi tersebut. Sebagai contoh, mineral AB dan CD bisa ter-rekombinasi menjadi AC dan BD. Dalam impure limestone yang mengandung Calcium Carbonat, magnesium, iron, kuarsa dan lempung dapat terjadi alterasi seperti :

Calcium oksida + kuarsa wollastonite dolomit + kuarsa + air termolite dolomit + kuarsa + air + iron actinolite kalsit + lempung + kuarsa grossularite garnetDalam semua alterasi tersebut komposisi kimia batuan hampir tidak ada perubahan.Alterasi semakin kuat pada daerah yang dekat dengan tubuh intrusi dan menghasilkan suatu metamorphic aureule disekitar intrusi dalam berbagai bentuk dan ukuran

tergantung pada bentuk dan ukuran intrusi.

Metasomatisme kontak berbeda dengan metamorfisme kontak dalam hal banyaknya accessions dari magma yang terlibat dalam reaksi. Dalam reaksi metasomatik dengan batuan kontak, mineral baru yang terbentuk dibawah kondisi temperatur dan tekanan yang tinggi bisa terdiri atas sebagian atau seluruhnya berasal dari magma. Mineraloginya pun lebih bervariasi dan kompleks dibanding metamorfisme kontak, sedang depositnya terbentuk dengan baik terutama pada batuan calcareous.

3.1. PROSES DAN EFEKEmanation membawa unsur-unsur yang me-replace the intruded rock membentuk mineral logam dan non-logam yang terdistribusi secara tidak teratur dalam contact aureule. Tapi tidak semua intrusi magma dapat menghasilkan deposit metasomatisme kontak berharga karena sangat terkait dengan tipe magma dan lingkungan pembentukannya. Magma harus mengandung unsur-unsur berharga, dan batuan kontak harus berupa batuan yang reaktif dan pada the invaded zone sebaiknya dapat dicapai oleh sirkulasi air konat dan air meteorik.

Temperatur. Semakin jauh dari zona kontak, temperatur semakin menurun. Penurunan tersebut (secara gradual selama pendinginan magma yang lambat) menyebabkan terjadinya zona mineralisasi disekitar tubuh intrusif. Disamping temperatur, zonasi tersebut juga sangat tergantung pada chemical gradient. Kehadiran mineral wollastonite, andalusite, sillimanite, kyanite, kuarsa, dan lain-lain, mengindikasikan bahwa metasomatisme kontak terjadi pada temperatur antara 300o-

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

Rekristalisasi, Rekombinasi, dan Accessions. Rekristalisasi dan rekombinasi mineral penyusun batuan terjadi pada alteration halo. Rekristalisasi adalah indikasi paling ringan dalam aksi kontak magma dengan invaded rock, terbentuk pada zona alterasi terluar. Rekombinasi ion-ion terjadi dengan penambahan material dari magma. Sebagai contoh, mineral AB dan CD te-rekombinasi menjadi AC dan BD, kemudian menjadi ACX dan BDY, dimana X dan Y adalah Accessions dari magma.

Dolomit + kuarsa (+ temperatur tinggi) tremolite, kemudian seiring dengannaiknya temperatur terbentuk forsterite, diopside, periclase, wollastonite,monticellite, spurrite, merwinite, dan larnite.

Magmatic accession terutama terdiri atas logam-logam, silika, sulfur, boron,chloride, fluorine, potassium, magnesium, dan sejumlah sodium.Perubahan Volume. Berbagai penelitian menunjukkan adanya ekspansi volume dalam metasomatisme kontak. Lingdren yang meneliti deposit metasomatik di Morenici, Arizona, menunjukkan jika CaO dalam 1cc CaCO3 dikonversi menjadi andradit garnet, volume CaO akan berubah menjadi 1,40cc, atau terjadi ekspansi volume hampir setengah dari volume semula.

Tahap Pembentukan. Metasomatisme kontak mulai terjadi sesaat setelah intrusi dan berlanjut hingga setelah bagian terluar intrusif terkonsolidasi. Secara umum, tahap pertama terjadi rekristalisasi dan rekombinasi dengan atau tanpa accessions dari magma. Mineral yang pertama terbentuk adalah mineral-mineral silikat. Magnetit dan hematite kadang terbentuk bersamaan atau sesudah pembentukan mineral-mineral silikat tersebut, tapi secara umum kedua jenis mineral tersebut (silikat dan oksida) mendahului pembentukan mineral-mineral sulfida. Berturut-turut terbentuk pyrite dan arsenopyrite, disusul oleh pyrhotite, molybdenite, sphalerite, chalcopyrite, galena, dan paling akhir terbentuk sulfo-salts. Pada beberapa tempat, sulfida ditemukan terbentuk bersamaan dengan silikat, namun ini sangat jarang terjadi.

Transfer material antara fluida magmatik dengan batuan samping terutama terjadi pada periode akhir konsolidasi magma, yaitu setelah pendinginan border atau chill zone dan selama akumulasi magma sisa dimana mineralizer mulai terbentuk.

3.2. HUBUNGAN METASOMATISME KONTAK DENGAN INTRUSIPembentukan deposit metasomatisme kontak sangat tergantung pada komposisi magma, batuan induk (host rock), dan kaitan antara ukuran dan kedalaman tubuh intrusif. Tubuh ekstrusif juga menghasilkan efek pada batuan samping seperti baking, pengerasan, atau efek lain pada daerah kontak, tapi sangat jarang menghasilkan deposit mineral.

Komposisi Intrusi. Efek metamorfisme dapat terjadi pada semua jenis magma, tapi metasomatisme kontak umumnya hanya terbentuk pada intrusi yang bersifat intermediet hingga felsik. Jarang deposit yang dijumpai pada intrusi mafik dan hampir tidak ada dalam intrusi ultramafik. Penyebabnya adalah karena pada material felsik lebih banyak mengandung fluida dibanding material mafik.

Ukuran dan Bentuk Intrusi. Umumnya deposit metasomatik kontak berasosiasi dengan tubuh intrusi yang berukuran besar seperti stocks dan batholith. Jarang ditemukan deposit yang berasosiasi dengan intrusi yang lebih kecil seperti laccolith, sill, ataupun dike. Disamping itu, tubuh intrusi yang membentuk kontak dengan kemiringan landai dengan batuan samping menghasilkan zona mineralisasi yang lebih luas dibanding kontak intrusi dengan kemiringan besar.

Kedalaman Intrusi. Kedalaman intrusi adalah faktor yang penting dalam pembentukan deposit metasomatisme, karena deposit hanya terbentuk pada batuan dengan massa dasar granular, yang mengindikasikan pendinginan yang relatif lambat pada kedalaman yang besar (1000~2100m). Tidak adanya deposit pada batuan dengan tekstur glassy atau afanitik yang mengindikasikan pendinginan yang cepat pada kedalaman dangkal, menunjukkan bahwa kondisi dekat permukaan tidak cocok untuk pembentukan deposit metasomatik.

Alterasi pada Intrusi. Tubuh intrusi juga mengalami alterasi selama terjadinya metamorfisme kontak. Epidote misalnya, adalah mineral utama dalam tubuh intrusi yang kemungkinan dihasilkan dari absorpsi CaO dan CO2 dari the invaded rock. Mineral lain yang terbentuk dengan cara yang sama adalah sebagian garnet, vesuvianite, chlorite, diopside, disamping serisitisasi yang juga kadang ditemukan.

3.3. HUBUNGAN METASOMATISME KONTAK DENGAN THE INVADED ROCK Karakter dan penyebaran alterasi pada the invaded rock tergantung pada komposisi

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

Komposisi The Invaded Rock. Batuan karbonat adalah batuan yang paling penting dalam pembentukan deposit metasomatik. Pure limestone dan dolomit mudah mengalami rekristalisasi dan rekombinasi dengan elemen-elemen dari external source. Sedang kehadiran unsur-unsur pengotor seperti silika, alumina, dan besi dalam impure carbonate rocks memungkinkan terbentuknya lebih banyak kombinasi mineral. Batupasir juga mengalami rekristalisasi menjadi kuarsit dan kadang mengandung pula mineral-mineral metasomatik. Serpih (shale) dan slate teraltersi menjadi hornfels yang mengandung andalusite, sillimanite, staurolite, dan garnet, namun secara umum batuan-batuan argillaceous jarang mengandung deposit metasomatisme yang bernilai ekonomis.

Struktur The Invaded Rock. Struktur yang terdapat pada the invaded rock baik primer maupun sekunder, seperti kemiringan bidang perlapisan dan sesar, mempengaruhi luas dan posisi zona metasomatik kontak. Kemiringan perlapisan yang condong kearah tubuh intrusi sangat baik untuk pembentukan zona metasomatik. Demikian juga sesar dapat menjadi channelway untuk fluida metasomatik menyebar.

3.4. DEPOSIT METASOMATISME KONTAKDeposit metasomatisme kontak umumnya ukurannya relatif kecil dengan dimensi sekitar 30 - 120m, distribusinya tidak merata di dalam contact aureule dan cenderung terkonsentrasi pada sisi tubuh intrusi yang landai. Bentuknya umumnya irregular atau mengikuti bidang perlapisan, kekar-kekar, atau struktur lainnya.

Mineral-mineral gang yang biasa ditemukan dalam deposit metasomatik antara lain adalah grossularite dan andradite garnet, hedenbergite, tremolite, actinolite, wollastonite, epidote, zoesite, vesuvianite, diopside, forsterite, anorthite, albite, fluorite, chlorite, mika dan lain-lain. Kuarsa dan mineral-mineral karbonat selalu ditemukan. Sebagai tambahan, silikat yang mengandung mineralizers seperti tourmaline, axinite, scapolite, ludwigite, chondrodite, dan topaz, kadang-kadang ditemukan juga.

Mineral bijih terdiri atas oksida, logam murni (native), dan sulfida, arsenides, dan sulfo- salts. Bijih oksida terdiri atas magnetite (paling banyak), ilmenite, hematite (specularite), corondum, dan spinel. Logam murni yang paling banyak adalah graphite, sedang emas dan platinum dijumpai dalam jumlah sedikit. Sulfida terutama terdiri atas base-metal sulfides. Kadang juga ditemukan sulfo-arsenides dan antimonides, tellurides, sceelit, dan wolframit.

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

Metasomatisme Kontak (Bateman & Jensen, 1981)

Deposit Chief Minerals Example of DepositIron Magnetite and hematite Cornwal. Pa. Mex

Copper(Tembaga)

Chalcopyrite and bornite, with pyrite, pyrhotite,

sphalerite, molybdenite, and iron oxides

Some deposits of Morenci

and Bisbee, Arizona

Zinc Sphalerite with magnetite, sulfides of iron and lead Hanover, N. Mexico

Lead

TinTungsten

Galena, magnetite,and sulphides of iron, copper,and zinc Magdalena, N. MexicoCassiterite, wolframit, magnetite, scheelite,pyrrhotite Pitkaranta, FinlandScheelite and minor sulphides, or wolframit withmolybdenite and minor sulfides Mill City, NevadaMolybdenum Molybdenite, pyrite, garnet Yetholm, Australia

Graphite Graphite and contact silicates South AustraliaGold

Gold with arsenopyrite, magnetite, and sulfides ofiron and copper Cable, Mont.; Suan, KoreaSilver Argentite, native, argentiferous galena Bingham district-Lark andU.S. MinesManganese Manganese and iron oxides and silicates Langban, Swedwn

Emery Magnetite and corondum, with ilmenite and spinel Virginia, Peekskil, N.Y.; Turkey; Greece

Garnet Garnet and silicates

Corondum Corondum with magnetite, garnet, and other silicates

Peekskil, N.Y.; Chester, Mass.

IV. HIDROTERMALProses pembentukan bijih secara primer pertama kali terbentuk dalam dapur magma, yang diikuti oleh proses-proses di luar dapur magma selama dan sesaat setelah proses konsolidasi berlangsung.

Hydrothermal mineralizing solution sebagian berasosiasi dengan magma dan sebagian lagi tidak. Istilah hidrotermal secara harfiah diartikan sebagai air panas, dan air panas bisa saja berasal dari proses lain selain proses magmatik. Dia bisa berupa air meteorik atau air konat atau kandungan air yang dilepaskan dari dalam batuan selama proses metamorfisme dan membentuk larutan hidrotemal. Menurut Helgeson, larutan hidrotermal adalah larutan yang kental, weakly dissociated, dan larutan elektrolit yang kaya akan chloride. Dengan kandungan chloride dan hadirnya ion H+, menunjukkan bahwa bahwa larutan hidrotemal tersebut bersifat asam. Tentu saja hal ini sangat tergantung pada derajat disosiasi HCl menjadi ion H+ dan Cl-. Pada temperatur 100oC atau kurang, HCl hampir komplit mengalami disosiasi dan pH menjadi rendah.

Lingdren berdasarkan pada temperatur, tekanan dan asosiasi mineral deposit hidrotermal, membagi deposit hidrotermal kedalam tiga kelas :

1. Hipotremal : Deposit hidrotermal yang terbentuk pada temperatur tinggi (300o 500oC) dan tekanan sangat tinggi didekat intrusif2. Mesotremal : Deposit hidrotermal yang terbentuk pada temperatur intermediet(200o 300oC), tekanan tinggi, dan terletak cukup jauh dari intrusif.3. Epitermal : Deposit hidrotermal yang terbentuk pada temperatu rendah (50o 200oC), tekanan menengah, dan terletak jauh dari intrusif. Buddington menambahkan dua kelas :

4. Teletermal : Deposit hidrotermal yang terbentuk setelah larutan bermigrasi jauh dari intrusif dimana kemungkinan sebagian materialnya tidak berasal dari

intrusif, temperatur dan tekanan rendah.

5. Xenotermal : Deposit hidrotermal yang terbentuk oleh larutan dekat permukaan pada kondisi temperatur awal dan tekanan awal tinggi

menyebabkan terjadinya reaksi dan pengendapan yang cepat

Dalam perjalanan melewati batuan, larutan hidrotermal secara berangsur mengendapkan mineralnya dalam bentuk (1) pengendapan dalam berbagai jenis bukaan (cavity filling) dalam batuan, membentuk cavity-filling deposits, atau (2) replasemen metasomatik dalam batuan membentuk replacement deposits. Pengisian bukaan oleh presipitasi bisa bersamaan dengan replasemen batuan samping. Namun secara umum, terjadi gradasi antara kedua tipe deposit mineral tersebut. Replasemen dominan terbentuk relatif dekat dari tubuh intrusif dan dibawah kondisi temperatur dan tekanan yang tinggi menghasilkan deposit hipotermal. Pengisian bukaan terbentuk relatif jauh dari tubuh intrusif dan dibawah kondisi temperatur dan tekanan yang rendah yang menghasilkan deposit epitermal. Sedang pada deposit mesotermal, kedua bentuk tersebut dapat ditemukan.

4.1. PRINSIP DASAR PROSES HIDROTERMALProses hidrotermal menghasilkan deposit mineral yang merupakan sumber suplai utama dari berbagai jenis mineral seperti emas, perak, tembaga, timah, antimon, kobalt, merkuri, molybdenum, uranium, tungsten, fluorspar, barite, gems, dan lain-lain.

Beberapa hal yang menjadi syarat pembentukan deposit hidrotermal adalah :

1. Tersedia mineralizing solutions (mineralizers) yang cukup banyak untuk melarutkan dan menjadi media transport bahan-bahan mineral,

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

3. Tersedia tempat untuk pengendapan kandungan mineral,

4. Reaksi kimia yang menghasilkan deposit, dan

5. Konsentrasi larutan cukup mengandung bahan-bahan mineral deposit untuk membentuk deposit yang baik.

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

4.1.1. Pergerakan Larutan Hidrotermal Melalui BatuanPergerakan larutan hidrotermal dari sumber ke tempat pengendapan sangat tergantung pada tersedianya bukaan (opening) dalam batuan, sedang pembentukan tubuh bijih yang besar tergantung kepada banyaknya suplai material yang bisa terangkut melalui bukaan tersebut. Dengan demikian bukaan tersebut harus saling berhubungan antara satu dengan lainnya. Berbagai tipe bukaan dalam batuan yang dapat menjadi saluran migrasi larutan disajikan pada tabel 3.1.Pore spaces

Crystal lattices

Tabel 3.1. Tipe-tipe bukaan dalam batuanOriginal CavitiesCooling cracks

Igneous breccia cavitiesVesicles or blow holesLava drain channel

Fissures, with or without faulting

Shear-zone cavities

Cavities due to folding and warping

Saddle reefs

Pitches and flats

Induced Channel

Bedding Planes

Volcanic pipes Tectonic pipes Collapse breccias Solution caves

Rock alteration openings Anticlinal and synclinal cracking and slumping

Porositas. Porositas batuan adalah persentase pori dalam batuan. Pada batuan dengan butiran berbentuk bulat, kisaran posositas dari minimum 25,95% dan maksimum 47,64%. Namun perlu diingat bahwa butiran batuan tidak pernah sepenuhnya bulat. Material berbentuk angular memiliki porositas yang lebih besar dibanding yang berbentuk bulat, dan material berukuran halus relatif lebih besar posositasnya dibanding material berukuran kasar.Persentase porositas dari beberapa sampel batuan adalah sebagai berikut :Rata-rataMaksimumMinimum

Granit0,3690,620,19

Batugamping4,8813,360,53

Batupasdir15,928,284,81

Oil sands19,4

Batulempung 28,43

Permeabilitas. Permeabilitas adalah kemampuan material meluluskan air. Permeabilitas tergantung pada porositas batuan, tapi batuan yang porous belum tentu permeabilitasnya bagus. Permeabilitas tergantung pada ukuran pori, banyaknya pori, dan interkoneksi antar pori. Beberapa lava vesikular berporositas tinggi, tapi karena tidak salin berhubungan menyebabkan permeabilitasnya rendah.

Pore Spaces. Pori batuan adalah ruang antar butiran. Pore spaces ini menyebabkan batuan menjadi permeabel dan memungkinkan transport dan akumulasi bijih-bijih, petroleum, gas, dan air.

Bedding Planes. Kenampakan pada formasi sedimen berupa bidang perlapisan. Vesicles or Blow Holes. Vesicles ar blow holes adalah bukaan yang dihasilkan

oleh ekspansi vapor seperti terlihat pada bagian atas beberapa aliran lava basal. Jika

vesicle tersebut terisi disebut amygdaloid.

Volcanic Flow Drains. Volcanic Flow Drains terbentuk pada aliran lava manakala sisi luar lava telah solid dan lava cair pada bagian dalam keluar membentuk pipa/saluran.

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

Cooling cracks bisa berbentuk blok, paralel, atau irregular.

Fissures. Fissures adalah bukaan berbentuk tabular memanjang dalam batuan. Terbentuk oleh gaya kompresi, tensile, atau torsion yang bekerja pada batuan dan kadang diikuti oleh patahan. Jadi patahan termasuk fissures, tapi tidak semua fissures diikuti oleh patahan. Fissures ini merupakan saluran yang sangat baik untuk transportasi larutan. Jika fissures tersebut terisi oleh logam atau mineral, disebut fissures veins.

Folding and Warping. Pelenturan dan lipatan lapisan sedimen menghasilkan bentuk : (1) bukaan saddle reef pada puncak lipatan yang tertutup, (2) pitches and flats adalah bukaan yang terbentuk oleh pemisahan lapisan pada gentle slumping, dan (3) longitudinal cracks sepanjang puncak antiklin atau sinklin.

Igneous breccia Cavities. Breksi batuan beku ada dua tipe, yaitu : breksi vulkanik yang membentuk aglomerat dan breksi intrusif.

Volcanic Pipe. Pada saat terjadi aktifitas vulkanik terbentuk bukaan berbentuk pipa akibat adanya material yang terlempar keluar. Material yang terlempar keluar tersebut kadang kembali jatuh ke dalam lubang vulkanik membentuk breksi dan menyisakan ruang antar fragmen.

Tectonic Breccia, Collapse Breccia, etc. Breksi juga bisa terbentuk akibat adanya penghancuran pada batuan brittle disebabkan oleh lipatan, sesar, intrusi atau berbagai gaya tektonik lain. Sama seperti breksi yang terbentuk pada volcanic pipes, fragmen breksi yang terkonsolidasi menyisakan ruang antar fragmen.

Rock Alteration Openings. Batuan yang mengalami alterasi bersifat lebih porous dibanding batuan yang tidak teralterasi.

Pergerakan larutan melalui batuan umumnya melalui bukaan yang berbentuk fissures karena sifatnya yang saling berhubungan, atau melalui bukaan lain yang lebih kecil seperti shear zone, lapisan lava vesikuler, atau sedimen yang porous.

Disamping tersedianya bukaan, ukuran butir partikel batuan juga cukup penting dalam pembentukan deposit hidrotermal, bukan hanya dalam kaitannya dengan pergerakan larutan dalam batuan, tapi juga dalam kaitannya dengan reaksi kimia antara batuan samping dengan larutan. Batuan dengan ukuran partikel kecil (seperti claystone) menunjukkan luas permukaan yang kontak dengan larutan lebih besar dari batuan dengan ukuran partikel besar (seperti sandstone), hal ini memungkinkan terjadinya reaksi kimia yang lebih banyak antara batuan dengan larutan. Sedang ukuran porinya sangat kecil sehingga permeabilitasnya menjadi rendah. Kondisi demikian memang kurang baik untuk migrasi larutan, tapi sebaliknya sangat baik untuk pengendapan mineral.

Pengendapan mineral terjadi seiring dengan turunnya temperatur dan berkurangnya tekanan dalam larutan. Turunnya temperatur sangat tergantung pada jumlah larutan yang bergerak dan kapasitas batuan samping untuk menerima panas dari larutan. Sementara akan berkurang seiring dengan semakin berkurangnya kedalaman akibat pergerakan larutan relatif ke atas.

4.2. ALTERASI BATUAN SAMPING DAN GANGUE

Batuan samping (country rock) yang ditempati deposit bijih dari proses hidrotermal, hampir selalu memperlihatkan adanya efek reaksi yang dihasilkan dari fluida panas yang mengalami sirkulasi menuju kesetimbangan. Efek tersebut berbentuk selubung (isolasi) yang membatasi antara batuan segar dengan terobosan magma sisa. Selubung tersebut disebut alterasi batuan samping.

Alterasi hidrotermal adalah setiap perubahan komposisi mineral batuan (baik fisik maupun kimia) karena pengaruh fluida hidrotermal. Alterasi bisa disebabkan antara lain oleh :

1. Diagenesis dalam sedimen

2. Proses regional, termasuk metamorfisme

3. Proses postmagmatic atau postvolcanic yang berasosiasi dengan proses pendinginan

4. Proses mineralisasi langsung

Adapun faktor-faktor yang mempengaruhi bentuk dan intensitas alterasi hidrotermal adalah :

1. Karakteristik dan komposisi batuan induk (host rock)

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

anion-kation, dan derajad hydrolysis.

3. Kondisi temperatur dan tekanan dan perubahan fase hidrotermal

4. Perubahan akibat penguraian unsur-unsur dalam larutan, seperti penguraianH2S yang menyebabkan larutan menjadi lebih asam.

Luas daerah alterasi untuk setiap deposit sangat bervariasi, kadang bisa mencapai beberapa kilometer jika alterasi tersebut dipengaruhi oleh a network of vein. Perubahan minor dalam distribusi mineral gangue bisa menunjukkan arah penyebaran vein yang mengandung bijih.

HgSEpithermalG e n

Sb2S3Au Barren AgS

PbS

r k a

AgS si

t

Ag3SbS3Cu12Sb4S13

l a s r e r f i

d o l t V

o d u an s o oi k rd r i ie o t a

r s bi i lt t e

Montmorillonite

Kaolinite

e

r Mesothermala l

i

z e

d

Hypothermal

ZnS CuFeS2AuFeAsS MoS2CaWO4

p i

r i

t

Bi(Fe,Mn)WO4

ku k a a r l

s s

a i t

Chlorite S Carbonates e

q u

e Sericite n Quartz c Pyrite

e

Metasomatik kontakContact Metasomatic

SnO2Fe3O4 CaWO2

Diopsit Garnet Idocrase Tremolit

Diopside Garnet IdocrasePegmatikpegmatite

SnO2LiAlSi2O6

Be3Al2Si6O18 o t

r ut ro m k a

l l

Quartz Muscovite Tourmaline Topaz(Fe,Mn)(Nb,Ta)2O6 a is n

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

Reaksi yang penting untuk alterasi ada beberapa tipe yaitu :

1. Hidrolisis; Hidrolisis batuan samping sangat penting karena berfungsi untuk :

a. merubah anhydrous silicates seperti feldspar menjadi hydrolyzed.b. Mempertahankan pH fluida yang pada gilirannya mempengaruhi solubility dan hubungan asosiasi-dissosiasi dalam fluida.

Hydrolisis mengontrol transfer K+, Na+, Ca2+, Mg2+, dan ion-ion lainnya dari

batuan silikat ke dalam larutan (solution).2. Hydration-Dehydration

3. Metasomatisme alkali atau alkali tanah

4. Serpentinisasi mineral olivin dan rombik-piroksin

5. Kloritisasi mineral-mineral ferromagnesian

6. Saussuritisation atau alterasi basic plagiclase menjadi sodic plagioclase, epidote, kalsit, dan lain-lain.

7. Uralitisation atau alterasi piroksin menjadi amfibol

8. Propylitisation atau alterasi batuan beku berbutir halus (terutama andesit)

menjadi klorit, epidot, serisit, dan lain-lain

9. Kaolinitisation atau alterasi feldspar menjadi mineral lempung.

4.3. DEPOSIT MINERAL YANG DIHASILKANPengisian celah (cavity filling) adalah pengendapan larutan mineral dalam bukaan yang terdapat pada batuan samping (rock opening). Larutannya sendiri bisa dalam kondisi cair atau kental, panas atau dingin, dan berasal dari magmatik atau bukan. Umumnya mereka dalam bentuk cair dan panas. Mineral pertama tumbuh dari dinding bukaan kearah dalam bukaan.

Dalam beberapa kasus, satu atau beberapa mineral terendapkan pada semua bagian dinding bukaan menghasilkan homogeneus atau massive ore. Dalam bukaan juga kadang terlihat adanya crustificatian atau adanya perulangan pengendapan mineral dari arah luar ke arah dalam bukaan. Perulangan tersebut bisa dalam bentuk simetris jika terjadi perulangan secara sistematis (123454321) atau bentuk asimetris jika perulangannya tidak sistematis (acbdbebfbgbka).Perulangan asimetris bisa terjadi jika ada reopening pada deposit yang telah terbentuk sebelumnya, misalnya pertama terendapkan abba yang kemudian setelah reopening

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

Jika pengendapan mineral terjadi disekeliling fragmen-fragmen breksi, maka dihasilkan cockade ore. Jika kristal mineral utama tumbuh dari dinding kearah dalam bukaan, terbentuk comb structure. Jika pengisiian bukaan tidak komplit dalam seluruh bukaan batuan, terbentuk vugs yang kadang bisa dimasuki manusia.

Pengisian celah meliputi dua proses utama, yaitu : (1) pembentukan bukaan, dan (2) pengendapan mineral. Keduanya bisa terjadi secara bersamaan, namun umumnya keduanya terbentuk secara terpisah.

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

1. Fissure veins; tubuh bijih berbentuk tabular yang meliputi satu atau lebih fissure. Fissure veins adalah bentuk deposit cavity filling yang paling penting

dan paling banyak ditemukan. Fissure veins terbentuk (1) oleh stresses yang

bekerja pada kerak bumi dan bisa diikuti oleh pen-sesar-an, dan (2) oleh gaya dari dalam tubuh intrusi selama mineralisasi berlangsung. Vein matter pada

fissure terdiri atas beberapa mineral gang dan bijih. Tidak seperti pada deposit cavity filling lainnya, fissure veins umumnya mengandung lebih dari satu mineral gang seperti kuarsa, kalsit, dan rhodochrosite. Mineral bijih yang sering ditemukan dalam kelas ini adalah gold, silver, silver-lead, copper, lead, zinc, tin, antimony, cobalt, mercury, molybdenum, uranium, tungsten, fluorspar, barite, dan gems. Beberapa bentuk fissure veins adalah :

a. Chambered veins; jika dinding fissure veins berbentuk irregular dan ter- breksiasi terutama pada hanging wall-nya.

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

berbentuk lensa gemuk yang saling berhubungan.

c. En echelon veins dalam batuan sekiss; jika fissure veins berbentuk lensa gemuk yang tidak saling berhubungan.

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

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

diagonal veinlets.

2. Shear-zone deposits; tubuh bijih yang tipis, melembar, bukaan yang saling berhubungan sehingga sangat baik dalam pembentukan deposit cavity filling.

Bijih yang sering ditemukan dalam bentuk ini adalah gold dan pyrite.

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

saling berhubungan. Bijih yang biasa ditemukan dalam bentuk ini adalah tin, gold, silver, copper, molybdenum, cobalt, lead, zinc, mercury, dan asbestos.

4. Saddle reef; suatu celah (ruang) pada puncak lipatan antiklin berbentuk sadel kuda, yang kemudian terisi dengan deposit cavity filling.

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

6. Pitches and flat- fold cracks

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

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

9. Pore-space filling

10. Vesicular filling.

Metasomatic replacement atau simply replacement adalah proses yang sangat penting dalam pembentukan deposit mineral hipotermal, mesotermal, dan penting dalam pembentukan deposit mineral epitermal. Metasomatic replacement umumnya menghasilkan deposit mineral-mineral bijih seperti iron, copper, lead, zinc, gold, silver, tin, mercury, molybdenum, manganese, barite, fluorite, magnesite, dan kyanite. Bentuk depositnya adalah disseminated, massive, dan lode.

V. GENESA DEPOSIT TEMBAGA PORFIRI

Tambang tembaga tertua yang diketahui terletak di Maadi pada zaman pra-dinasti Egiptian sekitar 10 km dari Kairo dan artefak tembaga yang ditemukan menunjukkan bahwa industri peleburan bijih tembaga telah dimulai sejak 3300SM. Di Zambia juga ditemukan tambang tembaga di daerah Bwana Mkubwa dekat Ndola. Selanjutnya diketahui pula bahwa di Asia Kecil dan Siprus telah ada peleburan dan pengolahan tembaga, dan mencapai puncaknya pada zama Egiptian (Bowen & Gunatilaka, 1977).Catatan sejarah menunjukkan bahwa antara tahun 1580 1850 produksi tembaga per tahun 10.000 ton. Jadi pada saat itu, hanya deposit tembaga berkadar tinggi yang telah dieksploitasi. Di Eropa Utara, bijih tembaga yang ditambang pada tahun 1540 berkadar8% tembaga. Pada tahun 1890 deposit tembaga berkadar 6% tembaga sudah mulai digarap dan menjelang 1906, berkat kemajuan teknologi penambangan, deposit tembaga dengan kadar 2% tembaga sudah dianggap ekonomis.

Dewasa ini Amerika Serikat, Kanada, Cili, Peru, dan Zambia merupakan negara- negara penghasil tembaga utama dunia. Sedangkan negara-negara konsumen tembaga utama adalah Eropa barat, Jepang, dan negara-negara di Amerika Utara. Penggunaan tembaga umumnya adalah untuk keperluan industri listrik, telekomunikasi, keteknikan, transportasi, dan lain-lain.

Meski terdapat logam pengganti tembaga, seperti aluminium, kenyataanmenunjukkan bahwa kebutuhan akan tembaga terus meningkat seiring dengankemajuan teknologogi dan taraf hidup masyarakat yang membaik.

Sistem pengolahan tembaga dilakukan dengan ekstraksi tembaga, dimana tembaga dipisahkan dengan cara flotasi. Bijih tembaga pekat dari flotasi tersebut kemudian dibakar dalam tanur pada temperatur tinngi sehingga tembaganya memisah. Pengolahan tahap akhir dilakukan dengan elektrolisis atau pemurnian tembaga (Moeller, 1968).

5.1. HAKEKAT DAN KLASIFIKASI TEMBAGATembaga adalah salah satu unsur transisi periode keempat dan anggota golongan IB dalam sistem periodik. Sebagaimana unsur transisi lainnya, tembaga juga merupakan logam padat dengan sifat kimia seperti pada tabel 5.1. Unsur ini di alam dapat berbentuk logam bebas atau dalam bentuk senyawa-senyawa sulfida dan oksida, berwarna merah tembaga, berat jenis 8 dan kekerasan 3.

Tabel 5.1 Sifat kimia tembaga (Goates, 1981)Sifat KimiaTembaga (Cu)

Jari-jari Atom (A) Titik leleh (oC) Elektronegativitas Konfigurasi elektron

Tingkat oksidasi Nomor atom Berat atom

Titik didih (oC)1,28

1080

1,83d104s1+1, +2, +3

2963,54

2310

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

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

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

2. Hidrotermal; termasuk vein hidrotermal, replasemen dan bijih pipa breksi

(breccia pipe ores).3. Volkanogenik; termasuk stratabound massive base metal sulphides dan

disseminated sulphides dalam tufa dan aglomerat.

4. Sedimen; termasuk deposit yang terbentuk dalam lapisan merah kontinen

(continental red beds) dan calc-arenites.

Sebenarnya keempat kelas tersebut di atas sedikit banyak telah mengalami pengaruh hidrotermal. Alasan untuk memisahkan hidrotermal ke dalam kelas tersendiri karena kenyataan menunjukkan bahwa sebagian deposit tembaga yang berhubungan genetik dengan hidrotermal, seperti tipe deposit hidrotermal residu, tidak bisa dimasukkan ke dalam ketiga kelas lainnya. Contoh deposit tembaga seperti ini adalah deposit bijih tembaga Butte di Montana yang berasosiasi dengan vein berbentuk anyaman.

Selanjutnya dari keempat kelas di atas, terdapat empat jenis deposit tembaga utama yaitu (1) deposit bijih tembaga porfiri, (2) deposit bijih tembaga hidrotermal, (3) deposit bijih tembaga sedimen vulkanik, dan (4) deposit bijih tembaga stratiform.

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

Dari histogram di atas, menunjukkan bahwa secara ekonomi, produksi tembaga terbesar berasal dari deposit porfiri yang juga merupakan deposit berumur relatif muda.

5.2. DEFINISI DEPOSIT TEMBAGA PORFIRI DAN PENYEBARANNYAIstilah tembaga porfiri berasal dari hubungan mineralisasi tembaga dengan batuan plutonik. Deposit ini dicirikan oleh tembaga dan molibdenit dalam bentuk hamburan (disseminated) atau fenokris dalam batuan dengan tekstur porfiritik. Tembaga porfiri didefinisikan sebagai suatu deposit besar, berkadar rendah hingga menengah dalam

sulfida hipogen yang dikontrol oleh struktur primer dan umumnya berasosiasi dengan intrusi asam atau intermediat porfiri (Kirkham, 1971, dalam Guilbert dan Park, 1987).

Deposit besar adalah untuk menggambarkan total produksi tembaga dari deposit tembaga porfiri yang sangat besar, sekitar 15 milyar ton per tahun.

Deposit berkadar rendah hingga menengah adalah untuk menjelaskan konsentrasitembaga dalam deposit tembaga porfiri. Umumnya kandungan tembaga berkisarantara 0,6 0,9% Cu, yang paling tinggi sekitar 1 2% Cu seperti di El Teniente

dan Chuquimata, sedang yang paling rendah adalah 0,35% Cu hingga saat ini dianggap belum ekonomis. Mineral tembaga yang paling umum dijumpai adalah kalkopirit, sedang jenis lain seperti bornit dan kalkosit jumlahnya sangat kecil.

Umumnya deposit tembaga porfiri berumur post-Paleozoikum, khususnya antara kala Kapur dan Paleogen. Sillitoe (1972) dalam Bowen dan Gunatilaka (1977) menyatakan penyebaran tembaga porfiri tergantung pada tingkat erosi yang menyebabkan tersingkapnya rantai plutonik-vilkanik dan pembentukannya berhubungan erat dengan generasi magma pada zona-zona subduksi.

Deposit tembaga porfiri yang utama ditemukan pada daerah bagian barat benua Amerika yang memanjang dari Alaska, Kolumbia, Amerika Serikat (Wasington), Montana, Idaho, Kolorado, Utah, Nevada, New Mexico, Peru dan Cili bagian utara hingga Argentina, dan kemungkinan memanjang hingga Antartika. Sementara itu di bagian barat Pasifik ditemukan juga deposit tembaga porfiri memanjang dari Kepulauan Solomon, Papua New Guinea, Papua Barat, Kalimantan Timur, Filifina hingga Taiwan.

Tempat lain dimana deposit tembaga porfiri ditemukan adalah Rumania, Bulgaria, Iran, Pakistan, dan di negara-negara bekas Uni Soviet seperti Armenia dan Kazakhtan.

5.3.HUBUNGAN TEKTONIK LEMPENG DENGAN PEMBENTUKAN DEPOSIT TEMBAGA PORFIRIVariasi gerakan arus konveksi pada lapisan astenolit mengakibatkan terjadinya tiga jenis pola gerakan lempeng bumi yaitu konvergen, divergen, dan transform. Sehubungan dengan pembentukan deposit tembaga porfiri, maka pola gerakan lempeng yang paling penting menurut Sillitoe (1972) dalam Bateman (1979) adalah konvergen dimana terjadi gerakan saling mendekati antara dua lempeng menyebabkan terjadinya suatu benturan, pembentukan palung dan banyak menimbulkan gempabumi serta gunungapi benua. Akibat benturan-benturan lempeng tersebut membentuk zona subduksi yang umumnya terjadi antara lempeng benua dan lempeng samudera, yang diikuti oleh peleburan sebagian akibat tekanan dan temperatur yang tinggi menghasilkan magma calc-alkali.Gambar 5.2 Hubungan antara pembentukan deposit tembaga porfiri dengan zona subduksi

(Sillitoe, 1972, dalam Bateman, 1979).

Gambar 5.3 Hubungan penyebaran deposit tembaga porfiri dengan jalur subduksi

Mesozoikum-Kenozoikum (Sillitoe, 1972, dalam Bateman, 1979).

Kandungan logam di dalam magma calc-alkali umumnya berasal dari kerak samudera yang terdiri atas tiga layer, dimana layer 1 adalah endapan sedimen laut yang banyak mengandung logam, dan dibawahnya layer 2 dan 3 adalah basal dan gabro.

Sejak zaman Kapur terjadi gerakan konvergen antara benua Amerika dengan lempeng Pasifik disepanjang bagian barat Amerika. Tabrakan ini membentuk rantai vulkanik disepanjang jalur subduksi tersebut, sekaligus juga membentuk deposit tembaga porfiri. Sedangkan pada bagian barat Pasifik juga terjadi subduksi akibat gerakan lempeng Eurasia ke arah timur membentuk deposit tembaga porfiri di sepanjang bagian barat Pasifik termasuk kepulauan Solomon, Papua New Guinea, Jepang, dan lain-lain. Sementara itu gerakan relatif lempeng Eurasia dan Afrika membentuk juga deposit tembaga porfiri di Iran, Pakistan, dan Turki.

5.4. MEKANISME PEMBENTUKAN DEPOSIT TEMBAGA PORFIRI

Deposit tembaga porfiri dihasilkan melalui suatu proses geokimia-fisika dari rangkaian berupa magmatik akhir, magmatik hidrotermal, meteorik hidrotermal, hingga normal hidrotermal seiring dengan berkurannya kedalaman. Intrusi calc-alkali atau alkali menghasilkan batuan berkomposisi tertentu dari monzonit kuarsa hingga granodiorit atau diorit hingga senit. Batuan samping yang melarut ke dalam magma akan turut mempengaruhi komposisi magma danstruktur kemas magma. Umumnya deposit tembaga porfiri berukuran jauh lebih besar dari deposit hidrotermal lainnya. Bentuk deposit ini memperlihatkan bahwa struktur berskala besar ikut mengontrol mineralisasi dan kedalaman pembentukannya.

Gustafon dan Hunt, 1975, dalam Park dan Guilbert, 1986, yang menyelidiki proses pembentukan deposit tembaga porfiri di El Salvador Chili menyimpulkan tiga hal, yaitu :

1. Stok porfiri terbentuk di dalam atau di atas zona cupola dalam bentuk kompleks dike (dike swarm).2. Transfer tembaga, logam lain dan sulfur ke dalam stok porfiri dan batuan samping terjadi karena adanya pemisahan fluida magma dan metasomatik secara menyeluruh.

3. Transfer panas dari magma ke batuan samping menyebabkan terjadinya

sirkulasi airtanah.

Hampir semua deposit tembaga porfiri memiliki kondisi yang sama dengan kondisi di atas. Perbedaan proses tergantung pada kedalaman pembentukan, kehadiran airtanah, volume dan tingkatan magma, konsentrasi logam, sulfur, dan volatil lainnya.

Gambar 5.4 menunjukkan bahwa mineralisasi awal (b) terjadi pada kondisi airtanah minimum dan invasi larutan magmatik ke batuan samping menyebabkan terjadinya alterasi K-feldspar dari pusat invasi ke arah luar, membentuk zona alterasi potasik dan zona alterasi propilitik. Selanjutnya (c) invasi airtanah yang berkonveksi menghasilkan larutan meteorik hidrotermal dan bersama dengan larutan magmatik hidrotermal yang sudah ada sebelumnya disertai oleh penurunan temperatur yang tajam, membentuk serisit dan pirit yang memotong alterasi potasik-propilitik yang terbentuk duluan. Peristiwa ini menghasilkan zona altersi serisitisasi (phyllic) yang dikenal sebagai phyllic overprint. Tahap akhir (d) didominasi oleh larutan meteorik hidrotermal hingga normal hidrotermal membentuk zona alterasi argilik.

Pembentukan zona alterasi yang lengkap sangat tergantung pada kandungan dansuplai airtanah dari batuan samping.5.4.1. PROSES PEMISAHAN TEMBAGA SELAMA KRISTALISASI MAGMA Ringwood dan Curtis (1955) dalam Bown dan Gunatilaka (1977) menjelaskan bahwa

kandungan tembaga dalam magma basal sekitar 200 ppm, sebaliknya dalam magma ultrabasa dan granitis kandungannya hanya sekitar 20 ppm. Selama difrensiasi magma

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

kristalisasi, sedang tembaga belum terbentuk dalam silikat atau bentuk lainnya dan cenderung menjadi konsentrasi residu dalam fraksi larutan. Tembaga akan cepat terbentuk tergantung pada fS2 (fugacity sulphur = tekanan parsial sulfur), fO2, dan pH larutan. Tembaga dalam larutan tidak terbentuk dengan baik pada kondisi fS2 rendah.

Demikian pula pembentukan tembaga sebagai elemen chalcophile (logam-S)berlangsung dengan baik pada pH tertentu.

Houghton (1974) dalam Bowen dan Gunatilaka (1977) menerangkan pengaruh fS2 dan fO2 dalam pembentukan fase sulfida. Sulfur memisahkan diri dari larutan silikat dan digantikan oleh oksigen kemudian membentuk logam S (chalcophile). Reduksi dalam fO2 dikontrol oleh kristalisasi fraksinasi mineral yang kaya Fe-O. Dengan kata lain, kelarutan sulfur dalam magma tergantung pada besarnya kandungan Fe2+. Kristalisasi fraksinasi akan meningkatkan fO2 dan tembaga dalam fraksi larutan, kemudian memisah dalam fase sulfida.

Pendinginan intrusi basa sangat jarang yang menghasilkan konsentrasi logam dalam fraksi hidrotermal. Hal ini karena kandungan air dalam magma primer sangat rendah. Magma basa baru bisa membentuk fluida hidrotermal setelah berasimilasi dengan material yang mengandung air. Jadi proses pengayaan untuk membentuk larutan bijih kurang efektif dalam magma basa dibanding dengan magma intermedit. Umumnya deposit porfiri berasosiasi dengan batuan beku intermedit. Hubungan genetik antara Cu-Mo dengan batuan intermedit terlihat pada penyebaran geografisnya seperti dalam zona alterasi-mineralisasi model Lowell-Guilbert yang akan dibahas kemudian. Zona tersebut menjelaskan bagaimana perubahan temperatur, tekanan, dan reaktifitas konveksi fluida dari pusat panas, dan sekaligus juga menerangkan bagaimana pergerakan fluida selama proses pendinginan berlangsung. Pembentukan bijih adalah mekanisme difrensiasi logam yang terkonsentrasi dari normal magma. Dalam kasus ini, asosiasi batuan bekunya akan menentukan kandungan logam yang terbentuk.

5.4.2. KONDISI MAGMATIK-HIDROTERMAL SELAMA PEMBENTUKAN DEPOSIT TEMBAGA PORFIRIKehadiran air atau fase aquatik dalam magma selama pembentukan tembaga porfiri merupakan hal yang sangat penting. Kontak air dengan magma yang sedang memisah terjadi dalam beberapa tahap. Fluida hidrotermal pertama yang memisah relatif kaya akan CO2 dibanding fluida yang memisah kemudian. Juga fraksi awal banyak mengandung klorida (NaCl>KCl>HCl>CaCl).

Kehadiran air dalam magma menurunkan temperatur kristalisasi. Burnham (1967) dalam Bowen dan Gunatilaka (1977) menjelaskan bahwa pada saat magma yang tidak jenuh mengintrusi lapisan permeabel yang mengandung fluida, perbedaan tekanan akan menyebabkan migrasi fluida tersebut. Jika tekanan fluida lebih besar dibanding tekanan hidrostatik, volatil akan keluar dari magma hingga tekanan kembali normal. Magma bisa jenuh dengan komponen volatil hanya jika tersedia cukup suplai fluida dari batuan samping, pada saat tekanan lebih besar dari tekanan litostatik. Sirkulasi konveksi fluida dapat terjadi karena perbedaan temperatur, kerapatan fluida dekat magma, dan masuknya fluida dingin dari sekitar magma. Pola sirkulasi dikontrol oleh permeabilitas batuan samping. Perbedaan temperatur yang besar bisa menyebabkan terjadinya pemusatan dan kristalisasi besar-besaran secara serentak dalam magma. Pada saat kristalisasi berlangsung pada suatu kisaran temperatur, pemisahan kristal komponen non volatil menyebabkan bertambahnya konsentrasi volatil dalam fraksi cairan dan selanjutnya menambah tekanan gas dalam larutan. Jika tekanan gas selama pendinginan dan kristalisasi lebih besar dari tekanan batas, akan menyebabkan terjadinya vesikulasi.

Proses pendinginan magma basa yang miskin air menyebabkan terjadinya breksiasi berskala besar. Bersamaan dengan bertambahnya permeabilitas, memungkinkan air meteorik ber-konveksi dan masuk ke dalam zona intrusi, sehingga redistribusi dan konsentrasi bijih dapat terbentuk.

5.4.3. PERUBAHAN GEOKIMIA SELAMA PEMBENTUKAN DEPOSIT

Pendinginan larutan hidrotermal dan reaksi dengan batuan samping meningkatkan kandungan K+, Na+, dan Ca+ dari larutan klorida. Replasemen plagioklas pada temperatur tinggi menjadi ortoklas dihasilkan dari subtitusi Ca+ dan Na+ menjadi K+. Alterasi dan presipitasi kuarsa (silisifikasi) diikuti oleh pembentukan molibdenit dan kemudian pada temperatur lebih rendah diikuti oleh logam-logam dasar sulfida lainnya. Pengendapan logam sulfida dalam jumlah tertentu tergantung pada keaktifan logam dan sulfur dalam larutan.

Alterasi batuan samping umumnya digunakan untuk menginterpretasi lingkungan kimia-fisika deposit bijih. Zona alterasi tersebut menunjukkan bahwa fluida pembawa bijih mulai bermigrasi keluar dari stok porfiri pada temperatur 500o 700oC.Pada beberapa daerah tembaga porfiri, pola-pola struktur membantu dalam menentukan pola pengendapan bijih hidrotermal. Bukaan pada batuan (opening in rock) dapat menunjukkan berapa tingkatan pengendapan. Umumnya bukaan yang pertama pada deposit porfiri menunjukkan alterasi yang menghasilkan K-feldspar, muskovit, biotit, dan kumpulan Cu-Fe-S dengan kadar sulfur rendah.

Proses kimia yang penting dalam alterasi adalah hidrasi, dehidrasi, metasomatis kation dan metasomatis anion. Dalam hal ini, yang paling penting adalah hidrolisis atau metasomatis ion H+. Beberapa perubahan geokimia yang terjadi adalah sebagai berikut :

- Serisitisasi ortoklas :

3KalSi3O8 + 2H+ Kal2AlSi3O10(OH)2 +2K+ + 6SiO2- Kloritisasi biotit :2K(Mg,Fe)3AlSi3O10(OH)2 + 4H+ Al(Mg,Fe)5AlSi3O10(OH)8 + (Mg,Fe)2+ + 2K+ + 3SiO2- Kloritisasi albit :2NaAlSi3O8 + 4(Mg,Fe)2+ + 2(Fe,Al)3+ + 10H2O (Mg,Fe)42+((Fe,Al) 3+Si O

(OH)

+ 4SiO +- Serisitisasi klorit :

2Na + 12H+

2 2 10 8 2

2Al(Mg,Fe) AlSi O

(OH) +

3+ + 3Si(OH) +

+ + 2H+

3Kal AlSi O

(OH) +5 3 10 8 4

2 3 10 25Al

3K 10(Fe,Mg)2+ + 12 H O- Silisifikasi serisit :

Kal2AlSi3O10(OH)2 + 3Si(OH)4 + 10H+ 3Al3+ + K+ + 6SiO2 + 12H2ODari reaksi di atas dapat dilihat bahwa secara kualitatif, sedikit atau banyak selamaproses alterasi dapat dihasilkan ion H+. Meyer dan Hemley (1967) dalam Bowen dan Gunatilaka (197