TUGAS TEKNIK EKSPLORASI LANJUT

Oleh :

NAMA : JUAN JULIO WICAKSONO

NIM : 0906102641

JURUSAN TEKNIK PERTAMBANGAN

FAKULTAS SAINS DAN TEKNIK

UNIVERSITAS NUSA CENDANA

KUPANG

2012

1. Apa yang anda ketahui tentang VMS?

a. Asosiasi batuan

b. Tahapan mineralisasi

Jawaban :

Volcanogenic Massive Sulfida (VMS) adalah jenis deposit logam sulfida

terutama Cu-Zn-Pb yang berasal dari gunung api, yaitu dari larutan hydrothermal

dan peristiwa lingkungan di bawah laut. VMS merupakan akumulasi mineral

sulfida yang mengendap dari cairan hydrothermal pada atau dibawah dasar laut.

VMS ini terjadi pada lingkungan yang didominasi oleh gunung berapi, terbentuk

di dasar laut, disekitar gunung berapi bawah laut disepanjang Mid Oceanic Ridge

dan dalam back arc basin.

Endapan VMS merupakan sumber utama Zn, Cu, Pb, Ag, dan Au, dan sumber

yang signifikan untuk Co, Sn, Se, Mn, Cd, In, Bi, Te, Ga, dan Ge.

Endapan VMS disebut juga dengan Endapan VHMS atau volcanic hosted

massif sulphide yang dikenal juga dengan nama endapan volcanic-associated,

volcanic-hosted, dan volcano-sedimentary-hosted massive sulphide adalah

endapan sulfida logam dasar yang terdapat di sekuen vulkanik submarin. Endapan

bijih ini memiliki kadar sulfida sangat tinggi sampai mencapai 95% sulfida dari

setiap endapan bijihnya. Endapan VHMS biasanya terjadi sebagai lensa

polymetallic masif sulfida yang terbentuk pada atau dekat dasar laut di lingkungan

vulkanik bawah laut. Endapan ini terbentuk dari cairan logam diperkaya terkait

dengan konveksi hidrotermal dasar laut. Host endapan ini dapat berupa batuan

vulkanik atau batuan sedimen.

Endapan VHMS berhubungan erat dengan kegiatan vulkanik bawah laut.

Larutan hidrotermal yang berperan sangat dipengaruhi oleh fluida magmatis serta

aliran air laut yang masuk ke dalam sistem hidrotermal. Fluida meteorik berasal

dari air laut yang mempunyai karakter kimiawi tertentu dengan komposisi tinggi

kadar klorida dan sulfat. Karena merupakan percampuran antara fluida magmatis

dan air laut mengakibatkan fluida mineralisasi mempunyai salinitas tinggi

(umumnya 5-20 wt% NaCl) dengan tingginya kadar sulfida & sulfat.

Gambar 1. Proses terjadinya VMS deposit

Morfologi VMS

Deposito VMS memiliki berbagai macam morfologi, dengan gundukan

berbentuk mangkuk dan deposito berbentuk paling khas. Formasi berbentuk

mangkuk terbentuk karena saluran hidrotermal menjadi sedimentary exhalative

deposits dalam banyak kasus, jenis deposito dapat bingung dengan deposito

exhalative sedimen . deposito berbentuk Gundukan terbentuk dengan cara yang

sama dengan yang modern deposito sulfida masif - melalui produksi gundukan

hidrotermal yang dibentuk oleh saluran asap black smoker. Deposito yang telah

terbentuk dalam lingkungan yang didominasi oleh batuan sedimen atau batuan

vulkanik sangat permeabel dapat menunjukkan morfologi tabular yang meniru

geometri dari batuan sekitarnya.

Deposito VMS memiliki bentuk ideal dari daerah kerucut yang sangat diubah

batuan sedimen vulkanik atau volcanogenic dalam zona pengumpan, yang disebut

sulfida stringer atau zona stockwork, ditindih oleh gundukan exhalites besar, dan

diapit oleh sulfida exhalative stratiform dikenal sebagai apron.

The stockwork zona biasanya terdiri dari vena sulfida-host (kebanyakan kalkopirit,

pirit, dan pirhotit ) dengan kuarsa , klorit dan kurang karbonat dan barit.

Zona gundukan besar terdiri dari laminasi untuk terbreksikan pirit, sfalerit,

galena ), hematit , dan barit. Gundukan bisa sampai beberapa puluh meter tebal

dan beberapa ratus meter dengan diameter.

Zona apron umumnya lebih teroksidasi , dengan stratiform, sedimen sulfidik

dilaminasi, mirip dengan SEDEX bijih, dan umumnya mangan , barium dan

hematit diperkaya, dengan cherts , Jaspers dan sedimen kimia umum.

Zonasi Logam

Kebanyakan VMS deposito menunjukkan zonasi logam, disebabkan oleh

lingkungan fisik dan kimia perubahan cairan hidrotermal beredar dalam dinding

batu. Idealnya, hal ini membentuk inti besar pirit dan kalkopirit sekitar

tenggorokan dari sistem urat, dengan lingkaran-kalkopirit sfalerit -pirit penilaian

menjadi distal sfalerit- galena dan galena- mangan dan akhirnya rijang -mangan-

hematit fasies. Kebanyakan VMS deposito menunjukkan zonasi vertikal emas ,

dengan bagian atas dingin umumnya lebih diperkaya dengan emas dan perak.

The mineralogi sulfida VMS besar terdiri dari lebih dari 90% besi sulfida,

terutama dalam bentuk pirit , dengan kalkopirit , sfalerit dan galena juga menjadi

konstituen utama. Magnetite hadir dalam jumlah kecil; dengan meningkatnya

magnetit konten, kelas bijih menjadi deposito oksida besar. Mineral Penggangu

terutama kuarsa dan pirit atau pirhotit . Karena kepadatan tinggi dari deposito

beberapa telah ditandai anomali gravitasi ( Neves-Corvo , Portugal ) yang

digunakan dalam eksplorasi.

a. Asosiasi batuan

Volcanogenic Massive Sulfida (VMS) berasosiasi dengan batuan sedimen dan

batuan beku.

b. Tahapan-tahapan mineralisasi endapan VHMS sebagai berikut :1. Air laut meresap melalui rekahan yang terbentuk di lantai samudera

2. Fluida tersebut dipanaskan oleh batuan bagian dalam yang melebur pada

kerak samudera sampai pada temperatur setinggi 400°C

3. Fluida yang panas perlahan naik ke permukaan

4. Lalu memancar ke permukaan dan terbentuklah black smoker

Proses urat hidrotermal ini menghasilkan 2 tipe proses geologi, yaitu black

smoker dan white smoker :

Tabel 1. Perbedaan dan persamaan black smoker dan white smoker

Black smoker White smoker

mempunyai suhu lebih dari 3600 C memiliki suhu antara 260-3000 C.

endapan mineral: pirit (FeS2),

kalkopirit (CuFeS2), anhidrit (CaSO4)

endapan mineral: pirit (FeS2),

sphalerit (ZnS)

mineral yang dihasilkan yaitu mineral

sulfida

kaya akan zinc

Pada black smokers, cairan hydrothermal yang naik berwarna hitam

disebabkan oleh partikel sufida besi dan presipitasi mineral lain merupakan

cerobongnya dari larutan yang mendingin oleh air laut yang dingin. Struktur seperti

cerobong terdiri dari pyrite, chalcopyrite, dan mineral bijih lainnya diendapkan oleh

larutan hydrothermal.

Gambar 2. Pembentukan black smoker dan white smoker

TIPE – TIPE ENDAPAN VHMS

Terdapat tipe-tipe endapan VHMS di dunia ini berdasarkan pada litologi

footwall dan sistem geotektonik :

1. Cyprus type: berhubungan dengan tholeiitic batuan basalt dalam sekuen

ofiolit(back arc spreading ridge). Contoh: Troodos Massif (Siprus).

2. Besshi-type: berasosiasi dengan lempeng vulkanik dan turbidit kontinental.

Contoh: Sanbagwa (Jepang).

3. Kuroko-type: berasosiasi dengan batuan vulkanik felsik terutama kubah

rhyolite (back arc rifting). Contoh: Kuroko deposits (Jepang).

4. Primitive-type : berasosiasi dengan differensiasi magma. Contoh: Canadian

Archean rocks.

Gambar 3. Tipe-tipe Endapan VMS

2. Gambar dan jelaskan zona alterasi pada endapan tembaga porfiri (lokasi alterasi

dan ciri-cirinya)?

Jawaban :

Endapan Porfiri adalah endapan mineral yang terjadi akibat suatu intrusi

yang bersifat intermedier-asam, yang kemudian terjadi kontak dengan batuan

samping yang mengakibatkan terjadinya mineralisasi. Porfiri bersifat epigenetik.

Produk utama dari Porfiri adalah Cu-Au atau Cu-Mo. Porfiri terbentuk dari

beberapa aktifitas intrusi, terdiri dari kumpulan dike dan breksi intrusi.

Mineralisasi terjadi akibat alterasi batuan samping, disseminated dan stockwork

mineralization. Alterasi yang terjadi pada host rock intensif dan ektensif akibat

dari fluida hidrotermal yang terbentuk. Pada dasarnya endapan porfiri mempunyai

tonnase yang besar dan grade yang kecil.

Endapan tembaga porfiri memiliki produk tembaga, tembaga dan

molybdenum, atau tembaga dan emas.

Semula, istilah tembaga porfiri telah digunakan untuk cebakan mineral dengan

mineralisasi tembaga yang tercerai berai secara luas pada batuan asam porfiritik.

Karakteristik geologi tentang endapan tembaga porfiri adalah sebagai berikut :

secara spasial dan genetik berhubungan dengan intrusi batuan beku; intrusinya

umumnya felsik tetapi komposisinya tersebar luas; intrusinya horizontal dan selalu

porfiritik; berulang-ulang peristiwa intrusif, sekumpulan dike, breksi intrusif dan

dike koral adalah karakteristiknya.

Mekanisme pembentukan deposit tembaga porfiri

Deposit tembaga porfiri dihasilkan melalui suatu proses geokimia-fisika dari

rangkaian berupa magmatik akhir, magmatik hidrotermal, meteorik hidrotermal,

hingga normal hidrotermal seiring dengan berkurangnya kedalaman.

Intrusicalc-alkali atau alkali menghasilkan batuan berkomposisi tertentu dari

monzonit kuarsa hingga granodiorit atau diorit hingga syenit. Batuan samping

yang melarut ke dalamm a g m a a k a n t u r u t mempengaruhi komposisi magma

dan struktur kemas magma. Umumnya deposit tembaga porfiri berukuran jauh

lebih besar dari deposit hidrotermal lainnya. Bentuk deposit ini memperlihatkan

bahwa struktur berskalabesar ikut mengontrol mineralisasi dan kedalaman

pembentukannya.Gustafon dan Hunt, 1975, dalam Parkdan Guilbert, 1986, yang

menyelidikiproses pembentukan deposit tembaga porfiri di El Salvador Chili

menyimpulkan tigahal, yaitu :

Stok porfiri terbentuk di dalam atau di atas zona cupola dalam bentukkompleks

dike (dike swarm).

Transfer tembaga, logam lain dan sulfur ke dalam stok porfiri dan batuansamping

terjadi karena adanya pemisahan fluida magma dan metasomatiksecara

menyeluruh.

Transfer panas dari magma ke batuan samping menyebabkan terjadinya sirkulasi

airtanah.

Hampir semua deposit tembaga porfiri memiliki kondisi yang sama

dengankondisi di atas. Perbedaan proses tergantung pada kedalaman pembentukan,kehadiran

airtanah, volume dan tingkatan magma, konsentrasi logam, sulfur, danvolatil

lainnya.

Lowell (1974) menyarankan bahwa cadangan yang dimiliki paling tidak harus

20 juta ton yang minimal mengandung 0.1% tembaga yang bisa disebut tembaga

porfiri. Endapan tembaga porfiri terbesar didunia memiliki cadangan 1.5 hingga 3

milyar ton dengan kandungan 0.8 hingga 2% tembaga (Tabel 2).

Saat ini, kira-kira setengah cadangan tembaga dunia, 60% cadangan tembaga

di Kanada, dan 90% cadangan di Kolombia mengandung endapan porfiri.

Tabel 2. Tabel cadangan dan kadar tembaga di beberapa negara

Tipe Alterasi (Type of Alteration)

Creasey (1966, dalam Sutarto, 2004) membuat klasifikasi alterasi

hidrotermal pada endapan tembaga porfir menjadi empat tipe yaitu propilitik,

argilik, potasik, dan himpunan kuarsa-serisit-pirit. Lowell dan Guilbert (1970,

dalam Sutarto, 2004) membuat model alterasi-mineralisasi juga pada endapan

bijih porfir, menambahkan istilah zona filik untuk himpunan mineral kuarsa,

serisit, pirit, klorit, rutil, kalkopirit. Adapun delapan macam tipe alterasi antara

lain :

a. Propilitik

Dicirikan oleh kehadiran klorit disertai dengan beberapa mineral epidot,

illit/serisit, kalsit, albit, dan anhidrit. Terbentuk pada temperatur 200°-300°C

pada pH mendekati netral, dengan salinitas beragam, umumnya pada daerah

yang mempunyai permeabilitas rendah. Menurut Creasey (1966, dalam Sutarto,

2004), terdapat empat kecenderungan himpunan mineral yang hadir pada tipe

propilitik, yaitu :

Klorit-kalsit-kaolinit. Klorit-kalsit-talk.

Klorit-epidot-kalsit.

Klorit-epidot.

b. Argilik

Pada tipe argilik terdapat dua kemungkinan himpunan mineral, yaitu muskovot-

kaolinit-monmorilonit dan muskovit-klorit-monmorilonit. Himpunan mineral

pada tipe argilik terbentuk pada temperatur 100°-300°C (Pirajno, 1992, dalam

Sutarto, 2004), fluida asam-netral, dan salinitas rendah.

        c. Potasik

Zona potasik merupakan zona alterasi yang berada pada bagian dalam suatu

sistem hidrotermal dengan kedalaman bervariasi yang umumnya lebih dari

beberapa ratus meter. Zona alterasi ini dicirikan oleh mineral ubahan berupa

biotit sekunder, K Feldspar, kuarsa, serisit dan magnetite. Pembentukkan biotit

sekunder ini dapat terbentuk akibat reaksi antara mineral mafik terutama

hornblende dengan larutan hidrotermal yang kemudian menghasilkan biotit,

feldspar maupun pyroksen. Dicirikan oleh melimpahnya himpunan muskovit-

biotit-alkali felspar-magnetit. Anhidrit sering hadir sebagai asesori, serta

sejumlah kecil albit, dan titanit (sphene) atau rutil kadang terbentuk. Alterasi

potasik terbentuk pada daerah yang dekat batuan beku intrusif yang terkait,

fluida yang panas (>300°C), salinitas tinggi, dan dengan karakter magamatik

yang kuat. Selain biotisasi tersebut mineral klorit muncul sebagai penciri zona

ubahan potasik ini. Klorit merupakan mineral ubahan dari mineral mafik

terutama piroksin, hornblende maupun biotit, hal ini dapat dilihat bentuk awal

dari mineral piroksin terlihat jelas mineral piroksin tersebut telah mengalami

ubahan menjadi klorit. Pembentukkan mineral klorit ini karena reaksi antara

mineral piroksin dengan larutan hidrotermal yang kemudian membentuk klorit,

feldspar, serta mineral logam berupa magnetit dan hematit.

Alterasi ini diakibat oleh penambahan unsur pottasium pada proses metasomatis

dan disertai dengan banyak atau sediktnya unsur kalsium dan sodium didalam

batuan yang kaya akan mineral aluminosilikat. Sedangkan klorit, aktinolite, dan

garnet kadang dijumpai dalam jumlah yang sedikit. Mineralisasi yang

umumnya dijumpai pada zona ubahan potasik ini berbentuk menyebar dimana

mineral tersebut merupakan mineral – mineral sulfida yang terdiri atas pyrite

maupun kalkopirit dengan pertimbangan yang relatif sama.

Bentuk endapan berupa hamburan dan veinlet yang dijumpai pada zona potasik

ini disebabkan oleh pengaruh matasomatik atau rekristalisasi yang terjadi pada

batuan induk ataupun adanya intervensi daripada larutan magma sisa (larutan

hidrotermal) melalui pori-pori batuan dan seterusnya berdifusi dan mengkristal

pada rekahan batuan. Berikut ini ciri – ciri salah satu contoh mineral ubahan

pada zona potasik yaitu Actinolite.

         d. Filik

Zona alterasi ini biasanya terletak pada bagian luar dari zona potasik. Batas

zona alterasi ini berbentuk circular yang mengelilingi zona potasik yang

berkembang pada intrusi. Zona ini dicirikan oleh kumpulan mineral serisit dan

kuarsa sebagai mineral utama dengan mineral pyrite yang melimpah serta

sejumlah anhidrit. Mineral serisit terbentuk pada proses hidrogen metasomatis

yang merupakan dasar dari alterasi serisit yang menyebabkan mineral feldspar

yang stabil menjadi rusak dan teralterasi menjadi serisit dengan penambahan

unsur H+, menjadi mineral phylosilikat atau kuarsa. Zona ini tersusun oleh

himpunan mineral kuarsa-serisit-pirit, yang umumnya tidak mengandung

mineral-mineral lempung atau alkali feldspar. Kadang mengandung sedikit

anhidrit, klorit, kalsit, dan rutil. Terbentuk pada temperatur sedang-tinggi

(230°-400°C), fluida asam-netral, salinitas beragam, pada zona permeabel, dan

pada batas dengan urat.

Dominasi endapan dalam bentuk veinlet dibandingkan dengan endapan yang

berbentuk hamburan kemungkinan disebabkan oleh berkurangnya pengaruh

metasomatik yang lebih mengarah ke proses hidrotermal. Hal ini disebabkan

karena zona ini semakin menjauh dari pusat intrusi serta berkurangnya

kedalaman sehingga interaksi membesar dan juga diakibatkan oleh banyaknya

rekahan pada batuan sehingga larutan dengan mudah mengisinya dan

mengkristal pada rekahan tersebut, mineralisasi yang intensif dijumpai pada

vein kuarsa adalah logam sulfida berupa pirit, kalkopirit dan galena. Berikut ini

ciri – ciri salah satu contoh mineral ubahan pada zona potasik yaitu Serisit.

        e. Propilitik dalam ( inner propilitik )

Menurut Hedenquist dan Linndqvist (1985, , dalam Sutarto, 2004), zona alterasi

pada sistem epitermal sulfidasi rendah (fluida kaya klorida, pH mendekati

netral) ummnya menunjukkan zona alterasi seperti pada sistem porfir, tetapi

menambahkan istilah inner propylitic untuk zona pada bagian yang

bertemperatur tinggi (>300°C), yang dicirikan oleh kehadiran epidot, aktinolit,

klorit, dan ilit.

         f. Argilik lanjut ( advanced argilic ) 

Sedangkan untuk sistem epitermasl sulfidasi tinggi (fluida kaya asam sulfat),

ditambahkan istilah advanced argilic yang dicirikan oleh kehadiran himpunan

mineral pirofilit+diaspor±andalusit±kuarsa±turmalin±enargit-luzonit (untuk

temperatur tinggi, 250°-350°C), atau himpunan mineral

kaolinit+alunit±kalsedon±kuarsa±pirit (untuk temperatur rendah,< 180 °C).

         g. Skarn

Alterasi ini terbentuk akibat kontak antara batuan sumber dengan batuan

karbonat, zona ini sangat dipengaruhi oleh komposisi batuan yang kaya akan

kandungan mineral karbonat. Pada kondisi yang kurang akan air, zona ini

dicirikan oleh pembentukan mineral garnet, klinopiroksin dan wollastonit serta

mineral magnetit dalam jumlah yang cukup besar, sedangkan pada kondisi yang

kaya akan air, zona ini dicirikan oleh mineral klorit,tremolit – aktinolit dan

kalsit dan larutan hidrotermal. Garnet-piroksen-karbonat adalah kumpulan yang

paling umum dijumpai pada batuan induk karbonat yang orisinil (Taylor, 1996,

dalam Sutarto, 2004). Amfibol umumnya hadir pada skarn sebagai mineral

tahap akhir yang menutupi mineral-mineral tahap awal. Aktinolit (CaFe) dan

tremolit (CaMg) adalah mineral amfibol yang paling umum hadir pada skarn.

Jenis piroksen yang sering hadir adalah diopsid (CaMg) dan hedenbergit

(CaFe).

Alterasi skarn terbentuk pada fluida yang mempunyai salinitas tinggi dengan

temperatur tinggi (sekitar 300°-700°C). Proses pembentukkan skarn akibat

urutan kejadian Isokimia – metasomatisme – retrogradasi.

3. Karakteristik endapan epithermal serta perbedaan low sulphidation dan high

sulphidation. Tulis perbedaan antara high sulfidation dan low sulfidation

Jawaban :

Endapan epitermal didefinisikan sebagai salah satu endapan dari sistem

hidrotermal yang terbentuk pada kedalaman dangkal yang umumnya pada busur

vulkanik yang dekat dengan permukaan (Simmons et al, 2005 dalam Sibarani, 2008).

Penggolongan tersebut berdasarkan temperatur (T), tekanan (P) dan kondisi geologi

yang dicirikan oleh kandungan mineralnya. Secara lebih detailnya endapan epitermal

terbentuk pada kedalaman dangkal hingga 1000 meter dibawah permukaan dengan

temperatur relatif rendah (50-200)0C dengan tekanan tidak lebih dari 100 atm dari

cairan meteorik dominan yang agak asin (Pirajno, 1992).

Tekstur penggantian (replacement) pada mineral tidak menjadi ciri khas karena

jarang terjadi. Tekstur yang banyak dijumpai adalah berlapis (banded) atau berupa

fissure vein. Sedangkan struktur khasnya adalah berupa struktur pembungkusan

(cockade structure). Asosiasi pada endapan ini berupa  mineral emas (Au) dan perak

(Ag) dengan mineral penyertanya berupa mineral kalsit, mineral zeolit dan mineral

kwarsa. Dua tipe utama dari endapan ini adalah low sulphidation dan high

sulphidation yang dibedakan terutama berdasarkan pada sifat kimia fluidanya dan

berdasarkan pada alterasi dan mineraloginya.

Endapan epithermal umumnya ditemukan sebagai sebuah pipe-seperti zona

dimana batuan mengalami breksiasi dan teralterasi atau terubah tingkat tinggi. Veins

juga ditemukan, khususnya sepanjang zona patahan., namun mineralisasi vein

mempunyai tipe tidak menerus (discontinuous).

Pada daerah volcanic, sistem epithermal sangat umum ditemui dan seringkali

mencapai permukaan, terutama ketika fluida hydrothermal muncul (erupt) sebagai

geyser dan fumaroles. Banyak endapan mineral epithermal tua menampilkan fossil

‘roots’ dari sistem fumaroles kuno. Karena mineral-mineral tersebut berada dekat

permukaan, proses erosi sering mencabutnya secara cepat, hal inilah mengapa

endapan mineral epithermal tua relatif  tidak umum secara global. Kebanyakan dari

endapan mineral epithemal berumur Mesozoic atau lebih muda.

Mineralisasi epitermal memiliki sejumlah fitur umum seperti hadirnya

kalsedonik quartz, kalsit, dan breksi hidrotermal. Selain itu, asosiasi elemen juga

merupakan salah satu ciri dari endapan epitermal, yaitu dengan elemen bijih seperti

Au, Ag, As, Sb, Hg, Tl, Te, Pb, Zn, dan Cu. Tekstur bijih yang dihasilkan oleh

endapan epitermal termasuk tipe pengisian ruang terbuka (karakteristik dari

lingkungan yang bertekanan rendah), krustifikasi, colloform banding dan struktur

sisir. Endapan yang terbentuk dekat permukaan sekitar 1,5 km dibawah permukaan

ini juga memiliki tipe berupa tipe vein, stockwork dan diseminasi.

Dua tipe utama dari endapan ini adalah low sulphidation dan high sulphidation

yang dibedakan terutama berdasarkan pada sifat kimia fluidanya dan berdasarkan

pada alterasi dan mineraloginya (Hedenquist et al., 1996:2000 dalam Chandra,2009).

Dibawah ini digambarkan ciri-ciri umum endapan epitermal (Lingren, 1933

dalam Sibarani,2008):

Suhu relatif rendah (50-250°C) dengan salinitas bervariasi antara 0-5 wt.%

Terbentuk pada kedalaman dangkal (~1 km)

Pembentukan endapan epitermal terjadi pada batuan sedimen atau batuan

beku, terutama yang berasosiasi dengan batuan intrusiv dekat permukaan atau

ekstrusif, biasanya disertai oleh sesar turun dan kekar.

Zona bijih berupa urat-urat yang simpel, beberapa tidak beraturan dengan

pembentukan kantong-kantong bijih, seringkali terdapat pada pipa dan

stockwork. Jarang terbentuk sepanjang permukaan lapisan, dan sedikit

kenampakan replacement (penggantian).

Logam mulia terdiri dari Pb, Zn, Au, Ag, Hg, Sb, Cu, Se, Bi, U

Mineral bijih berupa Native Au, Ag, elektrum, Cu, Bi, Pirit, markasit, sfalerit,

galena, kalkopirit, Cinnabar, jamesonite, stibnite, realgar, orpiment, ruby

silvers, argentite, selenides, tellurides.

Mineral penyerta adalah kuarsa, chert, kalsedon, ametis, serisit, klorit rendah-

Fe, epidot, karbonat, fluorit, barite, adularia, alunit, dickite, rhodochrosite,

zeolit

Ubahan batuan samping terdiri dari  chertification (silisifikasi), kaolinisasi,

piritisasi, dolomitisasi, kloritisasi

Tekstur dan struktur yang terbentuk adalah Crustification (banding) yang

sangat umum, sering sebagai fine banding, vugs, urat terbreksikan.

Karakteristik umum dari endapan epitermal (Simmons et al, 2005 dalam

Sibarani, 2008) adalah:

Jenis air berupa air meteorik dengan sedikit air magmatik

Endapan epitermal mengandung mineral bijih epigenetic yang pada umumnya

memiliki batuan induk berupa batuan vulkanik.

Tubuh bijih memiliki bentuk yang bervariasi yang disebabkan oleh kontrol

dan litologi dimana biasanya merefleksikan kondisi paleo-permeability pada

kedalaman yang dangkal dari sistem hidrotermal.

Sebagian besar tubuh bijih terdapat berupa sistem urat dengan dip yang terjal

yang terbentuk sepanjang zona regangan. Beberapa diantaranya terdapat

bidang sesar utama, tetapi biasanya pada sesar-sesar minor.

Pada suatu jaringan sesar dan kekar akan terbentuk bijih pada urat.

Mineral gangue yang utama adalah kuarsa sehingga menyebabkan bijih keras

dan realtif tahan terhadap pelapukan.

Kandungan sulfida pada urat relatif sedikit (<1 s/d 20%).

Secara umum proses terbentuknya cebakan epitermal selalu terdapat dalam

tataanpertemuan tepi lempeng sehingga muncul kegiatan gunung api bersifat alkali,

andesit, dan felsik ( Berger and Henly,1989 ; Berger and Bonham, 1990 ; Silitue,

1989). Kegiatan gunungapi bersifat felsik berhubungan dengan anomali aliran panas

yang dihasilkan oleh intrusilitosfer di lingkungan busur belakang.Seperti yang dijumpai

dalam batuan Gunung Api Taupo (New Zealand) (Henley andHoffman, 1987) dan lingkungan

pemekaran seperti di Great BasinUtara, Nevada (Noble dkk.,1988).

Mineralisasiepitermal selalu berasosiasi dengan perkembangan kaldera atau pusat

gunung api (Steven and Lip-man, 1976; Bronto dan Hartono, 2003; Brontodan

Hartono,2006). Oleh karena itu, tipe cebakanepitermal merupakan fungsi bentuk

gunung api,sepertikaldera, gunung api strato, dome atau tipe maar-diatreme (Berger and Henley,

1989). Cebakan emas epitermal bonanza berhubungan erat denganstruktur utama regional (Henley,

1991). Di Hishikari (Jepang), kontrol struktur regional sistem pemben-tukan bijih berhubungan erat

dengan struktur akibat pengaktifan kembali rekahanshears di bagian bawah kerak, sehingga

membentuk struktur bunga (flower structure).

Klasifikasi Endapan Epithermal

Pada lingkungan epitermal terdapat 2 (dua) kondisi sistem hidrotermal yang

dapat dibedakan berdasarkan reaksi yang terjadi dan keterdapatan mineral-mineral

alterasi dan mineral bijihnya yaitu epitermal low sulfidasi dan high sulfidasi

(Hedenquist et al .,1996; 2000 dalam Sibarani, 2008).  Pengklasifikasian endapan

epitermal masih merupakan perdebatan hingga saat ini, akan tetapi sebagian besar

mengacu kepada aspek mineralogi dan gangue mineral, dimana aspek tersebut

merefleksikan aspek kimia fluida maupun aspek perbandingan karakteristik

mineralogi, alterasi (ubahan) dan bentuk endapan pada lingkungan epitermal. Aspek

kimia dari fluida yang termineralisasi adalah salah satu faktor yang terpenting dalam

penentuan kapan mineralisasi tersebut terjadi dalam sistem hidrotermal.

A. Karakteristik endapan epitermal sulfida rendah / tipe adularia-serisit

( epithermal low sulfidation )

a.    Tinjauan Umum

Endapan epitermal sulfidasi rendah dicirikan oleh larutan hidrotermal yang

bersifat netral dan mengisi celah-celah batuan. Tipe ini berasosiasi dengan alterasi

kuarsa-adularia, karbonat, serisit pada lingkungan sulfur rendah dan biasanya

perbandingan perak dan emas relatif tinggi. Mineral bijih dicirikan oleh terbentuknya

elektrum, perak sulfida, garam sulfat, dan logam dasar sulfida. Batuan induk pada

deposit logam mulia sulfidasi rendah adalah andesit alkali, dasit, riodasit atau riolit.

Secara genesa sistem epitermal sulfidasi rendah berasosiasi dengan vulkanisme

riolitik. Tipe ini dikontrol oleh struktur-struktur pergeseran (dilatational jog).

b.   Genesa dan Karakteristik

Endapan ini terbentuk jauh dari tubuh intrusi dan terbentuk melalui larutan sisa

magma yang berpindah jauh dari sumbernya kemudian bercampur dengan air

meteorik di dekat permukaan dan membentuk jebakan tipe sulfidasi rendah,

dipengaruhi oleh sistem boiling sebagai mekanisme pengendapan mineral-mineral

bijih. Proses boiling disertai pelepasan unsur gas merupakan proses utama untuk

pengendapan emas sebagai respon atas turunnya tekanan. Perulangan proses boiling

akan tercermin dari tekstur “crusstiform banding” dari silika dalam urat kuarsa.

Pembentukan jebakan urat kuarsa berkadar tinggi mensyaratkan pelepasan tekanan

secara tiba-tiba dari cairan hidrotermal untuk memungkinkan proses boiling. Sistem

ini terbentuk pada tektonik lempeng subduksi, kolisi dan pemekaran (Hedenquist

dkk., 1996 dalam Pirajno, 1992).

Kontrol utama terhadap pH cairan adalah konsentrasi CO2 dalam larutan dan

salinitas. Proses boiling dan terlepasnya CO2 ke fase uap mengakibatkan kenaikan

pH, sehingga terjadi perubahan stabilitas mineral contohnya dari illit ke adularia.

Terlepasnya CO2 menyebabkan terbentuknya kalsit, sehingga umumnya dijumpai

adularia dan bladed calcite sebagai mineral pengotor (gangue minerals) pada urat

bijih sistem sulfidasi rendah

Endapan epitermal sulfidasi rendah akan berasosiasi dengan alterasi kuarsa–

adularia, karbonat dan serisit pada lingkungan sulfur rendah. Larutan bijih dari sistem

sulfidasi rendah variasinya bersifat alkali hingga netral (pH 7) dengan kadar garam

rendah (0-6 wt)% NaCl, mengandung CO2 dan CH4 yang bervariasi. Mineral-

mineral sulfur biasanya dalam bentuk H2S dan sulfida kompleks dengan temperatur

sedang (150°-300° C) dan didominasi oleh air permukaan

Batuan samping (wallrock) pada endapan epitermal sulfidasi rendah adalah andesit

alkali, riodasit, dasit, riolit ataupun batuan – batuan alkali. Riolit sering hadir pada

sistem sulfidasi rendah dengan variasi jenis silika rendah sampai tinggi. Bentuk

endapan didominasi oleh urat-urat kuarsa yang mengisi ruang terbuka (open space),

tersebar (disseminated), dan umumnya terdiri dari urat-urat breksi (Hedenquist dkk.,

1996). Struktur yang berkembang pada sistem sulfidasi rendah berupa urat, cavity

filling, urat breksi, tekstur colloform, dan sedikit vuggy (Corbett dan Leach, 1996),

lihat Tabel Karakteristik endapan  epitermal sulfidasi rendah (Corbett dan Leach,

1996

Tabel 3. Karakteristik endapan  epitermal sulfidasi rendah(Corbett dan Leach, 1996).

Tipe endapan Sinter breccia, stockworkPosisi tektonik Subduction, collision, dan rift

Tekstur Colloform atau crusstiformAsosiasi mineral Stibnit, sinnabar, adularia, metal

sulfidaMineral bijih Pirit, elektrum, emas, sfalerit,

arsenopiritContoh endapan Pongkor, Hishikari dan Golden Cross

c.    Interaksi Fluida

Epithermal Low Sulphidation terbentuk dalam suatu sistem geotermal yang

didominasi oleh air klorit dengan pH netral dan terdapat kontribusi dominan dari

sirkulasi air meteorik yang dalam dan mengandung CO2, NaCl, and H2S

Model Konseptual Endapan Emas Epitermal Sulfidasi Rendah

  Gambar 4. Model endapan emas epitermal sulfidasi rendah

(Hedenquist dkk., 1996 dalam Nagel, 2008).

Gambar diatas merupakan model konseptual dari endapan emas sulfidasi

rendah. Dari gambar tersebut dapat dilihat bahwa endapan ephitermal sulfidasi rendah

berasosiasi dengan lingkungan volkanik, tempat pembentukan yang relatif dekat

permukaan serta larutan yang berperan dalam proses pembentukannya berasal dari

campuran air magmatik dengan air meteorit

B.  Karakteristik Endapan Epitermal Sulfida Tinggi (Epithermal High

Sulfidation) atau Acid Sulfate

Tinjauan Umum

Endapan epitermal high sulfidation dicirikan dengan host rock berupa batuan

vulkanik bersifat asam hingga intermediet dengan kontrol struktur berupa sesar

secara regional atau intrusi subvulkanik, kedalaman formasi batuan sekitar 500-

2000 meter dan temperatur 1000C-3200C. Endapan Epitermal  High Sulfidation

terbentuk oleh sistem dari fluida hidrotermal yang berasal dari intrusi magmatik

yang cukup dalam, fluida ini bergerak secara vertikal dan horizontal menembus

rekahan-rekahan pada batuan dengan suhu yang relatif tinggi (200-3000C), fluida

ini didominasi oleh fluida magmatik dengan kandungan acidic yang tinggi yaitu

berupa HCl, SO2, H2S (Pirajno, 1992).

  

 Gambar 5. Keberadaan sistem sulfidasi tinggi

Gambar 6. Penampang Ideal Endapan Epitermal Menurut Buchanan (1981)

4. Jelaskan endapan gold disseminated!

Jawaban:

Endapan gold dessiminated atau sedimentary hosted disseminated gold

(SHDG) merupakan jenis endapan yang hampir sebagian merupakan endapan

emas hasil produksi di daerah US. Karakteristik endapan ini yaitu:

a. Butirannya endapan disseminated gold berbentuk baik

b. Berasal dari arsenian pyrite

Untuk mengetahui endapan SHDG ini diperlukan eksplorasi dengan bantuan

anomali elemen-elemen seperti Sb, Hg, Tl dan Ba. Batuan induk endapan ini yaitu

silty carbonates tetapi konsentrasi bijih biasanya bersifat silika dan batuan beku

silisified yang merupakan bagian dari batuan beku. Alterasi endapan SHDG ini

terdiri dari decarbonatization, silisification (jasperoid formation), dan

argillization, yang keseluruhannya hanya bersifat spasial. Endapn ini dapat

dijumpai pada struktur (fault) dan stratigraphic control (komposisi dan

permeabilitas).

Bijih ini terkait dengan endapan sulfida (pyrite), dimana alterasi dan

kumpulan mineral mengindikasikan bahwa alterasinya netral dan emasnya

merupakan bisulfida kompleks. Mekanismenya yaitu presipitasi, kalsit, dan kaolin-

serisit. Inilah yang meyakinkan bahwa bijih silika terdiri dari Au murni dan bijih

sulfida yang mengandung Au dalam pirit.

5. Jenis-jenis endapan kromit

Jawaban :

Tipe cebakan kromit

Berdasarkan nisbah Cr:Fe, Kromit dibagi atas:

1. Cr-rich chromite

2. Al-rich chromite

3. Fe-rich chromite

Berdasarkan tipe cebakan, Kromit dibagi atas:

1. Cebakan Primer : terdiri dari cebakan stratiform dan cebakan podiform

2. Cebakan Sekunder : terdiri dari bijih laterit dan plaser

Cebakan Stratiform

Cebakan Stratiform kromit terbentuk akibat proses kristalisasi pada ruang

magma, dimana bentuk cebakannya berupa lapisan kromit tipis dan memiliki sifat

homogen. Kromi t ada l ah s a l ah s a tu m ine ra l pe r t ama yang

t e rbenam, berkerut dan mengkristal sebelum mengendap dalam ruang-

ruang magma.Keadaan ini yang menyebabkan terjadinya lapisan-lapisan

kromit yang tipisdan homogen , s e r t a memper l i ha tkan ba t a s yang

j e l a s an t a r a l ap i s an b i j i h kromit dengan lapisan batuan induk. Pada celah-

celah antara lapisan dijumpai mineral-mineral silikat dalam jumlah yang cukup besar

dan secara nyata akan mempengaruhi kadar dan ukuran butir kromit. Lapisan

stratiform ini berupa lapisan lateral yang menerus dan kaya akan kromit. Ketebalan

lapisan hanya beberapa mm hingga beberapa meter serta keterdapatannya saling

bergantian dengan lapisan silika. Lapisan silika ini berada di dalam batuan mafik dan

ultramafik seperti dunit, peridotit, piroksenit, dan berbagai jenis batuan mafik dan

ultramafik lain yang tidak melebihi gabro. Pada umumnya terdapat pada lapisan

intrusi basaltik seperti yang terdapat di Bushveld Compleks, Afrika Selatan.

Penyebaran luas dengan ketebalan antara 0,02 – 4,0 m. Contoh cebakan

kromit tipe stratiform adalah : Bushveld Complex (Afsel), Great dike (Zimbabwe),

dan Stillwater Complex (USA).

Gambar 7. Kenampakan lapisan stratiform kromit.

Gambar 8. model-model lapisan stratiform di beberapa negara

Kromit ditemukan dalam peridotit di mantel bumi dan juga pada lapisan

ultrabasa batuan intrusi. Selain pada batuan beku, kromit juga ditemukan pada batuan

metamorf seperti beberapa jenis batuan serpentinites, hal ini berkaitan dengan

mineral-mineral olivin, magnetit, dan korundum.

Pada tubuh endapan kompleks Bushveld di Afrika Selatan, bentuk tubuhnya

berupa lapisan mafik untuk tubuh beku ultramafik dengan beberapa lapisan yang

terdiri dari 90% kromit sehingga terbentuk suatu jenis batuan langka yaitu chromitite.

Tubuh endapan kompleks Stillwater di Montana juga mengandung kromit signifikan.

Gambar 9. Still water complex dan Muskox Intrusion

Tabel 4. Beberapa lapisan intrusi utama kromit.

Cebakan Podiform

Cebakan podiform kromit merupakan cebakan berbentuk lensa-lensa dengan

ukuran yang bervariasi. Kebanyakan tipe cebakan podiform termasuk Al-rich

chromite. Tubuh massive dari kromit ini didominasi oleh dunit (kaya olivin) dan

berasosiasi dengan peridotit. Tipe cebakan ini banyak ditemukan di sepanjang zona

patahan dan lingkar pegunungan.

Cebakan podiform terdapat di Troodos Complex (Cyprus), Semile (Oman),

Turki, Saudi Arabia, dan Kaledonia baru. Di Indonesia, cebakan ini dijumpai di

Indonesia bagian Timur (Sulawesi, Halmahera, Gebe, dan Gag).

Gambar 10. Litologi cebakan podiform

Endapan besar kromit terjadi sebagai polong, lensa, atau lapisan dalam

ophiolit batuan ultrabasa. Secara tektonik, keberadaannya di bawah kerak dan mantel

atas batuan ultrabasa. Endapan tipe podiform ini juga terbentuk sebagai proses

magmatik primer. Umur mineralisasi dari kromit adalah pada Mesozoikum muda.

Berasosiasi dengan peridotit, harsburgit, dan dunit. Adapun gangue mineral dari

endapan ini diantaranya Olivin, Serpentin, Orthopiroksin, dan Magnetit.

Model genetik dari cebakan podiform ini berupa fraksi kristalisasi awal

dimana kromit berasal dari cairan basal, baik tepat pada transisi bawah kerak-mantel

di saku magma atau mungkin dalam sisa mantel harsburgit. Selain itu, bisa juga tepat

di atas transisi kerak-mantel yang menyatukan lapisan dalam dunit di dasar ruang

magma

Cadangan bijih podiform sangat bervariasi tetapi sangat kecil dibandingkan

dengan cebakan stratiform, yaitu dari beberapa ton hingga satuan juta ton. Lebih dari

setengah cadangan bijih podiform dunia dikelompokkan sebagai kromit kaya

aluminium. Di Indonesia, endapan kromit termasuk tie podiform, yang pada

umumnya tersebar di Indonesia bagian Timur. Bentuk endapan, berupa perlapisan

dan lensa-lensa di dalam batuan piroksen-peridotit.

Potensi Kromit di Indonesia

Kalimantan Selatan (G. Bobaris, G. Meratus, P. Laut dan P. Sebuku)

Sulawesi ( Barru, Malili, Pomalaa, Kabaena, Morowali).

Maluku Utara (P. Gebe, P. Halmahera)

Papua ( Peg. Siklop dan Peg. Maropeni).

NTT, Kabupaten Belu, Atapupu.