PORPHYRY Au-CuEndapan 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.

Geological settings

Kualitas endapan porphyry-related tipikal terjadi dalam variabel terkikis calc -alkaline magmatik (pulau) busur dikembangkan sebagai sabuk linear atasnya mensubduksi lempeng samudera dan dapat ditambah dengan perpecahan busur belakang (figure 1). Sedangkan endapan porphyry dan high sulphidation epithermal Au + Cu + Ag mendominasi dalam busur magmatik, sulfidasi rendah tampilan endapan bervariasi dari berbagai model terkait intrusi dalam busur, intra arc rifts host carbonate-base metal Au (di SW Pacific) dan mineralisasi urat polymetallic Ag-Au (di Amerika), dan kalsedon-ginguro terikat urat epitermal Au-Ag terjadi dalam lingkungan busur belakang (angka 1 & 2).

Zona berdasarkan mineral bijih

1. Inner Zone – bersamaan dengan zona alterasi potasik. Mengandung sedikit sulfida, tapi

paling banyak mengandung Molybdenum. Pyrite 2-5% dan rasio py/cp sekitar 3:1.

Mineralisasi lebih banyak disseminated daripada stockwork.

2. Ore Zone – berada pada perbatasan zona potasik dan filik. Pyrite 510% dan rasio py/cp

sekitar 2.5:1. Mineral bijih utama: chalcopyrite yang hadir sebagai stockwork veinlet.

Mineral bijih lainnya: bornite, enargite and chalcocite.

3. Pyrite Zone – lebih banyak terdapat pada zona filik dan argilik. Kandungan pirit tinggi

(10-15%) dan rasio py/cp sekitar 15:1. Mineralisasi hadir sebagai urat dan disseminasi.

4. Outer Zone – hadir bersamaan dengan propylitic zone. Pyrite minor, dan mineralisasi

copper sangat jarang. Sphalerite dan galena sangat umum dijumpai, tapi biasanya sub-ore

grade. Mineralisasi hadir berupa vein sebenarnya (mirip vein epithermal).

ENDAPAN SKARN

Pyrometasomatic atau endapan skarn bijih adalah hidroterma suhu tinggi endapan bijih

dari distribus dunia (biasanya dalam orogenic behs) yang merupakan sumber penting dari Fe,

Cu, Zn, W, dan logam lainnya. Fitur karakteristik endapan ini adalah gangue itu, yang berbutir

kasar, umumnya campuran dark-weathering kalsium dan magnesium silikat, dimana telah

disebut skarn atau tactite. endapan skarn paling sering ditemukan menggantikan batu kapur atau

dolomit tidur berdampingan dan di atas intrusi granit. Itu tampaknya dibentuk melalui

postmagmatic, menaik, iron·rich hydrothermal solutions, mungkin pada kedalaman yang

dangkal dalam kerak bumi.

Zonasi Skarn deposit

Terdapat pola zonasi pada skarn pada umumnya. Pola zonasi ini berupa proximal garnet,

distal piroksen, dan idiokras (atau piroksenoid seperti wolastonit, bustamit dan rodonit) yang

terdapat pada kontak antara skarn dan marmer. Selain itu, masing-masing mineral penyusun

skarn dapat menunjukan warna yang sistematis atau komposisi yang bervariasi dalam pola zonasi

yang lebih luas.

Tektonik Setting

Sebenarnya hanyalah tipe skarn yang ditemukan dalam wilayah busur kepulauan

samudra.Banyak dari skarn ini juga diperkaya oleh Co, Ni, Cr, dan Au. Sebagai tambahan,

beberapa skarn yang mengandung emas yang bernilai ekonomis muncul dan telah terbentuk pada

back arc basin yang berasosiasi dengan busur volkanik samudra. Kebanyakan deposit skarn

berasosiasi dengan busur magmatik yang berkaitan dengan subduksi dalam kerak benua.

Komposisi pluton berkisar dari diorit sampai granit walaupun pada dasarnya memiliki

perbedaan diantara tipe skarn logam yang muncul untuk mencerminkan lingkungan geologi

setempat (kedalaman formasi, pola struktural dan fluida) lebih pada perbedaan pokok dari

petrogenesis (Nakano,et al., 1990). Beberapa Skarn, tidak berasosiasi dengan subduksi yang

berkaitan dengan magmatisme. Pluton yang berkomposisi granit, pada umumnya mengandung

muskovit dan biotit primer, megakristal kuarsa berwarna abuabu gelap, lubang-lubang miarolitik,

alterasi tipe greisen, dan anomali radioaktif. Skarn yang terasosiasi, kaya akan timah dan fluor

walaupun induk dari elemen lain biasanya hadir dan mungkin penting secara ekonomis.

Identifikasi Mineral Penciri Skarn

a) Identifikasi mineral-mineral penciri skarn dapat memberikan gambaran; suhu

pembentukan, tekanan, dan jarak dari tubuh endapan skarn/zona kontak dengan intrusi.

b) Asosiasi mineral garnet dan piroksen sekunder memberikan informasi bahwa endapan

terbentuk pada suhu >400 C.

c) Sedangkan asosiasi mineral-mineral amfibol dengan epidot menunjukkan bahwa endapan

terbentuk pada suhu <400 C.

Tekstur dan Mode Pembentukan Endapan Skarn

a) Tekstur dan mode pembentukan endapan skarn sangat terkait dengan kedalaman endapan

tersebut.

b) Tekstur endapan skarn misalnya, jika batuan induk memiliki banyak lubang-lubang

(porous) tetapi tidak terisi oleh mineral-mineral skarn, artinya endapan tersebut tidak

terlalu banyak memiliki volume untuk mengisi lubang-lubang tersebut.

c) Sebaliknya jika lubang-lubang terebut terisi oleh mineral-mineral endapan skarn, itu

memberikan informasi bahwa endapan tersebut memiliki tubuh yang cukup besar.

EPITERMAL (± Cu & Ag)

Endapan emas epithermal (± Cu & Ag) terbentuk pada tingkat patahan dangkal daripada

sistem Cu-Au porfiri, dan yang terutama dibedakan sebagai rendah dan sulfida tinggi

menggunakan kriteria yang berbeda-beda gangue dan bijih mineral, disetorkan oleh interaksi

cairan bijih yang berbeda dengan batuan host dan air tanah. 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). 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)):

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

2. Terbentuk pada kedalaman dangkal (~1 km)

3. 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.

4. 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).

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

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

kalkopirit, Cinnabar, jamesonite, stibnite, realgar, orpiment, ruby silvers, argentite,

selenides, tellurides.

7. Mineral penyerta adalah kuarsa, chert, kalsedon, ametis, serisit, klorit rendah-Fe, epidot,

karbonat, fluorit, barite, adularia, alunit, dickite, rhodochrosite, zeolit

8. Ubahan batuan samping terdiri dari chertification (silisifikasi), kaolinisasi, piritisasi,

dolomitisasi, kloritisasi

9. 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:

1. Jenis air berupa air meteorik dengan sedikit air magmatic

2. Endapan epitermal mengandung mineral bijih epigenetic yang pada umumnya memiliki

batuan induk berupa batuan vulkanik.

3. 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.

4. 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.

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

6. Mineral gangue yang utama adalah kuarsa sehingga menyebabkan bijih keras dan realtif

tahan terhadap pelapukan.

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

ENDAPAN METAMORFIK

Sabuk metamorfik adalah daerah kompleks dimana terdapat akresi dan kolisi dan

melibatkan kerak benua. Proses tektonik yang terjadimerupakan skala litosferik, keterlibatan

temperatur dan tekanan, dikarenakan oleh proses magmatik pada busur depan dengan asosiasi

prisma akresi dan cekungan ekstensional pada bagian busur belakang, deformasi dan

metamorfosa umumnya berasosiasi dengan magmatisme granitoid plutonik, dan pengangkatan

serta erosi yang diikuti pembentukan cekungan dimana material sedimen dapat terakumulasi.

Endapan emas dapat terbentuk pada berbagai tingkat dari evolusi orogenik, sehingga muncul sabuk metamorfik yang mengandung bermacam-macam tipe endapan yang dapat saling sejajar atau memotong. Groves et al. (2003) membedakan endapan emas yang terbentuk pada sabuk metamorfik selama proses orogen pada fase kompresi berdasar genesa dan bentuk geometri. Tipe-tipe endapan tersebut antara lain, endapan emas orogenik, endapan emas yang berasosiasi dengan intrusi, dan endapan emas yang berasosiasi dengan logam dasar (Gambar 3).

Endapan emas orogenik merupakan tipe endapan yang paling dominan atau umum dijumpai pada sabuk metamorf dan memasok kurang lebih 250 ton emas dunia (9% dari produksi total dunia), sehingga untuk pembahasan selanjutnya akan difokuskan pada endapan tersebut.

Gambar 3. Skema keterdapatan endapan emas orogenik, endapan emas anomalous metal

association/typical metal association, dan endapan emas berasosiasi dengan intrusi,

dan memperlihatkan korelasi kedalaman dan tatanan struktur serta litologi batuan

pembawa (Groves, et al., 2003).

Endapan emas orogenik

Endapan emas orogenik merupakan endapan hasil dari bentuk terakhir pada siklus orogen dari air metamorfik yang berasal dari bagian tengah hingga bagian bawah kerak, walaupun ada kumungkinan fluida juga berasal dari air magmatik yang dalam. Untuk endapan jenis ini, terkadang digunakan pula terminologi yang berkaitan dengan asosiasi bijih host sequence, seperti greenstone-hosted, greenstone belt, slate-belt style, turbidite hosted. Juga dipergunakan sebutan yang berkaitan denga bentuk bijih yang ditemukan, seperti lode gold, urat kuarsa-karbonat, atau disseminated deposit.

Batuan asal pada endapan emas orogenik ini mayoritas terkena metamorfosa regional membentuk sekishijau hingga fasies amfibolit bawah. Bijih pada endapan ini terbentuk secara sinkinematik, dengan setidaknya 1 tahap deformasi penetrasi pada batuan asal, yang tentunya menghasilkan kontrol struktur yang kuat meliputi sesar, shear zone, lipatan dan atau zone of competency contrast (Hudgons, 1989 dalam Grove et al., 2003).

Endapan ini memperlihatkan dimensi vertikal sekitar 1 km hingga 2 km, menunjukkan penzonaan logamyang halus dengan kenampakan yang khusus dan kuat. Pada endapan ini urat kuarsa±karbonat ada di mana-mana dan pada umumnya mengandung sedikit emas, walaupun pada kebanyakan sistem tersulfidasi, batuan samping dengan kandungan Fe/(Fe+Mg+Ca) yang tinggi berdampingan dengan urat-urat yang mengandung bijih (Bohlke, 1988 dalam Grove et al., 2003).

Kebanyakan dari endapan emas yang ditemukan pada jumlah yang besar adalah jenis endapan emas orogenik. Secara garis besar endapan ini terbagi menjadi 2, yaitu (1) endapan yang mengalami pengkayaan Cu±Mo (contohnya adalah pada McIntyr Timmins/Kanada dan Boddington/Australia) dan (2) endapan yang mengalami pengkayaan Cu-Zn±Pb±Ag dan/atau pirit yang melimpah (contohnya pada Bousquet/ Kanada; Mount Gibson/Australia, dan beberapa endapan yang ditemukan di Tanzania dan Kenya; Carolina slate belt/USA dan endapan VMS di Mount Read/Australia, yang keduanya memiliki unsur yang berasosiasi dengan endapan emas orogenik (contohnya: As, B, Bi, Sb, Te,W). Endapan emas orogenik ini sangat luas penyebarannya, sehingga dibagi-bagi lagi berdasarkan segmen kedalamannya (Gebre-Mariam et al., 1995). Secara garis besar terbagi menjadi 3 yaitu “epizonal” pada kedalaman < 6 km, “mesozonal” pada kedalaman 6 km – 12 km, dan “hipozonal” pada kedalaman >12 km (Gambar 4).

Gambar 4 Pembagian zona pada endapan emas orogenik dan dikorelasikan dengan derajat

metamorfosa pada batuan pembawa (Gebre-Mariam et al., 1995).

Karakteristik mineralogi, geokimia dan fluida endapan emas orogenik

a. Kondisi geologi host terrane dan tatanan tektonik

Satu karakteristik geologi yang pasti adalah endapan emas orogenik pasti berasosiasi dengan daerah yang terkena proses deformasi sehingga termetamorfkan secara regional dengan umur yang bervariasi. Observasi yang dilakukan padagreenstone belt Archaean hingga sabuk metamorfik Phanerozoik mengindikasikan adanya asosiasi emas dengan batuan fasies sekishijau. Endapan yang memiliki prospek yang baik ditemukan pada daerah berumur Archaen yang terkena metamorfosa tingkat tinggi atau pada daerah yang terkena metamorfosa tingkat rendah yang terbentuk pada sabuk metamorf yang memiliki umur yang bervariasi. Protolit yang terbentuk sebelum metamorfosa pada Archaean greenstone belt yang mengandung emas, penyusun utamanya merupakan daerah vulkano-plutonik, yang mengandung oceanic back arc

basalt dan batuan yang bersifat felsik hingga mafik yang terbentuk pada busur. Daerah lain yang penting yang berumur Archaen memiliki penyusun utama berupa batuan sedimen laut klastik yang termetamorfkan, dimana bijih yang lebih muda ditemukan adalah batuan greywacke, argilit, sekis, dan filit (Groves et al., 1998).

Endapan emas tipe ini terbentuk pada bagian akhir dari urutan deformasimetamorfosa-

magmatik pada perkembangan orogen. Endapan emas tipe ini terbentuk selama proses deformasi

pada batas lempeng konvergen (orogeny) terkena proses akresi, translasi dan kolisi yang

tentunya sangat berkaitan dengan tumbukan lempeng yang terjadi (Gambar 5), terlepas dari

apakah endapan ini terdapat pada Archaean atau Phanerozoic greenstone belt atau pada sekuen

batuan sedimen berumur Proterozoik dan Fanerozoik.

Gambar 5. Tatanan tektonik pembentukan berbagai endapan. Tatanan tektonik pembentukan

endapan orogenik berada pada batas kontinen, zona akresi atau kolisi (Groves et al, 1998).

Perlu ditekankan bahwa endapan emas orogenik bukan merupakan endapan synvulkanik.

Endapan ini terbentuk pada akhir siklus orogen, puluhan juta tahun setelah vulkanisme terjadi

(Gebre-Mariam et al., 1995). Terdapat kontrol struktur yang kuat terhadap proses mineralisasi

dengan skala yang bervariasi. Endapan biasanya ditemukan pada struktur orde kedua atau ketiga,

dan sangat sering ditemukan berupa struktur akibat kompresi dengan skala yang sangat besar.

Terdapat sangat banyak variasi tipe struktur yang ditemukan (Groves et al,. 1998), yaitu:

1. Patahan brittle hingga ductile shear zone dengan sesar naik yang memiliki sudut yang kecil

hingga sudut yang besar, strike-slip atau oblique-slip motion

2. Fracture array, stockwork atau zona breksiasi pada batuan

3. Zona foliasi (rekahan yang terbentuk akibat tekanan), atau

4. Puncak lipatan pada sekuen turbidit yang bersifat ductile.

Struktur mineralisasi mengalami syn- atau post-mineralization displacement, namun

endapan emas biasanya memiliki penyebaran yang luas, terus menunjam ke bawah

(ratusan meter hingga kilometer). Berbagai aspek geologi mempengaruhi bentuk

mineralisasi dari endapan seperti terlihat pada Gambar 6.

Gambar 6. Macam-macam bentuk mineralisasi pada lode gold Proterozoik (Partington dan

Williams, 2000).

 

b. Fasies metamorfik batuan samping

Endapan emas pada batuan metamorf tentunya berkaitan dengan proses metamorfosa

yang menghasilkan batuan metamorf. Stüwe (1998, dalam Groves et al., 2003) menyatakan

bahwa endapan emas orogenik biasanya terkena proses metamorfosa regional membentuk batuan

metamorf fasies sekishijau hingga fasies amfibolit-bawah. Sedangkan Gebre-Mariam et

al. (1995) menyatakan bahwa endapan emas pada batuan metamorf ditemukan pada fasies

prehnit-pumpelit, fasies sekishijau, fasies amfibolit, dan granulit bawah. Namun, mayoritas

endapan emas ditemukan pada fasies sekishijau.

c. Mineralogi endapan

Endapan ini dicirikan dengan sistem urat dominan kuarsa dengan mineral sulfida ≤ 3-5%

(umumnya sulfida Fe) dan mineral karbonat ≤ 5-15%. Mineral albit, mika putih atau fushsite,

klorit, scheelite dan turmalin sangat sering menjadi pengotor pada urat yang ditemukan pada

batuan pembawa fasies sekishijau. Sistemurat bisa menerus secara vertikal mencapai 1-2 km

dengan sedikit perubahan mineralogi atau kadar emas. Zoning mineral ditemukan pada beberapa

endapan. Perbandingan emas : perak bervariasi dari 10 (normal) hingga 1 (sangat sedikit),

dengan bijih yang terdapat pada urat dan pada batuan samping yang tersulfidasi. Kadar emas

relatif tinggi, tercatat mencapai 5–30 g/t. mineralogi sulfida biasanya menunjukkan litogeokimia

batuan pembawa. Arsenopirit merupakan mineral sulfida yang paling sering ditemukan pada

batuan asal metasedimen, sedangkan mineral pirit atau pirotit ditemukan pada batuan beku yang

termetamorfkan. Urat yang mengandung sedikit emas memperlihatkan pengkayaan akan As, B,

Bi, Hg, Sb, Te dan W yang bervariasi; konsentrasi Pb dan Zn pada umumnya hanya sedikit di

atas keadaan regional awal (Groves et al., 1998).

d. Alterasi batuan samping

Endapan ini menunjukkan zonasi lateral yang kuat pada fase alterasi dari proksimal

hingga distal yang mencapai skala meter hingga kilometer yang terjdi baik pada

skala camp maupun skala endapan. Alterasi yang umum terjadi adalah kloritisasi dan

karbonatisasi dapatmencapai lebar 1 kmdari endapan. Sedangkan untuk zona alterasi yang

terbentuk pada fase awal zona sesar transcrustal dan dikontrol struktur skala besar, hanya

terbatas atau terpusat dengan karakteristik alterasi karbonatisasi pada batuan pembawa.

Kumpulan mineral yang sering ditemukan pada zona alterasi umumnya karbonat, seperti ankerit,

dolomit atau kalsit, dan sulfida, seperti pirit, pirotit, atau arsenopirit. Kehadiran metasomatisme

alkali menyebabkan proses serisitisasi atau ditemukan (sangat jarang) mineral fuchsite, biotit,

atau K-feldspar dan albitisasi, dan mineral mafik yang mengalami kloritisasi tinggi. Amfibol atau

diopsid ditemukan pada kerak yang lebih dalam dan mineral karbonat semakin sedikit

keberadaannya. Sulfidasi sangat ekstrim pada BIF dan batuan pembawa batuan mafik yang kaya

Fe. Berikut ini karakteristik alterasi yang umum dijumpai pada zona alterasi endapan orogenik:

Kloritisasi. Klorit dapat muncul sendiri atau hadir bersama-sama dengan kuarsa atau turmalin

dalam bentuk kumpulan mineral. Namun, kehadiran mineral propilitik lain juga sering

ditemukan, dan terkadang juga muncul anhidrit. Klorit hasil alterasi hidrotermal seringkali

menunjukkan perubahan rasio Fe : Mg yang sebanding dengan jarak dari tubuh bijih.

Perkembangan mineral klorit sekunder dapat dihasilkan dari alterasi mineral mafik yang ada

pada batuan asal atau dari magnesium dan besi yang ada sebelumnya (Evans, 1993).

Karbonatisasi. Alterasi tipe karbonatisasi akanmenghasilkanmineral dolomit yang

terbentuk dari aktivitas hidrotermal. Dolomit hasil alterasi memiliki ukuran butir yang lebih

kasar (Evans, 1993).

Serisitisasi. Tipe alterasi ini adalah tipe alterasi yang paling sering ditemukan pada

batuan yang kaya aluminium, seperti batusabak, granit, dan lain sebagainya (Evans, 1993).

e. Fluida Bijih

Konsep sistem mineral hampir sama dengan konsep sistem minyak bumi, dimana

terdapat sumber, migrasi, trap, kontrol struktur dan lapisan pelindung impermeabel (seal), namun

konsep sistem mineral lebih kompleks. Faktor geologi mengontrol keterdapan endapan mineral

dan serta adanya gaya yang mendorong (mobilisasi) komponen bijih dari sumber yang kemudian

terangkut dan terakumulasi ke dalam bentuk konsentrat bijih. Berbagai macam faktor geologi

antara lain, sumber energi (sumber panas dan gradien termal dari lingkungan geodinamik)

mendorong sistem padaterrane maupun skala regional, sumber larutan mineralisasi, yang

mengangkut ligands dan logam dan komponen bijih lainnya, karakteristik jalur migrasi sebagai

jalan untuk mengalirkan larutan sehingga sampai pada trap, kontrol struktur dan lapisan

penutup (seal) yang impermeabel yang terdapat pada trap atau jebakan, proses kimia dan/atau

fisika yang bekerja pada jebakan (Hagemann dan Cassidy, 2000). Penelitian mengenai inklusi

fluida pada endapan ini menghasilkan kesimpulan bahwa bijih emas berasal dari fluida dengan

salinitas rendah, hampir netral, fluida H2O-CO2±CH4 mengangkut emas berupa sulfur yang

tereduksi. Fluida berasosiasi dengan endapan emas inimemiliki konsentrasi CO2 yang tinggi

yaitu≥5mol.%. Fluida hidrotermal pada greenstone belt Archaean memiliki isotop tipe 18O

sekitar 5–8 permil, sedangkan pada lode gold Phanerozoik lebih tinggi sekitar 2 per mil

(Groves et al., 1998). Penelitian juga menunjukkan bahwa fluida bercampur dengan

fluida aquaeous-carbonic, yang jelas sangat berbeda dengan endapan emas lain pada umumnya

(seperti epitermal, porfiri Cu-Au, VMS). Walaupun demikian beberapa endapan

individual menunjukkan pengecualian. Fakta menunjukkan bahwa endapan sinmetamorfik

ditemukan pada fasies amfibolit. Ridley et al. (2000, dalam Groves et al., 2003)

menunjukkan bahwa fluida diperoleh dari puncak dari proses metamorfosa dan berasal dari

sumbersumber yang dalam. Walaupun data mengenai isotop radiogenik dan stabil tersebar secara

luas, namun kesimpulan yang pasti mengenai asal dari fluida ini belum dapat dipastikan. Ridley

andDiamond (2000, dalam Groves et al., 2003)menyatakan bahwa terdapat beberapa unsur

yangmendominasi fluida pada endapat emas orogenik ini, seperti unsurN, Br, Cl, C, dan H, yang

memiliki karakteristik isotropik yang dapat memberikan batasan sumber-sumber yang mungkin.

Dijelaskan pula bahwa isotop H memperlihatkan kecenderunganperpindahan, kimiaN, Br, dan Cl

pada kerak yang lebih dalamtidak diketahui, dan reservoar C dalam bentuk grafit atau alterasi

karbonat sepanjang jalur fluida dapat mengubah rasio isotropik. Data yang ditemukan mengenai

inklusi fluida, geokimia dan isotropik tidak dapat dibedakan secara jelas antara sumber

metamorfik dan magmatik dalam untuk fluida bijih pada sistem emas orogenik (Groves et al.,

2003).

ENDAPAN SEDIMENT EXHALATIVE

SEDEX (sedimentary exhalative) adalah suatu jenis endapan sulfida masif yang

berasosiasi dengan batuan sedimen.

Sulfida masif terbentuk dari hasil presipitasi larutan hidrotermal yang dialirkan ke dasar

laut melalui suatu saluran (“vent”). Saluran ini berupa zona yang memotong bagian bawah

perlapisan batuan sedimen (“footwall”) dan memasuki horizon sulfida masif diatasnya.

Sedimentary Exhalative sulphide (SEDEX) merupakan endapan melensa stratabound

masif suldifa kecil (0.5 km) terbentuk oleh bukaan sistem hidrotermal bawah laut dari air saturasi

tinggi melapisi cekungan punggungan epikontinental dan intrakontinental selama ekstensi

berlangsung.

SEDEX ditambang untuk diambil Zn dan Pb, namun pirit dan pirhotit seringkali menjadi

sulfida dominan. SEDEX terdiri dari perlapisan (layers) sulfida masif yang interbedded dengan

perlapisan batuan sedimen termasuk sedimen kimia seperti rijang, barit dan karbonat serta

sedimen klastik seperti lanau, mudstone dan argilit, dimana pegendapannya terjadi di dasar laut.

Mineralisasi sulfida terbentuk ketika fluida hidrotermal yang kaya logam melewati

sedimen induk dan menggantikan pirit hasil tahap awal diagenesa.

sirkulasi air laut masuk kedalam kerak dan berinteraksi dengan host rock batuan sediment (Russel , et. al., 1981 digambar ulang dalam modul praktikum endapan mineral teknik geologi ITB), , contoh pada tatanan intracratonic.

ENDAPAN NIKEL LATERIT

Endapan hasil proses pelapukan lateritik batuan induk ultrabasa yang mengandung Ni

kadar tinggi. Agen pelapukan berupa air hujan, suhu, kelembaban, topografi, dll.

Laterit; later, artinya bata (membentuk bongkah-bongkah yang tersusun seperti bata

berwarna merah). Buchanan; subsoil yang mengeras karena tersingkap atau kontak dengan

atmosfer. Ollier, 1969; Soil di daerah tropis dengan horizon konkresi besi oksida, yang dalam

keadaan normal berwarna merah.

Laterisasi; proses pelapukan kimia pada kondisi iklim yang lembab (tropis) yang

berlangsung pada waktu yang lama dengan kondisi tektonik yg relative stabil, membentuk

formasi lapisan regolith yang tebal dengan karakteristik yang khas, but and zeegers, 1992).

   Pengubahan mineral utama dan pelepasan beberapa komponen kimia

   Pencucian komponen-komponen mobile.

   Pengumpulan residual komponen-komponen tidak mobile atau tidak larut.

   Pembentukan formasi mineral baru yang lebih stabil dalam lingkungan Pengendapan.

Profil laterit; lapisan-lapisan material yang menindih batuan induknya sebagai efek

akhir dari proses laterisasi.

Profil laterit (PT.Vale Indonesia, 2011)

Perkembangan profil laterit; dipengaruhi oleh:

a. Iklim; curah hujan menentukan jumlah air hujan yang masuk ke tanah sehingga

mempengaruhi intensitas pencucian dan pemisahan komponen-kompenen yang larut.

b. Topografi; relief dan geometri lereng akan mempengaruhi pengaliran air, jumlah air yang

masuk ke dalam tanah, dan level muka air tanah

c. Drainase; mempengaruhi pasokan jumlah air untuk pencucian (leaching) dari seluruh area

sekitarnya.

d. Tektonik; pengangkatan tektonik akan meningkatkan erosi pada bagian atas profil,

meningkatkan relief topografi dan menurunkan muka air tanah. Kestabilan tektonik

mendukung pendataran topografi (planation) topografi dan memperlambat gerakan air

tanah

e. Tipe batuan induk; komposisi mineral menentukan tingkat kerentanan batuan terhadap

pelapukan dan ketersediaan unsure-unsur untuk rekombinasi pembentukan mineral baru.

f. Struktur; patahan dan kekar memungkinkan bagi peningkatan permeabilitas bedrock,

sehingga meningkatkan potensi terjadinya alterasi.

Factor-faktor ini sangat terkait satu sama lain. Saat batuan terekspose ke permukaan,

maka batuan secara gradual akan mengalami dekomposisi. Proses kimia dan mekanik  yang

disebabkan oleh udara, air, panas akan menghancurkan batuan tersebut menjadi soil dan clay.

Evans (1993); endapan nikel residual terbentuk karena tingginya intensitas pelapukan

kimia batuan yang mengandung Ni di daerah tropis. Batuan tersebut adalah peridotit,

serpentinit, dan batuan lainnya. Mineral utamanya : grup olivine, grup serpentin, dan grup

piroksin dengan Ni sebagai unsure aksesoris.

Serpentinisasi peridotit merubah olivine menjadi serpentin, membentuk mineral

pembawa Ni berupa garnierite. Selanjutnya serpentin bereaksi dengan unsure Ni membentuk

mineral gentit.

Deposit nikel laterit; berasal dari batuan beku yang kaya olivine, ygdisbt

peridotit. Nikel terbentuk oleh proses leaching dari olivine atau serpentin. Peridotit yang

banyak mengandung olivine, magnesium silikat dan besi silikat (umumnya mengandung

0,3% Ni), mengalami proses pelapukan secara kimiawi dan dipengaruhi oleh air tanah yang

kaya akan CO2 dari udara luar mengubah olivine, menyebabkan menurunnya kadar Al dan

Ca yang terlarut oleh air hujan. Pelarutan ini menyebabkan kadar Fe, Ni, Cr, Co semakin

tinggi (terjadi pengayaan).

ENDAPAN LATERIT BAUKSITBauksit (Al2O3.2H2O) bersistem octahedral terdiri dari 35 – 65 % Al2O3 , 2 – 10 %

SiO2, 2 - 20 % Fe2O3, 1 - 3 % TiO2 dan 10 - 30 % air. Sebagai bijih alumina, bauksit

mengandung sedikitnya 35 % Al2O3, 5 % SiO2, 6 % Fe2O3, dan 3 % TiO2. Sebagai mineral

industri % silica kurang penting, tetapi besi dan titanium oksida tidak lebih dari 3 %. Sebagai

abrasive diperlukan silika dan besi oksida lebih dari 6 %. Merupakan suatu campuran bahan-

bahan yang kaya akan hidrat oksida alumunium, dan bahan-bahan tersebut dapat diambil logam

alumunium secara ekonomis. Istilah abuksit dikaitkan dengan laterit. Laterit adalah suatui bahan

yang berupa konkresi berwarna kemeraahan, bersifat porous, menutupi hamper sebagian besar

daerah tropis dan subtropics, merupakan lapisan yang kaya akan aluminium dan besi. Jika kadar

aluminiumnya lebih besar dibandingkan dengan kadar besi, sehingga warnanya menjadi agak

muda, kekuning-kuningan sampai keputih-putihan, maka latrit semacam ini dinamakan

aluminious laterit atau laterit bauksit.

Bauksit terbentuk dari batuan yang mempunyai kadar aluminium tinggi, kadar Fe

rendah dan sedikit kadar kuarsa bebas. Mineral silikat yang terubah akibat pelapukan,

mengakibatkan unsure silika terlepas dari ikatan Kristal dan sebagian unsure besi juga

terlepas. Pada proses ini terjadi penambahan air, sedangkan alumina, bersam dengan

titanium den ferric oksida (dan mungkin manganis oksida) menjadi terkonsentrasi sebagai

endapan residu aluminium. Batuan yang memenuhi persyaratan itu antara lain nepelin

syenit, dan sejenisnya dan berasal dari batuan beku, batuan lempung/serpih. Batuan itu

akan mengalami proses lateritisasi (proses pertukaran suhu secara terus menerus sehingga

batuan mengalami pelapukan). Secara komersial baukist terjadi dalam 3 bentuk:

a. Pissolitic atau Oolitik disebut pua ‘kernel’ yang berukuran diameter dari

sentimeter sebagai amorfous tryhidrate

b. Sponge Ore (Arkansas), porous, merupakan sisa dari batuan asal dan

komposisi utama gigsite

c. Amorphous atau bijih lempung

Proses pembentukan dan genesa bauksit:

Genesa bijih bauksit, alumina dapat bersumber dari batuan primer (magmatic dan

hidrotermal) maupun dari batuan sekunder (pelapukan dan metamorphosis). Namun, secara luas

yang berada dipermukaan bumi ini berasal dari batuan sekunder hasil proses pelapukan dan

pelindian. Genesa dari bauksit sendiri dapat terbentuk dari 4 proses yaitu : magamatik,

Hidrotermal, metamorfosa, dan pelapukan.

Berdasarkan genesanya, bijih bauksit terbagi atas 5 yaitu, bauksit pada batuan klastik

kasar, bauksit pada terrarosa, bauksit pada batuan karbonat, bauksit pada batuan sedimen klastik

dan bauksit pada batuan fosfat. Sedangkan berdasarkan letak depositnya bauksit terbadi atas 4

yaitu deposit bauksit residual, deposit bauksit koluvial, deposit bauksit alluvial pada perlapisan

dan deposit bauksit alluvial pada konglomerat kasar.

Syarat terbentuknya bauksit:

1. Iklim humid tropis dan subtropics

2. Batuan sumber mengandung alumina tinggi

3. Reagent yang sesuai pH dan Eh, sehingga mampu merubah silikat

4. Infiltrasi air meteoric prmukaan secara lambat

5.kondisi bawah permukaan (larutan bawah permukaan) yang mampu melarutkan unsure batuan

yang dilaluinya

6. Sublitas tektinik yang berlangsung lama

7. Preservation

Metode eksplorasi bauksit

1. Tahapan eksplorasi bauksit meliputi pengukuran dan pemetaan,

2. Pembuatan sumur uji,

3. pengambilan conto laterit bauksit,

4. perhitungan cadangan,

5. ketebalan tanah penutup (OB) swell factor dan factor konkresi.

Metode penambangan

Tambang bauksit berupa surface mining. Endapan bauksit di setiap lokasi mempunyai

kadar yang berbeda-beda, sehingga penambangannya dilakukan secara selektif dan pencampuran

(blending) merupakan salah satu cara untuk memenuhi persyaratan ekspor.

SISTEM PENAMBANGAN

Metode dan urutan penambangan bijih bauksit secara umum adalah :

1. Pembersihan local (land clearing) dari tumbuh – tumbuhan yang terdapat diatas

endapan bijih bauksit.

2. Pengupasan lapisan penutup (stripping OB) yang umumnya memiliki ketebalan 0.2

meter. Untuk pengupasan lapisan digunkan bulldozer.

3. Penggalian (digging) endapan bauksit dengan excavator dan pemuatan bijih digunakan dump truck.

Daftar Pustaka

ALAN G. GALLEY1, MARK D. HANNINGTON2, AND IAN R. JONASSON1, VOLCANOGENIC MASSIVE SULPHIDE DEPOSITS, Geological Survey of Canada, 601 Booth Street, Ottawa, Ontario K1A 0E8, Department of Earth Sciences, University of Ottawa, Marion Hall, 140 Louis Pasteur,Ottawa, Ontario K1N 6N5.

Greg Corbett, 2009, Anatomy of porphyry-related Au-Cu-Ag-Mo mineralised systems: Some exploration implications.

DONALO M. BURT, 1977, MINERALOGY AND PETROLOGY OF SKARN DEPOSITS.

Larry Meinert, 2013, Skarn deposits – Characteristics and Exploration Criteria, Mineral Resources Program, USGS.

Meinert and Einaudi and Burt, Skarn Deposits.

Greg Corbett, EPITHERMAL GOLD FOR EXPLORATIONISTS