Petrologi Mineral Ubahan
Oleh:
AGUNG NURHADID1H 02 057
JURUSAN GEOLOGIPROGRAM STUDI TEKNIK GEOLOGI
FAKULTAS MATEMATIKA DAN ILMU PENGETAHUAN ALAMUNIVERSITAS PADJADJARAN
JATINANGOR2006
Endapan - Endapan yang Berhubungan dengan Pelapukan
Banyak mineral bijih khususnya sulfida-sulfida dan sulfosalts terbentuk
dalam lingkungan reduksi dan pada suhu dan tekanan yang lebih tinggi dari
atmosfir. Dimana mineral-mineral ini tersingkap pada permukaan dengan kondisi
pelapukan dan tererosi, mengalami perubahan kimia, membentuk campuran baru
atau bagiandalam larutan. Kebanyakan geologist meyakini pelapukan sebagai
proses anorganik yang berhubungan dengan prinsip reaksi hidrolisis, hidration,
dan oksidasi antara komponen atmosfer dan lithosfer. Bagamanapun, Ehrlich
mengatakan bahwa ada aktivitas bakteri dalam proses pelapukan. Dia juga
mengatakan bahwa oksidasi arsenopyrite dan enargite meningkat dengan
kehadiran dari bakteri grup thiobacillus-ferrobacllus. Pelapukan merupakan proses
vital bagi kehidupan sebagaimana kita ketahui tidak ada alasan lain bahwa proses
itu akan menghasilkan tanah yang merupakan dasar dari kehidupan. Tetapi
maksud dari bab ini adalah mempertimbangkan bagaimana pelapukan terlibat
secara khusus dalam endapan bijih.
Jika kita berfikir tentang “sejarah hidup” dari endapan yang tersingkap
oleh tererosi melalui proses pelapukan, nyatalah bahwa itu tergantung pada
material, lingkungan, dinamik, dan termasuk prodaknya, pelapukan mungkin (1)
penghancuran deposit, (2) mencuci unsur berharga, (3) pendistribusian kembali
satu atau lebih komponen melalui pengayaan dan peningkatan nilainya, (4)
perubahan mineralogi menjadi nilai yang lebih besar atau kurang oleh reaksi
produk baru yang berharga atau produk yang tergantikan. Jika kita pertimbangkan
proses keseluruhan dan disimpulkan pada bab ini. (1) pelapukan dapat
melarutkan, mentransport, dan mengkonsentrasi dengan mengendapkan kembali
elemen sebagian atau lebih, (2) menggantikan material yang tidak berharga
menjadi berguna atau bernilai, dengan pertukaran komposisi dan mineralogi, atau
(3) mungkin mudah “membebaskan” mineral aksesori yang resisten oleh
pemisahan mineral pembentuk batuan di sekelilingnya. Contohnya pendistribusian
kembali dan pengayaan pada nikel laterit, pengayaan supergen pada endapan
tembaga porphyry, dan pengayaan mangan dari batuan dasar.
Lelong et al. (1976) memberikan kesimpulan yang baik mengenai
pelapukan, genesis tanah, dan pengayaan supergen. Poinnya bahwa efek kimia
dari air meteorik di batuan bervariasi menurut tipe batuan dan meneralnya.
Bahkan air murni akan melarutkan dan mengubah kebanyakan mineral pembentuk
batuan untuk tingkat yang terbatas, tetapi air meteorik mengandung
karbondioksida dan asam. Mineral yang dapat larut bervariasi pada suhu dan
tekanan, dan kisaran reaksi kimia mineral, pada kisaran yang nyata mineral dapat
stabil dan metastabil. Air meteorik menukarnya dengan karbondioksida dan
oksigen dari atmosfir dapat berupa oksida, hidrat, dan karbonat silika pembentuk
batuan. Sulfida menjadi sulfat, kebanyakan larut, atau tergantikan menjadi oksida
yang lebih stabil, logam nativ, dan karbonat. Besi, mangan, dan alumunium
membentuk oksida dan hidroksida yang relatif tak larut di permukaan; timbal
membentuk stabil sulfat; timbal, seng, dan tembaga terlindungi sebagai karbonat
di beberapa lingkungan; tembaga, seng, nikel, dan kromium dapat tertahan
sebagai silikat dan oksida; dan emas nativ, tembaga, dan perak mungkin sisa stabil
dalam daerah pelapukan. Elemen ini telah di tinjau lagi sebagai konsentrasi sisa
dan produk oksidasi di dekat singkapan batuan lapuk yang terkandungnya.
(Emmons, 1917).
Kedalaman pelapukan tergantung pada iklim, porositas, dan permeabelitas
batuan, struktur, dan tektonik serta sejarah geomorfologi. Arahan umum
pelapukan, yaitu hidrolisis, hidrasi, dan oksidasi. Olivin, feldspar, dan
feldspathoid dihasilkan oleh reaksi yang membentuk
Dan
Atau dengan jumlah feldspar yang sama dengan empat H+ dan oksigen yang sama,
Atau dengan kurang H+ dan tidak ada oksigen,
Kenyataannya bahwa tipe produk pelapukan dapat ditentukan oleh pH dan Eh dari
lingkungannya. Ampibol dan biotit terlapukan ke klorit atau montmorillonite,
umumnya dengan beberapa karbonat dan leucoxene. Larutan kuarsa meningkat
dengan pH dari mendekati tak terlarut dalam lingkungan dingin asam yang kuat
sampai larut dalam kondisi tropik yang lembab dari pH 6 hingga 8 juga terlihat
larut dalam sistem alkalin dari pH di atas 8 (lihat gambar 17-10). Magnetit
mungkin teroksidasi menjadi hematit atau geotit, atau sisa metastabil yang utuh.
Olivin (Eq. 17-1) dan piroksen dalam batuan mafik terlapukkan ke serpentine
seperti silika magnesium hydrous. Sulfida bebas di air meteorik tercuci seperti
elemen seng, molebdenum, dan uranium dari batuan beku, sisa-sisa di belakang
produk stabil oksida besi, alumunium, titanium, kromium, dan dalam mangan,
nikel, kobalt, tembaga, timbal, dan antimon.
Lelong et al (1976) menggambarkan mobilitas elemen tertentu dan
oksida dalam lingkungan pelapukan yang normal ( gambar 17- 2 dan tabel 17-1).
Elemen-elemen yang membentuk hidrolisat yang stabil (Fe, Ti, Mn) adalah tipe
yang tidak mobile, dan yang membentuk larutan oksida atau kompleks (Na, K,
Ca, Mg) adalah dua petunjuk dari magnitude yang lebih dapat terdistribusi
kembali. Tetapi kenyataannya elemen-elemen tertentu terkonsentrasi dalam tanah
selama pelapukan adalah berguna dalam analisis prospek geokimia (Rose, Hawks,
dan Webb, 1979).
Sebagai tambahan untuk menentukan di dalam tanah, empat metoda yang
lain dalam mempelajari geokimia secara luas digunakan.
1. logam-logam mungkin diserap atau metabolasi di dalam jaringan tumbuh-
tumbuhan dan menunjukkan variasi dan pola yang sama dalam tanah;
pengambilan molebdenum dalam mesquite mendasari kegunaan indikator
geobotanikal.
tabel 17-1
2. jejak unsur-unsur mobile dapat dideteksi di dalam sungai dan air danau.
3. kandungan logam pada tempatnya ditingkatkan di hilir sedimen sungai
dari tubuh mineralisasi.
4. kehadiran logam di atas jumlah rata-rata dapat dideteksi pada sampel chip
dari batuan dasar.
Di iklim tropis, asam humic melimpah dan pencucian efektif secara
khusus, hanya saja banyak sisa oksida tak terlarut di permukaan. Besi dan
alumunium membentuk campuran stabil dan amat melimpah sebagai konsentrasi
residual. Tanah yang kaya akan besi atau alumunium diketahui sebagai laterites.
Tanah laterit banyak oksida, dan dengan jelas kontras dengan tanah lempung
silika dari suhu iklim (gambar 17-2). Produk oksidasi mungkin tertransport dalam
larutan di bawah kondisi Eh dan pH rendah. Bagaimanapun, produk oksidasi besi
dan alumunium oksida-hidroksida umumnya diendapkan kembali yang
membentuk oleh karena Eh dan pH tinggi. Laterite telah ditambang dalam jumlah
kecil seperti bijih besi dimana pallet limonitic melimpah dan tanah berbutir halus
atau lempung
gambar 17-2
tidak hadir (Percival, 1966). Daerah yang besar termasuk tipe laterit ini adalah
Brazil, Cuba, India, Afrika pusat, Pulau Filipina, dan dimana saja di tempat tropis.
Di lingkungan tropis dan subtropis dimana batuan yang mendasari adalah
yang kaya alumunium dan rendah besi dan silika, konsentrasi bauksit adalah
seperti pembentuknya, sepert Syenite dan nepheline syenite. Bouksit terdiri dari
boehmite [AlO(OH)], gibsite [Al(OH)3], diaspore [AlO(OH)], dan alumunium
oksida yang lainnya.
Oksida mangan umumnya kaya dalam tanah sedimen oksida-hidroksida di
atas tubuh batuan yang awalnya kaya mngan dan lapuk sesuai kedalaman. Bijih
mangan terbentuk dimana silika dan material berharga yang lain berpindah dan
sisa oksida besimangan relatif tak larut di permukaan, proses pengayaan dan
penggantian ke mineralogi yang tercapai.
Disamping besi, alumnium, dan mangan, beberapa logam yang lain
membentuk produk oksidasi stabil pada regim pelapukan. Dimana itu menjangkau
bagian yang ekonomis, logam-logam itu ditambang sebagai bijih, tetapi lebih
sering selalu bergabung dalam besi laterit yang tak murni. Banyak serpentin
mengandung sedikit nikel, kobalt, dan kromium yang terkonsentrasi dalam laterit
kaya besi, atau bagian atas serpentin; di beberapa tempat contohnya nikel, kobalt,
dan kromium di Nicaro,Cuba yang telah ditemukan.
Endapan nikel laterit, New Caledonia
Permukaan yang melapuk mengakibatkan endapan mineral dalam
beberapa cara. Mungkin dengan jalan menccuci/leach endapan bijih yang lebih
tua; dapat pula suatu oksidasi material tanpa mengubah kadar bijih; atau membuat
endapan bijih oleh konsentrasi material yang terurai secara alami dalam
keseluruhan batuan segar.
Endapan nikel New Caledonia, berada di pasifik selatan ditemukan tahun
1865 oleh Garnier merupakan kepulauan. Sekitar sepertiga daerah New Caledonia
20.000 km2 ini terdiri dari batuan ultramafic dengan sejumlah komposisi olivin,
orthopiroksen, dan klinopiroksen. Ophiolitic ultramafic menempati waktu
oligosen di atasnya graywackes mesozoic, lanau, dan batupasir dan basalt eosen.
Kandungan nikel dari serpentin kira-kira sama seperti dari pseudomorf silika
anhidrous, jadi serpentinisasi utamanya meliputi hidrasi mineral ultramafic alami
yang dibarengi dengan pengaturan kembali dan hanya sedikit unsur-unsur yang
hilang.
Banyak pendeskripsian endapan mineral New Caledonia setuju bahwa
nikel terkonsentrasi selama lateritisasi deari serpentin atau peridotit. Serpentin
lapuk menjadi laterit gelap-kemerahan, mengasilkan profil tanah seperti di daerah
trpis lainnya (gambar 17-5). Dimana laterisasi lengkap, magnesium silika dari
ultramafic telah dihancurkan, dan silika, kalsium, dan magnesium berpindah.
Garnierite, besinikel serpentin, adalah dasar meneral bijih di New Caledonia;
komposisinya adalah (Mg >> Fe, Ni)3Si2O5(OH)4. Garnierite dimana
gambar 17-5
nikel menempatkan magnesium yaitu abu-abu dan disebut noumeite. Serpentin
besinikel yang lain (nepouite) juga merupakan mineral bijih; nikel menggantikan
besi dalam strukturnya. Besi silikat tergantikan oleh nikel, nijih berwarna hijau,
dan maka dikenal sebagai bijih hijau, apabila magnesium tergantikan, bijih
berwarna abu-abu karena bijih mempertahankan warna besi oksida. Studi dari
serpentin yang tidak teralterasi dan ultramafic menunjukkan bahwa nikel dan
kobalt dalam batuan dasar relatif seragam di seluruh pulau.
Efisiensi dari proses konsentrasi nikel dikendalikan sepenurnya oleh
topografi; bijih yang paling baik pada slope yang lembut dan pada punggungan
meluas dari ridge utama. Avias (1968) telah menunjukkan bahwa topografi dan
geomorfologi adalah alt-alat prospeksi dan evaluasi yang penting. Gambar 17-6
memberikan profil topografi dan tampilan miring yang menunjuukkan bahwa
perkembangan pengayaan nikel yang terbaik adalah pada kemiringan yang stabil,
flowthrough hidrologi yang perlahan.
Pertinbangan umum bijih laterit silika nikel menunjuk istilah
padakedudukan dari besi nikel dalam lapisan lattice silikat. Nikel mungkin juga
diserap kedalam dan termasuk dalam geothite dan oksida besi hidrous yang lain
juga lazim dalam laterit, tipe B di gambar 17-6.
gambar 17-6
Endapan residual mangan, morro da mina, brazil
Morro da Mina, di daerah Lafaiete, Minas Gerais, Brazil, merupakan satu tempat
yang endapan mangan paling produktif di belahan barat.
Bijih adalah residual dan mengandung oksida mangan dibentuk oleh
pelapukan silikat dan karbonat lithologi dasar. Protore ini telah disebut gondite
(Park, 1956) dan manganese silicate- carbonate protore (Dorr, Coelho, dan
Horen, 1956). Mineralogi protores telah dipelajari secara intensif oleh Horen
(1955), yang menemukan spessartite garnet, rhodochrosite dan kalsit manganoan,
rhodonite (MnSiO3), tephroite, dan daftar yang panjang dari mineral-mineral,
khususnya silikat mangan. Pyrite dan sjumlah kecil sulfida, alabandite (MnS),
telah dikenal ( Park etal., 1951; Odman, 1955; Horen, 1955). Protore rata-rata
sekitar 30% dari batuan (Dorr, Coelho, dan Horen, 1956), tetapi di banyak tempat,
karbonat jarang atau tidak ada dan batuannya masif, padat, dan impermeabel.
Bijih di Morro da Mina terdiri dari mantel oksida mangan, produk dari
pindahan silika dan karbonat dari protores oleh pelapukan. Kehadiran karbonat
dan sulfida yaitu lebih mudah didekomposisi daripada silikat yang membantu
secara besar-besaran dalam pelapukan protores.
Endapan bauksit, Jamaika
Kehadiran alumunium di tanah merah, Jamaika yang dikenal awwl tahun 1869
(Sawkin, et al., 1869).
Batuan tertua di Jamaika adalah serpentin berumur kapur teroverlain oleh
sechist ampibol dan marmer dari seri metamorfik kapur atas. Di atas lapisan kapur
adalah sekuen batubasir, lanau tufaan yang lapuk berwarna merah dalamnya.
Konglomerat pada tersier dan di overlain oleh lanau karbonat mengandung
batupasir dan batugamping gelap, yang mana diikuti oleh seri tuff. Seri tuff
(gambar 17-8) diintrusi oleh andesit porphyry. Formasi batugamping putih
berumur eosen tengah – Miosen bawah adalah sekuen berikutnya dan menjadi
host rock bagi bauksit, yang diikuti oleh lapisan coastal plain batugamping dan
batupasir.
gambar 17-8
Bagian di pusat Jamaika ditandai oleh kehadiran antiklin yang dikenal
sebagai inlier pusat. Bijih alumunium Jamaika lembut dan seperti tanah, dan
kadang-kadang lanauan dan berpori besar. Bijih bauksit mengandung gibbsite,
boehmite,dan diaspore; gibbsite mineral bijih yang dominan. Cadangan bijih
bauksit Jamaika diperhitungkan yaitu beberappa ratus juta ton, dan kehadiran
seperti besarnya endapan relatif pada batuan karbonat yang kebanyakan geologist
mempertanyakan apakah bijih dapat terbentuk oleh pelapukan sederhana dari
batugamping atau tidak.
Burns (1961), beranggapan tidak ada kehilangan ion-ion yang terjadi
selama pelapukan. Waterman (1962) berkata bahwa ketebalan yang lebih besar
daripada keseluruhan dari batugamping putih yang pasti tererosi untuk endapan
bauksit yang mungkin. Dia mangatakan seri tuff Eosen mungkin menjadi sumber
bijih. Chubb (1963) mengambil ide dari Zans (1956) bahwa sumber bauksit bukan
dari batugamping dengan asosiasinya, tetapi batuan silikat alumunium yang lebih
tua dari komposisi andesitik, kapur atas, dan bagian andesit eosen awal dan
piroklastik andesitik. Di sisi lain, Sinclair menegaskan kembali mengenai analisis
elemen jejak dari batugamping putih dan bauksit dari sisa batugamping adalah
sumber dari kebanyakan bauksit (Sinclair, 1967).
gambar 17-10
Comer (1974) mengatakan bauksit Jamaika terbentuk dari pelapukan debu
vulkanik bentonik berumur miosen. Norton (1973) dan Meillon (1978)
memberikan masukan terbaik dari kimia pembentukan bauksit. Indikasinya,
alumina dan alumunium hidroksida gibbsite [Al(OH)3] dan boehmite dan diaspore
9AlO.OH atau Al2O3.H2O) dapat diturunkan oleh silika komplit berpindah dari
aluminosilikat tipe feldspar dan feldspatoid dalam syenite menghasilkan kaolin,
tersilika ke bauksit. Bauksit membutuhkan besi dan silika yang tercuci/leach,
tetapi tidak alumina (gambar 17-10); besi laterit manandakan larutan alumunium.
Norton (1973) menunjukkan bahwa alumina adalah larutan paling stabil dari pH 5
hingga 7. besi tercuci hanya pada pH rendah, Eh rendah, atau keduannya, dan
larutan silika meningkat pada pH tinggi.hubungannya disimpulkan dalam gambar
17-10.
Pengayaan supergen sulfida
Kejadian pengayaan supergen sulfida adalah kasus pelapukan khusus yang dapat
ditandai kembali. Tergantung pada material awal yang berpori dan permeabel
terhadap air meteorik, mengandung pyrite yang melimpah untuk menghasilkan
asam oksida, mengandung larutan asam logam mineral bijih, dan berdasarkkan
pada lingkungan presipitasinya. Meskipun beberapa unsur dapat terdistribusi,
tembaga salah satunya, material berkadar rendah yang tidak dapat ditambang
secara alami juga dapat mempunyai kandungan tembaga yang tercuci/leach dan
terendapkan kembali pada level lebih rendah dalam lapisan pengayaan oleh
beberapa faktor.
Banyak logam dan besi yang larut dalam air oksida asam diatas water table
yang diendapkan, dimana larutan menjadi lebih basa dan mereduksi pada water
table dan di bawahnya. Proses ini penting bagi geologi ekonomi dan industri
tambang karena logam ter-leach dari oksida bagian atas suatu endapan mineral
dapat diendapkan kembali dan dikonsentrasi sesuai kedalaman. Proses ini dikenal
dengan pengayaan supergen. utamanya, material subekonomik mendasari zona
pengayaan dan kiranya pada satu kedudukan yang telah ter-leach dan volume
pengayaan diatasnya yang dikenal sebagai protore. Jadi disana ada tiga zona
mendasar yang dipertimbangkan, yaitu zona oksidasi, zona pengayaan supergen,
dan zona hypogen atau protore.
Gambar 17-13, 17-14, dan 17-15 menunjukkan zona-zona ini. Zona
oksidasi dari tembaga telah dilepaskan dan semua uansur-unsur sisa yang
teroksidasi scara lengkap dalam permukaan singkapan. Dalam sesi ini pertama
kita set bagian dengan menguji beberapa cross section endapan dan diagram agar
gambar 17-13
gambar 17-14
terbiasa dengan skala, kosakata, dan dinamika umum dari pengayaan supergen,
umumnya dengan referensi endapan tembaga porphyry. Kemudian kita lihat pada
beberapa reaksi kimia yang berlaku, dan mineral-mineral yang diproduksi dalam
porpyry dan tipe endapan yang lain. Kemudian kita pertimbangkan eksplorasi
penting dan teknik dari evaluasi dampak pengayaan, dan kita tutup dengan
deskripsi geologi dari pengayaan tembaga di Globe, Arizona, dan pengayaan
perak di Chanarcillo, Chile. Lihat gambar 17-13 dan 17-14 dan tabel 17-2.
tabel 17-2
Aspek umum
Catatan sebelumnya, batas bawah dari zona oksidasi adalah level water table yang
hadir kembali dimana pengayaan terjadi. Dengan dasar dari zona itu kemudian
mencirikan topografi setempat, seperti di La Caridad, Sonora, Meksiko (gambar
17-13). Presipitasi dari spesies oksida mineral pada hakekatnya pengayaan zona
campuran oksida atau campuran relict oksida kumpulan-kumpulan sulfida
(Bateman, 1950).
Gambar 17-13 menunjukkan supergen “overprint” di zona phylik
hipogen. Apakah jika perbedaan level melalui skematik PCD cross section dari
gambar 11-4 dipertimbangkan? Gambar berikutnya adalah tampilan komposit
pada level “bawah” daripada La Caridad yang alterasi potasik tersingkap. Mineral
yang hampir tidak ter-leach atau larut dari tembaga terjadi di alterasi potasik,
disebut “tembaga oksida” mineral-mineralnya seperti chrysocolla, cuprite,
malachite, dan bentuk lainnya.
Tabel 17-2 memberikan lebih lanjut. Implikasi bahwa zona ter-leach –
oksidasi adalah suatu dari hidrolisis, hidrasi, dan feldspar dan dekomposisi mika
menjadi kaolinit seperti sebuah fasa yang baru, relict serisit masih dapat
melimpah.
Geokimia dan Mineralogi
Sekarang kita berbalik ke geokimia proses supergen. Hubungan geokimia
dalam proses supergen diilustrasikan oleh diagram Garrels (Garels dan Christ,
1965). Proses dasar adalah oksidasi, tetapi sejak oksidasi sulfida yang
menghasilkan ion hidrogen dan sulfat, dikontrol pH dan Eh. Sato (1960)
menyarankan bahwa agen oksidasi adalah cairan H2O2, yang dapat membentuk
produk intermediet selama reduksi oksigen. Jika potensi reduksi dari lingkungan
melebihi pasangan H2O2 – O2 , kehadiran ion logam bereaksi dengan peroksida
membentuk logam oksida dan air. Bukti toritis dan eksperimen substansial.
Karenanya, pengukuran nilai Eh dan pH di lapangan dalam zona oksidasi masuk
ke zona terbatas di atas standar potensial pasangan H2O2 – O2 .
Pyrite adalah mineral paling umum sulfida hipogen; endapan bijih
kekurangan sedikit sulfida, dan proses supergen memulainya. Oksidasi pyrite dan
besi sulfida yang lain umumnya limonite atau hematite dan menghasilkan asam
sulfurik. Reaksi normal meliputi
Besi dilarutkan sebagai ion ferrous atau sebagai sulfat ferrous, dan
kemudian teroksidasi ke ferric sulfate:
Pyrite dapat juga tergantikan secara langsung ke hematite oleh
Besi dalam tubuh masif pyrite adalah seperti tercuci dan terbilas keluar tanpa
meninggalkan hematit atau limonit karena hadir dari asam sulfurik tetap pada pH
rendah dan mungkin membentuk sebuah lingkungan redusi yang mempertahankan
besi dalam larutan ferrous. Dan sebaliknya, air kaya dalam oksigen mungkin
mengubah pyrite secara langsung menjadi ferric sulfat, tanpa sampai tahap sulfat
ferrous:
Perbandingan Fe+2/Fe+3 bervariasi, tergantung pada Eh dan pH.
Beberapa besi tetap berlaku pada singkapan sebagai ferric atau ferrous
sulfat dalam iklim kerim, tetapi umumnya sulfat ini secara temporer ada di bagian
transisi. Besi berpindah dalam keadaan hancur dimana sisa laruta asam sekali atau
oksigennya tak mencukupi; potensial redoks rendah terhadap stabilitas ion ferrous
dalam larutan, maka pH dibawah 3 berhak ion ferric ke sisa yang hancur.
Bagaimanapun potensial redoks rendah dan kondisi asam adalah dekat permukaan
dan di atas water table.
Pelapukan sulfida besi meliputi oksidasi besi dan sulfur. Sulfur dalam mineral
sulfida umumnya mempunyai valensi -2. contohnya larutan ferric sulfat bereaksi
dengan chalcosite melepaskan ion tembaga dalam larutan dan menghasilkan nativ
sulfur (Sullivan, 1930Sato, 1960):
Sejumlah kecil nativ sulfur ditemukan dalam singkapan yang tercuci.
Pada ion hidrogen dan oksigen, ferrous sulfat mungkin dioksidasi kembali secara
cepat ke ferric sulfat;
Dimana pun asam dari air perkolasi sampai endapan bijihnya terawat, seperti
unsur-unsur tembaga, perak, dan seng ter-leach. Dalam ketidakhadiran sulfida
besi, ferric sulfat, dan sulfuric tidak siap terbentuk, dan produk oksidasi sulfida
yang lain cenderung menjadi sisa.
Dalam sistem oksidasi dan asam, molebdenum dipindahkan hampir
seluruhnya dari tanah (Hansuld, 1966); hanya jumlah sedikit dapat dideteksi
secara kimia. Di dasar dekat zona pelapukan, atau dimana saja jika kondisi baik,
molebdic ochre atau ferrimolybdit mungkin terbentuk. Mineral sulfur berwarna
kuning ini mungkin terbentuk.
Oksida besi dan timbal sulfat relatif taklarut dan cenderung menyisa di
singkapan, galena adalah larutan dalam campuran ferric sulfat, tetapi reaksi
lapukan massa galena yang takteroksidasi umumnya dalam vein dimana sulfida
yang lain telah diubah atau dicuci. Leach galena diperlambat karena produk
oksidasi yang umum anglesite dan cerussite juga stabil dalam zona pelapukan,
mungkin menjadi relict fragmen galena.
Seng dan perak sulfida juga larut dengan ferric sulfat. Seng sulfat sangat
larut, dan seng rendah pada seri Schurmann (tabel 17-3). Hasilnya, kandungan
seng kebanyakan dari tubuh bijih oksida dilepaskan dalam sistem air tanah.
Bagaimanapun, di iklim kering dan semi kering seng ditahan dalam zona oksidasi
sebagai smithsonit, hydrozinit [Zn5(CO3)2(OH)6], hemimorphite
[Zn4Si2O7(OH)2.H2O], atau mineral karbonat dan silika yang lain. Dalam
lingkungan batugamping, larutan seng sulfat bereaksi membentuk smithsonite dan
gypsum.
Perak bertindak sama seperti tembaga dalam zona oksidasi tetapi
mempunyai lebih sedikit produk oksidasi yang stabil. Nativ perak terbentuk
sebagai hasil reduksi ion perak, mungkin oleh besi ferrous (Stokes, 1907; Cooke,
1913).
Antimony terbentuk dari campuran yang relatif stabil valentinite (Sb 2O3),
bindheimite [Pb1-2Sb2-1(O,OH,H2O)6-7], dan stibiconite [Sb3O6(OH)], juga
diketahui sebagai cervantite.
Stibnit umumnya terjadi sebagai pseudomorf setelah stibnit dalam jasperoid,
khususnya di endapan tipe carlin. Stibconite dapat dicuci dari rongga selama
pelapukan, hasilnya dalam tekstur bird-foot di jasperoid permukaan yang disebut
turkey tracks.
Kebanyakan campuran arsenik, bertolak belakang dengan antimony, relatif
larut dan tercuci dari zona pelapukan. Jejak arsenate, seperti conichalcite
[CaCuAsO4(OH)] dalam bijih tembaga oksida, memperlihatkan pembentuk
sulfarsenides, tetapi dalam iklim lembab mineral ini larut dengan sulfat. Urat-urat
epithermal dan mesothermal yang membawa mineral sulfosalt kompleksn timbal,
tembaga, perak, antimony, arsenik, bismuth, dan sulfur mengandung stara capuran
kompleks mineral oksidasi supergen.
Mineral oksida hipogen mungkin juga peka pelapukan, tetapi biasanya di
kisaran lebih rendah daripada sulfida. Kromit dan ilmenit umumnya tetap berlaku
pada singkapan hingga berpindah secara meknikal masuk daerah lokal dan pasir
sungai. Martite (Fe2O3 setelah magnetite), hematite, dan geotite
limonitemenggantikan magnetite di singkapan, dan magnetite (Fe2O3) stabil dalam
tanah laterite.
Pengayaan dan Presipitasi
Telah dikatakan mengenai mekanisme reprisipitasi mineral yang
mendasari pengayaan secondary. Bukti bahwa pyrite adalah mineral yang rumit di
atas dan di bawah groundwater table. Stokes (1907) menunjukkan dengan
percobaan bagaimana reaksi antara ion tembaga dan pyrite dalam pengayaan
supergen tembaga. Reksinya dikenal sebagai pesamaanStokes,
Kelebihan asam yang dinetralisasi oleh reaksi dengan silika dan sisa chalcosite,
coating dan menggantikan pyrite dalam zona enrich (gambar 17-19). Stokes
mempertimbangkan reaksi ini sebuah penyamaan proses aktual dan bukti
lapangan yang mendukung interpretasinya.
Umumnya elemen logam mempunyai keterbatasan afinitas tertentu
kandungan sulfurnya, afinitas yang berhubungan ke kelarutan campuran
sulfidanya. Logam dalam larutan mempunyai afinitas sulfurnya lebih kuat
daripada logam lainnya dalam mineral sulfida.
Tembaga dalam larutan akan menggantikan besi dalam pyrite atau seng
dalam sphalerite karena menurut sekuen stabilitas dari seri Schurmann (tabel
1888) yaitu ion-ion logam dalam suatu seri akan menggantikan logam sulfida
yang berada di seri lebih rendah. Tembaga approprioated sulfur, sisanya sebagai
chalcosite atau covellite, dan menggantikan ion besi atau seng yang dipindahkan
dalam larutan. Seri Schurmann ini telah diaplikasikan pada semua endapan,
hypogen dan supergen. Hubungan sederhananya secara khusus tidak seperti dalam
sistem temperatur tinggi tekanan tinggi, diatas 2000C dan 1 Kbar. Dibawah
kondisi pengendapan supergen, bagaimanapun, dimana hubungan yang biasanya
ditemukan, seri Schurmann sangat berguna.
Tekstur
Secara tekstur hasil dari seri Schurmann adalah menifestasi dalam zona
pengayaan supergen oleh chalcosite mengitari dan menggantikan pyrite, atau oleh
chalcosite menggantikan pyrite sepanjang fractue (gambar 17-19).
gambar 17-19
Karakteristik sulfida mempengaruhi raksi supergen. Pyrrhotite contohnya
bereaksi lebih cepat daripada pyrite, dimana pyrrhotite adalah sulfida utama
dibawah water table, zona supergen chalcosite seperti tipis tetapi tinggi
tingkatannnya. Supergen chalcosite umumnya lembut dan berbubuk. Itu ditunjuk
sebagai “sooty” chalcosite, membedakannya dari abu-abu kristalin masif “steely”
chalcosite dari bijih hipogen dan karena mudah membuat smudge hitam. Covellite
dan Bornite merupakan tembaga sulfida lainnya yang berasal dari proses supergen
dan tidak umum. Chalcopyrite dan beberapa tembaga yang lebih kompleks dan
salt arsenik perak, dan antimon juga terbentuk dibawah kondisi pengayaan
supergen. Bagaimanapun sulfida supergen sederhana secara mineralogi
dibandingkan dengan sulfida hypogen. Sulfida lainnya, seperti timbal dan seng
terbentuk dari zona kaya sulfida, tetapi endapan bijih supergennya tidak
komersial.
Klasifikasi mineral dari supergen atau hipogen seharusnya dicegah.
Mineral-mineral tertentu adalah karakteristik dari lingkungan temperatur tinggi
dan lingkungan temperatur rendah lainnya, tetapi banyak pengecualian.
Tersedianya komponen kimia dan Eh dan pH dari lingkungan juga adalah faktor
masukan.
Pengayaan supergen efektif dalam konsentrasi logam. Nilai ekonomis dari
kebanyakan endapan tembaga disseminated berkaitan dengan proses ini. Beberapa
faktor yang termasuk dalam pengembangan zona pengayaan supergen.
Kepentingan eksplorasi
Pencucian singkapan permukaan teroksidasi suatu endapan sulfida yang
lapuk dikenal sebagai gossans mungkin mempertahankan karakteristik mineral
sulfida yang jelas (Blanchard, 1968). Itu ingin mengetahui apakah sulfida tetap
pada kedalaman dan lebih lanjut apakah mineralisasi sesederhana pyrite atau
termasuk dapat dinilai sejumlah tembaga, seng, perak, dan sulfida berharga
lainnya. Kenyataannya banyak hasil yang telah didapat dengan mempelajari
kuantitatif gossans. Kriteria gossans dievaluasi masih tidak jelas gambarannya,
dan interpretasi gossans butuh sebuah seni atau kemampuan akurasi lebih dan
ilmu sain.
Lacy (1949) mempelajari produk oksidasi di Yauricocha, Peru, dan
mampu mengkaitkan mineral oksida ke sumber material. Dia menurunkan produk
oksidasi menurut material sisa dan transport dan menurunkan lagi menurut
perkembangan tekstur dan mineral dari yang diperoleh. Dasar studi ini, Larcy
membedakan antara gossan yang overlie beberapa macam dari endapan sulfida,
termasuk bijih timbal-seng, bijih tembaga-timbal-seng, bijih tembaga-pyrite, dan
tubuh pyrite masif.
Kesan pertama yang terlihat oleh gossan adalah warna relict limonit dan
tekstur limonit dalam kerak atau molds dari preexisting sulfida. Anderson (1981)
telah menunjukkan bahwa “limonit” dari gossan berkomposisi tiga mineral yaitu
geothite, hematite, dan jarosite.masing-masing mempunyai warna jelas –geothite
berwarna merah orange,hematite merah kecoklatan, dan jarosite berwarna emas
mustard. Tekstur sama bergunanya. Rongga kubik bespeak awalnya pyrite atau
galena, dan bentuk serta morfologi limonit dapat digunakan untuk menentukan
kehadiran yang lebih awal dari chalcopyrite, sphalerite, pyrhotite, dan beberapa
mineral lainnya. (Blanchard, 1968).
Kombinasi dari mineralogi limonit, tekstur, mineralogi produk oksida
tembaga, geokimia dapat menjadi informasi yang baik. Banyak “trik” yang lain
contohnya seperti kehadiran spottty dendrites. Setiap geologis lapangan familiar
dengan delicate Lacy, fernlika, arborescent pyrolusite “manganese dendrities”
yang terbentuk dalam rekahan dan di permukaan kekar dalam batuan lapuk.
Perkembangan Lacy ditandai oleh kehadiran tembaga seperti hanya stipples dari
spot hitam –spotty dendrities- terbentuk dalam kehadiran seratus part per million
tembaga (gambar 17-19b). pada 500 ke 1000 ppm terlihat mineral “green copper”
yang biasanya saat ini. Dalam hadirnya, kehadiran spotty dendrities berharga,
dapat dibedakan secara instan, indikasi ampuh dari anomali tembaga dalam
kisaran yang sangat berguna 100 ke 500 ppm.
Banyak oksida butir halus, silikat, dan karbonat dalam zona oksidasi
dipertimbangkan untuk dapat di jalani setidaknya secara lokal sebagai koloid.
Tipe produk dari ini termasuk opal dan kalsedon, smithsonite, hematite reniform
dan limonit, alumunium hidroksida, dan oksida mangan. Kehadiran gossan tidak
berarti bahwa silfida yang takteralterasi tetap pada kedalaman. Relatif dibawah
kondisi Eh dan pH rendah, besi dalam larutan di state ferrous dan berjalan dengan
jarak yang diketahui dari zona oksidasi.
Kedalaman oksidasi dan zona pengayaan supergen adalah masalah penting
lainnya bagi geologist tambang dan eksplorasi. Sebagaimana diterangkan, daerah
alam tektonik stabil zona oksidasi umumnya meluas kebawah water table jika
batuan dinding permeabel. Tetapi tektonik aktif, water table naik turun atau
bermacam batuan dindingyang tak dapat dilalui mungkin berubah pola
oksidasinya.
Endapan tembaga porphyry Inspirasi, Arizona pengayaan supergen telah
menjadi penting dalam sejarahnya banyak endapan tembaga porphyry atau
disseminated. Daerah yang berada di tenggara, dekat pusat daerah tembaga
tenggara united states. Tubuh bijih inspirasi terbentuk takberaturan, tubuh
tembaga disseminated elongated, yang meluas 3km sepanjang kontak schist-granit
(gambar 17-21). Bukti, mineralisasi cairan yang menghasilkan kumpulan alterasi-
mineralisasi hipogen normal yang dinaikkan sepanjang kontak granit dimana late-
magma atau intrusi tektonik menghasilkan veinlet terbuka secara berulang dalam
zona kontak.
gambar 17-21
Mineralisasi hipogen membentuk kumpulan bijih sulfida dan produk
alterasi tipe endapan tembaga disseminated. Protore takdikayakan di inspirasi
rata-rata sekitar 1% Cu (Ransome, 1919) dan mengandung pyrite, chalcopyrite,
dan molebdenite yang didistribusikan sepanjang veinlet hingga schist dan volume
kontak granit porphyry. Tubuh bijih lainnya dalam distrik mengandung sedikit
tembaga dalam protore daripada yang secara langsung di bawah tubuh bijih
inspirasi. Produk alterasi termasuk pyrite, kuarsa, serisit, ortoklas, dan kaolin
(Schwartz, 1947).
Pengayaan supergen meningkat kadar bijih dari 1% atau kurang 5% dalam
zona lokal. Pada awal tambang, diatas bagian kadar tinggi bijih pengayaan-
supergen ditemukan, rata-rata bijih lebih dari 2% Cu; saat ini material yang telah
ada hanya sedikit yang ditambang. Pinal Schist lebih permeabel daripada Schultze
Granit, dan protore dalam Schist beradalebih amenable ke pengayaan supergen.
Zona pengayaan supergen mulai dibawah gossan, dimana dari 30 ke 200 meter
dibawah permukaan; mungkin mengindikasikan posisi water table pada waktu
pengayaan supergen (gambar 17-22). Kandungan tembaga meningkat di zona
gambar 17-22
chalcosite dan perlahan berkurang pada protore (gambar 17-23), memperlihatkan
fakta bahwa pengayaan sulfida supergen dimulai pada water table dan berlanjut ke
batas sirkulasi ground water atau hingga suplai ion tembaga dalam larutan yang
dihabiskan.
gambar 17-23
Chalcosite adalah hanya mineral sulfida supergen di distrik Miami.
Menggantikan pyrite dan chalcopyrite, tetapi chalcopyrite lebih peka terhadap
penggantian. Sejumlah kecil covellite ditemukan, covelite hadir tahap pertama
dalam pengayaan chalcopyrite. Di endapan tembaga Cities, 6km utara Miami,
pengayaan supergen tidak jauh meningkat karena protore tidak memperlihatkan
pelapukan hingga saat ini (Peterson, 1954). Disini pyrite terjaga dalam zona
pengayaan; bahkan chalcopyrite hanya sebagian digantikan oleh
chalcocite.Hampir semua bijih yang ditambang di distrik Miami berasal dari
endapan pengayaan supergen.
Endapan urat perak Chanarcillo, Chile Banyak contoh endapan perak
pengayaan-supergen yang dapat digambarkan, dalam beberapa ketentuan endapan
bonanza terkenal dari belahan barat. Endapan epitermal tipe ini mengembang
southward dari united state hingga Mexico, amerika serikat, dan sepanjang slope
andes di Amerika Selatan.
Chanarcillo berada di gurun Atacama, chile, sekitar 50km selatan Copiapo.
Distrik yang ditemukan tahun 1832 ini selama 1869 sampai 1885 memproduksi
2,5 juta kg perak. Banyak perak yang ditemukan dari massa yang berkadar
tinggi;satu perak nativ murni yang utuh melebihi 90kg, dan massa yang lain yaitu
embolite [Ag(Cl,Br)] dengan perak nativ 200.000kg (10ton kubik) dan
mengandung 75% Ag.
Urat-urat utama bermvariasi dari 2cm sampai 1m lebarnya. Mineral
hypogen termasuk pyrite, sphalerite, chalcopyrite, galena, arsenopyrite, kobalt
arsenida, pearcite (Ag16As2S11), freibergite [(Cu,Ag)12Sb4S13], proustite (Ag3AsS3),
polybasite (Ag16Sb2S11), dan pyrargyrite (Ag3SbS3) dalam mineral gangue kalsit,
barit, kuarsa, dan siderit.
Setelah mineral-mineral hipogen diendapkan, batuan tersesarkan. Struktur
utama –sebuah sesar normal timur-barat dengan displacement sekitar 50m- yang
terbagi bagian sebelah utara dan selatan distrik Chanarcillo. Selama priode sesar
ini, urat-urat bijih terpecah kembali seperti erosi subsekuen dan pelapukan dapat
mendistribusi mineral perak kembali dalam bagian uarat didekat permukaan.
Bentuk dan ukuran dasar tubuh bijihnya tidak begitu berubah oleh
pengayaan sulfida supergen; bijih tetap diperkaya dengan perak pada ekspen dari
besi, antimon, arsenik, dan sulfur. Kiisaran zona pengayaan supergen
ketebalannya dari minimum 40m bagian utara distrik hingga maksimum 200m
selatannya (Whitehead, 1942). Mineral supergen termasuk stephanite (Ag5SbS4),
acanthite, dyscrasite (Ag3Sb), nativ perak, stromeyerite (AgCuS), dan sejumlah
kecil pearceite dan polybasite (Whitehead, 1919).
Studi dari paragenesa sulfida supergen telah diperjelas oleh proses
pengayaan. Dalam tahap pengayaan, mineral perak ruby pyrargyrite dan proustite
ditempatkan oleh acanthite, stromeyerite, stephanite, dan sedikit polybasite dan
pearcite. Karena pyrargyrite lebih peka untuk direplacement daripada proustite,
maka pyrargyrite pertama dalam mineral hipogen. Sulfida supergen tersebut di
batugamping Delirio, dan dipisahkan dari nya oleh 200m tuff Ahuesado (gambar
17-25), adalah lapis kedua batugamping yang mengandung bijih oksida. Kontras
dengan muatan pengayaan supergen, tubuh bijih teroksidasi di batugamping
Negro telah diganti dari konfigurasi alaminya.
gambar 17-25
Whitehead (1919) mempelajari kimia proses pengayaan dan
menyimpulkan bahwa asam sulfuric dan sulfat ferric, bercampur dengan halida
yang mungkin windblown dari pasifik,adalah bahan pelarut dan bahan reaksi
aktif. Melimpahnya kalsit dengan cepat ternetralisasi ke asam, tetapi cukup sulfat
ferric hadir untuk menyiapkan proses leaching.
Sangat sedikit bijih hipogen yang ditambang di distrik Chanarcillo, bahkan
urat utama mengandung 60 hingga 150 oz (2000 hingga 5000 ppm) perak
permeter kubik ton. Pengayaan oksidasi dan supergen meningkatkan kandungan
perak 25 ke 80%, membentuk deposit dengan 100 ke 240 oz(3100 ke 7500 ppm)
perak per ton. Terpencilnya Chanarcillo yang dilarang menambang apapun tetapi
bijihnya memiliki kadar yang tinggi, dan urat-urat utama yang dikeluarkan lebih
lanjut karena kedalaman dan kehadiran air dapat dipertimbangkan dalam level
yang lebih rendah.
Top Related