Diagenesis Batupasir

1. TINJAUAN DIAGENESIS

Diagenesis didefinisikan sebagai semua perubahan aspek fisika, kimia, dan biologi pada sedimen sesaat setelah terjadinya pengendapan butiran, akan tetapi sebelum mengalami proses metamorfosis (temperatur <150-200°C). Perubahan dapat terjadi ketika terjadinya interface antara air dan sedimen, dan  dikenal sebagai halmyrolysis, akan tetapi sebagian besar aktifitas diagenesis terjadi setelah pembebanan (burial). Yang termasuk dalam aktifitas halmyrolysis adalah alterasi dari biotit menjadi glaukonit pada lantai samudera, atau perusakan cangkang moluska oleh boring sponges sebagai cangkang pada lantai samudera (Ehlers and Blatt, 1982). Proses diagenesis lainnya terjadi pada saat deeper burial antara 70 dan 140°C (Surdam et al., 1989 op. cit. Thyne, 1999).

Diagenesis meliputi proses fisika dan kimia (Gambar 1). Diagenesis secara fisika meliputi bioturbasi dan kompaksi. Sedangkan secara kimia yaitu sementasi, pelarutan (dissolution), penggantian (replacement), rekristalisasi, dan generasi hidrokarbon (Boggs, 1992 op. cit. Kameda, 2004).

Bioturbasi akan mereworks sedimen yang mengendap dengan cara crawling, burrowing dan sediment-ingesting of organisms, hal ini akan merusak karakteristik ataupun feature dari pengendapan primer. akan tetapi, perubahan porositas oleh kompaksi lebih berpengaruh dibandingkan karena adanya bioturbasi.

Kompaksi merupakan pengurangan atau reduksi dari volume sedimen dan pengurangan porositas oleh pembebanan sedimen dan gaya tektonik. Temperatur juga berpengaruh terhadap kompaksi dengan adanya pressure solution.

Diagenesis secara kimia disebabkan oleh reaksi kimia dalam batuan oleh adanya perubahan tekanan dan temperatur. Seperti kebanyakan sedimen yang terendapkan pada kondisisubaqueously atau di bawah muka air tanah, akan menyebabkan sedimen jenuh air. Selama burial, mineral berada pada kontak atau batas yang konstan yang mengandung salinitas dan kondisi redoks yang beragam. Air pori dapat juga mengandung karbon organik terlarut. Batupasir umumnya memiliki kandungan karbon organik kurang dari 0.5 %  (Boggs, 1992 op. cit. Kameda, 2004). Kandungan organik bersifat reaktif dan dapat menghasilkan reaksi ion hidrogen dan bikarbonat yang merubah kondisi air pori dan menyebabkan ketidakstabilan mineral. Selama early burial, reaksi kima ini akan menyebabkan presipitasi pirit, klorit, illit/smektit, kwarsa dan felspar overgrowth, dan presipitasi semen karbon  (Burley et al., 1985 op. cit. Kameda, 2004).

 2. KOMPAKSI

Kompaksi merupakan salah satu tahapan penting dalam diagenesa batuan. Kompaksi biasanya terjadi segera setelah sedimen diendapkan, terjadi karena adanya pembebanan dari material yang berada di atasnya semakin bertambah. Proses kompaksi ini menyebabkan hubungan antar butir semakin mendekat (grain packing dan grain fabric berubah), mengurangi jarak antar pori (porositas berkurang) dan mengurangi kandungan air yang terdapat pada sedimen tersebut. Adanya kadungan air ini dapat membawa mineral-mineral yang larut, sehingga nantinya menghasilkan mineral-mineral baru yang terdapat pada rongga-rongga batuan. Hal itu dapat memicu terjadinya sementasi sebagai proses pengikatan dari partikel-partikel yang terpisah menjadi bersatu.

Pada tahap yang lebih lanjut, kompaksi dan burialdapat menyebabkan rekristalisasi sehingga menghasilkan batuan menjadi lebih kompak dan keras.

Pada batuan sedimen proses kompaksi akan menghasilkan karakteristik yang berbeda-beda. Dalam hal ini, penulis menekankan kepada proses kompaksi yang terjadi pada batupasir. kita mengetahui bahwa batupasir memiliki jenis yang berbeda-beda pula. Penulis dalam hal ini juga akan menekankan kepada batupasir dengan komposisi utamanya adalah mineral kuarsa.

Pasir memiliki kekompakan yang lebih kecil dibandingkan dengan lumpur (mudrock). Kompaksi yang tidak terlalu besar pengaruhnya pada batupasir dapat disebabkan oleh beberapa hal, diantaranya adalah :

Pertama, batupasir terdiri dari butiran mineral kuarsa yang berukuran relatif besar. Butiran-butiran kuarsa ini biasanya tidak berubah pada kondisi-kondisi pengendapan. Yang kedua adalah bahwa mudrockmengandung air yang cukup tinggi dan air ini sewaktu-waktu dapat keluar jika mendapat tekanan.

Pada percobaan yang dilakukan di laboratorium, batupasir yang komposisi utamanya adalah mineral kuarsa hanya mengalami perubahan ketebalan sekitar 10 – 15%. Pengaruhnya yaitu kepada rearrangement of grain dan chipping of grain corners.

  

Kompaksi pada batupasir ini dapat terjadi pada dua kondisi, yaitu :

Kondisi Un-Cementedsediment at grain to grain contact .

Kondisi un-cemented dalam hal ini adalah pada kontak antar butirnya. Jika sedimen telah mencapai kondisi yang cukup padat, maka setiap butiran akan menyesuaikan dirinya dan akan berubah mengikuti bidang gelincirnya,  kemudian mengalami reorientasi, dan fracture of radical grains, serta overburden ini ditransformasikan melalui kontak antar butir ini (gambar 2.a).

Adanya gaya (stress) yang kontinu akan menghasilkan dissolution pada daerah kontak antar butirnya (gambar 10.b). ketika terjadi proses disolution compaction, bagian-bagian yang saling bersentuhan kemungkingan akan larut dan  mungkin akan terbawa keluar melalui rongga-rongga yang terdapat diantara butiran–butiran. Menurut Sibley dan Blatt, (1976) fluida dari hasil kompaksi ini dianggap sebagai sumber atau source dari semen selain semen kuarsa dan kalsit. Larutnya kuarsa atau kalsit mungkin terjadi karena precipitasi secara lokal, atau bisa juga terdapat pada larutan yang masuk di antara butiran yang sedang mengalami kompaksi (e.g. Moore, 1985)  

Read More

Stratigrafi Cekungan Asem - Asem Kalimantan Timur

Stratigrafi Regional

Stratigrafi umum dari Cekungan Asem-Asem mempunyai kemiripan dengan Cekungan Barito. Cekungan Asem-Asem dan Cekungan Barito dipercaya sebagai satu kesatuan deposenter pada Eosen yang menyambung sampai terpisah akibat pengangkatan Pegunungan Meratus pada kala Miosen Akhir (Witts,dkk; 2012). Stratigrafi umum Cekungan Barito dan Cekungan Asem-Asem terdiri dari batuan dasar Mesozoikum dan batuan sedimen Kenozoikum. Penjelasan stratigrafi tersebut banyak dibahas oleh Wakita (2000) dan Satyana (2014) pada bagian batuan dasar Mesoikum sedangkan stratigrafi batuan sedimen Kenozoikum banyak dibahas oleh Witts (2011,2012) dan Satyana (1994).
Stratigrafi batuan dasar Mesozoikum (Wakita, 2000; dan Satyana, 2014) terdiri dari batuan Kompleks Meratus yang berumur Jura – Kapur Akhir, ditutupi oleh batuan vulkanik dan turbidit Kapur Akhir yaitu Formasi Haruyan dan Pitap. Batuan Kompleks Meratus terdiri dari unit ofiolit, unit sedimen pelagik, unit bancuh dan unit metamorfik (Gambar 3).

⦁ Unit ofiolit terdiri dari batuan ultramafik peridotit, harzburgite, dan piroksenit yang terserpentinisasi,berasosiasi dengan gabbro dan intrusi plagiogranite,serta lava bantal basalt (disebut dengan Bobaris dan Meratus Ofiolit).Unit ini diperkirakan umurnya tidak lebih muda dari umur radiolaria rijang pada unit pelagik

⦁ Unit pelagik terdiri dari rijang yang mengandung fosil radiolarian berasosiasi dengan batugamping, dan serpih tersilifikasi. Umur dari rijang ini adalah Jura Tengah – Kapur Awal.

⦁ Unit bancuh pada terdiri dari klastika dan blok dari rijang, lempung silifikasi, batugamping, dan basalt di dalam matrik lempung bancuh. Bancuh dari Meratus Kompleks hanya dapat d teramati pada Pulat Laut.Unit ini diperkirakan lebih muda dari klastik rijang yang berumur Jura Tengah – Kapur Awal dan klastik lempung tersilifikasi yang berumur Kapur Awal

⦁ Unit metamorfik terdiri dari Filit Pelaihari dan Sekis Hauran yang keduanya merupakan batuan metamorfik tekanan tinggi. Terdistribusi pada baratdaya dari Pegunungan Meratus. Filit Pelaihari merupakan batuan metamorfik lower grade, yang terdiri dari filit dan sabak yang sedikit tersingkap. Sekis Hauran merupakan batuan metamorfik higher grade, yang terdiri dari sekis glaukopan, sekis kloritoit-kuarsa, sekis kyanit-kuarsa-phengit-kloritod, granet, sekis mika, sekis kuasa-mika, sekis piomontit, dan ampibolit. Protolit dari Sekis Hauran didominasi batuan pelitik dan basa. Berdasarakan K-Ar, umur dari mika dari Sekis Hauran adalah 110-180 Ma.

Formasi Haruyan pada Kompleks Meratus merupakan batuan produk dari aktivitas vulkanik yang berlangsung pada Kapur Akhir. Frmasi ini  umumnya terdiri dari basa sampai andesitik batuan vulkanik seperti, lava, tuf dan breksi tuf. Breksi tuf ini mengandung fenokris feldspar, pumice, fragmen lava, fragmen rijang  di dalam matriks tuf berwarna ungu terang.

Formasi Pitap pada Kompleks Meratus merupakan endapan sedimen flysch pada forearc basin. seperti batupasir, batulanau, konglomerat, serpih dengan sedikit lapisan batugamping dan blok yang mengandung foraminifera Orbitolina berumur Aptian – Albian.

Berdasarkan Heryanto dan Hartono (2003, dalam Satyana, 2014), Subdivisi Formasi Pitap dan Haruyan  ini menggantikan Alino Group yang berumur Kapur Tengah – Kapur Akhir dan Manunggul Group yang berumur Kapur Akhir pada penelitian terdahulu

Endapan sedimen Kenozoikum (Gambar 4) yang menutupi batuan dasar Mesozoikum antara lain di susun oleh Formasi Tanjung, Formasi Berai, Formasi Warukin dan Formasi Dahor (Witts dkk. , 2011 dan Witts, 2012)

Formasi Tanjung  terbentuk pada pengendapan Eosen Tengah sampai akhir Oligosen Awal. Formasi ini didominasi oleh endapan fluvio-tidal pembawa lapisan batubara sampai lingkungan marginal marin.  Liotologi dari formasi ini umumnya batupasir, batulempung karbonan dan batubara. Berdasarkan data palinologi, dasar dari formasi ini berumur akhir Miosen tengah (zona E6), sedangkan lapisan atas dari formasi ini ditemukan kehadiran Nummulites ficheteli dan Eulepidina spp, merujuk pada kisaran Te1-Te5. (Oligosen Awal)

Formasi Tanjung ditutupi secara selaras oleh Formasi Berai pada bagian selatan cekungan dan Formasi Montalat pada jauh di utara cekungan. Formasi Montalat terekam sebagai endapan marginal marine sampai delta sedangkan .Formasi Berai terekam seluruhnya dipengaruhi oleh lingkungan laut. 

Formasi ini dicirikan sebagai batuan paparan karbonat laut dangkal dengan litologi umumnya batulempung, batunapal dan batugamping. Umur dari Formasi Berai adalah Oligosen Awal hingga Miosen Awal, berdasarkan kehadiran Heterostegina borneensis lapisan bawah dari Formasi Berai menunjukkan rentang umur Te1 – Te5 (P21-N4 zona plangtonik).

Formasi Warukin diendapkan selaras di atas Formasi Berai dan Montalat. Formasi ini menunjukkan pengendapan laut dangkal yang kemudian menjadi lingkungan fluvio-deltaic.  Litologi dari formasi ini umumnya batulempung , batupasir dan batubara. Umur dari formasi ini adalah Miosen Awal – Miosen Akhir, berdasarkan kehadiran Miogypsinodella sp., Miogypsina spp. dan L. (N) brouweri pada bagian lapisan bawah formasi yang menunjukkan kisaran umur Te5-Tf1 (N6-N8 zona plangtonik) dan pada lapisan atas formasi berumur lebih tua dari 7.4 Ma (Miosen Awal) dari zona palinologi Florschuetzia meridionalis.

Formasi Dahor diendapkan tidak selaras di atas Formasi Warukin. Formasi ini merupakan endapan molas silisiklastik akibat pengangkatan Pegunungan Meratus. Formasi di terdiri dari endapan polymict fluviatile dan endapan laut dangkal. Formasi ini berumur Miosen Akhir hingga Piosen

Read More

Teori Geosinklin

Terminologi geosyncline (Leet, 1982) : “merupakan suatu cekungan dimana terakumulasi sedimen dengan ketebalan ribuan meter, yang disertai penurunan lantai cekungan secara progresif yang disebabkan oleh pembebanan sedimen”. Semua barisan pegunungan yang terlipat dibangun dari geosinklin, namun tidak semua geosinklin menjadi barisan pegunungan. Lokasi tipe geosinklin adalah geosinklin Appalachian, penemunya adalah James Hall. Hall (1859) menyatakan bahwa “arah setiap rantai pegunungan berhubungan dengan garis asal akumulasi sedimen yang sangat besar, atau garis sepanjang sedimen yang sangat melimpah diendapkan”. Pada area Appalachian, lapisan laut/air dangkal diendapkan setebal 40000 kaki, sepuluh lebih tebal dari seri sedimentasi yang ada di Lembah Mississippi. 

Teori geosinklin

Perkembangan teori Hall : sedimentasi yang sangat tebal kemudian menyebabkan adanya subsidence, dan sumbu palungnya akan menjadi barisan pegunungan. Adanya subsidence tersebut kemudian menghasilkan adanya lapisan yang terlipatkan, namun perlipatan tersebut bukan penyebab dari naiknya sedimen tebal tersebut menjadi pegunungan. Selain itu, adanya sedimentasi yang tebal diatas palung/cekungan terdalam mengakibatkan adanya pergerakan material subcrustal yang berada dibawah palung. Material tersebut bergerak secara lateral di bawah cekungan sedimen dan foreland – nya, sehingga daerah tersebut naik.

Penamaan geosinklin diperkenalkan oleh Dana (1873), yang merupakan proses penurunan kerak dimana sedimentasi terakumulasi (geosinklinal). Pada intinya, teori yang dikemukakan oleh Dana menambahkan teori yang diperkenalkan oleh Hall.

Ide yang sangat fundamental : Selama kolapsnya perlipatan besar geosinklin yang didorong oleh tekanan lateral, akan membentuk rangkaian perlipatan yang besar (sinklinorium). Penurunan geosinklin ke kedalaman 35000 atau 40000 kaki yang berarti suatu massa batuan yang mobile (kental atau plastis), 7 mil maksimum kedalaman dan lebih dari 100 mil secara lateral, terdorong kesamping. Setelah itu, pada bagian utamanya bergerak ke timur, dan menyebabkan jejak yang berbatasan dengan laut pada sisi timur, yang kemudian terangkat sebagai suatu geantiklinal yang paralel dengan palung yang subsidence. Tingginya busur geantiklinal dapat tergantung kepada seberapa jauh batuan plastis dapat bergerak ke arah timur. Kemudian lantai geosinklin menjadi lebih lemah yang disebabkan adanya isogeotherms, dan pelemahan ini menyebabkan perlipatan sedimen geosinklin dan melahirkan barisan pegunungan.

Teori Dana – Hall yang menyatakan bahwa barisan pegunungan merupakan kelahiran geosinklin berdasarkan dua pendapat utama : (1) determinasi lokasi barisan pegunungan yang akan terbentuk didasarkan kepada adanya akumulasi sedimen pada suatu geosinklin, (2) pegunungan menjadi rentan dalam proses yang relatif singkat, selama perlapisan terlipat dan tersesarkan.
 

Menurut L. De Launay (1921), Geosinklin adalah suatu zona penting yang panjang dimana endapan batyal secara menerus diendapkan hingga mencapai suatu ketebalan, dimana pendalaman berjalan secara simultan terhadap akumulasi. 

Dalam perkembangannya, terdapat beberapa penambahan terhadap teori Hall – Dana : (1) vulkanisme dan intrusi selama pertumbuhan geosinklin induk, (2) isostatik mengontrol selama perlipatan akibat appression sedimen geosinklinal, (3) metamorfisme dihasilkan dari kondisi geosinklin dan kejadian yang mengikuti perlipatan, (4) intrusi batolit, sintektonik dan epitektonik, dan hubungannya antara intrusi batolitik dan kejadian suksesi perlipatan yang terdiri dari suatu revolusi orogenesa berskala besar, (5) endapan bersifat metal sebagai akibat dari successive cycles dari aktifitas gunung api selama revolusi orogenesa.

Read More

Sistem Pengendapan Tipe Estuari

SISTEM ESTUARI

 

Bentuk endapan estuari

Dalam pengertian umum, estuari merupakan bagian dari hilir sungai yang berhubungan langsung dengan laut terbuka. Dalrymple, Zaitlin dan Boyd (1992) mengemukakan bahwa karakter dari estuari yang memiliki pergerakan sedimentasi berarah ke darat dengan sedimen yang berasal dari luar mulut estuari haruslah diperhitungkan, hal ini dilakukan untuk membedakan estuari dengan delta. Oleh karena itu didefinisikan bahwa estuari adalah sebuah bagian dekat laut dari suatu sistem lembah yang terbenam, yang mana sedimen yang diendapkan berasal dari sumber yang berhubungan dengan sungai dan laut serta berisikan fasies yang dipengaruhi oleh proses pasang-surut, gelombang, serta yang berhubungan dengan sungai. Estuari memiliki batas dari arah darat yaitu fasies pasang-surut pada kepalanya dan yang kearah laut yaitu fasies pesisir pada mulutnya. Estuari hanya dapat terbentuk hanya pada saat kenaikan relatif permukaan laut (transgresi). Progradasi cenderung menyebabkan hancurnya estuari dan mengubahnya menjadi delta.

 

Contoh lingkungan estuari

Berdasakan karakteristik fisiografi dari bentuk relatif ketegasan serta tingkatan penghalang dari sungai hingga mulut estuari, dikenal tujuh bentuk dasar estuari modern, yaitu fjords, muara, rias, estuari dataran-pesisir, estuari gosong, estuari semu, estuari mirip-delta serta estuari tektonik. Fjords adalah estuari berbentuk ketegasan kuat dengan profil lembah berbentuk bentuk-U yang terbentuk oleh proses terbenamnya lembah erosi glasial selama kenaikan permukaan laut pada kala holosen. Muara memiliki kemiripan dengan fjordsnamun memiliki bentuk ketegasan yang lemah. Riasberkembang pada lembah yang berliku-liku dengan bentuk ketegasan yang sedang. Estuari dataran pesisir adalah estuari dengan ketegasan lemah, berbentuk corong pada pandangan burung dan langsung terhubung dengan laut terbuka. Estuari gosong adalah estuari dengan ketegasan lemah berbentuk bentuk-L pada pandangan burung dan mempunyai jalur yang sejajar sepanjang pesisir. Estuari semu adalah estuari yang memiliki kesamaan dengan estuari gosong, namun dalam musim tertentu dapat tertutup oleh migrasi bukit-pasir. Estuari mirip-delta terdapat pada depan delta sebagai percabangan dari sungai sementara. Estuari tektonik merupakan estuari yang berbentuk seperti botol, memiliki ketegasan-kuat pada bagian mulut-nya dan ketegasan lemah pada kepala-nya yang pembentukannya disebabkan karena peristiwa tektonik.

Dalrymple, Zaitin dan Boyd (1992) mengklasifikasikan model dari estuari berdasarkan karakteristik hidrologi yang dominan, yang dapat memperlihatkan jenis sedimen yang terendapkan serta geometri sedimen yang terbentuk pada estuari tersebut. Jenis estuari tersebut yaitu estuari dominasi gelombang, estuari dominasi pasang-surut serta estuari campuran gelombang dan pasang-surut. Klasifikasi ini sering dipergunakan oleh sedimentologis karena dapat menggambarkan jenis dan karakteristik sedimen yang diendapkan.

Estuari Dominasi Gelombang

Pada estuari dominasi gelombang, pengaruh pasang-surut sangatlah kecil, dan pada mulut estuari mengalami hempasan energi gelombang yang tinggi. Kondisi hidrologi dapat bercampur ataupun berlapis dengan baik. Sedimen cenderung untuk bergerak dari pesisir masuk melalui mulut kedalam estuari, yang mana pada mulut tersebut terbentuklah pasir-penghalang akibat pergerakan osilasi gelombang. Pasir-penghalang tersebut menghalangi  hampir sebagian besar energi gelombang untuk masuk kedalam estuari, sehingga gelombang yang dihasilkan dibelakang penghalang hanyalah berasal dari energi internal estuari saja. Adanya pengaruh kecil dari pasang-surut, dapat membentuk celah sehingga estuari masih dapat terhubung dengan laut terbuka.

Pasir yang berasal dari arah laut, dapat terendapkan hingga melewati penghalang, namun pasir tersebut hanya didapat sebagai endapan banjir saja. Sedimen lumpur yang berasal dari sungai, terakumulasi pada bagian tengah dari estuari yang mana energi keseluruhannya sangat rendah. Proses pengendapan lumpur dapat menjadi meningkat dikarenakan dibantu oleh adanya proses flokulasi, yaitu  partikel lempung yang memiliki ion negatif menjadi netral karena bercampur dengan air laut yang mengandung ion positif sehingga mempercepat proses pengendapan partikel lempung tersebut. Perlapisan horizontal dan bioturbasi adalah struktur yang umum pada daerah ini. Pada bagian kepala estuari, terendapkan sedimen berukuran lebih kasar dan merupakan sedimen yang berasal dari sungai. Pada bagian ini dapat disertai pula dengan endapan rawa-bakau yang umunya memiliki posisi berdampingan dengan aliran sungai.

Estuari Dominasi Pasang-surut

Estuari dominasi pasang-surut berada pada daerah pesisir, yang memiliki energi arus pasang-surut melebihi dari energi gelombang pada bagian mulut estuari-nya. Energi keseluruhan yang terdapat pada estuari dominasi pasang-surut umumnya lebih tinggi daripada energi yang terdapat pada estuari dominasi gelombang. Air yang terdapat pada estuari ini bercampur dengan baik. Pasir yang berasal dari laut yang terbentuk pada estuari berupa gosong-pasir, akhirnya disebar penyebarannya oleh energi pasang-surut sehingga membentuk gosong-pasir pasang-surut. Di lain-hal penyempitan estuari yang disebabkan oleh adanya gosong-pasir pasang-surut tersebut menyebabkan kecepatan arus yang melaluinya menjadi tinggi.

Dengan terbentuknya gosong-pasir pasang-surut pada bagian mulut estuari, pasir yang tertransportasi masuk kedalam estuari bergerak melalui saluran yang berada di antara gosong-pasir tersebut. struktur sedimen yang terbentuk berkisar antara riak hingga bukit-pasir besar, yang berkembang pada sedimen berpasir. Perlapisan silang-siur dihasilkan dari proses migrasi struktur sedimen, yang memiliki arah kemiringan kearah darat maupun kearah laut. Perlapisan flaser dapat terbentuk pada saat berkurangnya energi pada air sehingga mengendapkan lumpur diatas riak pasir. Sedimen berlumpur diendapkan pada bagian energi rendah di dasar estuari dan pada bagian rawa-bakau yang terletak berdampingan sepanjang sisi sungai dari estuari. Bioturbasi oleh organisme penggali umumnya secara lokal bercampur dan homogen pada lapisan berlumpur tersebut. Sedimen estuari umumnya terdapat didalamnya organisme air payau yaitu termasuk tiram, kepah, pelesipoda dan gastropoda. 

  

Estuari Campuran Gelombang dan Pasang-Surut

Banyak estuari yang memiliki karakteristik berada diantara dominasi gelombang dan dominasi pasang-surut. Sebagai contoh, energi pasang-surut yang meningkat secara relatif terhadap energi gelombang sehingga sistem penghalang pada estuari dominasi gelombang secara progresif menjadi tersebar oleh celah pasang-surut, dan gosong-pasir yang sebelumnya memanjang paralel sepanjang pesisir akhirnya menjadi berbentuk segmen-segmen penghalang. Pada tengah estuari yang sebelumnya terendapkan sedimen lumpur kemudian digantikan pasir pasang-surut yang pada sisinya terdapat rawa-bakau.

Read More

Endapan Mineral Tipe Skarn

 Pengertian

§  Skarn adalah sebuah terminology pada dunia pertambangan untuk mengidentifikasikan suatu lapisan seperti seam yang berwarna gelap (kehitaman) akibat dari adanya intrusi (terobosan) oleh fluida pembawa bijih.

§  Endapan skarn juga dikenal dengan beberapa terminology lain, yaitu : hydrothermal metamorphic, igneous metamorphic, dan contact metamorphic.

§  Umumnya terbentuk (namun tidak selalu) pada kontak antara intrusi plutonik dengan batuan induk (country rock) karbonat.

§  Temperatur pembentukan endapan skarn ini berkisar sekitar 650-440 °C.

§  Beberapa mineral bijih (oksida ataupun sulfide) dan fluorite biasanya muncul (terbentuk) pada lingkungan skarn ini.

§  Umumnya dijumpai fluorite (CaF2) mendukung pendapat bahwa silika dan beberapa logam bereaksi dengan batuan gamping.

Mineralisasi

§  Mineral-mineral penting yang terbentuk (terdapat) pada skarn antara lain: andradite (Ca3Fe2Si3O12)-garnet, hedenbergite (CaFeSi2O6)-diopside (CaMgSi2O6), iron-rich hornblende, dan actionalite (Ca2(Mg,Fe)5Si8O22(OH)2)-tremolite (Ca2Mg5Si8O22(OH)2).

§  Pada umumnya mineral-mineral di atas merupakan mineral-mineral yang umum terbentuk pada lingkungan metamorfik.

Klasifikasi endapan skarn

Skarn dapat dikelompokkan sesuai dengan batuan yang digantikannya.

Ada 2 (dua) terminologi pembagian utama, yaitu : EXOSKARN dan ENDOSKARN.

• Exoskarn : digunakan jika replacement yang terjadi pada batuan karbonat metasedimen (umumnya berupa marble).
• Endoskarn : digunakan jika replacement terhadap batuan intrusi.

Beberapa ahli mengembangkannya untuk jenis batuan lain, termasuk shales, vulkanik, dll. Tetapi kebanyakan endapan-endapan skarn yang ada di dunia terdapat dalam “calcic exoskarns”.

Genesa endapan skarn

Singkatnya:

Stage 1: Metamorfisme (proses isokimia) à intrusi à kontak dengan batuan samping (batugamping)à reksristalisasi à batuan jadi lebih brittle à media rekahan à infiltrasi fluida.

Stage 2: Metasomatisme à infiltrasi fluida tahap 1 à endapan skarn à pluton mulai mendingin à pengendapan mineral bijih (mineral anhydrous) à pengendapan mineral oksida (magnetit, kasiterit) à pengendapan mineral sulfida

Stage 3: Retrograde alteration à pelarutan kalsium à  pembentukan epidot (low-iron), klorit, aktinolit, dll. à penurunan temperatur à pembentukan mineral sulfida à larutan sisa kontak dengan marbelà netralisasi larutan hidrothermal à pembentukan mineral bijih berkadar sulfida tinggi.  

Tahapan 1 dan 2 dalam pembentukan endapan skarn

Tahapan 3 dalam pembentukan endapan skarn

Penjelasan selengapnya:

Initial isochemical metamorphism (stage 1)

§      Tahapan ini mengakibatkan rekristalisasi dari batuan samping akibat adanya intrusi. Batugamping àmarbel; shale à hornfles; serta Batupasir à kwarsit

§        Reaksi-reaksi terbentuknya skarn dapat terjadi di sepanjang kontak batuan.

§    Secara prinsip, proses-proses ini membentuk adanya isokimia metamorfisme akibat dari difusi unsur-unsur akibat pergerakan fluida, dan merupakan bagian dari pergerakan air metamorfik.

§       Batuan akan menjadi lebih brittle dan menjadi media yang lebih baik untuk infiltrasi fluida-fluida pada tahapan selanjutnya (stage 2).

Multiple stages of metasomatism (stage 2)

§ Adanya infiltrasi antara fluida hidrothermal-metamorfik mengakibatkan terubahnya yang sebelumnya sudah terbentuk pada tahapan pertama menjadi skarn.

§    Proses ini terjadi pada temperatur 800-400 °C, mineral bijih akan mulai terendapkan pada saat pluton mulai mengalami pendinginan.

§        Mineral-mineral yang terbentuk pada tahapan ini relatif bersifat anhydrous.

§   Pengendapan mineral-mineral oksida (magnetite dan kasiterit) dan disusul oleh sulfida-sulfida mulai terbentuk pada tahapan akhir di stage ini.

Retrograde alteration (stage 3)

§  Tahapan ini merupakan retrograde (perusakan) yang diikuti oleh pendinginan pluton dan menyebabkan terjadinya alterasi hydrous akibat infiltrasi air meteorik.

§     Kalsium akan terlindikan (leached) dan menghasilkan mineral-mineral seperti epidot (low-iron), klorit, aktinolit, dll.

§    Penurunan temperatur akan menyebabkan terbentuknya mineral-mineral sulfida.

§   Kontak reaksi dengan marbel akan mengakibatnya netralisasi larutan hidrothermal, sehingga mengakibatkan terbentuk bijih sulfida dengan kadar yang tinggi.

§   Proses retrograde yng akan menghasilkan alterasi ini akan lebih intensif berlangsung pada kedalaman yang dangkal.

Read More

Endapan Mineral Early Magmatic Kromit

Pendahuluan

Endapan early magmatic adalah endapan mineral yang berasal dari pembekuan magma, jadi endapan mineral bijih ini berasal dari unsur – unsur yang terkandung dalam magma lalu magma tersebut mengalami pembekuaan sehingga unsur – unsur metal tersebut terakumulasi sehingga menjadi endapan mineral yang ekonomis. Endapan mineral ini memiliki karakteristik yaitu: berasosiasi dengan batuan beku intrusif dalam atau menengah (plutonik) dengan jenis batuan basa dan ultrabasa, terakumulasi pada sebagian atau seluruh tubuh batuan beku, terbentuk dari kristalisasi magma yang terkonsentrasi akibat diferensiasi magma, magma mixing, atau asimilasi magma, dan sering disebut sebagai endapan otrhomagmatik. Unsur – unsur yang terkandung dalam magma biasanya terdiri dari unsur – unsur PGM ( Ni, Cu, Ti, V, Cr, intan, dan sedikit Fe) dan unsur – unsur REE ( Nb, Zr, Li, Be, B, U, W, Sn, dan Ta) dari unsur – unsur inilah yang menghasilkan mineral bijih dari tipe endapan early magmatic.

Gambar 1. Proses Segregation

mineral bijih yang dihasilkan oleh tipe ini contohnya : kromit, magnetit, dan lain – lain. (Basuki 2011)

Proses pembentukan tipe endapan early magmatic terbagi menjadi 2 jenis yaitu : diseminasi atau kristalisasi sederhana yaitu kristalisasi sederhana magma - dalam (deep seated magma) akan menghasilkan batuan beku granular, dimana kristal yg terbentuk di awal akan tersebar seluruhnya dan geometri endapan ini adalah intrusif seperti dike, pipe atau stock, berukuran besar. Yang ke - 2 adalah segregation (gambar 1) yaitu proses kristalisasi magma akibat gravitasi pada pembekuaan awal, jadi mineral yang terbentuk lebih dulu akan jatuh ke bawah dalam larutan magma karena perbedaan densitas sehingga mineral bijih tersebut akan terakumulasi di bagian bawah dapur magma, geometri dari endapan mineral ini adalah umumnya lentikular dan relatif berukuran kecil, biasanya berupa disconnected pod-shape lenses, stringer, & buches, dan kadang - kadang membentuk layer dalam host rock. Mineral bijih yan dihasilkan oleh tipe endapan ini contohnya adalah kromit, magnetit, mineral PGM, intan, dll.

Endapan Kromit

Gambar 2. Kenampakan mikroskopis mineral kromit (abu-abu terang), yang berasosiasi dengan silika (abu abu gelap), warna hitam adalah lubang-lubang poles. (Dewi 2011)

Kromit adalah suatu mineral oksida dengan bentuk oktahedral yang terbentukakibat proses kristalisasi magma. Kromit merupakan mineral oksida dari besi kromium dengan komposisi kimia (FeCr2O3) dengan bijih logam kromium. Mineral ini terdapat di dalam batuan beku ultrabasa seperti peridotit yang berasosiasi dengan intrusi magma. Selain itu, terdapat pula pada serpentin dan batuan metamorf lainnya yang terbentuk dari alterasi batuan beku ultrabasa. Mineral ini terbentuk pada temperatur yang sangat tinggi dan pada bagian bawah dari tubuh magma, dimana proses kristalisasi terjadi. Mineral kromit ini memiliki ciri – ciri warna hitam dan coklat kehitaman, gores coklat gelap, kilap logam, mineral opak yang tidak memiliki belahan, kekerasannya 5.5 - 6 dan berat jenisnya 4.5 - 4.8 (gambar 2). Kromit digunakan sebagai bijih utama dari kromium. Sekitar 76% produksi kromit dunia digunakan untuk industri logam terutama metal alloy dan sisanya untuk industry refraktory, foundry, kimia dan industri keramik. Kromit juga digunakan dalam pembuatan batu bata tahan api.

Secara genetik endapan kromit dibagi menjadi dua :

Gambar 3. Endapan stratiform kromit (Basuki 2011)

Endapan berlapis tipis (gambar 3) atau dikenal dengan sebutan endapan stratiform (Bushveld Type) contohnya di Bushveld (Republik Afrika Selatan), Great D (Zimbabwe). 

Gambar 4. Endapan kromit podiform (Http://Ourgeology.com , 2011)

Endapan  berbentuk  kantong  atau  tabung (gambar 4) yang dikenal dengan sebutan podiform (Alpine Type) contohnya di Guleman  (Turki), Barru  (Indonesia).

Endapan  stratiform  merupakan  lapisan (gambar 3) pengkayaan kromit, yang ketebalannya berkisar dari beberapa sentimeter sampai dengan beberapa meter, dimana lapisannya  saling berselingan secara teratur  dengan  urut – urutan lapisan tipis olivin atau piroksen. Sebagai  contoh  adalah  di  Bushveld  barat yang mencapai ketebalan 1.10 m sampai  dengan 1.30 m  dan  dapat  ditelusuri  sampai  beberapa kilometer tanpa ada perubahan  yang  berarti  baik dalam  komposisi  mineral  maupun ketebalannya. Secara umum batas  antara pengkayaan kromit dan lapisan  dibawahnya sangat tajam. Lapisan kromit  makin  keatas berubah menjadi bintik - bintik  kromit  sebagai akibat bertambahnya silikat.

Endapan porliformmerupakan badan  kromit yang berbentuk kantong sampai  bentuk tabung, biasanya berhubungan  dengan arah magmatic stratification, sebagai contoh bagian paling bawah bijih kromit masif, pada lapisan atasnya, merupakan bentuk jalur papan atau bijih berbintik - bintik. Struktur dalam badan kromit bervariasi. Kristal kromit padat rapat di dalam formasi bijih masif mengandung 75% sampai dengan 85%  volume kromit. Bijih  bulat  atau  berbintik  bintik  yang  terdiri dari  kristal bulat khromit berdiameter 0.5 - 2 cm di dalam massa dasar silikat seperti olivin, piroksen, serpentinit, merupakan ciri khas dari endapan karung bijih kromit. Bijih berbentuk pita berhubungan erat dengan  bijih masif, tetapi lebih kaya silikat dan kemudian membentuk mata rantai dengan  bijih berbintik - bintik (belang seperti leopard) (gambar 4).

Gambar 5. Produksi Kromit Dunia (USGS 2011, dalam Dewi 2011)

Mineral kromit banyak ditemukan sebagai endapan besar di negara-negara Turki, Afrika Selatan, Philipina, Albania dan Kuba. Selain itu, banyak pula ditemukan sebagai endapan-endapan lensa di pegunungan Italia. Bentuk-bentuk kristal yang baik ditemukan dariNamibia, demikian juga pada Stillwater Complex - Montana, dan dari batuan serpentine di Texas, Pennsylvania, dan California (USA) dan ada beberapa tempat di Indonesia yang terdapat potensi endapan kromit yaitu Kalimantan Selatan (G. Bobaris, G. Meratus, P. Lautdan, P. Sebuku), Sulawesi (Barru, Malili, Pomalaa, Kabaena, Morowali), Maluku Utara (P. Gebe, P. Halmahera), Papua (Peg. Siklopdan Peg. Maropeni).

Daftar Pustaka

Basuki, Nurcahyo I. 2011. Endapan Mineral(slide kuliah). Bandung: ITB (tidak dipublikasi).

Dewi, Sri Intan. 2011. Endapan Kromit Magmatik.

Http://ourgeology.com(diakses november 2011)

Read More