Metode Geofisika dalam Eksplorasi Porphyry Cu-Au

Dalam eksplorasi mineral Emas dan Tembaga, ada banyak sekali metode geofisika yang dapat digunakan bergantung pada jenis mineralisasi yang membentuk cadangan tersebut. Dalam istilah pertambangan emas, ada beberapa tipe mineralisasi yang membentuk cadangan emas atau mineral lain dan masing-masing mempunyai karakeristik yang berbeda-beda bergantung dari jenis batuan asal, terobosan batuan, alterasi dan lain-lain. Jenis-jenis cadangan emas yang kita kenal antara lain: Epithermal, Tipe Carlin, Porfiri, Skarn dan lain-lain.

Gambar 1. Penampang skematik intrusi sub-volkanik dangkal dan asosiasi stratovolkanonya, serta lingkungan pembentukan endapan porfiri, dan endapan bijih epitermal sulfidasi tinggi dan sulfidasi rendah

Model mineralisasi porfiri terdiri dari cebakan hidrothermal yang muncul sebagai stockwork atau disseminated berasosiasi dengan intrusi porfiritic dengan mineralisasi yang berasosiasi dengan alterasi potassic. Untuk mengidentifikasi mineralisasi porfiri secara geologi adalah dengan cara mengenali bijih porfirinya dimana bijih porfiri kaya emas biasanya berwarna abu-abu – hitam dari mineral biotit sekunder dan magnetit dalam kuarsa. Dalam urat kuarsa yang membentuk stockwork biasanya terdapat mineral kalkopirit dan magnetit juga bornit. Mineral emas biasanya berukuran halus dan tidak dapat terlihat dengan mata telanjang muncul bersamaan dengan mineral bornit.

Untuk mengidentifikasi sebuah cadangan porfiri seperti ini, seorang ahli geofisika dan ahli geologi harus dapat menentukan metode geofisika apa yang cocok untuk diaplikasikan. Jenis mineralisasi, jenis batuan dan tipe alterasi adalah parameter yang sangat penting untuk penentuan metode geofisika yang akan digunakan. Kesalahan penentuan aplikasi metode geofisika akan mengakibatkan kerugian yang cukup besar karena data yang akan dihasilkan tidak akan berguna banyak dan terkadang malah membuat kesalahan dalam interpretasi.

Gambar 2. Model ideal model mineralisasi Porfiri (Sillitoe), dan generalisasi sinyal geofisika, distribusi logam dan jenis alterasinya.

Dalam identifikasi model porfiri ada beberapa point yang penting yang perlu dicatat sebagai referensi dalam penentuan metode geofisika seperti: Mineralisasi biasanya berasosiasi dengan alterasi potassic, mineral magnetit dan  kalkopirit yang terdapat dalam bijih dan lain-lain. 

Dari point-point tersebut dapat ditentukan metode yang cocok untuk diaplikasikan seperti:

• Metode Radiometrik untuk mengidentifikasi daerah dimana alterasi potassic terjadi.
• Metode Magnetik untuk melokalisir daerah yang mengandung mineral magnetit.
• Metode Gravitasi untuk melokalisir daerah yang mengandung mineral bermassa jenis tinggi.
• Metode Kelistrikan untuk melokalisir daerah yang mengandung mineral sulfida.

Baca Juga :

- Eksplorasi Geofisika: Metode Magnetik

- Eksplorasi Geofisika: Metode Geolistrik

- Eskplorasi Geofisika: Metode Gravitasi

- Eksplorasi Geofisika: Metode Radioaktif

- Aplikasi Metode Geofisika dalam Eksplorasi Mineral

More about → Metode Geofisika dalam Eksplorasi Porphyry Cu-Au

Introduction to Ophiolites

1. Ophiolite and oceanic lithosphere 

Ophiolite is a stratified igneous rock complex composed of upper basalt member, middle gabbro member and lower peridotite member (Fig. 1). Some large complexes measure more than 10 km thick, 100 km wide and 500 km long. The term "ophiolite" means "snake stone" in Greek. Basalt and gabbro are commonly altered to patchy green rocks, and peridotite is mostly changed into black, greasy serpentinite. The term comes from such serpentine appearance of these altered, metamorphosed, or sometimes highly fragmented members. Ophiolite is interpreted to be thrust sheet of ancient oceanic lithosphere which has been obducted over the continental crust in the course of orogeny. The ophiolite succession can be correlated with the seismologic layering of the oceanic lithosphere (Fig. 1). The sedimentary cover correspond to Layer 1, basaltic pillow lava matches Layer 2, sheeted dikes and gabbro with occasional plagiogranite intrusions are correlated to Layer 3, and ultramafic cumulates and residual mantle peridotite represent Layer 4 (mantle). 

Figure 1. Opholite succession and seismeic layer of oceanic crust

2. Ophiolite examples and their occurrences 

Ophiolite was first described from the Alps in the early 20th century, and was later discovered from almost every orogenic belt on the earth. Semail ophiolite in Oman (Mesozoic), Troodos ophiolite in Cyprus (Mesozoic), Papua ophiolite in Papua-New Guinea (Mesozoic), and Bay of Islands ophiolite in Newfoundland (Paleozoic) are the best known. Yakuno (Paleozoic), Horokanai (Mesozoic) and Poroshiri (Mesozoic) are the three full-membered ophiolites in Japan, which also has many dismembered ophiolites such as Oeyama (Paleozoic), Miyamori (Paleozoic), Mikabu (Mesozoic) and Setogawa-Mineoka (Cenozoic). 

Ophiolite occurs as a nappe (intact thrust sheet) or as a melange (tectonic mixture of fragments). In collisional orogenic belts, ophiolites generally lie on older continental basement. In circum-Pacific orogenic belts, however, ophiolites generally lie on younger accretionary complexes. For example, Jurassic Tamba accretionary complexes are overlain by the late Paleozoic Yakuno ophiolite, which is in turn overridden by the early Paleozoic Oeyama ophiolite (Fig. 2). The younger Mikabu and Setogawa-Mineoka ophiolites underlies the Jurassic accretionary complexes in the Pacific coastal areas. 

Figure 2. Pre Cretaceous tectonic units of the Inner Zone of southwestern Japan

3. Petrologic classification of ophiolites

Ophiolites may have formed either at divergent plate boundaries (mid-oceanic ridges) or convergent plate boundaries (supra-subduction zones; i.e. island arcs and marginal basins). They are called MOR and SSZ types, respectively. These types are identified by chemical composition of the rocks and minerals in comparison with those from various tectonic settings on the earth at present. 

Ophiolitic mantle peridotite is the refractory residue after extraction of basaltic melt through partial melting processes in the mantle. Although primary mantle peridotite may be lherzolite with abundant clinopyroxene, it changes into clinopyroxene-poor (or -free) harzburgite as the degree of melting increases (Fig. 3). The mantle peridotite samples dredged from the mid-oceanic ridges are mostly lherzolite, while those dredged from supra-subduction zones (trench walls) are mostly harzburgite. 

Figure 3. Modal variation of residual mantle peridotite with increasing degree of melting

Ophiolitic igneous cumulates shows systematic variation in the crystallization sequence of minerals corresponding to the petrologic diversity of the underlying peridotite mantle. The mineral crystallizing next to olivine varies from plagioclase through clinopyroxene to orthopyroxene as the degree of melting in the underlying mantle increases (Fig. 4). The characteristic cumulate rocks correspondingly varies from troctolite through wehrlite to harzburgite. 

In general, ophiolitic basalt also varies from alkali basalt or high-alumina basalt (like mid-ocean ridge basalt (MORB)) through low-alumina basalt (like island-arc tholeiite (IAT))to boninite (high-magnesian andesite) in correspondence with the petrologic variation of the underlying members (Fig. 4). 

Figure 4. Petrologic variation of the underlying members

4. Ophiolites in the circum-Pacific orogenic belts

Ophiolites in the circum-Pacific orogenic belts generally occur intercalated among the accretionary complexes and show multiple tectonic superposition as exemplified by the Klamath Mountains in western USA (Fig. 5). The oldest early Paleozoic ophiolite occupies structurally uppermost position, and younger ones take lower seats. Such "Confucian" ophiolite belts are also present in Japan and northeastern Russia, and forms "circum-Pacific Phanerozoic multiple ophiolite belts". This structure may be formed by underplating of the accreted oceanic material and trench-fill sediments beneath the overlying SSZ lithosphere (ophiolite) and subsequent underplating of the younger SSZ-trench system. The circum-Pacific ophiolite belts are also characterized by extreme petrologic diversity. Juxtaposition of depleted, clinopyroxene-free harzburgite and fertile lherzolite is common, though such a case is rare in the collisional orogenic belts. 

Figure 5. Geologic structure of the Klamath Mountain, western USA (Irwin 1981)

5.Ophiolite pulses

Reported formation ages of ophiolites show three distinct peaks at about 750, 450 and 150 Ma, respectively (Fig. 6). These are called ophiolite pulses. Each pulse corresponds to the period of worldwide magmatic event as represented by voluminous granite intrusions. 

Production rate of oceanic crust was distinctly high during the 80 and 120 Ma interval of Cretaceous time, as evidenced by wide area of the ocean floor formed in this interval. Magnetic reversals of the earth, which take place every million years, were unreasonably absent during this interval. These facts lead Larson (1991) to a hypothesis of superplume, a big plume of hot mantle rock which ascended from core/mantle boundary and erupted beneath the South Pacific ocean during this interval, causing worldwide magmatic event. This interval corresponds to the later half of the Mesozoic ophiolite pulse (Fig. 6). 

Figure 6. Histogram of formation ages of ophiolites in the world

6. Ophiolite belts on the earth

Ophiolites issued by each pulse tend to form a particular ophiolite belt. Late Proterozoic (ca. 750 Ma) ophiolites are distributed in the Pan-African orogenic belt, early Paleozoic (ca. 450 Ma) ophiolites appear in the Appalachian-Caledonian-Uralian belt, and Mesozoic (ca. 150 Ma) ophiolites dominate the Alpine-Himalayan belt (Fig. 7). However, the circum-Pacific orogenic belts bear ophiolites of widely varying ages, including at least two pulses (early Paleozoic and Mesozoic). This may be due to continuous, subduction-induced, accretionary orogeny that have taken place in the circum-Pacific areas from early Paleozoic to the present, showing contrast to the episodic, short-lived, collisional orogeny in the continental areas. Circum-Pacific ophiolites may be the best witnesses of the history of superplumes. 

Figure 7. Ophiolite belts in the world

Author : Akira ISHIWATARI (Dr., Assoc. Prof., Fac. Sci., Kanazawa University)

More about → Introduction to Ophiolites

Dinamika Bumi

Bumi merupakan planet yang sangat dinamis. Jika kita dapat kembali ke waktu satu milyar tahun yang lalu atau lebih, kita akan mendapatkan sebuah planet yang permukaannya sangat jauh berbeda dengan keadaannya sekarang. Selain itu kita juga akan mendapatkan bentuk dari benua (kontinen) yang berbeda dan berada pada posisi yang berbeda dengan sekarang ini. Perubahan tersebut disebabkan oleh proses-proses yang bekerja pada bumi ini.

Proses-proses yang merubah bentuk permukaan bumi itu dapat dibagi menjadi 2 macam, yaitu proses yang merusak dan membangun permukaan bumi. Proses yang pertama merupakan proses yang terjadi pada permukaan bumi yaitu proses pelapukan dan erosi. Proses tersebut walaupun berjalan sangat lambat tetapi berlangsung terus menerus, dapat menyebabkan permukaaan bumi secara perlahan menjadi rata. Sedangkan proses-proses yang membangun permukaan bumi umumnya disebabkan oleh gaya-gaya yang berasal dari dalam bumi seperti aktivitas gunungapi dan pembentukan pegunungan. Proses tersebut menyebabkan permukaan bumi menjadi bertambah tinggi.

Hubungan antara proses-proses tersebut dan sifat kedinamisan dari bumi ini, walaupun sudah diketahui sejak lama, tetapi belum ditemukan suatu hipotesa yang masuk akal untuk menceritakan tentang perubahan-perubahan yang terjadi pada bumi. Sampai pada awal abad ke 20 muncullah suatu pendapat yang mengatakan tentang pemisahan atau pemekaran dari daratan (kontinen) di permukaan bumi. Setelah lebih dari 50 tahun dengan terkumpulnya data-data yang mendukung hipotesa tersebut untuk beralih menjadi suatu teori. Teori tersebut disebut teori tektonik lempeng (plate tectonic). Teori yang akhirnya meluas tersebut merupakan sebuah model yang konprehensif tentang kegiatan yang terjadi di dalam bumi.

Model tektonik lempeng ini menyebutkan bahwa kerak bumi ini disusun oleh lempeng-lempeng yang besar dan kaku. Lempeng-lempeng yang menyusun kerak bumi tersebut dapat dibedakan menjadi lempeng kerak benua (continental crust), yaitu lempeng yang menyusun daratan atau benua (kontinen), dan kerak samudera (oceanic crust), yaitu lempeng yang menyusun lantai dasar samudera. Lempeng-lempeng tersebut selalu bergerak walaupun sangat lambat. Pergerakan ini disebabkan karena adanya perbedaan distribusi panas di bawah kerak bumi (mantel bumi). Panas yang sangat tinggi yang terdapat pada tempat yang lebih dalam akan bergerak naik ke tempat yang temperaturnya lebih rendah dan akan menyebar secara lateral. Penyebaran panas secara lateral inilah yang mengakibatkan bergeraknya lempeng-lempeng penyusun kerak bumi. Pergerakan dari lempeng-lempeng kerak bumi ini menyebabkan terjadinya gempa bumi, aktivitas gunungapi, dan deformasi batuan penyusun kerak bumi yang menbentuk pegunungan.

Karena setiap lempeng bergerak sebagai unit yang berbeda, maka interaksi yang sangat besar terjadi pada pertemuan antara lempeng-lempeng tersebut. Batas-batas antara lempeng-lempeng penyusun kerak bumi merupakan jalur aktivitas gunungapi (vulkanik) dan gempa bumi. Ada tiga macam batas pertemuan lempeng-lempeng tersebut yang dipisahkan berdasarkan jenis pergerakannya dan setiap lempeng akan dibatasi oleh kombinasi ketiga macam batas tersebut. Ke tiga macam batas pertemuan lempeng-lempeng penyusun kerak bumi tersebut adalah (Gambar 1):

1. Batas divergen, zona dimana lempeng-lempeng saling memisahkan diri (saling menjauh), meninggalkan ruang diantaranya.
2. Batas konvergen, zona dimana lempeng-lempeng bergerak saling mendekati sehingga terjadi tumbukan antara keduanya. Kejadian ini dapat menyebabkan lempeng yang satu menunjam di bawah lempeng lainnya atau hanya tumbukan yang menyebabkan bagian ini akan terangkat bersama-sama. Batas konvergen dapat dibagi menjadi dua, yaitu: (a) Zona Subduksi (Subduction Zone), yaitu batas pertemuan lempeng dimana terjadi interaksi antara lempeng benua dengan lempeng samudera. Pada batas pertemuan lempeng ini, lempeng samudera menujam kebawah lempeng benua. Hal ini disebabkan karena berat jenis lempeng benua lebih kecil daripada lempeng samudera. (b) Collision, yaitu batas lempeng samudera dengan lempeng samudera dan lempeng benua dengan lempeng benua. Contoh Pegunungan Himalaya.
3. Batas transform fault, zona dimana lempeng-lempeng bergerak saling melewati antara satu lempeng dengan lempeng lainnya (bergeseran).

Gambar 1.  Batas-batas pertemuan lempeng tektonik

Pemisahan lempeng (divergen) terutama terjadi pada lempeng samudera (oseanik), karena lempeng ini relatif lebih tipis daripada lempeng benua (kontinen). Pada saat lempeng tersebut mengalami pemisahan, celah yang terbentuk di antara keduanya akan diisi oleh material cair yang panas yang berasal dari astenosfer (gambar 1.5). Material tersebut perlahan-lahan akan mendingin dan membentuk potongan baru dari lantai dasar samudera. 

Proses tersebut di atas berlangsung terus menerus sehingga terjadi penambahan kerak samudera di antara lempeng-lempeng yang bergerak saling menjauh tersebut. Mekanisme pergerakan ini disebut pemekaran lantai dasar samudera (sea floor spreading). Lantai dasar Samudera atlantik terbentuk sejak 200 juta tahun yang lalu dengan pergerakan rata-rata sekitar 5 sentimeter setiap tahun, walaupun pergerakannya antara satu tempat dengan tempat lainnya sangat bervariasi. Pergerakan tersebut sepertinya sangat perlahan, tetapi bila dibandingkan dengan umur bumi, maka pergerakan yang hanya sekitar 5 % dari sekala waktu geologi, pembentukan Samudera atlantik tersebut relatif cepat.

Walaupun terjadi penambahan dari kerak samudera, tetapi luas dari kerak bumi relatif tetap (konstan), karena disisi lain terjadi proses penghancuran dari kerak tersebut. Proses penghancuran kerak bumi terjadi pada batas lempeng yang konvergen. Pada saat terjadi pergerakan bersama-sama pada batas yang konvergen ini, ujung atau tepi yang satu dari lempeng tersebut akan menunjam di bawah lempeng lainnya. Peristiwa ini terjadi apabila kerak benua bertemu dengan kerak samudera. Kerak samudera yang disusun oleh batuan yang berat jenisnya lebih besar daripada berat jenis kerak benua akan menunjam di bawah kerak benua. Zona penunjaman ini disebut zona subduksi (subduction zone) (gambar 3). Selain itu pada pertemuan kedua lempeng tersebut akan membentuk bagian laut yang sangat dalam yang disebut palung laut.

Gambar 2.  Pembentukan kerak samudera pada pemekaran lantai dasar samudera

Gambar 3. Batas Konvergen Antar Lempeng

Pada zona subduksi, bagian dari kerak samudera yang menunjam ke bawah akan memasuki suatu zona dengan lingkungan tekanan dan temperatur yang tinggi. Hal ini mengakibatkan batuan penyusunnya akan mengalami peleburan atau pencairan dan membentuk magma. Magma yang terbentuk akan bermigrasi ke atas dan masuk ke dalam kerak yang bertekuk. Magma yang bermigrasi tersebut dapat juga mencapai permukaan bumi, sehingga mengakibatkan terjadinya erupsi gunungapi. 

Batas transform fault, batas lempeng-lempeng yang saling bergeseran, tidak menghasilkan atau menghancurkan bagian kerak bumi. Pergeseran tersebut akan membentuk sesar-sesar di sekitarnya. Sesar-sesar yang terbentuk tersebut searah dengan pergerakan lempeng-lempeng yang bergeseran yang pada awalnya diketahui berasosiasi dengan pergeseran pada punggungan lantai dasar samudera. Meskipun kebanyakan transform fault terjadi pada kerak samudera, tetapi ada pula yang terjadi pada pertemuan antara kerak samudera dengan kerak benua. Sesar San Anderson di California, merupakan contoh yang sangat terkenal dari pertemuan lempeng jenis ini. Lempeng samudera Pasifik bergerak ke arah utara bergeseran dengan lempeng benua amerika Utara. Pergerakan ini biasanya tidak dapat dipantau tetapi setelah proses tersebut, terjadilah pelepasan tenaga yang besar dengan tiba-tiba pada kedua sisinya, sehingga mengakibatkan terjadinya gempa bumi. Oleh sebab itu pantai barat Amerika Serikat terutama di Kalifornia sering terjadi gempa bumi dan gempa bumi terakhir yang hebat terjadi pada tahun 1989 yang merusakkan daerah San Fransisco. 

Dengan data-data yang ditemukan sekarang ini telah diketahui bahwa interaksi antara lempeng-lempeng tektonik di sepanjang batas pertemuannya berhubungan erat dengan aktivitas gunungapi, gempa bumi dan proses pembentukan pegunungan. Selanjutnya pergerakan batas-batas lempeng ini tidak tetap sepanjang masa. Bila terjadi pemekaran kembali pada kerak benua yang sekarang stabil, maka akan terbentuk suatu cekungan laut yang baru. Sebaliknya pada lempeng-lempeng yang saling bertemu, akan dapat membentuk lempeng superkontinen yang baru pula. Pada pertemuan kerak benua dan kerak benua, batuan dan batuan sedimen yang terakumulasi sangat tebal pada batas lempeng-lempeng tersebut akan mengalami pengangkatan dan membentuk suatu deretan pegunungan yang sangat tinggi.

Selama temperatur di bumi bagian dalam masih tetap lebih tinggi daripada temperatur di bagian bumi yang dekat permukaan, maka material cair di dalam bumi akan terus bergerak. Selanjutnya pergerakan di dalam bumi ini akan menyebabkan kerak bumi akan terus bergerak. Jadi sepanjang bagian bumi masih tetap panas, posisi dan bentuk dari samudera dan benua akan terus mengalami perubahan, dan bumi masih merupakan planet yang dinamis.

Gambar 4. Peta sebaran lempeng tektonik

More about → Dinamika Bumi

Mengenal Isi Perut Bumi

Bagian-bagian dari Bumi

Sejak Desember 1968, ketika manusia pertama kali menginjakkan kakinya di bulan, manusia dapat melihat planet bumi dari kejauhan di ruang angkasa.  Dari tempat tersebut bumi terlihat sebagai benda angkasa yang kecil berbentuk elips yang muncul seperti benda yang mudah rapuh dalam kekelaman ruang angkasa yang sangat luas tanpa batas. Kenampakan yang tidak hanya spektakular, menarik dan sangat sederhana ini memperlihatkan kepada kita bahwa alangkah kecilnya planet bumi di alam semesta ini, apalagi kita yang hidup pada permukaan bumi.

Jika dilihat lebih dekat, yang terlihat pada bumi bukanlah daratannya, tetapi awan yang berputar yang tersuspensi di permukaannya dan lautan yang sangat luas. Dari hal tersebut dapatlah diketahui mengapa secara tradisional lingkungan fisik bumi dapat dibagi menjadi tiga bagian utama, yaitu lapisan udara yang disebut atmosfer, lapisan air yang disebut hidrosfer dan tentunya bumi itu sendiri yang padat. Bumi merupakan sebuah planet yang sangat dinamis yang tidak hanya disusun oleh batuan, air dan udara saja, melainkan dicirikan oleh interaksi yang terus menerus pada saat udara melakukan kontak dengan batuan, batuan dengan air dan air dengan udara. Atmosfer yang merupakan selimut yang memberi kehidupan bagi bumi, sebagai udara yang mempunyai ketebalan sampai ratusan kilometer, adalah bagian integral dari planet. Lapisan ini tidak hanya menghasilkan udara yang kita butuhkan untuk bernafas, tetapi juga melindungi kita dari cahaya panas dari matahari  dan dari radiasinya yang sangat berbahaya. Perubahan energi yang muncul terus menerus antara atmosfer dengan permukaan bumi dan antara atmosfer dengan ruang angkasa menghasilkan efek yang disebut dengan cuaca dan iklim.

Hidrosfer atau sfera air dan sering juga disebut selubung air merupakan air yang menyelubungi bumi, baik air yang ada di permukaan bumi, di dalam bumi maupun yang berbentuk uap air yang berada dalam lapisan atmosfer. Massa air tersebut terus menerus bergerak  dari permukaan bumi ke udara, ke dalam tanah dan kembali lagi ke permukaan bumi. Lautan global merupakan kenampakan penting yang nyata dari hidrosfer, menyelubungi atau menutupi sekitar 71% permukaan bumi dan merupakan sekitar 97% dari jumlah air yang ada di bumi. Hidrosfer juga termasuk air tawar yang terdapat di sungai, danau, gletser dan juga yang terdapat di dalam tanah dan batuan. Walaupun jumlah air yang terdapat pada tempat-tempat yang disebutkan terakhir merupakan bagian air yang sangat kecil dari lapisan hidrosfer, tetapi memberikan kontribusi yang cukup berarti pada proses pembentukan bentang alam yang sangat bervariasi dari planet bumi.

Di bawah lapisan atmosfer dan hidrosfer, ada bagian bumi yang padat, yang nampak lebih daripada sebuah badan homogen. Bagian dalam dari bumi tersebut terdiri dari lapisan-lapisan yang disusun oleh material dengan sifat yang berbeda-beda. Pada dasarnya bagian dalam dari bumi terdiri dari empat bagian (Gambar 1), yaitu :

1. Inti dalam (inner core), merupakan bagian yang kaya akan Fe dengan jari-jari sekitar 1216 km.
2. Inti luar (outer core), merupakan bagian yang disusun oleh campuran logam dengan ketebalan mencapai sekitar 2270 km.
3. Mantel bumi atau selubung bumi merupakan bagian yang terdapat di sekeliling inti bumi, disusun oleh material yang kental dan padat, ketebalan mencapai sekitar 2885 km.
4. Kerak bumi atau kulit bumi (earth crust), merupakan bagian terluar dari bumi, disusun oleh material yang padat dan relatif ringan, ketebalan berkeisar antara 5 – 40 km.

Gambar 1. Bagian dalam dari bumi dan penyusunnya

Bagian yang sangat penting terdapat dalam mantel bumi dan memerlukan perhatian khusus adalah astenosfer. Lapisan ini merupakan mantel bumi bagian terluar. Zona ini terletak pada kedalaman antara 100 – 700 km. Astenosfer merupakan zona yang lemah, panas dan dapat bergerak terus menerus. Bagian di atas astenosfer disebut disebut litosfer (lapisan padat yang terdiri dari batuan), yang disusun oleh kerak bumi dan mantel bumi bagian terluar (Gambar 2). Tidak seperti astenosfer, litosfer merupakan bagian yang padat dan dingin.

Gambar 2 Litosfer dan bagian-bagiannya

Batuan Penyusun Kerak Bumi

Seperti telah disebutkan sebelumnya, walaupun kerak bumi merupakan bagian dari bumi yang paling tipis, tetapi merupakan bagian yang sangat penting. Kerak bumi merupakan bagian yang padat yang disusun oleh mineral dan batuan. Batuan merupakan agregasi dari mineral. Batuan yang menyusun kerak bumi dapat dikelompokan menjadi 3 macam jenis batuan berdasarkan proses pembentukannya, yaitu batuan beku, batuan sedimen (batuan endapan) dan batuan metamorf (batuan ubahan). Ketiga macam batuan tersebut membentuk suatu siklus atau perputaran pada proses pembentukannya yang disebut siklus batuan (rock cycles).

Gambar 3. Siklus batuan penyusun kerak bumi

Konsep dari siklus batuan yang dianggap sebagai kerangka dasar dalam geologi fisik, secara langsung diungkapkan oleh James Hutton. Siklus batuan seperti terlihat pada Gambar 3 memperlihatkan proses-proses dan material yang membentuk batuan-batuan penyusun kerak bumi. Dengan mempelajari siklus batuan berarti kita mengamati banyak hubungan antara proses-proses geologi yang sangat bervariasi, yang mengubah satu jenis batuan menjadi jenis batuan lainnya.

Jenis batuan yang pertama yaitu batuan beku, terbentuk dari proses pendinginan hingga mengalami pembekuan dari magma. Magma merupakan material cair yang panas yang terdapat di dalam bumi. Proses pembekuan magma disebut juga kristalisasi, karena pada proses inilah terbentuknya kristal-kristal dari mineral penyusun batuan. Proses ini dapat terbentuk baik di dalam bumi maupun di permukaan bumi bersamaan dengan aktivitas gunung api.

Jika batuan beku tersebut dan batuan-batuan lain penyusun kerak bumi tersingkap atau muncul ke permukaan bumi, batuan-batuan tersebut akan mengalami proses pelapukan (weathering). Proses ini disebabkan oleh pengaruh yang terus menerus dari atmosfer dan hidrosfer yang secara perlahan-lahan merubah batuan tersebut menjadi bagian-bagian yang kecil, dan atau komposisi kimianya. Material-material yang dihasilkan oleh proses tersebut akan mengalami pengikisan (erosi), kemudian mengalami proses pengangkutan (transportasi), dan selanjutnya mengalami proses pengendapan pada cekungan-cekungan atau tempat-tempat yang rendah pada permukaan bumi. Proses-proses tersebut yang telah disebutkan dilakukan oleh agen (media) geologi yaitu gravitasi, air, angin, dan es (salju). Sedangkan material hasil dari proses-proses tersebut disebut sedimen. Tempat-tempat diendapkannya sedimen antara lain berupa sungai, lembah, danau dan laut. Bentuk tubuh endapannya pada umumnya mengikuti bentuk cekungan pengendapannya dan biasanya mendatar (horisontal). Setelah mengalami pengendapan, material sedimen tersebut akan mengalami proses pemadatan yaitu perubahan dari material sedimen lepas menjadi batuan dan disebut batuan sedimen. Proses perubahan  tersebut disebut juga proses litifikasi. Proses litifikasi dapat terjadi karena pembebanan oleh material yang ada di atasnya atau oleh pengisian rongga antar butiran yang disebut proses penyemenan (sementasi).

Selanjutnya apabila batuan yang sudah ada (batuan beku dan batuan sedimen) tertutup di bawah permukaan bumi, batuan tersebut dapat mengalami gaya-gaya yang terdapat di dalam bumi yang membentuk pegunungan. Gaya-gaya tersebut biasanya diikuti oleh perubahan temperatur dan tekanan yang besar. Akibat perubahan kondisi lingkungan tersebut maka batuan akan mengalami perubahan yang membentuk batuan ubahan atau batuan metamorf. Sedangkan proses perubahan temperatur dan tekanan yang besar sehingga membentuk batuan metamorf disebut dengan proses metamorfisme. Jika perubahan temperatur dan tekanan ini melampaui titik lebur batuan, maka batuan-batuan tersebut akan mengalami peleburan (pencairan) sehingga membentuk magma kembali. Selanjutnya siklus batuan akan terulang kembali. Siklus yang lengkap seperti di atas tidak selalu terjadi demikian. Jalan pintas dalam siklus tersebut juga sering terjadi. Sebagai contoh, batuan beku selain tersingkap di permukaan bumi dan mengalami proses pelapukan dan erosi, dapat juga mengalami proses metamorfisme jauh di bawah permukaan bumi dan membentuk batuan metamorf. Selain itu batuan metamorf dan sedimen yang sudah terbentuk juga dapat mengalami proses-proses di permukaan bumi dan menjadi material rombakan sebagai sumber batuan sedimen.

Referensi : Geologi Fisik (Budi Rochmanto, M.Sc)

More about → Mengenal Isi Perut Bumi

Apa itu Mineral???

Mineral merupakan bahan padat bentukan alam, umumnya tersusun oleh material anorganik, mempunyai struktur atom tertentu dan sifat kimia yang spesifik. Meskipun defenisi tersebut dikatakan tetap tetapi masih ada juga beberapa pengecualian. Batubara dan minyakbumi yang tersusun oleh material organik, oleh beberapa ahli geologi dikategorikan sebagai mineral. Selain itu, ada juga beberapa mineral yang mempunyai komposisi yang bervariasi. 

Mineral seperti semua materi, disusun oleh unsur (elemen). Saat ini telah dikenal lebih dari 100 unsur yang terbentuk secara alamiah, dan beberapa diantaranya hanya dihasilkan di laboratorium. Dari sekian banyak unsur yang diketahui hanya delapan unsur yang paling dominan sebagai penyusun mineral yaitu oksigen (O), silikon (Si), aluminium (Al), besi (Fe), kalsium (Ca), magnesium (Mg), potasium (K), dan sodium (Na). Ke delapan unsur tersebut menyusun lebih dari 98% kerak bumi. Beberapa mineral seperti emas dan belerang hanya disusun oleh satu unsur saja, tetapi kebanyakan mineral merupakan kombinasi dari dua atau lebih unsur. Gabungan unsur-unsur tersebut membentuk suatu senyawa atau komposisi kimia yang stabil. Bagian terkecil dari materi disebut atom yang tetap memiliki karakteristik dari unsurnya.

SIFAT FISIK MINERAL

Sifat fisik mineral sering digunakan untuk mendeterminasi suatu sering digunakan untuk mendeterminasi mineral adalah bentuk kristal, kilap, warna, cerat, kekerasan, belahan, pecahan dan berat jenis.

1.  Bentuk Kristal

Bentuk kristal merupakan kenampakan luar suatu mineral yang mencerminkan susunan atom yang teratur dari mineral tersebut. Kadangkala suatu mineral memiliki lingkungan yang memungkinkan mineral tersebut untuk dapat membentuk individu kristal dengan teratur. Beberapa mineral, seperti mineral kwarsa, dapat mengkristal dengan bentuk yang teratur, sehingga sangat memudahkan dalam mendeterminasi mineral tersebut. Sebaliknya kebanyakan mineral mengkristal dengan bentuk yang tidak beraturan, karena masing-masing membutuhkan ruang yang cukup untuk membentuk kristal yang teratur. Akibatnya kristal-kristal tersebut akan saling tumbuh bersama, sehingga tidak membentuk kristal yang sempurna.

Gambar 1. Bentuk-bentuk kristal

2.  Kilap (Luster)

Kilap merupakan kenampakan refleksi (pantulan) cahaya pada bidang kristal. Mineral dengan kenampakan seperti logam, disebut memiliki sifat kilap seperti logam dan disebut kilap logam atau metalik (metalic luster). Sedangkan mineral yang kilapnya tidak menyerupai logam disebut kilap non logam atau non metalik. Mineral dengan kilap non logam mempunyai kilap yang sangat bervariasi.

Macam-macam kilap non metalik antara lain vitreous (kilap seperti kaca), pearly (seperti mutiara), silky (seperti sutera), resinous (seperti minyak), dan earthy atau dull (seperti tanah). Beberapa mineral menunjukkan kilap antara logam dan non logam yang disebut kilap submetalik.

Gambar 2. Jenis-jenis kilap

3.  Warna (color)

Warna merupakan sifat fisik yang sangat mudah untuk dikenal. Warna mineral pada umumnya mencerminkan komposisi kimia dari mineral tersebut. Selain itu lingkungan terbentuknya  mineral dapat juga mempengaruhi warna mineral. Pengotoran pada mineral dapat juga mempengaruhi warna mineral. Jadi meskipun warna meruapakan sifat fisik yang paling  mudah dikenal, tetapi warna tidak dapat dijadikan dasar untuk menentukan jenis mineral. Mineral yang sama dapat mempunyai warna yang berbeda, sebaliknya mineral yang berbeda dapat mempunyai warna yang sama.

Gambar 3. Jenis warna mineral (www.mnh.si.edu)

4.  Cerat (streak)

Cerat adalah warna mineral dalam keadaan bubuk atau serbuk. Cerat suatu mineral dapat diketahui dengan menggoreskan mineral tersebut pada suatu keping porselen. Meskipun warna suatu mineral dapat bermacam-macam, tetapi ceratnya selalu sama. Jadi warna cerat lebih merupakan warna asli dari suatu mineral. Cerat dapat juga membantu untuk membedakan mineral metalik dengan non metalik. Mineral dengan kilap metalik biasanya mempunyai cerat lebih gelap daripada mineral dengan kilap non metalik. Mineral-mineral yang mempunyai warna atau kenampakan yang sama atau hampir sama, mempunyai cerat yang berbeda. Contohnya, mineral pirit (FeS2) dan emas (Au), keduanya mempunyai warna yang hampir sama. Bila hanya melihat warnanya saja orang dapat tertipu, padahal emas merupakan logam mulia dan harganya mahal, sedangkan pirit merupakan logam besi sulfida. Tetapi walaupun warnanya sama tetapi cerat kedua mineral tersebut berbeda. Emas mempunyai cerat yang berwarna kuning, sedangkan pirit mempunyai cerat yang berwarna hitam.

Gambar 4. Cerat dari mineral hematit dan kalsit

5.  Kekerasan (hardness)

Salah satu sifat fisik mineral yang sangat berguna adalah kekerasan, yaitu daya tahan mineral terhadap proses abrasi atau goresan. Mineral yang lunak akan mudah tergores sedang mineral yang keras tidak akan mudah tergores. Kekerasan dua macam mineral dapat dibandingkan dengan menggoreskan mineral yang satu terhadap yang lainnya. Mineral dengan kekerasan lebih rendah akan tergores oleh mineral yang kekerasannya lebih tinggi.

Kekerasan satu mineral yang belum diketahui dapat diukur dengan menggoreskan pada mineral lainnya yang sudah diketahui kekerasannya, atau sebaliknya. Nilai kekerasan suatu mineral dapat dibandingkan dengan skala Mosh, yaitu urutan nilai kekerasan mineral yang terdiri dari sepuluh mineral dengan kekerasan mulai dari 1 sampai 10.

Gambar 5. Skala Mosh (www.nature.nps.gov)

Mineral yang tidak diketahui kekerasannya dapat juga ditentukan dengan benda lain yang diketahui kekerasannya. Beberapa benda yang diketahui kekerasannya antara lain kuku manusia mempunyai kekerasan 2,5; kaca 5,5; dan logam tembaga 3. Mineral gipsum dapat dengan mudah tergores oleh kuku, sedangkan kalsit dapat menggores kuku manusia. Mineral kuarsa merupakan mineral yang paling keras yang sangat umum, dan dapat digunakan untuk memotong kaca dengan mudah.

6.  Belahan (cleavage)

Belahan adalah kecenderungan mineral untuk pecah melalui suatu bidang yang rata. Mineral yang mempunyai bidang belah dapat diketahui dengan menunjukkan adanya bidang yang rata apabila mineral tersebut dipecahkan. Contoh mineral dengan belahan yang baik adalah mika. Karena mika mempunyai belahan satu arah, maka bila mineral tersebut dihancurkan akan membentuk lembaran-lembaran yang tipis. Mineral dapat mempunyai belahan beberapa arah. Mineral yang mempunyai bidang belahan lebih dari satu arah dikenal dengan jumlah bidang rata yang ditunjukkan dan sudut yang dibentuk oleh bidang belahannya. Contohnya mineral-mineral felspar, amfibol dan piroksin mempunyai belahan 2 arah. Sedangkan mineral silikat, pirit dan galena mempunyai belahan 3 arah. Ada juga mineral yang tidak mempunyai bidang belahan seperti mineral kuarsa. Mineral dengan belahan 2 arah atau 3 arah dapat dibedakan oleh sudut yang dibentuk oleh bidang belahannya.

Gambar 6. Jenis belahan 1, 2 dan 3 arah

7.  Pecahan (fracture)

Pecahan merupakan kenampakan pecahan dari mineral. Kenampakan ini kebanyakan ditunjukkan oleh mineral yang tidak mempunyai bidang belahan, walaupun mineral yang mempunyai bidang belahan dapat juga menunjukkan kenampakan pecahannya. Pecahan mineral kuarsa menunjukkan kenampakan seperti pecahan kaca yang disebut konkoidal. Kebanyakan mineral menunjukkan pecahan yang tidak rata.

Gambar 7. Pecahan (rocksmineralscollections.com)

8.  Berat Jenis (specific gravity)

Berat jenis merupakan angka yang menunjukkan perbandingan antara berat mineral dengan berat air yang mempunyai volume yang sama. Jika mineral mempunyai berat 3 kali dari berat air dengan volume yang sama dengan volume mineral tersebut, maka mineral tersebut mempunyai berat jenis 3. Secara praktis, berat jenis suatu mineral dapat diperkirakan dengan menimbangnya di tangan. Bila mineral tersebut terasa berat, seperti beratnya satu contoh batuan, maka berat jenisnya sekitar 2,5 sampai 3. Mineral logam umumnya memiliki berat jenis 3 kali lipatnya. Galena mempunyai berat jenis 7,5 sedangkan berat jenis emas 24 karat adalah 20.

Mineral dengan berat jenis lebih besar dari 2,89 disebut mineral berat (heavy minerals). Sedangkan mineral dengan berat jenis kurang dari 2,89 disebut mineral ringan (light minerals). Kedua macam mineral tersebut dapat dipisahkan dengan menggunakan cairan berat. Cairan berat yang sering digunakan dan merupakan cairan berat dengan berat jenis yang paling rendah adalah bromoform. Mineral berat ini pada umumnya terdiri dari mineral logam, sehingga kumpulan dari mineral berat dalam jumlah yang besar dapat bersifat ekonomis. Selain itu asosiasi mineral berat tertentu dapat digunakan untuk menentukan sumber atau asal dari material sedimen atau batuan sedimen.

PENGGOLONGAN MINERAL

Sampai sekarang ini, lebih dari 2000 mineral telah diketahui, dan usaha-usaha untuk mendapatkan mineral-mineral baru masih terus dilakukan. Dari jumlah tersebut hanya beberapa mineral yang umum atau sering dijumpai. Mineral-mineral yang dominan sebagai pembentuk batuan penyusun kerak bumi disebut mineral pembentuk batuan (rock forming minerals). Dari sekian banyak mineral yang telah dijumpai, hanya sekitar 8 unsur yang dominan menyusun mineral-mineral tersebut (Tabel 1). Dua unsur yang paling dominan adalah oksigen dan silikon yang bergabung untuk menyusun kelompok mineral yang sangat umum yaitu mineral silikat. Setiap mineral silikat disusun oleh oksigen dan silikon, kecuali kuarsa, ditambah dengan satu atau lebih unsur lainnya untuk membentuk sifat kelistrikan yang netral. Setelah mineral silikat kelompok mineral yang umum dijumpai adalah mineral karbonat dengan mineral kalsit sebagai mineral yang paling umum dijumpai. Mineral lain yang umum dijumpai sebagai pembentuk batuan adalah gipsum dan halit.

Tabel 1. Kelimpahan unsur-unsur dalam kerak bumi

Beberapa mineral pembentuk batuan merupakan mineral-mineral yang mempunyai nilai ekonomis yang tinggi. Mineral-mineral tersebut biasanya merupakan mineral bijih dari logam seperti hematit (besi), spalerit (seng) dan galena (timbal). Selain itu ada juga kelompok mineral yang hanya disusun oleh satu unsur saja. Kelompok mineral ini disebut kelompok mineral unsur (native minerals). Termasuk dalam kelompok mineral ini adalah emas, platina dan karbon (intan). Mineral pembentuk batuan lainnya yang juga mempunyai nilai ekonomis yang tinggi adalah mineral kuarsa yang dapat dijadikan sebagai bahan baku bermacam industri seperti industri kaca, semen dan lainnya.

Berzelius telah mengklasifikasikan mineral menjadi 8 golongan berdasarkan sifat kimianya, yaitu sebagai berikut :

1. Elemen Nativ :  Emas, Perak, Tembaga, Intan, dll.
2. Sulfida : Galena, Pirit, Kalkopirit, dll.
3. Oksida dan Hidroksida : Korundum, Hematit, Gutit, dll.
4. Halida : Halit, Fluorit, Silvit, dll.
5. Karbonat, Nitrat, Borat, dan Iodat : Kalsit, Aragonit, Dolomit, dll.
6. Sulfat, Khromat, Molibdenat dan Tungstat : Barit, Gipsum, dll.
7. Fosfat, Arsenat, Vanadat : Apatit, dll.
8. Silikat : Kuarsa, Olivin, Feldspar, dll.

Referensi : 

- Geologi Fisik (Budi Rochmanto, M.Sc)

- Referensi lain

More about → Apa itu Mineral???

Mineral - Mineral Silikat

Kelompok mineral silikat yang sangat umum dijumpai dapat dilihat pada tabel dibawah. Mineral feldspar merupakan kelompok mineral yang sangat dominan. Mineral ini menyusun lebih dari 50% batuan penyusun kerak bumi. Kuarsa merupakan mineral yang umum kedua pada kerak benua, hanya disusun oleh unsur silikon dan oksigen.

Setiap kelompok dari mineral silikat mempunyai struktur silikat yang karakteristik. Struktur dalam dari mineral berhubungan erat dengan sifat belahan mineralnya. Karena ikatan antara silikon dan oksigen sangat kuat, maka mineral-mineral silikat cenderung untuk membelah melalui struktur silikon-oksigen daripada memotong struktur tersebut. Contohnya, mika mempunyai struktur lembaran dan cenderung untuk membelah melalui bidang lembaran tipis. Kuarsa yang mempunyai ikatan silikon-oksigen sangat kuat pada semua arahnya, tidak mempunyai bidang belahan.

Kebanyakan mineral-mineral silikat terbentuk ketika cairan magma mulai mendingin. Proses pendinginan ini dapat terjadi dekat permukaan bumi atau jauh di bawah permukaan bumi dimana tekanan dan temperatur lingkungannya sangat tinggi. Lingkungan pengkristalan dan komposisi kimia  magma sangat mempengaruhi macam mineral silikat yang terbentuk. Contoh, mineral olivin mengkristal pada temperatur yang tinggi sehingga membentuk struktur kimia yang stabil pada temperatur tinggi. Sebaliknya kuarsa mengkristal pada temperatur rendah, sehingga kuarsa stabil pada temperatur rendah. Beberapa mineral silikat sangat stabil pada permukaan bumi dan menunjukkan sifat fisik yang jelas pada batuan yang sudah mengalami proses pelapukan. Mineral silikat lainnya terbentuk pada kondisi tekanan yang ekstrim berasosiasi dengan proses metamorfisme. Setiap mineral silikat akan mempunyai struktur dan komposisi kimia yang dapat menunjukkan kondisi pada waktu pembentukannya.

Tabel Mineral silikat yang umum dijumpai

Mineral silikat dapat digolongkan menjadi 2 berdasarkan pada komposisi kimianya, yaitu mineral silikat ferromagnesian dan mineral silikat non ferromagnesian. Mineral silikat ferromagnesian adalah mineral silikat yang mengandung ion besi dan atau magnesium di dalam struktur mineralnya. Sebaliknya mineral-mineral silikat yang tidak mengandung ion-ion besi dan magnesium disebut mineral silikat non ferromagnesian. Mineral-mineral silikat ferromagnesian dicirikan oleh warnanya yang gelap dan mempunyai berat jenis 3,2 – 3,6. sebaliknya mineral-mineral silikat non ferromganesian pada umumnya mempunyai warna lebih terang dan berat jenis rata-rata 2,7. perbedaan tersebut terutama disebabkan oleh ada tidaknya unsur besi dan magnesium di dalam mineral tersebut.

Gambar Mineral Silikat

Baca Juga : 
- Mineral Silikat Ferromagnesian 
- Mineral Silikat Non-Ferromagnesian
- Apa itu mineral???

Referensi : Geologi Fisik (Budi Rochmanto, M.Sc)

More about → Mineral - Mineral Silikat