KERANGKA TEKTONIK KAITANNYA DENGAN

METALLOGENIC PROVINCE DI INDONESIA

1. PENDAHULUAN

Penyebaran mineral ekonomis di Indonesia ini tidak merata. Seperti halnya

penyebaran batuan, penyebaran mineral ekonomis sangat dipengaruhi oleh tatanan

geologi indonesial yang kompleks. Tatanan geologi di Indonesia dipengaruhi kondisi

tektonik sehingga dengan demikian distribusi mineral dalam bentuk metallogenik

province di Indonesia sangat dipengaruhi oleh setting tektonik. Setting tektonik di

Indonesia telah dapat dijelaskan dengan pendekatan teori tektonik lampeng (plate

tectonic teori). Dalam membahas metallogenic province dengan kaitannya dengan

kerangka tektonik di Indonesia akan diuraikan dengan membahas terlebih dahulu

mengenai teori tektonik lempeng, kerangka tektonik di Indonesia dan selanjutnya

mengenai metallgenik province di Indonesia.

Indonesia merupakan kepulauan yang dinamik yang terbentuk akibat pertumbuhan 3

lempeng Lempeng Eurasia, Lempeng India-australia dan lempeng pasifik.

Pergerakan tektonik convergence, spreading, subduction, obduction, collision dll di

Indonesia dimulai pada masa Carbon (10 Ma) yang selanjutnya diikuti oleh proses

intrusi magmatik, pembentukan batuan piroklastik dan batuan sediment seiring

pembentukan volcano magmatik arc. Busur kepulauan Indonesia yang juga bias

didefinisikan sebagai Cenozoic volcano plutonic arc memiliki bentangan sepanjang

9000 km dan sebagian besar dari bentangan tersebut memiliki potensi sumberdaya

mineral. Volcano magmatic arc atau umumnya disebut busur magmatik yang

merupakan produk dari proses tektonik, memiliki kaitan yang erat dengan

pembentukan proses-proses mineralisasi di kerak bumi. Mineral logam pada

umumnya terbentuk di Busur magmatik tersebut. Batuan – batuan yang terbentuk

pada Busur magmatik khususnya yang berasosiasi dengan mineralisasi terdiri dari

1

Asep Bahtiar

batuan vulkanik, batuan intrusif, batuan sediment dan sebagian kecil complex

ophiolite. Proses yang lama dan berkesinambungan hasil dari aktifitas tektonik di

Indonesia menghasilkan Indonesia memilki sumber daya alam khususnya

sumberdaya mineral yang berlimpah seperti timah, tembaga, emas, perak, nikel,

bauksit, besi dan lain-lain.

Teori tektonik lempeng merupkan revolusi dalam Geoscience yang merubah

pengertian umum tentang dinamika bumi. Lempeng tektonik atau disebut juga

lempeng lithosfer merupkan lempengan yang berbentuk tidak beraturan yang

merupakan batuan padat. Terdapat 2 jenis lempeng utama yaitu lempeng/kerak

benua dan lempeng/kerak samudera selain itu juga terdapat lempeng yang

merupakan kombinasi dari kedua jenis tersebut. Lempeng memiliki variasi ukuran

antara beberapa ratus samapi ribuan kilometer. Ketebalan lempeng juga memeliki

variasi yang luas yaitu antara 15 km sampai 200 Km (sumber USGS). Lempeng atau

kerak tersebut saling mengapung yang merupkan manifestasi komposisi kedua jenis

lempeng tersebut. Kerak benua memiliki komposisi utama batuan granit yang disusun

oleh mineral-mineral ringan seperti kuarsa dan feldspar. Sementara itu, Komposisi

utama kerak samudera adalah batuan basaltik yang lebih padat dan berat. Variasi

ketebalan lempeng merupakan sebagian kompensasi alamiah terhadap ketidak

seimbangan berat dan density dari kedua tipe lempeng/kerak tersebut. Dikarenakan

batuan lempeng benua lebih ringan maka kerak di bawah lempeng lebih tebal (sekitar

100 km) dibanding kerak di bawah lempeng samudera yang hanya memiliki

ketebalan 5 km. Lempeng-lempeng di seluruh dunia telah diidentifikasi seperti

diperlihatkan pada gambar 1.

2

Gambar 1. Plate boundary (sumber Press and Siever, 1998 dalam Satyana A.H,

2005)

Teori tektonik lempeng menerangkan bahwa lempeng-lempeng di kerak bumi saling

bergerak diakibatkan arus konveksi di dalam astenosphere. Pergerakan lempeng

dibagi menjadi 3 jenis pergerakan utama :

convergence dimana 2 lempeng saling bertemu,

divergence (dimana 2 lempeng saling menjauh),

transform (dimana 2 lempeng bergerak berlawan secara sliding).

Pertemuan lempeng-lempeng yang saling berinteraksi tersebut disebut plate margin.

Terdapat 3 tipe plate margins :

Tipe destruktif yang saling menghancurkan antara lain plates collision, plate

subduction. Umumnya tipe ini diakibatkan pergerakan lempeng yang

convergence.

Tipe konstruktif akibat pergerakan divergence contohnya pembentukan lantai

samudera di area MOR (mid oceanic ridge)

Tipe Konservatif atau tidak ada penambahan atau penghancuran, pergerakan

transform.

3

2. MINERALISASI DALAM KERANGKA TEKTONIK LEMPENG

Pergerakan konvergence antara kerak benua dan kerak samudera mengakibatkan

terbentuknya zona subduksi. Pergerakan antar lempeng di zona subduksi

mengakibatkan terjadinya partial melting yang bergerak ke atas melalui zona-zona

lemah akibat kondisi destruktif pada kerak benua. Produk dari proses ini

menghasilkan terbentuknya volcanic-magmatic range atau volacanic Magmatic arc.

Gambar 2. Subduksi dan pembentukan magmatik arc

Pembentukan mineral logam sangat berhubungan dengan aktivitas magmatisme dan

vulkanisme yang berlangsung secara intensif di busur magmatik. Mineralisasi di

busur magmatik menghasilkan mineral tembaga, emas perak, timah, seng, timbal,

mercury dan molybdenum. Tipe mineralsasi yang terbetuk pada magmatic arc ini

umumnya tipe porfiri dan hydrothermal. Selain itu lempeng tektonik yang berinteraksi

yaitu lempeng benua yang berkomposisi granitik serta lempeng samudera yang

bersifat basaltik masing-masing menjadi host dalam pembentukan mineral

berdasarkan komposisi mineral tersebut. Komposisi lempeng samudera yang bersifat

ultra mafic (ophiolite) merupakan sumber pembentukan mineral-mineral yang

berasosiasi dengan batuan ultramafic seperti nikel, chrom dan besi magmatik.

4

Lempeng benua yang memiliki komposisi utama granitik merupakan sumber

pembawa mineralisasi bagi timah, tungsten, bismuth dan tembaga dengan tipe

deposit vein contact metamorphic. Akibat proses orogenesa di vulkanik-magmatic arc

maka terbentuk cekungan muka busur dan cekungan belakang busur tempat proses

mineralisasi yang berhubungan dengan sedimantasi.

Gambar 3. Tektonik lempeng dan mineral deposit

Dalam mineralisasi pada magmatik arc selain magma sebagai sumber mineralisasi

faktor lain yang berperan yaitu adanya media permeble sebagai bukaan bagi fluida

magma menuju permukaan dan sebagai bukaan bagi fluida air untuk dapat

berinterksi dengan larutan magma atau larutan sisa magma. Media permeable

tersebut bisa berupa rekahan-rekahan dan patahan yang bersifat dilational (bukaan).

Aktifitas tektonik pada suatu konvergence margin akan membentuk suatu zona akresi

yang dipengaruhi oleh tektonik yang kuat. Busur magmatik pada proses kejadiannya

umumnya mengikuti pola-pola dilational. Splay dan jog pada mekanisme patahan

merupakan kondisi dilational untuk memerangkap intrusi porfiri pada magmatik arc.

5

Gambar 4. Pembentukan volcanic arc dalam kondisi konvergent dan divergent

6

3. GEOTEKTONIK INDONESIA

Indonesia merupakan kepulauan yang dinamik yang terbentuk akibat pertumbuhan 3

lempeng Lempeng Eurasia, Lempeng India-australia dan Lempeng Pasifik (Gambar

6). Pergerakan tektonik convergence, spreading, subduction, obduction, collision dll

di Indonesia dimulai pada masa Carbon (10 Ma) yang selanjutnya diikuti oleh proses

intrusi magmatik, pembentukan batuan piroklastik dan batuan sediment seiring

pembentukan volcano magmatik arc.

Model tektonik lempeng di indonesia secara umum merupakan pola konvergen

dimana jalur subduksi selalu diikuti oleh busur magmatik. Model tektonik lempeng

Indonesia dalam satu pola konvergen telah dibuat oleh Hamilton (1970) dan Katili

(1971) (gambar 8).

Gambar 5. Kawasan indonesia berada di sendi 3 lempeng kerak bumi raksasa Eurasia, India-austalia dan pasifik

7

Model tektonik lempeng di indonesia secara umum merupakan pola konvergen

dimana jalur subduksi selalu diikuti oleh busur magmatik. Model tektonik lempeng

Indonesia dalam satu pola konvergen telah dibuat oleh Hamilton (1970) dan Katili

(1971) (gambar 8).

Sistem busur subduksi Sumatera dibentuk oleh penyusupan lempeng samudra di

bawah lempeng benua. Lempeng benua tebal dan tua ini meliputi busur volkanik

berumur Perm, Kapur dan Tersier (Katili, 1973). Sedimen elastis sangat tebal

menyusup di subduksi Sumatera (Hamilton, 1973) dan sedimen yang tebal didorong

ke atas membentuk rangkaian kepulauan. Batuan magmatik yang dibentuk di atas

zona Benioff selalu mempunyai karakter asam dan menengah.

Gambar 6. tektonik Indonesia

8

Sistem subduksi Jawa dibentuk oleh subduksi lempeng samudra di bawah lempeng

benua. Lempeng ini tipis dan berumur muda, serta seluruhnya hampir terdiri dari

batuan volkano-plutonik berumur Tersier (Katili, 1973). Beberapa ignimbrit dijumpai di

Jawa. Batuan magmatik pada umumnya memiliki komposisi menengah.

Sistem subduksi Timor menunjukkan karakter yang berbeda. Dua fase yang berbeda

dapat dirincikan dalam perkembangan busur Banda. Pada tahap awal, lempeng

samudra India-Australia disusupkan dibawah lempeng samudra Banda. Tahap

berikutnya diikuti oleh subduksi lempeng benua Australia ke zona subduksi busur

Banda, sebagai akibat gerakan menerus lempeng Australia ke utara. Hasil dari

penurunan zona subduksi aktif ini adalah tidak adanya gunungapi aktif di pulau Alor,

Wetar dan Romang. Batuan magmatis yang dibentuk di atas zona Benioff Timor

cenderung menengah dan basa. Lempeng di sini tipis dan muda dan diapit oleh

lempeng benua.

Busur Sumatera, Jawa dan Banda menunjukkan perbedaan yang disebabkan oleh

elemen-elemen lempengnya. Lempeng yang tua dan tebal akan membentuk

rangkaian pulau-pulau besar dengan sifat gunungapi asam sampai menengah,

sedang lempeng yang muda dan tipis akan membentuk pulau-pulau kecil dengan

sifat gunungapi menengah sampai basa.

Dalam zona subduksi Tersier di Kalimantan barat-laut jarang ditemukan elemen-

elemen eugeosinklin seperti ofiolit, rijang, lempung merah. Flish berumur Kapur Atas

- Eosen Atas yang berkembang sedikit atau tidak mengandung rijang dan ofiolit,

sehingga menunjukkan adanya subduksi sangat miring (Haile, 1972). Zona subduksi

kapur di Jawa Tengah yang menerus ke Pegunungan Meratus di Kalimantan

menunjukkan karakteristik dari batuan bancuh tipe Fransiscan (Sukendar, 1974) dan

bentuknya yang mengarah ke subduksi Lempeng Samudra India-Australia.

Busur luar non-volkanik Indonesia ditafsirkan sebagai zona subduksi Tersier

(Hamilton, 1970; Katili, 1973), dengan berbagai jenis petro-tektonik yang dapat

9

dibedakan. Pulau-pulau di pantai barat Sumatera ditandai oleh flish tebal dengan

sedikit ofiolit. Di pulau Timor, Seram, Buru dan Buton, sejumlah besar material

sedimen klastik ditemukan. Sedimen Plio-Pleistosen hampir seluruhnya mempunyai

karakter sedimen dan sedikit ofiolit.

Zona Subduksi Tersier dari Sulawesi Timur menunjukkan bahwa lapisan tipis

sedimen pelagis mengisi palung. Hal yang sama terjadi di sekitar Halmahera dan

pulau kecil disekitarnya.

10

4. METALLOGENIK PROVINCE DI INDONESIA

Kepulauan Indonesia dengan 13,000 pulau memanjang 5,200 km terdiri dari

keberadaan busur Vulkanik zaman kenozoikum yang lokasinya menempaiti 15 %

dari vulkanik aktif di Indonesia. Busur Kenozoikaum mempunyai panjang 9,000 km,

dimana 80% diketahui sebagai pembawa mineral deposit (Carlile and Mitchell, 1994).

Halmahera dan Irian Jaya dapat diperkirakan sebagai bagian dari sirkum Pasifik,

sedangkan sisanya merupakan kompleks konvergen sepanjang timurlaut lempeng

Indian – Australia (Hamilton, 1979).

Bersamaan dengan subduksi lain, Type I/magnetite – seri vulkanik – busur plutonik

dihasilkan pada zaman kenozoikum, dan didominasi oleh Cu phorfiri dan emas

epithermal Au. Pengaruh pembentukan metal ini menutup kemungkinan hubungan

dari sabuk mineral yang lain: Irian Jaya merupakan provinsi penghasil Cu – Au di

Papua New Guinea. Sulawesi Utara bisa jadi merupakan provinsi penghasil Cu – Au,

kemenerusan kearah barat daya dari Phillipina (Mindanau timur) (Carlile and

Kirkegaard, 1985). Keberadaan Mineralisasi di kalimantan Barat terletak di Bau Arah

Serawak (Malaysia Timur).

Busur Kenozoikum Indonesia, sebagian, dalam kerak kraton, di Sumatra tengah dan

kepulauannya, termasuk kedalam sabuk barat daya Sn Asia. Ditempat lain,

bagaimanapun juga, busur – busur lebih tua dan muncul di seting kerak samudra

(Carlile and Mitchell, 1994). Semua Au dan Cu – Au di Indonesia berumur Mio – Plio

(Carlile and Mitchell, 1994), dalam busur kepulauan daerah pasifik barat (Sillitoe,

1989).

11

12

Gambar Gambar 7. 7.

Lokasi Lokasi prospek prospek mineral mineral utama utama

di di indonesi indonesi

aa

Busur kepulauan Indonesia yang juga bisa didefinisikan sebagai Cenozoic volcano

magmatic arc memiliki bentangan sepanjang 9000 km dan 80 % bentangan tersebut

memiliki potensi sumberdaya mineral. Volcano magmatic arc atau umumnya disebut

busur magmatik yang merupakan produk dari proses tektonik, memiliki kaitan yang

erat dengan pembentukan proses-proses mineralisasi di kerak bumi. Mineral logam

pada umumnya terbentuk di Busur magmatik tersebut. Batuan – batuan yang

terbentuk pada Busur magmatik khususnya yang berasosiasi dengan mineralisasi

terdiri dari batuan vulkanik, batuan intrusif, batuan sediment dan sebagian kecil

complex ophiolite. Proses yang lama dan berkesinambungan hasil dari aktifitas

tektonik di Indonesia menghasilkan Indonesia memilki sumber daya alam khususnya

sumberdaya mineral yang berlimpah seperti timah, tembaga, emas, perak, nikel,

bauksit, besi dan lain-lain.

Carlile dan Mitchell (1994), berdasarkan data-data mutakhir Simanjuntak (1986),

Sikumbang (1990), Cameron (1980), Adimangga dan Trail (1980), memaparkan

busur-busur magmatik seluruh Indonesia sebagai dasar eksplorasi mineral.

Teridentifikasikan 15 busur magmatik, 7 diantaranya membawa jebakan emas dan

tembaga, dan 8 lainnya belum diketahui.

Busur yang menghasilkan jebakan mineral logam tersebut adalah :

Busur magmatik Aceh,

Busur magmatik Sumatera-Meratus,

Busur magmatik Sunda-Banda,

Busur magmatik Kalimantan Tengah,

Busur magmatik Sulawesi-Mindanau Timur,

Busur magmatik Halmahera Tengah,

Busur magmatik Irian Jaya.

13

14

Gambar Gambar 8. 8.

Sumbu Sumbu utama utama busur busur

magmat magmatik dan ik dan blok blok

crustal crustal di di

Indones Indonesiaia

Busur yang belum diketahui potensi sumberdaya mineralnya adalah

Paparan Sunda,

Borneo Barat-laut,

Talaud,

Sumba-Timor,

Moon-Utawa dan

dataran Utara Irian Jaya.

Cebakan tersebut merupakan hasil mineralisasi utama yang umumnya berupa

porphyry copper-gold mineralization, skarn mineralization, high sulphidation

epithermal mineralization, gold-silver-barite-base metal mineralization, low

sulphidation epithermal mineralization dan sedimen hosted mineralization. Distribusi

cebakan mineral emas-tembaga-perak dapat dilihat pada gambar 9.

Cebakan emas dapat terjadi di lingkungan batuan plutonik yang tererosi, ketika

kegiatan fase akhir magmatisme membawa larutan hidrotermal dan air tanah. Proses

ini dikenal sebagai proses epitermal, karena terjadi di daerah dangkal dan suhu

rendah. Proses ini juga dapat terjadi di lingkungan batuan vulkanik

(volcanic hosted rock) maupun di batuan sedimen (sedimen hosted rock), yang lebih

dikenal dengan skarn. Contoh cukup baik atas skarn terdapat di Erstberg (Sudradjat,

1999). Skarn Erstberg berupa roofpendant batugamping yang diintrusi oleh

granodiorit. Sebaran skarn dikontrol oleh oleh struktur geologi setempat. Sebagai

sebuah roofpendant, zona skarn bergradasi dari metasomatik contact sampai

metamorphic zone (Zuharlan, 1993).

15

16

Gambar Gambar 9. Data 9. Data keterda keterdapatan patan emas- emas-perak perak

17

Gambar Gambar 10. 10.

Data Data keterda keterdapatan patan emas- emas-perak perak

Konsep cebakan emas epitermal merupakan hal baru yang memberikan perubahan

signifikan pada potensi emas Indonesia. Cebakan yang terbentuk secara epitermal ini

terdapat pada kedalaman kurang dari 200 m, dan berasosiasi dengan batuan

gunungapi muda berumur kurang dari 70 juta tahun. Sebagian besar host rock

merupakan batuan vulkanik, dan hanya beberapa yang merupakan sediment hosted

rock. Cebakan emas epitermal umumnya terbentuk pada bekas-bekas kaldera dan

daerah retakan akibat sistem patahan.

Proses mineralisasi dalam di lingkungan batuan vulkanik ini dikenal sebagai sistem

porfiri (porphyry). Contoh baik atas porfiri terdapat di kompleks Grasberg di Papua,

dengan mineralisasi utama bersifat disseminated sulfide dengan mineral bijih utama

kalkopirit yang banyak pada veinlet (MacDonald, 1994). Contoh lain terdapat di

Pongkor dan Cikotok di Jawa Barat, Batu Hijau di Sumbawa, dan Ratatotok di

Minahasa.

Lingkungan lain adalah kondisi gunungapi di daerah laut dangkal. Air laut yang

masuk ke dalam tubuh bumi berperan membawa larutan mineral ke permukaan dan

mengendapkannya. Contoh terbaik atas proses ini terjadi di Pulau Wetar, yang

menghasilkan mineral barit.

Proses pengkayaan batuan karena pelapukan dikenal dengan nama pengkayaan

supergen. Batuan granitik yang lapuk akan menghasilkan mineral pembawa

aluminium, antara lain bauxit. Proses ini sangat berhubungan dengan keberadaan

jalur magmatik, berupa subduksi pada lempeng benua bersifat asam, sehingga

menghasilkan batuan bersifat asam. Contoh pelapukan granit ini antara lain terjadi di

Kalimantan Barat, Bangka, belitung dan Bintan.

Peridotit terbentuk di lingkungan lempeng samudera yang akan kaya mineral berat

besi, nikel, kromit, magnesium dan mangan. Keberadaannya di permukaan

disebabkan oleh lempeng benua Pasifik yang terangkat ke daratan oleh proses

18

obduksi dengan lempeng benua Eurasia, yang kemudian “disebarkan” oleh sesar

Sorong (Katili, 1980) sebagai pulau-pulau kecil di berada di kepulauan Maluku.

Pelapukan akan menguraikan batuan ultrabasa tersebut menjadi mineral terlarut dan

tak terlarut. Air tanah melarutkan karbonat, kobalt dan magnesium, serta membawa

mineral besi, nikel, kobalt, silikat dan magnesium silikat dalam bentuk koloid yang

mengendap. Endapan kaya nikel dan magnesium oksida disebut krisopas, dan

cebakan nikel ini disebut saprolit. Proses pelapukan peridotit akan menghasilkan

saprolit, batuan yang kaya nikel. Pelapukan ini terjadi di sebagian kepulauan Maluku,

antara lain di pulau Gag, Buton dan Gebe (Sudrajat, 1999).

Busur vulkanik Jawa merupakan bagian dari busur vulkanik Sunda-Banda yang

membentang dari Sumatera hingga Banda, sepanjang 3.700 km yang dikenal banyak

mengandung endapan bijih logam (Carlile & Mitchell, 1994). Batuan vulkanik hasil

kegiatan gunungapi yang berumur Eosen hingga sekarang merupakan penyusun

utama pulau Jawa. Terbentuknya jalur gunungapi ini merupakan hasil dinamika

subduksi ke arah utara lempeng Samudera Hindia ke Lempeng Benua Eurasia (Katili,

1989) yang berlangsung sejak jaman Eosen (Hall, 1999). Kerak kontinen yang

membentuk tepi benua aktif (active continent margin) mempengaruhi kegiatan

vulkanisme Tersier Jawa bagian barat, sedang kerak samudera yang membentuk

busur kepulauan (island arc) mempengarui kegiatan vulkanisme Tersier Jawa bagian

Timur (Carlle and Mitchel, 1994).

Jalur penyebaran gunungapi di Indonesia terdiri dari jalur gunungapi tua (Tersier) dan

muda (Kwarter), yang sejajar dengan jalur penunjaman. Kegiatan vulkanisma Tersier

terjadi dalam dua perioda, yaitu perioda Eosen Akhir – Miosen Awal yang sebagian

besar berafinitas toleitik dan perioda Miosen Akhir – Pliosen yang sebagian besar

berafinitas alkali kapur K tinggi (Soeria-Atmadja dkk, 1991) beberapa batuan

berafinitas shosonitik terdapat di Pacitan dan Jatiluhur (Sutanto, 1993). Berdasarkan

pentarikhan umur dengan menggunakan metoda K/Ar, batuan volkanik Tersier tertua

terdapat di Pacitan dengan umur 42,7, juta tahun, sedang termuda terdapat di Bayah

dengan umur 2,65 juta tahun (Soeria-Atmadja, 1991). Kegiatan vulkanisma umumnya

19

menghasilkan komposisi batuan bersifat andesitik. Beberapa singkapan batuan beku

bersifat dasitik terdapat di beberapa tempat, misalnya intrusi dasit Ciemas Jawa

Barat dan granodiorit Meruberi Jawa Timur serta retas-retas basalt yang banyak

terdapat di Kulonprogo Yogyakarta dan Pacitan Jawa Timur (Soeria-Atmadja, 1991;

Sutanto, 1993; Paripurno dan Sutarto, 1996). Pola ritmik ini terjadu karena adanya

perubahan Sudut Penunjaman. Sutanto (1993) mengelompokkan batuan vulkanik

Jawa berdasarkan waktu terbentuknya, yaitu batuan-batuan vulkanik yang terbentuk

oleh (1) Eosen-Oligosen awal, (2) vulkanisme Eosen-Miosen Akhir, (3) vulkanisme

Eosen Akhir – Miosen Awal, (4) vulkanisme Miosen Tengah – Pliosen, serta (5)

vulkanisme Kwarter. Batuan-batuan volkanik Tersier di atas dikenal sebagai batuan

vulkanik kelompok Andesit Tua (van Bemmerlen, 1933), yang saat ini lebih dikenal

dengan nama Formasi Jampang, Formasi Cikotok dan Formasi Cimapag untuk

wilayah Jawa Barat; Formasi Gabo, Formasi Totogan, untuk wilayah Kebumen dan

sekitarnya; Formasi Kebo, Formasi Butak, Formasi Semilir, Formasi Nglanggran,

Formasi Semilir, untuk kawasan Gunungsewu dan sekitarnya; serta Formasi

Kaligesing, Formasi Dukuh, Formasi Giripurwo untuk wilayah Kulonprogo dan

sekitarnya; serta di Jawa Timur dikenal dengan nama Formasi Besole, Formasi

Mandalika dan Formasi Arjosari.

Proses hidrotermal di Jawa yang terdapat mulai dari Pongkor Jawa Barat sampai

Sukamade Jawa Timur. Sebagian besar cebakan merupakan tipe low sulphidation

epithermal mineralization. Tipe lain berupa volcanogenic massive sulphide

mineralization, misalnya terdapat di Cibuniasih; sedang tipe veins assosiated with

porphyry system misalnya terdapat di Ciomas, dan sediment hosted mineralization

hanya terdapat di beberapa tempat, misalnya di Cikotok.

Secara umum cadangan yang terdapat di Jawa bagian barat lebih besar dibanding

yang terdapat di Jawa bagian timur. Cadangan terbesar di Jawa bagian barat

terdapat di Pongkor dengan kadar rata-rata 17,4 (Sumanagara dan Sinambela, 1991)

dan jumlah cadangan lebih dari 98 ton Au dan 1026 Ag (Milesi dkk, 1999).

20

Vulkanisme yang terkait dengan mineralisasi umumnya menunjukkan umur yang

relatif muda, Miosen Tengah – Pliosen. Pentarikhan pada beberapa urat di Pongkor

menunjukkan umur 2,7 juta tahun, di Cirotan menujukkan umur 1,7 juta tahun, serta

di Ciawitali menujukkan umur 1,5 juta tahun. Di Cirotan urat-urat tersebut memotong

ignimbrit riodasit berumur 9,5 juta tahun yang diintrusi oleh mikrodiorit berumur 4,5

juta tahun (Milesi dkk., 1994). Di Pongkor urat-urat tersebut berada pada lingkungan

vulkanik kaldera purba yang terdiri dari batuan tufa breksi, piroklastika dan lava

bersusunan andesit-basalt yang diintrusi oleh andesit, dasit dan basalt (Sumanagara

dan Sinambela, 1991).

Selain emas dan perak di indonesia juga terdapat mineral timah. Pembentukan

mineral timah berasosiasi dengan sabuk granit yang membentang dari daratan di

Indochina, Thailand, Malaysia yang selanjutnya ke Pulau Sumatera. Deposit nikel

pada umumnya berupa lateritik yang terdistribusi di Sulawesi, Maluku, Halmahera,

Gebe, Gag, Waigeo dan Irian. Deposit tersebut dihasikan dari pelapukan batuan ultra

basic sebagai bagian dari lempeng pasifik yang merupakan kerak samudera.

21

22

Gambar Gambar 11. Data 11. Data keterda keterdapatan patan nikel nikel