KERANGKA TEKTONIK KAITANNYA DENGAN METALLOGENIC PROVINCE DI INDONESIA
1. PENDAHULUAN Asep Bahtiar 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
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 Tipe Konservatif atau tidak ada penambahan atau penghancuran, lantai samudera di area MOR (mid oceanic ridge) 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 elemenelemen 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. Lokasi Lokasi prospek prospek mineral mineral utama utama di indonesi indonesi a
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. Sumbu Sumbu utama busur busur magmat magmat ik dan ik blok blok crustal di di Indones ia ia
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 epithermal copper-gold mineralization, skarn mineralization, metal high sulphidation low mineralization, gold-silver-barite-base mineralization,
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 9. Data 9. Data keterda keterda patan patan emasemasperak
17
Gambar Gambar 10. Data Data keterda keterda patan patan emasemasperak
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 11. 11. Data Data keterda keterda patan patan nikel
