geological engineering 2001


HUBUNGAN ANTARA KONDISI GEODINAMIK DENGAN PEMBENTUKAN MINERAL DI INDONESIA

ET Paripurno

Penyebaran mineral ekonomis di Indonesia ini tidak merata. Seperti halnya penyebaran batuan, penyebaran mineral ekonomis sangat dipengaruhi oleh tatanan geologi Indonesia yang rumit. Berkenaan dengan hal tersebut, maka usaha-usaha penelusuran keberadaan mineral ekonomis telah dilakukan oleh banyak orang. Mineral ekonomis adalah mineral bahan galian dan energi yang mempunyai nilai ekonomis. Mineral logam yang termasuk golongan ini adalah tembaga, besi, emas, perak, timah, nikel dan aluminium. Mineral non logam yang termasuk golongan ini adalah fosfat, mika, belerang, fluorit, mangan. Mineral industri adalah mineral bahan baku dan bahan penolong dalam industri, misalnya felspar, ziolit, diatomea. Mineral energi adalah minyak, gas dan batubara atau bituminus lainnya. Belakangan panas bumi dan uranium juga masuk dalam golongan ini walaupun cara pembentukannya berbeda. (Sudradjat, 1999)

Keberadaan Mineral Logam
Pembentukan mineral logam sangat berhubungan dengan aktivitas magmatisme dan vulkanisme, pada saat proses magmatisme akhir (late magmatism), pada suhu sekitar 200oC. Westerveld (1952) menerbitkan peta jalur kegiatan magmatik. Dari peta tersebut dapat diperkirakan kemungkinan keterdapatan mineral logam dasar yang pembentukannya berkaitan dengan kegiatan magmatik.
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, Sumatera-Meratus, Sunda-Banda, Kalimantan Tengah, Sulawesi-Mindanau Timur, Halmahera Tengah, Irian Jaya. Busur yang belum diketahui potensi sumberdaya mineralnya adalah Paparan Sunda, Borneo Barat-laut, Talaud, Sumba-Timor, Moon-Utawa dan dataran Utara Irian Jaya. Jebakan 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 sediment hosted mineralization.
Jebakan 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 (Juharlan, 1993).
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 Ratotok 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 baruan 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 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).

Keberadaan Minyak dan Gas Bumi
Energi minyak dan gas bumi mempunyai peran yang sangat strategis dalam berbagai kegiatan ekonomi dan kehidupan masyarakat. Pada umumnya minyak bumi dewasa ini memiliki peran sekitar 80% dari total pasokan energi untuk konsumsi kebutuhan energi di Indonesia. Dengan demikian peran minyak dan gas bumi dalam peningkatan perolehan devisa negara masih sangat diperlukan.
Nayoan dkk. (1974) dalam Barber (1985) menjelaskan bahwa terdapat hubungan yang erat antara cekungan minyak bumi yang berkembang di berbagai tempat dengan elemen-elemen tektonik yang ada. Cekungan-cekungan besar di wilayah Asia Tenggara merepresentasikan kondisi setiap elemen tektonik yang ada, yaitu cekungan busur muka (forearc basin), cekungan busur belakang (back-arc basin), cekungan intra kraton (intracratonic basin), dan tepi kontinen (continent margin basin), dan zona tumbukan (collision zone basin).
Berdasarkan data terakhir yang dikumpulkan dari berbagai sumber, telah diketahui ada sekitar 60 basin yang diprediksi mengandung cebakan migas yang cukup potensial. Diantaranya basin Sumatera Utara, Sibolga, Sumatera Tengah, Bengkulu, Jawa Barat Utara, Natuna Barat, Natuna Timur, Tarakan, Sawu, Asem-Asem, Banda, dll.
Cekungan busur belakang di timur Sumatera dan utara Jawa merupakan lapangan-lapangan minyak paling poduktif. Pematangan minyak sangat didukung oleh adanya heat flow dari proses penurunan cekungan dan pembebanan. Proses itu diperkuat oleh gaya-gaya kompresi telah menjadikan berbagai batuan sedimen berumur Paleogen menjadi perangkap struktur sebagai tempat akumulasi hidrokarbon (Barber, 1985).
Secara lebih rinci, perkembangan sistem cekungan dan perangkap minyak bumi yang terbentuk sangat dipengaruhi oleh tatanan struktur geologi lokal. Sebagai contoh, struktur pull apart basin menentukan perkembangan sistem cekungan Sumatera Utara (Davies, 1984). Perulangan gaya kompresif dan ekstensional dari proses peregangan berarah utara-selatan mempengaruhi pola pembentukan antiklinorium dan cekungan Palembang yang berarah N300oE (Pulunggono, 1986). Demikian pula pola sebaran cekungan Laut Jawa sebelah selatan sangat dipengaruhi oleh pola struktur berarah timur-barat (Brandsen & Mattew, 1992), sedang pola cekungan di Laut Jawa bagian barat-laut berarah berarah timur-laut – baratdaya, sedang pola cekungan di timur-laut berarah barat-laut – tenggara.
Cekungan Kutai dan Tarakan merupakan cekungan intra kraton (intracratonic basin) di Indonesia. Pembentukan cekungan terjadi selama Neogen ketika terjadi proses penurunan cekungan dan sedimentasi yang bersifat transgresif, dan dilanjutkan bersifat regresif di Miosen Tengah (Barber, 1985). Pola-pola ini menjadiken pembentukan delta berjalan efektif sebagai pembentuk perangkap minyak bumi maupun batubara.
Zona tumbukan (collision zone), tempat endapan-endapan kontinen bertumbukan dengan kompleks subduksi, merupakan tempat prospektif minyak bumi. Cekungan Bula, Seram, Bituni dan Salawati di sekitar Kepala burung Papua, cekungan lengan timur Sulawesi, serta Buton, merupakan cekungan yang masuk dalam kategori ini. (Barber, 1985). Keberadaan endapan aspal di Buton berasosiasi dengan zona tumbukan antara mikro kontinen Tukang Besi dengan lengan timur-laut Sulawesi, dengan Banggai Sula sebagai kompleks ofiolit (Barber, 1985; Sartono, 1999).
Kehadiran minyak di Papua berasosiasi dengan lipatan dan patahan Lenguru, yang merupakan tumbukan mikro kontinen Papua Barat dengan tepi benua Australia (Barber, 1985). Sumber dan reservoar hidrokarbon terperangkap struktur di bagian bawah foot-wall sesar normal serta di bagian bawah hanging-wall sesar sungkup (Simanjuntak dkk, 1994)


Keberadaan Batubara dan Bituminus
Parameter yang mengendalikan bembentukan batubara adalah (1) sumber vegetasi, (2) posisi muka air tanah (3) penurunan yang terjadi bersamaan dengan pengendapan, (4) penurunan yang terjadi setelah pengendapan, (5) kendali lingkungan geotektonik endapan batubara dan (6) lingkungan pengendapan terbentuknya batubara. Batubara lazim terbentuk di lingkungan (1) dataran sungai teranyam, (2) lembah aluvial, (3) dataran delta, (4) pantai berpenghalang dan (5) estuaria (Diessel, 1992).
Batubara di Indonesia umumnya menyebar tidak merata, 60% terletak di Sumatera Selatan dan 30% di Kalimantan Timur dan Selatan. Sebagian besar batubara terbentuk di lingkungan litoral, paralik dan delta, sedang beberapa terbentuk di lingkungan cekungan antar pegunungan. Kualitas batubara umumnya berupa bituminous, termasuk dalam steaming coal. Antrasit berkualitas rendah karena pemanasan oleh intrusi ditemukan di Bukit Asam, Sumatera dan Kalimantan Timur sedang pematangan karena tekanan tektonik terbentuk di Ombilin, Sumatera Barat (Sudradjat, 1999).
Urutan kualitas batubara cenderung menggambarkan umurnya. Selama ini batubara di Indonesia dihasilkan oleh cekungan berumur Tersier. Gambut berumur Resen sampai Paleosen, batubara sub bituminus berumur Miosen dan batubara bituminus berumur Eosen.

Keberadaan Panasbumi
Indonesia merupakan salah satu negara yang memiliki panas bumi terbesar di dunia. Panasbumi sebaai energi alternatif tidak mempunyai potensi bahaya seperti energi nuklir, serta dari sisi pencemaran jauh lebih rendah dari batubara. Keberadaan lapangan panas bumi tersebut secara umum dikontrol oleh keberadaan sistem gunungapi.
Di Indonesia lapangan panasbumi tersebar di sepanjang jalur gunungapi yang memperlihatkan kegiatan sejak Kwarter hingga saat ini. Jalur ini merentang dari ujung barat-laut Sumatera sampai kepulau Nusatenggara, kemudian melengkung ke Maluku dan Sulawesi Utara. Pada jalur memanjang sekitar 7.000 km, dengan lebar 50-200 km tersebut, terdapat 217 lokasi prospek, terdiri dari 70 lokasi prospek entalpi tinggi (t > 200oC) dan selebihnya entalpi menengah dan rendah. Lapangan prospek tersebut tersebar di Sumatera (31), Jawa-Bali (22), Sulawesi (6), Nusatenggara (8) dan Maluku (3), dengan seluruh potensi mencapai 20.000 MWe, dengan total cadangan sekitar 9.100 Mwe. Pengembangan geotermal di Indonesia saat ini dikonsentrasikan di Sumatera, Jawa-Bali dan Sulawesi Utara. Hal ini dikarenakan kawasan tersebut telah memiliki infrastruktur yang memadai serta memiliki pertumbuhan kebutuhan listrik yang tinggi. (Sudrajat, 1982: Sudarman dkk., 1998)

Mineralisasi Busur Vulkanik Jawa: Sebuah Contoh
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 (Carlile & Mitchell, 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 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 initerjadi 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 Fomasi 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 1.026 Ag (Milesi dkk, 1999).
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).
ET Paripurno

Penyebaran mineral ekonomis di Indonesia ini tidak merata. Seperti halnya penyebaran batuan, penyebaran mineral ekonomis sangat dipengaruhi oleh tatanan geologi Indonesia yang rumit. Berkenaan dengan hal tersebut, maka usaha-usaha penelusuran keberadaan mineral ekonomis telah dilakukan oleh banyak orang. Mineral ekonomis adalah mineral bahan galian dan energi yang mempunyai nilai ekonomis. Mineral logam yang termasuk golongan ini adalah tembaga, besi, emas, perak, timah, nikel dan aluminium. Mineral non logam yang termasuk golongan ini adalah fosfat, mika, belerang, fluorit, mangan. Mineral industri adalah mineral bahan baku dan bahan penolong dalam industri, misalnya felspar, ziolit, diatomea. Mineral energi adalah minyak, gas dan batubara atau bituminus lainnya. Belakangan panas bumi dan uranium juga masuk dalam golongan ini walaupun cara pembentukannya berbeda. (Sudradjat, 1999)

Keberadaan Mineral Logam
Pembentukan mineral logam sangat berhubungan dengan aktivitas magmatisme dan vulkanisme, pada saat proses magmatisme akhir (late magmatism), pada suhu sekitar 200oC. Westerveld (1952) menerbitkan peta jalur kegiatan magmatik. Dari peta tersebut dapat diperkirakan kemungkinan keterdapatan mineral logam dasar yang pembentukannya berkaitan dengan kegiatan magmatik.
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, Sumatera-Meratus, Sunda-Banda, Kalimantan Tengah, Sulawesi-Mindanau Timur, Halmahera Tengah, Irian Jaya. Busur yang belum diketahui potensi sumberdaya mineralnya adalah Paparan Sunda, Borneo Barat-laut, Talaud, Sumba-Timor, Moon-Utawa dan dataran Utara Irian Jaya. Jebakan 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 sediment hosted mineralization.
Jebakan 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 (Juharlan, 1993).
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 Ratotok 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 baruan 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 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).

Keberadaan Minyak dan Gas Bumi
Energi minyak dan gas bumi mempunyai peran yang sangat strategis dalam berbagai kegiatan ekonomi dan kehidupan masyarakat. Pada umumnya minyak bumi dewasa ini memiliki peran sekitar 80% dari total pasokan energi untuk konsumsi kebutuhan energi di Indonesia. Dengan demikian peran minyak dan gas bumi dalam peningkatan perolehan devisa negara masih sangat diperlukan.
Nayoan dkk. (1974) dalam Barber (1985) menjelaskan bahwa terdapat hubungan yang erat antara cekungan minyak bumi yang berkembang di berbagai tempat dengan elemen-elemen tektonik yang ada. Cekungan-cekungan besar di wilayah Asia Tenggara merepresentasikan kondisi setiap elemen tektonik yang ada, yaitu cekungan busur muka (forearc basin), cekungan busur belakang (back-arc basin), cekungan intra kraton (intracratonic basin), dan tepi kontinen (continent margin basin), dan zona tumbukan (collision zone basin).
Berdasarkan data terakhir yang dikumpulkan dari berbagai sumber, telah diketahui ada sekitar 60 basin yang diprediksi mengandung cebakan migas yang cukup potensial. Diantaranya basin Sumatera Utara, Sibolga, Sumatera Tengah, Bengkulu, Jawa Barat Utara, Natuna Barat, Natuna Timur, Tarakan, Sawu, Asem-Asem, Banda, dll.
Cekungan busur belakang di timur Sumatera dan utara Jawa merupakan lapangan-lapangan minyak paling poduktif. Pematangan minyak sangat didukung oleh adanya heat flow dari proses penurunan cekungan dan pembebanan. Proses itu diperkuat oleh gaya-gaya kompresi telah menjadikan berbagai batuan sedimen berumur Paleogen menjadi perangkap struktur sebagai tempat akumulasi hidrokarbon (Barber, 1985).
Secara lebih rinci, perkembangan sistem cekungan dan perangkap minyak bumi yang terbentuk sangat dipengaruhi oleh tatanan struktur geologi lokal. Sebagai contoh, struktur pull apart basin menentukan perkembangan sistem cekungan Sumatera Utara (Davies, 1984). Perulangan gaya kompresif dan ekstensional dari proses peregangan berarah utara-selatan mempengaruhi pola pembentukan antiklinorium dan cekungan Palembang yang berarah N300oE (Pulunggono, 1986). Demikian pula pola sebaran cekungan Laut Jawa sebelah selatan sangat dipengaruhi oleh pola struktur berarah timur-barat (Brandsen & Mattew, 1992), sedang pola cekungan di Laut Jawa bagian barat-laut berarah berarah timur-laut – baratdaya, sedang pola cekungan di timur-laut berarah barat-laut – tenggara.
Cekungan Kutai dan Tarakan merupakan cekungan intra kraton (intracratonic basin) di Indonesia. Pembentukan cekungan terjadi selama Neogen ketika terjadi proses penurunan cekungan dan sedimentasi yang bersifat transgresif, dan dilanjutkan bersifat regresif di Miosen Tengah (Barber, 1985). Pola-pola ini menjadiken pembentukan delta berjalan efektif sebagai pembentuk perangkap minyak bumi maupun batubara.
Zona tumbukan (collision zone), tempat endapan-endapan kontinen bertumbukan dengan kompleks subduksi, merupakan tempat prospektif minyak bumi. Cekungan Bula, Seram, Bituni dan Salawati di sekitar Kepala burung Papua, cekungan lengan timur Sulawesi, serta Buton, merupakan cekungan yang masuk dalam kategori ini. (Barber, 1985). Keberadaan endapan aspal di Buton berasosiasi dengan zona tumbukan antara mikro kontinen Tukang Besi dengan lengan timur-laut Sulawesi, dengan Banggai Sula sebagai kompleks ofiolit (Barber, 1985; Sartono, 1999).
Kehadiran minyak di Papua berasosiasi dengan lipatan dan patahan Lenguru, yang merupakan tumbukan mikro kontinen Papua Barat dengan tepi benua Australia (Barber, 1985). Sumber dan reservoar hidrokarbon terperangkap struktur di bagian bawah foot-wall sesar normal serta di bagian bawah hanging-wall sesar sungkup (Simanjuntak dkk, 1994)


Keberadaan Batubara dan Bituminus
Parameter yang mengendalikan bembentukan batubara adalah (1) sumber vegetasi, (2) posisi muka air tanah (3) penurunan yang terjadi bersamaan dengan pengendapan, (4) penurunan yang terjadi setelah pengendapan, (5) kendali lingkungan geotektonik endapan batubara dan (6) lingkungan pengendapan terbentuknya batubara. Batubara lazim terbentuk di lingkungan (1) dataran sungai teranyam, (2) lembah aluvial, (3) dataran delta, (4) pantai berpenghalang dan (5) estuaria (Diessel, 1992).
Batubara di Indonesia umumnya menyebar tidak merata, 60% terletak di Sumatera Selatan dan 30% di Kalimantan Timur dan Selatan. Sebagian besar batubara terbentuk di lingkungan litoral, paralik dan delta, sedang beberapa terbentuk di lingkungan cekungan antar pegunungan. Kualitas batubara umumnya berupa bituminous, termasuk dalam steaming coal. Antrasit berkualitas rendah karena pemanasan oleh intrusi ditemukan di Bukit Asam, Sumatera dan Kalimantan Timur sedang pematangan karena tekanan tektonik terbentuk di Ombilin, Sumatera Barat (Sudradjat, 1999).
Urutan kualitas batubara cenderung menggambarkan umurnya. Selama ini batubara di Indonesia dihasilkan oleh cekungan berumur Tersier. Gambut berumur Resen sampai Paleosen, batubara sub bituminus berumur Miosen dan batubara bituminus berumur Eosen.

Keberadaan Panasbumi
Indonesia merupakan salah satu negara yang memiliki panas bumi terbesar di dunia. Panasbumi sebaai energi alternatif tidak mempunyai potensi bahaya seperti energi nuklir, serta dari sisi pencemaran jauh lebih rendah dari batubara. Keberadaan lapangan panas bumi tersebut secara umum dikontrol oleh keberadaan sistem gunungapi.
Di Indonesia lapangan panasbumi tersebar di sepanjang jalur gunungapi yang memperlihatkan kegiatan sejak Kwarter hingga saat ini. Jalur ini merentang dari ujung barat-laut Sumatera sampai kepulau Nusatenggara, kemudian melengkung ke Maluku dan Sulawesi Utara. Pada jalur memanjang sekitar 7.000 km, dengan lebar 50-200 km tersebut, terdapat 217 lokasi prospek, terdiri dari 70 lokasi prospek entalpi tinggi (t > 200oC) dan selebihnya entalpi menengah dan rendah. Lapangan prospek tersebut tersebar di Sumatera (31), Jawa-Bali (22), Sulawesi (6), Nusatenggara (8) dan Maluku (3), dengan seluruh potensi mencapai 20.000 MWe, dengan total cadangan sekitar 9.100 Mwe. Pengembangan geotermal di Indonesia saat ini dikonsentrasikan di Sumatera, Jawa-Bali dan Sulawesi Utara. Hal ini dikarenakan kawasan tersebut telah memiliki infrastruktur yang memadai serta memiliki pertumbuhan kebutuhan listrik yang tinggi. (Sudrajat, 1982: Sudarman dkk., 1998)

Mineralisasi Busur Vulkanik Jawa: Sebuah Contoh
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 (Carlile & Mitchell, 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 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 initerjadi 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 Fomasi 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 1.026 Ag (Milesi dkk, 1999).
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).
ET Paripurno

Penyebaran mineral ekonomis di Indonesia ini tidak merata. Seperti halnya penyebaran batuan, penyebaran mineral ekonomis sangat dipengaruhi oleh tatanan geologi Indonesia yang rumit. Berkenaan dengan hal tersebut, maka usaha-usaha penelusuran keberadaan mineral ekonomis telah dilakukan oleh banyak orang. Mineral ekonomis adalah mineral bahan galian dan energi yang mempunyai nilai ekonomis. Mineral logam yang termasuk golongan ini adalah tembaga, besi, emas, perak, timah, nikel dan aluminium. Mineral non logam yang termasuk golongan ini adalah fosfat, mika, belerang, fluorit, mangan. Mineral industri adalah mineral bahan baku dan bahan penolong dalam industri, misalnya felspar, ziolit, diatomea. Mineral energi adalah minyak, gas dan batubara atau bituminus lainnya. Belakangan panas bumi dan uranium juga masuk dalam golongan ini walaupun cara pembentukannya berbeda. (Sudradjat, 1999)

Keberadaan Mineral Logam
Pembentukan mineral logam sangat berhubungan dengan aktivitas magmatisme dan vulkanisme, pada saat proses magmatisme akhir (late magmatism), pada suhu sekitar 200oC. Westerveld (1952) menerbitkan peta jalur kegiatan magmatik. Dari peta tersebut dapat diperkirakan kemungkinan keterdapatan mineral logam dasar yang pembentukannya berkaitan dengan kegiatan magmatik.
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, Sumatera-Meratus, Sunda-Banda, Kalimantan Tengah, Sulawesi-Mindanau Timur, Halmahera Tengah, Irian Jaya. Busur yang belum diketahui potensi sumberdaya mineralnya adalah Paparan Sunda, Borneo Barat-laut, Talaud, Sumba-Timor, Moon-Utawa dan dataran Utara Irian Jaya. Jebakan 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 sediment hosted mineralization.
Jebakan 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 (Juharlan, 1993).
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 Ratotok 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 baruan 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 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).

Keberadaan Minyak dan Gas Bumi
Energi minyak dan gas bumi mempunyai peran yang sangat strategis dalam berbagai kegiatan ekonomi dan kehidupan masyarakat. Pada umumnya minyak bumi dewasa ini memiliki peran sekitar 80% dari total pasokan energi untuk konsumsi kebutuhan energi di Indonesia. Dengan demikian peran minyak dan gas bumi dalam peningkatan perolehan devisa negara masih sangat diperlukan.
Nayoan dkk. (1974) dalam Barber (1985) menjelaskan bahwa terdapat hubungan yang erat antara cekungan minyak bumi yang berkembang di berbagai tempat dengan elemen-elemen tektonik yang ada. Cekungan-cekungan besar di wilayah Asia Tenggara merepresentasikan kondisi setiap elemen tektonik yang ada, yaitu cekungan busur muka (forearc basin), cekungan busur belakang (back-arc basin), cekungan intra kraton (intracratonic basin), dan tepi kontinen (continent margin basin), dan zona tumbukan (collision zone basin).
Berdasarkan data terakhir yang dikumpulkan dari berbagai sumber, telah diketahui ada sekitar 60 basin yang diprediksi mengandung cebakan migas yang cukup potensial. Diantaranya basin Sumatera Utara, Sibolga, Sumatera Tengah, Bengkulu, Jawa Barat Utara, Natuna Barat, Natuna Timur, Tarakan, Sawu, Asem-Asem, Banda, dll.
Cekungan busur belakang di timur Sumatera dan utara Jawa merupakan lapangan-lapangan minyak paling poduktif. Pematangan minyak sangat didukung oleh adanya heat flow dari proses penurunan cekungan dan pembebanan. Proses itu diperkuat oleh gaya-gaya kompresi telah menjadikan berbagai batuan sedimen berumur Paleogen menjadi perangkap struktur sebagai tempat akumulasi hidrokarbon (Barber, 1985).
Secara lebih rinci, perkembangan sistem cekungan dan perangkap minyak bumi yang terbentuk sangat dipengaruhi oleh tatanan struktur geologi lokal. Sebagai contoh, struktur pull apart basin menentukan perkembangan sistem cekungan Sumatera Utara (Davies, 1984). Perulangan gaya kompresif dan ekstensional dari proses peregangan berarah utara-selatan mempengaruhi pola pembentukan antiklinorium dan cekungan Palembang yang berarah N300oE (Pulunggono, 1986). Demikian pula pola sebaran cekungan Laut Jawa sebelah selatan sangat dipengaruhi oleh pola struktur berarah timur-barat (Brandsen & Mattew, 1992), sedang pola cekungan di Laut Jawa bagian barat-laut berarah berarah timur-laut – baratdaya, sedang pola cekungan di timur-laut berarah barat-laut – tenggara.
Cekungan Kutai dan Tarakan merupakan cekungan intra kraton (intracratonic basin) di Indonesia. Pembentukan cekungan terjadi selama Neogen ketika terjadi proses penurunan cekungan dan sedimentasi yang bersifat transgresif, dan dilanjutkan bersifat regresif di Miosen Tengah (Barber, 1985). Pola-pola ini menjadiken pembentukan delta berjalan efektif sebagai pembentuk perangkap minyak bumi maupun batubara.
Zona tumbukan (collision zone), tempat endapan-endapan kontinen bertumbukan dengan kompleks subduksi, merupakan tempat prospektif minyak bumi. Cekungan Bula, Seram, Bituni dan Salawati di sekitar Kepala burung Papua, cekungan lengan timur Sulawesi, serta Buton, merupakan cekungan yang masuk dalam kategori ini. (Barber, 1985). Keberadaan endapan aspal di Buton berasosiasi dengan zona tumbukan antara mikro kontinen Tukang Besi dengan lengan timur-laut Sulawesi, dengan Banggai Sula sebagai kompleks ofiolit (Barber, 1985; Sartono, 1999).
Kehadiran minyak di Papua berasosiasi dengan lipatan dan patahan Lenguru, yang merupakan tumbukan mikro kontinen Papua Barat dengan tepi benua Australia (Barber, 1985). Sumber dan reservoar hidrokarbon terperangkap struktur di bagian bawah foot-wall sesar normal serta di bagian bawah hanging-wall sesar sungkup (Simanjuntak dkk, 1994)


Keberadaan Batubara dan Bituminus
Parameter yang mengendalikan bembentukan batubara adalah (1) sumber vegetasi, (2) posisi muka air tanah (3) penurunan yang terjadi bersamaan dengan pengendapan, (4) penurunan yang terjadi setelah pengendapan, (5) kendali lingkungan geotektonik endapan batubara dan (6) lingkungan pengendapan terbentuknya batubara. Batubara lazim terbentuk di lingkungan (1) dataran sungai teranyam, (2) lembah aluvial, (3) dataran delta, (4) pantai berpenghalang dan (5) estuaria (Diessel, 1992).
Batubara di Indonesia umumnya menyebar tidak merata, 60% terletak di Sumatera Selatan dan 30% di Kalimantan Timur dan Selatan. Sebagian besar batubara terbentuk di lingkungan litoral, paralik dan delta, sedang beberapa terbentuk di lingkungan cekungan antar pegunungan. Kualitas batubara umumnya berupa bituminous, termasuk dalam steaming coal. Antrasit berkualitas rendah karena pemanasan oleh intrusi ditemukan di Bukit Asam, Sumatera dan Kalimantan Timur sedang pematangan karena tekanan tektonik terbentuk di Ombilin, Sumatera Barat (Sudradjat, 1999).
Urutan kualitas batubara cenderung menggambarkan umurnya. Selama ini batubara di Indonesia dihasilkan oleh cekungan berumur Tersier. Gambut berumur Resen sampai Paleosen, batubara sub bituminus berumur Miosen dan batubara bituminus berumur Eosen.

Keberadaan Panasbumi
Indonesia merupakan salah satu negara yang memiliki panas bumi terbesar di dunia. Panasbumi sebaai energi alternatif tidak mempunyai potensi bahaya seperti energi nuklir, serta dari sisi pencemaran jauh lebih rendah dari batubara. Keberadaan lapangan panas bumi tersebut secara umum dikontrol oleh keberadaan sistem gunungapi.
Di Indonesia lapangan panasbumi tersebar di sepanjang jalur gunungapi yang memperlihatkan kegiatan sejak Kwarter hingga saat ini. Jalur ini merentang dari ujung barat-laut Sumatera sampai kepulau Nusatenggara, kemudian melengkung ke Maluku dan Sulawesi Utara. Pada jalur memanjang sekitar 7.000 km, dengan lebar 50-200 km tersebut, terdapat 217 lokasi prospek, terdiri dari 70 lokasi prospek entalpi tinggi (t > 200oC) dan selebihnya entalpi menengah dan rendah. Lapangan prospek tersebut tersebar di Sumatera (31), Jawa-Bali (22), Sulawesi (6), Nusatenggara (8) dan Maluku (3), dengan seluruh potensi mencapai 20.000 MWe, dengan total cadangan sekitar 9.100 Mwe. Pengembangan geotermal di Indonesia saat ini dikonsentrasikan di Sumatera, Jawa-Bali dan Sulawesi Utara. Hal ini dikarenakan kawasan tersebut telah memiliki infrastruktur yang memadai serta memiliki pertumbuhan kebutuhan listrik yang tinggi. (Sudrajat, 1982: Sudarman dkk., 1998)

Mineralisasi Busur Vulkanik Jawa: Sebuah Contoh
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 (Carlile & Mitchell, 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 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 initerjadi 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 Fomasi 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 1.026 Ag (Milesi dkk, 1999).
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).

1 Responses to “HUBUNGAN ANTARA KONDISI GEODINAMIK DENGAN PEMBENTUKAN MINERAL DI INDONESIA”

  1. # Blogger Sanijo

    Wah, saya malah mumet (pusing) membaca tulisan ilmiah Mas ET Paripurno yg bagus. Lha wong pengetahuan saya soal geologi masih cetek (dangkal). Maka saya mau nanya nih mas yang berkaitan dng masalah bahan galian:
    1. Apa sih yg dimaksud dng fissure vein itu ?
    2. Saya juga sering baca ada istilah gossan yg diidentikan dng cap rock yg memberi/mempengaruhi warna pada bahan galian. Apa sih arti dari gossan itu ?
    3. Dalam petrologi batubara sering saya jumpai istilah "humic coal". Apa sih artinya ?
    4. Dalam genesa bahan galian (misalnya mangan) ada yang berasal dari proses hidrotermal. Saya sering bingung, apakah larutan hidrotemal itu ? Samakah dengan cairan hidrotermal ?
    Sekian dulu komentar sekaligus pertanyaan saya untuk mas Paripurno. Penjelasan yang mas Paripurno berikan bisa dikirimkan ke e-mail saya : sanijoraf@gmail.com

    Matur nuwun.  

Post a Comment



© 2006 geological engineering 2001 | Blogger Templates by GeckoandFly.
No part of the content or the blog may be reproduced without prior written permission.
Learn how to make money online | First Aid and Health Information at Medical Health