BAB IV

SISTEM PANAS BUMI DAN GEOKIMIA AIR

4.1 Sistem Panas Bumi Secara Umum

Menurut Hochstein dan Browne (2000), sistem panas bumi adalah istilah

umum yang menggambarkan transfer panas alami pada volume tertentu pada

kerak bumi dimana panas dipindahkan dari sebuah sumber panas ke

pembuangan panas pada suatu permukaan. Sedangkan menurut Ellis dan

Mahon (1977), sistem panas bumi adalah istilah umum yang digunakan untuk

membahas keterkaitan atau interaksi antara sistem batuan-air yang memiliki

temperatur air yang tinggi.

Sistem panas bumi memiliki tiga elemen penting yaitu reservoir, fluida,

dan sumber panas (Goff dan Janik, 2000). Reservoir tersusun atas batuan

yang bersifat permeabel. Reservoir tersebut dapat merupakan batuan beku,

batuan sedimen maupun batuan metamorf. Sedangkan fluida panas bumi

dapat berupa air maupun uap. Sumber panas pada sistem panas bumi

merupakan fungsi dari aspek geologi dan tatanan tektonik. Jika yang memicu

aliran panas adalah magma, maka sistem panas bumi ini disebut sebagai

sistem volkanogenik, sedangkan sistem yang dipicu oleh aktivitas tektonik

berupa pengangkatan batuan dasar yang panas, perlipatan pada zona

permeabel atau sesar dikenal dengan sistem non volkanogenik (Goff dan

Janik, 2000).

Sistem panas bumi yang dipicu oleh aktivitas gunung api berasosiasi

dengan vulkanisme berumur Kuarter dan intrusi magmatik. Sistem panas

bumi yang berkaitan dengan aktivitas gunung api hadir sepanjang batas

lempeng dan hot spot. Sistem panas bumi ini memiliki temperatur hingga

3700C dengan kedalaman reservoir pada umumnya 1,5 km (Hochstein dan

Browne, 2000). Sedangkan sistem panas bumi yang tidak berhubungan

dengan sistem gunung api memiliki temperatur 50-2500C dengan kedalaman

reservoir ≥ 1,5 km.

38

Temperatur reservoir dari berbagai sistem panas bumi tersebut dapat

diketahui dengan geotermometer air dan mineral. Geotermometer air dapat

diterapkan pada manifestasi berupa mata air alami maupun pemboran sumur.

Geotermometer air dapat dihitung berdasarkan solubilitas mineral (silika) dan

reaksi pertukaran ion (Na-K, Na-K-Ca) (Nicholson, 1993).

4.2 Manifestasi Air Hangat Daerah Penelitian

Pengamatan mata air hangat dilakukan untuk menempatkan manifestasi

permukaan dalam dimensi ruang dan waktu. Kegiatan yang dilakukan berupa

pengamatan manifestasi, perekaman data, pengambilan sampel air dan batuan

untuk analisis kimia air dan petrografi.

Dari hasil pengamatan lapangan sedikitnya terdapat 3 manifestasi

panasbumi yang diidentifikasikan di daerah penelitian, yaitu Cipanas-1 (Foto

4.1), Cipanas-2 (Foto 4.2 A dan 4.2 C), dan Cileungsing (Foto 4.2 B dan 4.2

D). Selain mata air panas, di daerah penelitian juga ditemukan alterasi berupa

kaolinit (Gambar 4.1).

Foto 4.1 Rembesan air panas di tepi Sungai Cipanas (foto diambil di

lokasi G.14.4 menghadap tenggara)

39

Gambar 4.1. Peta manifestasi permukaan

Cipanas-1

Cipanas-2

Cileungsing

40

4.2.1 Tahapan Pengambilan Sampel dan Analisis Air Panas

Analisis komposisi kimia dan tipe air panas ini terdiri dari beberapa tahap,

yaitu tahap pengambilan sampel, analisis kimia, pengolahan data dan

penarikan kesimpulan. Tahap pengambilan sampel dilakukan pada tiga

kelompok mata air, yaitu kelompok Cipanas-1 yang merupakan rembesan di

sepanjang sungai Cipanas, kelompok Cipanas-2 yang merupakan mata air

panas diluar Sungai Cipanas, dan Cileungsing yang merupakan air panas di

daerah Cileungsing, sebelah utara Cipanas.

Analisis kimia yang dilakukan pada sampel air hangat adalah untuk

mengetahui kandungan kation utama, seperti Ca, Na, K, Mg dan anion utama

seperti Cl, HCO3, dan SO4 serta senyawa oksida. Hasil analisis kimia

selanjutnya diolah untuk mengetahui komposisi air panas, tipe dan

karakteristik fluida reservoir panas bumi serta hubungan antara sistem panas

bumi dengan pola alterasi yang terjadi di sekitarnya. Selain itu juga dilakukan

pengukuran daya hantar listrik dan kesadahan (CaCO3) serta tingkat

keasaman larutan di laboratorium. Hasil analisis kimia tersebut dapat dilihat

pada Tabel 4.1

A B

C D

Foto 4.2 A)Kolam air hangat Cipanas-2. (foto diambil di kolam Cipanas-2)

B) Kolam air hangat Cileungsing (foto diambil di kolam Cileungsing)

C) Mata air yang hadir di dalam kolam air hangat Cipanas-2 (foto diambil di kolam Cipanas-2)

D) Mata air yang hadir di dalam kolam air hangat Cileungsing (foto diambil di kolam Cileungsing)

41

Tabel 4. 1. Tabel komposisi kimia dan karakteristik air panas

4.2.2 Geokimia Air Panas

4.2.2.1 Karakteristik Umum dan Tipe Air Panas

Secara umum, berdasarkan pengukuran di lapangan, air panas di daerah

penelitian mempunyai temperatur yang hangat, yaitu 44 hingga 50°C, dengan

No Parameter Analisis SatuanHasil Analisis

Cipanas-1 Cipanas-2 Cileungsing

1 Daya Hantar Listrik uS/cm 1747 1536 3340

2 pH (laboratorium) 8,30 8,27 7,97

3 pH pengukuran 6,2 5,9 6,2

4Temperatur

pengukuran0C 48 49,3 44

5 Besi (Fe) mg/L 1,54 0,85 1,24

6 Boron (B) mg/L 1,40 0,39 1,12

7 Fluorida (F) mg/L 1,09 0,99 1,02

8 Kesadahan (CaCO3) mg/L 192,60 210,60 277,80

9 Kalsium (Ca) mg/L 4,03 8,06 11,28

10 Magnesium (Mg) mg/L 44,35 46,29 60,67

11 Klorida (Cl) mg/L 259,60 254,60 635,30

12 Mangan (Mn) mg/L < 0,05 0,12 < 0,05

13 Natrium (Na) mg/L 306 221,30 455

14 Kalium (K) mg/L 25,30 22,60 35,40

15 Ammonium (NH3) mg/L 0,02 0,01 1,66

16 Sulfat (SO4) mg/L 1,12 < 0,50 2,22

17 Bikarbonat (HCO3) mg/L 461,40 444,50 519,50

18 Karbonat (CO3) mg/L 47,52 30,87 23,76

19 Silika (SiO2) mg/L 43,31 53,54 52,72

20 Arsen (As) mg/L 0,0046 0,0037 0,0027

21 Lithium (Li) mg/L 0,28 0,22 0,75

42

pH sekitar netral, yaitu 6-8 (Tabel 4.1). Sedangkan berdasarkan pengukuran

laboratorium, derajat keasaman air hangat ini berkisar antara netral hingga

mendekati basa, yaitu 7,9 hingga 8,3. Hasil analisa kimia pada Tabel 4.1

menunjukkan, bahwa nilai kesadahan (CaCO3) air panas berkisar antara 190-

280 mg/L.

Secara umum, tipe air panas terdiri atas air klorida (Cl), sulfat (SO4), dan

bikarbonat (HCO3). Tipe air panas ditentukan berdasarkan kandungan relatif

anion Cl, SO4, dan HCO3. Tipe air klorida merupakan fluida panas bumi yang

berasal dari reservoir. Air klorida didominasi oleh anion klorida dengan

konsentrasi yang dapat mencapai 10.000 mg/kg (Nicholson, 1993).

Manifestasi air klorida umumnya berupa kolam berwarna jernih atau

kehijauan atau endapan (sinter) silika. Tipe air sulfat umumnya ditemukan

pada daerah dengan muka air tanah yang dekat dengan permukaan (< ~100

m) (Nicholson, 1993). Air sulfat terbentuk karena adanya oksidasi H2S

menjadi H2SO4. Manifestasi di permukaan umumnya berupa kolam lumpur.

Sedangkan air bikarbonat merupakan air dengan ion HCO3 yang dominan.

Air ini menghasilkan endapan travertin di permukaan jika mengandung kadar

Ca yang tinggi.

Berdasarkan anion Cl, SO4, dan HCO3, tipe air panas di daerah penelitian

merupakan air klorida-bikarbonat dan bikarbonat (Gambar 4.2). Sampel

Cipanas-1 merupakan sampel air panas yang berasal dari rembesan di

sepanjang Sungai Cipanas. Rembesan air panas ini keluar melalui rekahan

pada breksi vulkanik. Air panas Cipanas-1 didominasi oleh anion HCO3

(bikarbonat). Seperti halnya Cipanas-1, air panas Cipanas-2 digolongkan ke

dalam air bikarbonat (HCO3) yang didominasi oleh anion HCO3.

Berbeda halnya dengan Cipanas-1 dan Cipanas-2, Cileungsing memiliki

kandungan Cl lebih tinggi, yaitu 635,30 mg/L dibandingkan dengan HCO3

(519,50 mg/L) dan SO4 (2,22 mg/L). Dengan demikian, sampel Cileungsing

digolongkan sebagai air klorida-bikarbonat, dengan anion utama adalah Cl.

Air panas Cileungsing diduga berasal langsung dari reservoir panasbumi di

bawah permukaan. Meskipun air panas tersebut dipengaruhi oleh ion HCO3

43

(bikarbonat) dan sulfat (SO4), derajat keasaman air panas di daerah penelitian

menunjukkan pH sekitar netral (Tabel 4.1)

4.2.2.2 Reservoir dan Asal Air Panas

Kandungan relatif Cl, Li, dan B pada Gambar 4.3 menunjukkan, bahwa air

panas di daerah penelitian mengandung Cl yang relatif tinggi dibanding unsur

Li dan B. Gambar 4.3 juga menunjukkan, bahwa rasio B/Cl air panas di

daerah penelitian mempunyai nilai sangat rendah, yaitu kurang dari 0,02. Hal

ini menunjukkan, bahwa air panas di daerah penelitian berasal dari satu

reservoir dan dipengaruhi oleh aktivitas vulkanomagmatik.

Umumnya kandungan Mg pada fluida bertemperatur tinggi berkisar 0,01-

0,1 ppm (Nicholson, 1993). Peningkatan kandungan Mg pada fluida panas

dapat diakibatkan adanya proses pencampuran fluida panas dengan air tanah

yang memiliki kadar Mg tinggi, yaitu sekitar 1-40 ppm (Davis dan DeWiest,

1966). Peningkatan konsentrasi Mg ini pun terjadi pada sampel air hangat di

Gambar 4. 2. Rasio Cl, SO4, HCO3 menunjukkan tipe air panas

44

daerah penelitian yaitu sebesar 44-60 ppm. Berdasarkan Gambar 4.4 yang

menunjukkan kadar Mg yang lebih tinggi dibandingkan kadar K dan Na,

maka dapat disimpulkan bahwa fluida panas di daerah penelitian telah

mengalami proses pencampuran dengan air tanah di dekat permukaan.

Pengaruh air tanah dan pencampuran di permukaan sebenarnya juga terlihat

dari tipe air panas yang berupa air HCO3.

Gambar 4. 3. Perbandingan B, Li dan Cl yang menunjukkan bahwa air hangat di daerah penelitian berhubungan dengan aktivitas vulkanomagmatik

Gambar 4. 4. Perbandingan kandungan relatif Na - K - Mg mata air hangat di daerah penelitian yang menunjukkan bahwa air hangat tersebut merupakan

immature water (Giggenbach, 1988 dalam Nicholson, 1993)

45

4.2.2.3 Pola Aliran Air Panas

Apabila dilihat dari tipe air panas yang hadir di daerah penelitian, ketiga

manifestasi air hangat tersebut berada pada zona outflow. Tipe air bikarbonat

yang hadir tersebut menunjukkan bahwa fluida reservoir telah mengalami

kondensasi dan pencampuran dengan air permukaan. Hal tersebut

mengindikasikan pula bahwa fluida panas tersebut mengalami aliran lateral.

Gambar 4.3 menunjukkan, bahwa air panas di daerah penelitian

mempunyai nilai Cl tinggi dibandingkan B dan Li. Hal ini menandakan,

bahwa air panas di daerah penelitian dipengaruhi oleh aktivitas

vulkanomagmatik. Perbandingan Na/K dan K/Mg yang ditunjukkan dengan

Gambar 4.4 semakin memperkuat bahwa ketiga mata air berada pada zona

outflow. Dengan demikian, dapat disimpulkan bahwa di daerah ini umumnya

terjadi reaksi antara air panas, air tanah, dan batuan sekitar di dekat

permukaan.

Berdasarkan Hochstein dan Browne (2000), manifestasi yang hadir pada

sistem panas bumi yang bersifat volkanogenik sangat dipengaruhi oleh relief

dan topografi dari gunung api (Gambar 4.5). Pada bagian puncak, manifestasi

yang hadir dapat berupa fumarol dan solfatara yang mengandung uap dan gas

yang tidak terkondensasi. Selain itu, manifestasi yang mungkin hadir adalah

mata air sulfat yang merupakan hasil kondensasi uap yang bercampur dengan

air meteorik dangkal sehingga H2S teroksidasi menjadi H2SO4. Air klorida

berada lebih dalam dibanding air sulfat (Hochstein dan Browne, 2000).

Karena topografi dan gradien hidrologi, mata air klorida biasanya ditemukan

jauh dari sumber panas dan reservoir utama hingga beberapa kilo meter

jauhnya. Jadi, pada sistem panas bumi dengan relief terjal berupa

pegunungan, air klorida akan ditemukan pada zona outflow bukan pada zona

upflow seperti pada sistem panas bumi relief datar.

Model konseptual yang menggambarkan kemunculan manifestasi

permukaan tersebut dapat digunakan sebagai acuan dalam mengetahui Sistem

Panas Bumi Gunung Tampomas. Manifestasi permukaan hadir di kaki

Gunung Tampomas yang berupa mata air panas bikarbonat dan klorida-

bikarbonat dan berada pada outflow. Mengacu pada model konseptual, air

46

klorida yang berasal langsung dari reservoir kemungkinan berada di kaki

Gunung Tampomas yang elevasinya lebih rendah dan lebih jauh dari puncak

Gunung Tampomas. Jadi, untuk mendapat sampel air klorida yang langsung

berasal dari reservoir dan tidak mengalami pencampuran dengan air tanah,

pengambilan sampel harus dilakukan di daerah dengan elevasi lebih rendah

menjauhi puncak Gunung Tampomas. Lokasi manifestasi berupa mata air

hangat klorida tersebut mungkin akan berjarak beberapa kilometer dari

manifestasi air hangat yang diteliti saat ini.

4.2.2.4 Isotop Air Panas

Pada studi ini hanya dilihat kandungan isotop stabil. Isotop stabil yang

umum digunakan pada studi panas bumi adalah isotop hidrogen (1H, 2H atau

Gambar 4. 5. Model konseptual sistem panas bumi yang dipicu oleh stratovolkano andesitik. Temperatur reservoir umumnya ≥ 200 0C. Kedalaman reservoir ≤ 1,5 km dengan kedalaman intrusi berkisar 2-10 km. Dimensi lateral dan outflow minimal 20

km. (Hochstein dan Browne, 2000)

47

D-deutrium), karbon (12C, 13C), oksigen (16O, 18O), dan sulfur (32S, 34S).

Isotop-isotop tersebut digunakan untuk mengetahui proses atau asal air atau

gas.

Kandungan D pada fluida panas bumi sama seperti D yang terkandung

pada air meteorik, sedangkan nilai 18O pada fluida panas bumi akan bernilai

lebih positif daripada air meteorik (Craig dkk., 1956; Craig, 1963 dalam

Nicholson, 1993). Perubahan nilai 18O tersebut dapat disebabkan karena

adanya reaksi pertukaran dengan isotop yang lebih berat. Beberapa nilai

isotop menunjukkan bahwa kontribusi fluida magmatik pada fluida panas

bumi memang sangat kecil (5-10% dari total fluida) sedangkan sisanya

berasal dari air meteorik. Adanya pengaruh fluida magmatik akan

menunjukkan nilai D fluida geothermal tidak akan sama dengan D air

meteorik (Nicholson, 1993).

Isotop stabil yang digunakan untuk sampel air hangat di daerah penelitian

adalah D-deutrium dan 18O. Kedua nilai isotop ini digunakan untuk

mengetahui bahwa fluida panas pada sistem panas bumi di daerah penelitian

berasal dari air meteorik atau fluida magmatik.

Berdasarkan data nilai isotop deutrium dan Oksigen-18 (Tabel 4.2), ketiga

mata air panas berada di sekitar garis biru yang merupakan garis air meteorik

global (Global Mateoric Water Line) (Gambar 4.6). Hal ini menunjukkan

bahwa recharge Sistem Panas Bumi Gunung Tampomas berasal dari air

meteorik.

4.2.3 Geotermometer

Geotermometer merupakan metode untuk menghitung temperatur fluida

dalam reservoir. Geotermometer yang digunakan disesuaikan dengan sifat

dari sistem panas bumi tersebut. Temperatur fluida reservoir memiliki

toleransi kesalahan hingga 10 0C. Berdasarkan temperatur, sistem geotermal

dapat dibagi menjadi tiga yaitu sistem panas bumi temperatur tinggi (T ≥

2500C), sistem panas bumi temperatur sedang (T=125-2500C), dan sistem

panas bumi bertemperatur rendah (T ≤ 1250C).

48

Tabel 4.2. Nilai isotop deutrium dan oksigen-18 mata air hangat

No Lokasi Deutrium Oksigen-18 Unit Metode

1 Cipanas-1 -28,87 ± 0,8 -5,23 ± 0,4 o/oo Vs SMOW Mass Spektrometer

2 Cipanas-2 -27,37 ± 0,5 -5,11 ± 0,6 o/oo Vs SMOW Mass Spektrometer

3 Cileungsing -28,57 ± 0,8 -4,94 ± 0,1 o/oo Vs SMOW Mass Spektrometer

Gambar 4. 6. Grafik nilai isotop mata air Cipanas 1, Cipanas-2, dan Cileungsing yang menunjukkan bahwa recharge Sistem Panas Bumi Gunung Tampomas berasal

dari air meteorik

49

Sistem panas bumi yang berhubungan dengan aktivitas gunung api pada

umumnya merupakan sistem panas bumi bertemperatur tinggi. Temperatur

reservoir pada sistem ini dapat mencapai ≥ 2000C (Hochstein dan Browne,

2000). Dengan demikian, geotermometer yang baik digunakan untuk

menghitung temperatur fluida reservoir pada Sistem Panas Bumi Gunung

Tampomas adalah geotermometer K-Na dan silika karena kedua

geotermometer ini valid untuk digunakan dalam perhitungan sistem panas

bumi yang memiliki temperatur sekitar 2500C (Nicholson, 1993). Rumus

untuk perhitungan geotermometer K-Na adalah :

toC = 1217/ [log (Na/K) + 1.483] – 273 (Fournier, 1979 dalam Nicholson, 1993)

toC = 1390/ [log (Na/K) + 1.750] – 273 (Giggenbach, 1988 dalam Nicholson,

1993)

Penggunaan geotermometer K-Na memiliki beberapa batasan, yaitu:

1. Digunakan untuk air yang diperkirakan memiliki temperatur reservoir

>180 0C.

2. Digunakan jika air mengandung Ca rendah berdasarkan perhitungan (log

(Ca1/2 / Na) + 2,06) menghasilkan nilai negatif.

3. Digunakan untuk air klorida dengan pH mendekati netral.

Geotermometer silika yang digunakan adalah geotermometer kuarsa

adiabatik dan kuarsa konduktif. Rumus untuk kedua geotermometer ini

adalah:

Kuarsa Adiabatik (Maximum Steam Loss):

toC = 1522/ (5,75-log SiO2) – 273 (Nicholson, 1993)

Kuarsa Konduktif (No Steam Loss):

toC = 1309/ (5,19-log SiO2) – 273 (Nicholson, 1993)

Penggunaan geotermometer kuarsa baik digunakan untuk kondisi reservoir

yang kemungkinan bertemperatur > 1500C contohnya sistem panas bumi

yang dipicu oleh aktivitas magmatik. Penggunaan geotermometer ini

memiliki beberapa batasan, yaitu:

1. Geotermmometer kuarsa adiabatik baik digunakan untuk sumur dan mata

air panas boiling atau kolam dengan debit hingga ≥ 2 kg/detik khususnya

50

yang memiliki sinter silika. Temperatur maksimum yang dihitung oleh

geotermometer ini untuk manifestasi berupa mata air adalah ~ 2100C.

2. Geotermometer kuarsa konduktif baik digunakan untuk mata air dengan

temperatur sub-boiling.

Tabel 4. 3. Temperatur reservoir berdasarkan perhitungan berbagai geotermometer

Geotermometer Cileungsing

TNa-K(Fournier,1979) (oC) 200

TNa-K (Giggenbach, 1988) (oC) 210

TKuarsa Konduktif (oC) 105

Air panas yang bisa digunakan untuk perhitungan geotermometer adalah

tipe air klorida (Cl), karena air klorida memiliki pH sekitar netral yang paling

baik untuk menunjukkan kondisi reservoir. Pada daerah penelitian, air panas

dengan anion Cl yang lebih dominan dibanding anion HCO3 dan SO4

hanyalah air hangat Cileungsing, sehingga perhitungan geotermometer hanya

berlaku pada air tersebut.

Dari penghitungan geotermometer-geotermometer tersebut didapat

temperatur reservoir sebesar 200-2100C untuk geotermometer K-Na dan

1050C untuk geotermometer kuarsa konduktif. Berdasarkan syarat-syarat

geotermometer K-Na, dengan (log (Ca1/2/Na) + 2,06) = -1,9, dan

geotermometer silika maka geotermometer yang paling baik digunakan

adalah geotermometer K-Na. Selain itu, mengingat Sistem Panas Bumi

Gunung Tampomas merupakan sistem panas bumi yang berhubungan dengan

aktivitas gunung api yang memiliki temperatur ≥ 2000C (Hochstein dan

Browne), maka geotermometer yang digunakan adalah geotermometer K-Na

dengan temperatur reservoir 200-2100C. Dengan demikian, temperatur fluida

reservoir pada Sistem Panas Bumi Gunung Tampomas adalah 200-2100C.

51