energipanasbumi

5/16/2018 energipanasbumi - slidepdf.com

http://slidepdf.com/reader/full/energipanasbumi-55ab524f0cc2b 1/40

ENERGI PANASBUMI.

A present from the heart of the earth

Supriyanto Suparno

Edisi I

Departemen Fisika-FMIPA

Univeristas Indonesia2009



Untuk Muflih Syamil dan Hasan Azmi



Mottoku : Ketekunan adalah jalan yang terpecaya menuju kesuksesan



Kata Pengantar

Buku ini ditulis dalam rangka melepas lelah disela-sela kesibukan penulis saat melakukan riset

panasbumi di AREA Science Park, International Centre for Science and High Technology, United

Nations Industrial Development Organization, ICS-UNIDO, Padriciano, Trieste, Italy.

Semoga keberadaan buku ini dapat mempercepat bangsa Indonesia dalam memahami dan

menguasai energi panasbumi. Karena ketika tetesan tinta pertama menggores halaman depan

buku ini, baru 4% sumberdaya energi panasbumi yang tersedia di Indonesia dimanfaatkan.

Itupun sebagian masih dikendalikan oleh perusahaan asing.Buku ini maupun isi buku ini, sebagian atau keseluruhannya, boleh dicopy dan diperbanyak

untuk tujuan belajar. Namun nama penulis buku ini berikut nama institusi Departemen Fisika-

FMIPA, Universitas Indonesia harus tetap tercantum di halaman muka dan juga didalamnya.

Terima kasih yang tak terhingga ingin saya sampaikan kepada Dr. Dede Djuhana yang telah

bersedia berbagi memberikan file format buku dalam L A TE X sehingga tampilan buku ini menjadi

jauh lebih baik.

Trieste, 25 April 2009

Supriyanto Suparno

iii



iv



Daftar Isi

Lembar Persembahan i

Kata Pengantar iii

Daftar Isi iii

Daftar Gambar vi

Daftar Tabel viii

1 Daerah Panasbumi 1

1.1 Pendahuluan . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 1

1.2 Teori tektonik lempeng . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 1

1.2.1 Bukti dari formasi batuan . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 3

1.2.2 Bukti dari fosil . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 3

1.2.3 Bukti dari iklim cuaca . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 3

1.3 Magma . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 41.3.1 Magma basalt . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 5

1.3.2 Magma andesit . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 6

1.3.3 Magma rhyolit . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 7

1.4 Mineral dalam magma . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 7

1.4.1 Bowen series . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 8

1.5 Mineral . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 12

1.5.1 Mineral penyusun batuan . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 12

1.5.2 Mineral dari magma . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 13

1.6 Manifestasi permukaan . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 13

2 Model Geologi Daerah Panasbumi 15

2.1 Pendahuluan . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 15

2.2 Model geologi sistem panasbumi . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 16

2.3 Fluida panasbumi . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 18

2.4 Magmatic volatile . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 19

2.5 Tipe-tipe sistem panasbumi . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 20

2.5.1 Sistem batuan beku muda . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 20

2.5.2 Sistem tektonik . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 222.5.3 Geopressured systems . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 22

2.5.4 Hot dry rock systems . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 22

2.5.5 Magma tap systems . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 22

v



vi

3 Eksplorasi Panasbumi 23

3.1 Pendahuluan . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 23

3.2 Sasaran eksplorasi panasbumi . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 233.3 Tahapan eksplorasi panasbumi . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 24

3.3.1 survei penginderaan jauh . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 25

3.3.2 survei geologi . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 25

3.3.3 survei hidrologi . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 26

3.3.4 survei geokimia . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 26

3.3.5 survei geofisika . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 26

Daftar Pustaka 26

Indeks 27



Daftar Gambar

1.1 Kartun perubahan bentuk muka bumi. Kiri: sebelum berpisah. Kanan: setelah

berpisah . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 2

1.2 Continental drift, sebuah hipotesa tentang bagaimana perubahan bentuk benua

sejak 200 juta tahun yang lalu, dicetuskan oleh Wegener pada tahun 1912 . . . . 2

1.3 Peta sebaran struktur batuan dan fosil dan berbagai benua yang mendukung

hipotesa Wegener . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 41.4 Mekanisme pembentukan magma dan jenis letusan yang diakibatkannya. Gam-

bar paling kiri adalah magma basalt atau lava basalt. Adapun gambar paling

kanan adalah letusan gunung dengan magma andesit dan rhyolit. Sedangkan

gambar tengah adalah pembentukan lava bantal ( pillow-lava) akibat muntahan

magma di dasar laut. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 6

1.5 Perhatikan grup mineral yang hilang dari batuan padat. Grup mineral itu menghi-

lang karena meleleh lebih dulu saat dipanaskan dibandingkan grup mineral yang

mampu bertahan. Mineral quartz memiliki titik leleh yang lebih rendah diband-

ing mineral potassium feldspar. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 8

1.6 Urutan-urutan pembentukan mineral menurut proses Bowen series . . . . . . . . 9

1.7 Proses terbentuknya lapisan (layer) mineral ketika magma mendingin. Kiri: mag-

ma masih panas, belum ada kristal mineral. Tengah: magma mendingin, butir-

butir kristal mineral berjatuhan. Kanan: magma dingin, lapisan kristal mineral

terbentuk . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 9

1.8 Proses pembentukan kristal mineral ketika magma basaltik meng-intrusi batuan

sedimen sandstone dalam arah horisontal . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 10

1.9 Atas: 8 mineral utama penyusun batuan. Bawah: 8 unsur utama penyusun min-eral batuan . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 13

1.10 Fumarole dan solfatara . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 14

2.1 Peta sebaran daerah volkanik aktif di Indonesia dan zona tumbukan lempeng

benua Eurasia dan Indo-Australia (Hochstein and Sudarman, 2008) . . . . . . . . 16

2.2 Penampang vertikal sistem magmatik-volkanik aktif, DiPippo(2007) . . . . . . . . 17

2.3 Penampang vertikal sistem hidrotermal-volkanik di daerah zona aktif gunung api

andesit. Marini(2001) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 18

2.4 Model konseptual panasbumi sistem batuan beku muda yang terdapat di andesitic stratovolcano. Reservoir panasbumi bertemperatur ≥ 200 ◦Cdengan kedalaman

≤ 1,5 km, sementara kedalaman batuan intrusi (intrusive rocks)berkisar antara 2

- 10 km. Dimensi lateral dari reservoir hingga outflow dapat melebihi 20 km . . . 21

vii



viii DAFTAR GAMBAR

3.1 Contoh peta geologi . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 26

3.2 Contoh model konseptual . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 26



Daftar Tabel

1.1 Jenis-jenis magma berdasarkan kandungan senyawa silika . . . . . . . . . . . . . 5

ix



x DAFTAR TABEL



Bab 1

Daerah Panasbumi

1.1 Pendahuluan

Energi panasbumi - geothermal energy - dapat ditemui dibanyak tempat dimuka bumi ini. Namun

daerah panasbumi yang memiliki temperatur tinggi sehingga dapat dimanfaatkan untuk pem-

bangkit listrik tidak tersedia dibanyak tempat. Untuk mengetahui lebih jauh tentang daerah-

daerah panasbumi yang memiliki temperatur tinggi, kita akan mengacu pada teori tektonik

lempeng. Teori ini menjelaskan tentang pergerakan lempeng bumi (crust) yang sudah diper-

caya kebenarannya oleh para ilmuwan kebumian.

1.2 Teori tektonik lempeng

Hipotesa sains tentang adanya pergerakan lempeng bumi dicetuskan oleh ilmuwan Jerman

bernama Alfred Wegener pada tahun 1915. Namun tiga abad sebelumnya, yaitu pada akhir

abad ke-15, seorang cartographer berkebangsaan Belanda, Abraham Ortelius pernah membuat

gambar kartun yang memperlihatkan kecocokan antara tepi-tepi daratan Amerika Utara dan

Amerika Selatan dengan Eropa dan Afrika. Ia beranggapan bahwa daratan-daratan itu menjadi

terpisah karena gempa bumi dan banjir. Tapi patut disayangkan, saya belum menemukan gam-

bar kartun-nya Abraham Ortelius. Sementara Gambar 1.1 memperlihatkan penyatuan daratandunia karya cartographer lainnya yaitu Antonio Snider Pelligrini yang dibuat pada tahun 1858.

Wegener menyebut ide hipotesanya dengan sebutan continental drift (pergerakan benua).

Ia beranggapan bahwa 200 juta tahun yang lalu seluruh benua di bumi ini pernah bersatu

dalam sebuah daratan supercontinent yang sangat besar sekali yang disebut Pangea1. Kata Pan-

gaea berasal dari bahasa yunani yang artinya satu bumi2. Pangaea mulai terpecah sejak 200

juta tahun yang lalu dan terus bergerak perlahan-lahan sampai dengan hari ini, sebagaimana

yang diperlihatkan pada Gambar 1.2. Untuk mendukung hipotesa tersebut, Wegener berusaha

mengumpulkan contoh-contoh batuan dan fosil dari benua yang telah terpisah-pisah itu kemu-

dian mencocokkannya.1Kok angkanya 200 juta, kenapa dia ngga berfikir 300 juta atau 250 juta tahun yang lalu? Jawabannya ada di

kelanjutan cerita ini2dalam bahasa inggris: all the earth

1



2 BAB 1. DAERAH PANASBUMI

Gambar 1.1: Kartun perubahan bentuk muka bumi. Kiri: sebelum berpisah. Kanan: setelahberpisah

Gambar 1.2: Continental drift, sebuah hipotesa tentang bagaimana perubahan bentuk benuasejak 200 juta tahun yang lalu, dicetuskan oleh Wegener pada tahun 1912



1.2. TEORI TEKTONIK LEMPENG 3

1.2.1 Bukti dari formasi batuan

Wegener berargumen bahwa sebelum Pangaea terpecah pastilah terdapat struktur batuan yangmenyatu seperti misalnya gugusan pegunungan. Setelah Pangaea terpecah menjadi beberapa

benua, struktur batuan tersebut juga ikut terpecah. Namun tentu saja struktur batuan yang

terbawa oleh satu benua akan tetap sama dengan struktur benua yang dibawa oleh benua yang

lain. Dia meneliti struktur batuan di Gunung Appalachian, USA, yang ternyata mirip dengan

struktur batuan di Greenland dan Eropa. Yang menarik, usia batuan dari dua benua yang ter-

pisah tersebut sama-sama berumur lebih dari 200 juta tahun yang lalu. Fakta ini mendukung

hipotesa Wegener bahwa dulunya memang seluruh benua pernah bersatu dalam superbenua,

Pangaea.

1.2.2 Bukti dari fosil

Wegerner juga mengumpulkan bukti keberadaan Pangaea dari fosil-fosil hewan dan tumbuhan

yang hidup benua yang telah terpisah. Apa hasilnya? Ia menemukan fosil hewan Cynognathus

dan di Afrika dan di Amerika selatan. Padahal hewan-hewan tidak punya kemampuan untuk

berenang mengarungi samudra Atlantik yang begitu luas yang memisahkan benua Afrika dan

benua Amerika. Selain Cynognathus, Wegener juga mendapat dukungan dari penemuan fosil

Lystrosaurus di India (Asia) dan Afrika timur. Binatang ini juga tidak punya kehebatan berenangmelintasi samudra Hindia. Demikian juga fosil reptil air tawar yaitu Mesosaurus yang ditemukan

di Afrika selatan, Amerika selatan dan Antartika utara. Mungkinkah reptil air tawar mampu

bermigrasi menyebrangi lautan yang asin airnya?

Itulah dua kepingan bukti saintifik yang mengarah pada kesimpulan memang dulunya selu-

ruh benua ini pernah bersatu dalam Pangaea, sebagaimana hipotesa Wegener. Kita harus akui

kalau dia orang hebat, lantaran mampu mengumpulkan bukti-bukti yang meyakinkan. Selain

dua bukti itu, masih ada satu bukti lagi yang disodorkan Wegener. Bukti apa lagi ya?

1.2.3 Bukti dari iklim cuaca

Latar belakang Wegener adalah meteorologist atau ahli iklim dan cuaca. Dia telah mempelajari

kondisi iklim cuaca zaman purba dan hubungannya dengan tumbuhan yang bisa hidup pada

iklim tersebut. Adalah Glossopteris, sebuah fosil tumbuhan yang tersebar luas di muka bumi

ini. Ia ditemukan di Amerika selatan, Afrika selatan, Antartika dan India. Wegener yakin bah-

wa Glossopteris hanya mungkin tumbuh di daerah equator atau khatulistiwa. Artinya Wegener

mau bilang kepada kita bahwa dulunya itu tanaman Glossopteris berada di satu benua yang

sama yang terletak di kawasan khatulistiwa. Jadi tanaman ini tidak mungkin bisa tumbuh di Antartika, nah kalau sekarang fosil tanaman ini begitu melimpah ditemukan di Antartika (Gam-

bar 1.3), maka dulunya posisi benua Antartika kemungkinan besar pernah berada di kawasan

khatulistiwa.




Gambar 1.3: Peta sebaran struktur batuan dan fosil dan berbagai benua yang mendukunghipotesa Wegener

1.3 Magma

Tahukah anda, mengapa ada letusan gunung api yang meledak begitu dahsyat, dan mengapa

ada letusan gunung api yang berlangsung tenang dan kalem? Itu tergantung dari komposisi

magma yang terkandung di perut gunung tersebut. Untuk memahami perbedaan sifat letu-

san gunung api, anda harus mengerti bagaimana batuan itu meleleh dan akhirnya membentuk

magma.

Magma adalah lelehan massa batuan yang bercampur dengan gas terlarut bertemperatur

sangat tinggi. Di dalam laboratorium, kebanyakan batuan harus dipanaskan hingga mencapai

suhu antara 800◦C sampai 1200◦C agar bisa meleleh. Padahal kalau di alam, temperatur set-

inggi itu hanya terdapat di perbatasan antara mantel bumi bagian luar ( upper mantle) dan kerak

bumi (crust). Semakin masuk kedalam bumi, tekanan akan semakin meningkat. Dalam skala

laboratorium telah dibuktikan bahwa ketika tekanan semakin meningkat, maka titik leleh masa

batuan juga semakin meningkat. Jadi batuan yang bisa meleleh pada suhu 1100◦C di labo-

ratorium atau permukaan bumi, maka ia baru akan meleleh pada suhu 1400◦C ketika berada

dikedalaman 100 km.

Sampai disini ada 2 faktor yang mempengaruhi proses terbentuknya magma, yaitu temper-

atur dan tekanan. Tetapi kedua faktor itu bukan faktor penentu apakah gunung api akan mele-

tus secara tenang dan kalem atau akan meledak dahsyat. Yang menjadi faktor penentu adalah

pertama, jumlah kandungan gas terlarut didalam magma, dan kedua, jumlah kandungan silika

didalam magma. Jenis gas yang biasanya terlarut didalam magma adalah vapor3 (H2O), karbon

3 vapor = uap air



1.3. MAGMA 5

dioksida (CO2), sulfur dioksida (SO2)dan hidrogen sulfida (H2S). Vapor (H2O) merupakan jenis

gas terlarut yang paling banyak dikandung oleh magma. Kehadiran vapor (H2O) akan menu-

runkan titik leleh material penyusun mantel bumi, sehingga material mantel bumi lebih cepatdan lebih mudah meleleh menjadi magma.

Lalu bagaimana pengaruh jumlah kandungan silika didalam magma? Jumlah kandungan

silika didalam magma akan menentukan viskositas magma. Viskositas adalah sifat fisis fluida

yang menjelaskan kemampuan fluida untuk mengalir. Fluida dengan viskositas tinggi lebih

sulit mengalir dibandingkan dengan fluida ber-viskositas rendah. Kandungan silika yang tinggi

didalam magma mengakibatkan magma memiliki viskositas yang tinggi pula. Akibatnya ia sulit

mengalir dan cenderung menumpuk semakin tebal. Karena sulit mengalir, maka ia mampu

menangkap banyak gas sehingga menyebabkan letusan dahsyat. Sementara kandungan silika

yang rendah membuat magma lebih mudah mengalir, tidak sempat menangkap gas, sehinggaletusannya akan berlangsung kalem dan tidak akan meledak dahsyat. Berdasarkan kandungan

silikanya, magma diklasifikasikan kedalam 3 jenis, yaitu magma basalt, magma andesit, dan

magma rhyolit (Tabel 1.1)

Tabel 1.1: Jenis-jenis magma berdasarkan kandungan senyawa silikaJenis senyawa silika Contoh lokasi

Basalt 42-52% Kepulauan Hawaii Andesit 52-66% Pegunungan Andes dan gunung api di IndonesiaRhyolit > 66% Taman nasional Yellowstone dan gunung api di Indonesia

Densitas magma lebih kecil dibanding batuan yang melingkupinya. Oleh karena itu magma

cenderung bergerak ke atas menerobos celah-celah batuan yang memungkinkan untuk dilewati.

Peristiwa dimana magma menerobos celah-celah batuan disebut intrusi magma. Seiring dengan

pergerakan magma ke atas, tekanan yang dirasakan magma akan semakin berkurang. Hingga

sampai pada batas tertentu, tekanan tersebut tidak sanggup lagi mengikat gas-gas yang semula

terlarut didalam magma. Akibatnya gelembung-gelembung gas segera terbentuk di magma; dan

dia akan bergerak lebih cepat ke atas sampai akhirnya ia terbebas dari lelehan magma 4. Fenom-

ena ini dapat menjelaskan mengapa ada perbedaan komposisi kimia antara magma dan lava.Lava adalah magma yang dimuntahkan gunung api dan mengalir di lereng gunung. Tentunya,

kandungan gas pada lava sudah jauh berkurang dibandingkan ketika ia masih berada di dalam

bumi sebagai magma.

1.3.1 Magma basalt

Magma basalt memiliki kandungan silika yang sama banyaknya dengan batuan basalt, yaitu

kurang dari 50%. Magma basalt berasal dari lelehan batuan yang berada pada mantel bumi

bagian luar. Lelehan batuan tersebut bergerak ke permukaan bumi dan sedikit bereaksi dengan

lempeng benua atau sedimen. Kandungan silika yang rendah menyebabkan viskositas magmamenjadi rendah. Gas terlarut yang berada di dalam magma basalt dapat keluar dengan mudah.

4Ketika gas dan liquid berpisah, posisi liquid akan selalu berada dibawah gas




Gambar 1.4: Mekanisme pembentukan magma dan jenis letusan yang diakibatkannya. Gambar

paling kiri adalah magma basalt atau lava basalt. Adapun gambar paling kanan adalah letusangunung dengan magma andesit dan rhyolit. Sedangkan gambar tengah adalah pembentukanlava bantal ( pillow-lava) akibat muntahan magma di dasar laut.

Letusan gunung api ber-magma basalt akan berlangsung tenang dan kalem. Gunung Kilauea di

kepulauan Hawaii secara aktif mengeluarkan magma basalt tanpa letusan dahsyat sama sekali.

1.3.2 Magma andesit

Magma andesit memiliki kandungan silika yang sama banyaknya dengan batuan andesit, yaitu

antara 50-60%. Magma andesit umumnya terdapat di zona subduksi tumbukan antara lem-

peng samudra dan lempeng benua, sebagaimana yang terdapat di pulau Jawa dan Sumatera,

Indonesia. Material penyusun magma andesit berasal dari lelehan batuan lempeng samudera

atau batuan sedimen samudera yang lebih banyak kandungan silikanya dibanding mantel bumi

bagian luar. Kandungan silika yang relatif lebih tinggi pada magma andesit, menyebabkannya

memiliki viskositas yang tergolong intermediate dan mampu menangkap gas lebih banyak. Ak-

ibatnya letusan gunung api ber-magma andesit juga tergolong intermediate. Gunung Tamboradi Indonesia adalah contoh gunung api andesit. Letusan gunung Tambora mampu mengelu-

arkan volume debu yang besar ke atmosfer. Bencana dari letusan gunung Tambora tidak hanya

dirasakan oleh penduduk lokal, melainkan juga mempengaruhi iklim global.



1.4. MINERAL DALAM MAGMA 7

1.3.3 Magma rhyolit

Saat lelehan batuan naik ke atas dan bereaksi dengan lempeng benua yang kaya akan silika

dan kandungan air, maka saat itulah terbentuk magma rhyolit. Kandungan silika pada magma

rhyolit sama persis seperti batuan granit, yaitu lebih besar dari 60%. Akibatnya viskositas mag-

ma rhyolit menjadi begitu tinggi hingga hampir tidak mampu mengalir. Dalam kondisi seperti

ini, gas-gas akan lebih banyak terperangkap di dalam magma rhyolit sehingga menyebabkan

letusan yang sangat dahsyat.

Sumber energi panasbumi sangat tergantung dari kehadiran intrusi magma. Adanya gu-

nung api menandakan di wilayah itu banyak terdapat intrusi magma. Itulah sebabnya lokasi

sumber energi panasbumi selalu berada di sekitar gunung api. Gambar 1.4 memperlihat proses

pembentukan gunung api yang terkait erat dengan peristiwa intrusi magma.

1.4 Mineral dalam magma

Batuan beku terbentuk ketika lava dan magma menjadi dingin; dan pada saat itu kristal min-

eral juga mulai terbentuk. Jenis-jenis batuan beku ditentukan oleh komposisi magma asalnya.

Unsur-unsur yang banyak dikandung oleh magma adalah oksigen (O), silikon (Si), alumunium

(Al), besi (Fe), magnesium (Mg), kalsium (Ca), Potasium5 (K), dan Sodium6 (Na). Diantara

senyawa-senyawa yang dikandung oleh magma, senyawa silika terdapat dalam jumlah paling

besar dan ia paling menentukan karakteristik magma.

Karakter magma tidak bisa dilepaskan dari unsur dan senyawa yang terlarut didalamnya.Unsur dan senyawa itulah yang kelak akan membangun komposisi kristal mineral ketika temper-

atur magma berangsur-angsur turun sebelum akhirnya menjadi dingin berbentuk batuan beku.

Secara umum, batuan beku yang banyak mengandung unsur besi dan magnesium akan memi-

liki titik leleh lebih tinggi dibandingkan batuan yang banyak mengandung unsur silikon. Itulah

sebabnya titik leleh magma dipengaruhi oleh jenis mineral yang ada didalamnya. Contohnya

batuan yang berasal dari magma basalt7, yang mengandung mineral olivine, calcium feldspar

dan pyroxene akan meleleh pada temperatur yang lebih tinggi dibandingkan batu granit yang

mengandung mineral quartz dan potassium feldspar. Artinya, granit memiliki titik leleh yang

lebih rendah dibanding basalt, karena granit mengandung lebih banyak mineral yang melelehpada suhu rendah, disamping ia juga lebih banyak mengandung air.

Kesimpulannya, karena masing-masing mineral memiliki titik leleh yang berbeda-beda, ma-

ka titik leleh batuan secara keseluruhan ditentukan oleh mineral yang paling mendominasi kom-

posisi batuan tersebut. Sehingga bisa dipahami bahwa jika suatu batu mulai meleleh, maka

mineral yang akan meleleh duluan adalah mineral yang titik lelehnya rendah. Jadi seluruh

mineral yang ada di dalam batu itu tidak akan meleleh pada saat yang bersamaan. Fenomena

ini dikenal dengan partial melting atau saya indonesiakan menjadi meleleh-sebagian. Ilustrasi

proses meleleh-sebagian diperlihatkan pada Gambar 1.5.

Saat ada grup mineral yang meleleh, maka lelehan tersebut akan bergerak lebih lincah5nama lain dari unsur Kalium6nama lain dari unsur Natrium7Memiliki kandungan senyawa silika yang rendah




Gambar 1.5: Perhatikan grup mineral yang hilang dari batuan padat. Grup mineral itu menghi-lang karena meleleh lebih dulu saat dipanaskan dibandingkan grup mineral yang mampu berta-han. Mineral quartz memiliki titik leleh yang lebih rendah dibanding mineral potassium feldspar.

dibanding mineral yang belum meleleh. Pada saat lelehan itu pergi meninggalkan miner-

al yang belum meleleh, ada kemungkinan "ruang kosong" yang ditinggalkan akan terisi oleh

unsur dan senyawa kimia yang baru dan berbeda dari lelehan yang pergi. Kejadian ini akan

merubah kompisisi magma. Andaikan temperatur yang diterima oleh magma tidak cukup un-

tuk melelehkan seluruh mineral, atau magma mendingin terlalu cepat, maka ia akan memiliki

komposisi yang berbeda dengan batuan asalnya. Yang saya maksud batuan asal adalah batu-

an ketika ia belum terpanaskan menjadi magma. Tolong jangan dilupakan bahwa magma itu

sendiri berasal dari batu; dan diakhir proses ketika magma mendingin, ia pun akan berubah

menjadi batu. Hanya saja komposisi batuan asalnya belum tentu atau malah tidak akan samadengan batuan akhirnya. Proses yang baru saja diterangkan ini bisa menjelaskan mengapa bat-

uan beku tidak cuma satu jenis, melainkan ia terbagi atas beberapa jenis batuan beku.

1.4.1 Bowen series

Pada awal abad ke-19, seorang ahli geologi berkebangsaan Kanada, N.L. Bowen menunjukkan

bahwa ketika magma mendingin, urutan-urutan kristal mineral yang terbentuk bisa dipredik-

sikan. Hingga kini proses urutan-urutan rantai kristal mineral yang terbentuk tersebut dike-

nal dengan nama Bowen‘s reaction series. Tapi saya lebih suka menyebutnya Bowen series saja. Gambar 1.6 menampilkan kronologi proses pendinginan magma berikut perubahan formasi

kristal mineral yang membentuk komposisi batuan beku. Bowen berteori bahwa ketika magma

mendingin, terdapat 2 cabang proses kristalisasi mineral. Cabang yang sebelah kanan menun-




jukkan proses kristalisasi yang berlangsung secara berkelanjutan tanpa jeda, seiring dengan

penurunan temperatur magma. Perubahan komposisi mineral kelompok feldspar terjadi pada

cabang sebelah kanan. Sementara, pada cabang sebelah kiri menjelaskan perubahan kompo-sisi mineral yang kaya akan unsur besi-magnesium. Namun proses perubahan tersebut tidak

terjadi secara berkelanjutan. Mari kita telaah lebih dalam lagi. Gambar 1.7 memperlihatkan

Gambar 1.6: Urutan-urutan pembentukan mineral menurut proses Bowen series

Gambar 1.7: Proses terbentuknya lapisan (layer) mineral ketika magma mendingin. Kiri: mag-ma masih panas, belum ada kristal mineral. Tengah: magma mendingin, butir-butir kristalmineral berjatuhan. Kanan: magma dingin, lapisan kristal mineral terbentuk

ilustrasi proses kristalisasi mineral saat magma mendingin. Ketika magma masih sangat panas,

tak ada satupun mineral yang terbentuk. Semuanya ikut meleleh dan terlarut didalam mag-ma. Pada saat magma mendingin secara perlahan-lahan, ada beberapa unsur dan senyawa yang

bergabung membentuk butiran kristal mineral. Butiran kristal ini memiliki densitas yang lebih

besar dibanding magma yang masih panas meleleh. Perbedaan densitas inilah yang menye-




babkan butiran itu jatuh ke bawah8. Kemudian, ketika magma terus mendingin, butir-butir

kristal mineral yang terkumpul tadi dengan sendirinya akan nampak seperti lapisan9. Ilustrasi

Gambar 1.8: Proses pembentukan kristal mineral ketika magma basaltik meng-intrusi batuansedimen sandstone dalam arah horisontal

proses pembentukan kristal mineral, seperti yang dikemukakan oleh Bowen, ditunjukkan oleh

Gambar 1.8. Ketika magma basalt meng-intrusi batuan sedimen sandstone, daerah di sekitar

kontak termal yaitu di perbatasan keduanya akan terbentuk lapisan mineral olivine. Menurut

Bowen, mineral olivine adalah mineral yang pertama terbentuk ketika magma mulai mendingin.

Berdasarkan ilustrasi Gambar 1.8, bisa dipahami bahwa temperatur di sekitar kontak termal se-

lalu lebih rendah dibandingkan temperatur ditengah-tengah magma. Itulah sebabnya, olivine

tidak ada di tengah-tengah magma. Ia berkumpul di sekitar kontak termal. Dan lantaran ia

memiliki densitas yang lebih besar dibanding magma, olivine layer mengambil posisi di sekitar

kontak termal bagian bawah. Sementara di sekitar kontak termal bagian atas tidak terdapatolivine layer. Ya mungkin saja ada di atas, tapi itu tidak akan banyak jumlahnya dan tidak akan

membentuk layer. Di atas olivine layer, terdapat mineral pyroxene. Gradasi temperatur dari

tengah-tengah magma ke bawah bisa menjelaskan itu dengan logis10. Pyroxene akan selalu

terbentuk setelah olivine ada. Karena pyroxene memiliki titik leleh yang lebih rendah diband-

ing olivine. Kehadiran pyroxene dibagian bawah membuat plagioclase tidak lagi mendominasi

daerah bagian bawah. Lain halnya dengan dibagian atas, disana tidak ada olivine dan pyroxene

sehingga plagioclase mendominasi bagian atas.

Contoh nyata dari penjelasan di atas bisa ditemukan di Palisade Sill yang terletak di lembah

8Di alam ini, materi dengan densitas besar selalu mangambil posisi dibawah materi lain yang lebih kecil densitas-nya. Itulah sebabnya gas selalu berada di atas liquid.

9Tapi saya kira, kumpulan kristal itu tidak selalu berbentuk lapisan, melainkan bisa saja berbentuk tumpukan jikabutiran itu masuk ke celah sempit yang vertikal

10Disini anda mesti cermat membayangkan situasinya, jika tidak, anda akan terjebak pada pehamaman terbalik




Hudson River, New york. Lebih jauh lagi penjelasan itu juga membuat kita mengerti menga-

pa magma terbagi atas 3 jenis sebagaimana yang ditulis pada Tabel 1.1. Dimulai dari magma

basalt yang banyak mengandung unsur besi-magnesium. Kemudian kristal olivine dan pyrox-ene terbentuk sambil menyekap unsur-unsur besi-magnesium. Akibatnya unsur besi-magnesium

yang terlarut pada magma telah berkurang kadarnya. Sebaliknya, senyawa silika dalam mag-

ma meningkat11; dan magma basalt telah beralih menjadi magma andesit. Proses yang sama

berulang kembali sehingga senyawa silika semakin mendominasi lelehan magma. Itulah magma

rhyolitik.

Magma yang terdapat di dalam gunung api yang ada di Indonesia umumnya masuk dalam

jenis magma andesit-rhyolit. Sementara magma pada gunung api di kepulauan Hawaii adalah

magma basalt. Mengapa bisa begitu? Karena gunung api yang ada di kepulauan Hawaii be-

rada di atas lempeng samudera bukan di lempeng benua. Lempeng samudera umumnya lebihtipis ketebalannya dibandingkan dengan lempeng benua. Karena tipis, maka perjalanan mag-

ma dari perut bumi menuju permukaan menjadi relatif lebih singkat jika dibandingkan per-

jalanan magma di lempeng benua. Perjalanan yang singkat itu membuat magma tidak pun-

ya waktu cukup untuk merubah dirinya dari basaltik menjadi andesitik. Sehingga ia keluar

dalam bentuk lava basalt yang kental dan berviskositas rendah. Ia tidak menimbulkan letusan

yang dahsyat, melainkan hanya letusan relatif kecil dan cenderung hanya meleleh. Sementara

gunung-gunung api di Indonesia semuanya berada di lempeng benua yang relatif tebal, sehing-

ga membuat perjalanan magma menjadi semakin lama. Kondisi ini memberikan cukup waktu

bagi magma untuk mengubah dirinya menjadi andesitik dan rhyolitik. Bahkan tidak hanya sam-pai disitu, perjalanan magma menuju ke atas selalu dibarengi dengan berkurangnya tekanan

yang mengakibatkan gas-gas yang semula terlarut di dalam magma dapat membebaskan diri

dari lelehan magma. Gas-gas itu dengan sendirinya akan berhimpun dalam suatu zona12 yang

memungkinkan mereka untuk bertiwikrama meningkatkan jumlah tekanan ke atas secara terus-

menerus dari waktu ke waktu. Dan jika tekanan itu sudah tidak mampu lagi ditahan oleh badan

gunung, letusan dahsyat seketika dapat terjadi. Danau Toba di Sumatera Utara, dulunya tidak

ada di peta. Tapi setelah Gunung Toba meletus, tekanan dari bawahnya mampu mengangkat

badan gunung Toba hingga sekarang menjadi danau terbesar di Indonesia.

Sekarang berpikirlah kita, kira-kira apa yang saat ini tengah terjadi di perut gunung Salak,gunung api aktif yang paling dekat dengan UI? Kalau anda pernah melintasi kawasan Kawah

Ratu di puncak gunung Salak, mungkin anda akan terkagum-kagum melihat panorama alam

yang sangat indah, dimana asap putih mengepul dikelilingi tumbuhan hijau liar tapi tidak set-

inggi pohon pinus. Asap putih itu adalah uap panas yang mengandung uap air dan gas-gas

lainnya yang umumnya bersifat toxic. Penampakan sisa-sisa batang pohon yang mati dan ker-

ing disekelilingnya nampak seperti habis terbakar sebetulnya disebabkan oleh asap yang keluar

dari celah-celah batuan di kawasan Kawah Ratu itu. Asap putih yang keluar dari celah batuan

tersebut berasal dari tekanan gas yang berhasil menerobos keluar. Dan itu baru sepersekian

11Sebetulnya meningkat disini bukan disebabkan karena ada tambahan silika, melainkan karena kadar besi-magnesium dalam magma sudah berkurang karena telah menjadi mineral olivine dan pyroxene

12Itu adalah zona dua fasa; didalamnya ada fluida magma dalam wujud lelehan dan ada fluida magma dalam wujud gas




juta dari total tekanan yang saya duga mampu menghujani kota hujan Bogor dengan hujan

batu lebih dari semalam; dan membuat kota Depok lumpuh akibat hujan debu selama sepekan.

Itu bisa terjadi lewat skenarion alam yang tidak terlalu rumit. Skenario yang paling sederhanaadalah jika dorongan benua Australia di selatan Pangandaran berhasil menggetarkan sistem

gunung api di gunung Salak hingga menimbulkan retakan, maka bisa jadi retakan itu akan

menjadi daerah lemah yang bisa diterobos oleh tekanan gas dan aliran magma. Itulah awal

bencana yang mungkin terjadi kelak. Tidak ada orang sakti ataupun sekumpulan orang sakti

dari seluruh dunia mampu menghentikan tenaga maha dahsyat itu, walaupun mereka memiliki

tujuh bola dragon ball.

1.5 Mineral

Kerak bumi tersusun atas 3000 jenis mineral, yang memegang peranan kunci dalam pemben-

tukan batuan dan bentuk rupa permukaan bumi. Setiap mineral memiliki karakteristik sebagai

berikut:

• terbentuk secara alamiah di alam

• tersusun dari senyawa an-organik

• berbentuk padat dengan komposisi kimia yang unik

• memiliki struktur kristal tertentu

Berdasarkan definisi tersebut maka garam masuk dalam kelompok mineral, sementara gu-

la bukan mineral. Karena gula berasal dari tumbuhan yang merupakan senyawa organik.

Demikian hal-nya dengan batubara, ia bukan mineral, karena ia berasal dari tumbuhan yang

hidup dimasa lampau.

Kristal didefinisikan sebagai zat padat dimana atom-atom penyusunnya memiliki pola yang

berulang. Setiap mineral memiliki bentuk kristal tertentu walaupun ukurannya bervariasi dari

yang paling kecil sampai besar. Berwujud padat adalah syarat lain dari mineral, oleh karena itu

liquid dan gas bukan termasuk mineral.

Setiap mineral memiliki komposisi kimia yang unik. Beberapa mineral tersusun dari unsur

tunggal, misalnya copper, silver dan sulfur. Tapi kebanyakan mineral tersusun dari senyawa.

Contohnya mineral quartz13 (SiO2), yang merupakan kombinasi dari dua atom oksigen dan

satu atom silikon. Walaupun mineral selain quartz juga mengandung unsur oksigen dan silikon,

namun kombinasi yang dimiliki oleh quartz begitu unik 14.

1.5.1 Mineral penyusun batuan

Di kerak bumi terdapat 3000 jenis mineral. Tetapi yang paling umum ditemukan hanya 30

jenis, dimana 8 diantaranya adalah mineral-mineral utama penyusun batuan15. Pada dasarnya13nama lain dari silika14khusus hanya dimiliki oleh quartz15Sebaiknya anda hafalkan nama-nama 8 mineral ini



1.6. MANIFESTASI PERMUKAAN 13

mereka tersusun atas 8 unsur utama yang paling banyak ditemukan di kerak bumi. Diantara

8 unsur tersebut itu, oksigen dan silikon merupakan 2 unsur yang paling melimpah di dalam

kerak bumi. Oksigen dimiliki oleh 8 mineral yang mendominasi kerak bumi. Sementara hanyamineral calcite yang tidak mengandung silikon.

Gambar 1.9: Atas: 8 mineral utama penyusun batuan. Bawah: 8 unsur utama penyusun mineralbatuan

1.5.2 Mineral dari magma

Magma adalah lelehan massa batuan yang bercampur dengan gas terlarut bertemperatur san-

gat tinggi. Saat magma bergerak mendekati permukaan bumi, temperatur-nya akan menurun,

dan kristal mineral mulai terbentuk. Jenis-jenis unsur dan kadar jumlah-nya yang dikandung

oleh magma akan menentukan kristal mineral yang akan terbentuk. Kemudian, kecepatan pros-

es pendinginan magma akan menentukan ukuran kristal mineral yang akan terbentuk. Jika

magma mendingin secara perlahan, atom-atom memiliki cukup waktu untuk menyusun dirinya

hingga membentuk kristal mineral yang besar. Namun jika magma keburu sampai ke permukaan

bumi hingga kontak dengan udara, maka pendinginan magma menjadi sangat cepat. Akibat-

nya atom-atom tidak punya cukup waktu untuk membentuk kristal besar. Jadi kristal mineral

yang kecil ukurannya, diperkirakan terbentuk dari proses pendinginan magma yang terlampaucepat. Sementara kristal yang besar ukurannya terbentuk dari proses pendinginan magma yang

lambat.

1.6 Manifestasi permukaan

Manifestasi permukaan adalah tanda-tanda alam yang nampak dipermukaan tanah sebagai

petunjuk awal adanya aktifitas panasbumi dibawah permukaan tanah. Bentuk manifestasi per-

mukaan antara lain berupa hot springs16, ground warm17, dan fumarole18.

Gambar 1.10 memperlihatkan sebuah fumarole. Warna kuning yang ada disekitar fumarole

16mata air panas17permukaan tanah yang hangat18gas panas yang keluar dari tanah




disebabkan oleh akumulasi kristal sulfur atau belerang sebagai akibat dari proses pendinginan

uap sulfur saat uap itu keluar dari lubang dan bersentuhan dengan udara bebas yang temper-

aturnya lebih dingin dibandingkan dengan temperatur dibawah tanah. Akumulasi kristal sulfurtersebut dinamakan solfatara.

Gambar 1.10: Fumarole dan solfatara



Bab 2

Model Geologi Daerah Panasbumi

2.1 Pendahuluan

Energi panasbumi adalah energi panas alami dari dalam bumi yang ditransfer ke permukaan

bumi secara konduksi dan konveksi. Secara umum perubahan kenaikan temperatur terhadap

kedalaman di kerak bumi adalah sekitar 30◦C /km. Jika diasumsikan temperatur rata-rata per-

mukaan bumi adalah 15◦C, maka di kedalaman 3 km, temperaturnya akan mencapai 105◦C.

Akan tetapi temperatur tersebut kurang menguntungkan dari sisi ekonomis untuk dimanfaatkan

sebagai sumber energi panasbumi.

Dari pandangan ini, maka menjadi jelas bahwa sumber energi panasbumi yang potensial

dan bernilai ekonomis tentunya hanya berada di lokasi tertentu dengan kondisi geologi yang

khas. Bagaimana cara mencari daerah yang potensial? Pengamatan yang mudah adalah dengan

mencari keberadaan manifestasi panasbumi. Jika di suatu lokasi ditemukan fumarole dan mata

air panas, maka sudah pasti dibawahnya ada sumber panasbumi yang membuat temperatur air

tanah meningkat dan membuatnya keluar ke permukaan tanah sebagai mata air panas.

Dari sudut pandang geologi, sumber energi panasbumi berasal dari magma yang berada di

dalam bumi. Ia berperan seperti kompor yang menyala. Magma tersebut menghantarkan panas

secara konduktif pada batuan disekitarnya. Panas tersebut juga mengakibatkan aliran konveksi

fluida hydrothermal1 di dalam pori-pori batuan. Kemudian fluida hydrothermal ini akan berger-

ak ke atas namun tidak sampai ke permukaan karena tertahan oleh lapisan batuan yang bersifat

impermeabel2. Lokasi tempat terakumulasinya fluida hydrothermal disebut reservoir, atau lebih

tepatnya reservoir panasbumi3. Dengan adanya lapisan impermeabel tersebut, maka hydrother-

mal yang terdapat pada reservoir panasbumi terpisah dengan groundwater4 yang berada lebih

dangkal. Berdasarkan itu semua maka secara umum sistem panasbumi terdiri atas tiga elemen:

(1) batuan reservoir, (2) fluida reservoir, yang berperan menghantarkan panas ke permukaan

tanah, (3) batuan panas (heat rock) atau magma sebagai sumber panas (Goff and Cathy, 2000).

Bab ini akan membahas model geologi yang terdapat pada sistem panasbumi.

1air tanah yang terpanaskan.2Lapisan batuan yang sulit dilewati fluida.3Karena dalam konteks yang lain ada juga reservoir minyak bumi dan gas.4air yang berada di dalam tanah.

15



16 BAB 2. MODEL GEOLOGI DAERAH PANASBUMI

2.2 Model geologi sistem panasbumi

Kondisi geologi sumber-sumber energi panasbumi yang telah ditemukan di dunia saat ini amat

beragam. Namun menurut Marini (2001), secara garis besar bisa dikelompokan kedalam dua

model geologi daerah panasbumi, yaitu:

• sistem magmatik volkanik aktif

• sistem selain magmatik volkanik aktif 5

Daerah panahbumi bertemperatur tinggi (lebih dari 180 ◦C) yang bisa dimanfaatkan untuk

pembangkit listrik, sebagian besar terdapat pada sistem magmatik volkanik aktif. Sementara,

pemanfaatan energi panasbumi untuk pemanfaatan-langsung (direct use) bisa diperoleh dari

kedua sistem tersebut.

Gambar 2.1: Peta sebaran daerah volkanik aktif di Indonesia dan zona tumbukan lempengbenua Eurasia dan Indo-Australia (Hochstein and Sudarman, 2008)

Sistem magmatik volkanik aktif yang bertemperatur tinggi umumnya terdapat di sekitar

pertemuan antara lempeng samudra dan lempeng benua. Posisi Indonesia tepat berada di batas

antara lempeng Eurasia dan Indo-Australia6. Oleh karena itu, menurut catatan Volcanical Survey

of Indonesia (VSI) yang dirilis tahun 1998, di Indonesia terdapat 245 daerah prospek panasbumi

(Gambar 2.1).5 Agak lucu ya pembagiannya, hehehe :)6Penulis pernah terlibat dalam ekspedisi di laut selatan jawa dalam rangka Geophysical Investigation on The Ac-

tive Convergence Zone Between East Eurasia and Indo-Australia Plates Along Indonesia bersama saintis dari Jermanmenggunakan kapal riset Sonne pada Januari 1999



2.2. MODEL GEOLOGI SISTEM PANASBUMI 17

Gambar 2.2: Penampang vertikal sistem magmatik-volkanik aktif, DiPippo(2007)

Gambar 2.2 memperlihatkan penampang vertikal model geologi daerah magmatik volkanik

aktif. Akibat tumbukan antara lempeng samudra (oceanic crust) dan lempeng benua (continen-

tal crust), lempeng samudra menunjam ke bawah lempeng benua. Temperatur tinggi di kerak

bumi menyebabkan lempeng samudra meleleh. Lokasi lelehan ( zone of partial melting) tersebut

diperkirakan berada pada kedalaman 100 km dari permukaan bumi diantara kerak bumi dan

bagian luar mantel bumi. Densitas lelehan biasanya lebih rendah dari sumber asalnya sehingga

lelehan tersebut cenderung bergerak naik ke atas menjadi magma. Hampir tidak pernah dite-

mukan magma yang berbentuk cair (liquid) murni. Semua magma merupakan lelehan batuanpanas dengan campuran yang begitu kompleks antara silikat cair dan kristal mineral ditam-

bah gas, karbon dioksida serta senyawa beracun lainnya. Proses kristalisasi bisa jadi terbentuk

dari komposisi liquid-nya atau bisa juga berasal dari mineral batuan yang terbawa oleh perg-

erakan lelehan magma saat naik ke permukaan. Ketika magma mendekati permukaan bumi,

ia menyebabkan letusan volkanik. Magma yang sudah dimuntahkan ke permukaan bumi dise-

but lava. Wujud lava masih berupa lelehan batuan panas yang akhirnya menjadi dingin secara

perlahan dan membentuk batuan beku volkanik dipermukaan tanah. Alternatif lainnya, mag-

ma terperangkap di dalam bumi dan perlahan menjadi dingin membentuk batuan beku yang

seiring berjalannya waktu akan tersingkap oleh erosi. Oleh karena itu, komposisi magma dapatditentukan oleh komposisi batuan beku. Akan tetapi karena proses volkanik melibatkan unsur-

unsur gas yang terkandung di magma mengakibatkan komposisi batuan beku tidak selalu sama

dengan komposisi magma aslinya.




Gambar 2.3: Penampang vertikal sistem hidrotermal-volkanik di daerah zona aktif gunung apiandesit. Marini(2001)

2.3 Fluida panasbumi

Asal-usul fluida hydrothermal pada sistem volkanik aktif diperlihatkan oleh Gambar 2.3. Kan-

dungan H2O yang tinggi pada batas antara lempeng benua dan lempeng samudera di sekitar

zona penunjaman yang bertemperatur sangat tinggi memicu terjadinya fenomena partial melt-

ing yang merupakan cikal-bakal fluida panasbumi. Sementara, lapisan sedimen terdehidrasi,

yang ikut terbawa ke dalam zona penunjaman, juga ikut meleleh sehingga memperkaya kan-

dungan komponen fluida panasbumi tersebut. Fluida panasbumi kemudian bergerak ke atasmenerobos kerak bumi sambil terus bereaksi dengan batuan yang dilewatinya sehingga makin

menambah kandungan komponen di dalamnya. Fluida panasbumi yang paling dekat dengan

magma, biasanya mengandung uap air, CO2, SO2, H2S dan HCl. Variasi konsentrasi masing-



2.4. MAGMATIC VOLATILE 19

masing kandungan itu tergantung pada perbedaan magmatic volatile7 dan tingkat degassing8

magma. Penyerapan gas-gas tersebut ke dalam sirkulasi air tanah bagian dalam9 mendorong

terbentuknya fluida panasbumi yang bersifat asam dan sangat reaktif. Tingkat ke-asam-an flui-da panasbumi berangsur-angsur berkurang ke arah netral seiring interaksi dirinya dengan per-

mukaan batuan dimana kation-kation ikut terbawa oleh aliran fluida panasbumi. Ketika fluida

panasbumi terus bergerak ke atas, tekanannya makin berkurang hingga mencapai kondisi boil-

ing, yaitu kondisi dimana fluida panasbumi mendidih mengeluarkan gelembung gas-gas. Zona

tempat terjadinya fenomena boiling disebut boiling zone. Disinilah terjadi pemisahan antara fase

liquid dan fase gas pada fluida panasbumi. Fluida fase gas akan lebih mudah menerobos menuju

ke permukaan bumi menjadi fumaroles10 di sekitar puncak dan lereng gunung api. Namun fase

gas yang tidak bisa menerobos ke permukaan akan bercampur dengan air tanah membentuk

steam-heated acid-sulfate water. Sisa fluida panasbumi yang masih berada di posisi dalam akanmengalir secara lateral dimana ia akan bercampur dengan air meteorik sampai mencapai pH

netral dan keluar permukaan sebagai mata air yang kaya unsur chloride-nya.

2.4 Magmatic volatile

Pada awal abad ke-19, telah diperoleh kesimpulan bahwa kandungan gas di dalam magma san-

gat berperan untuk mendorong magma naik ke permukaan dan menyebabkan letusan yang dah-

syat. Bermacam-macam gas bisa melarut kedalam lelehan magma sebagaimana karbon dioksida

bisa melarut di dalam air soda. semua gas yang terperangkap di dalam magma diistilahkan se-bagai volatile components atau magmatic volatiles karena semua gas itu cenderung membentuk

gelembung-gelembung gas pada tekanan yang relatif rendah11.

Jumlah gas yang terlarut di lelehan silikat panas akan meningkat seiring dengan meningkat-

nya tekanan. Ketika magma bergerak ke atas, tekanannya menurun, menyebabkan terciptanya

gelembung-gelembung gas yang ingin membebaskan diri dari lelehan magma. Disamping itu,

gelembung-gelembung gas akan membesar seiring dengan penurunan tekanan. Dan ketika

mereka muncul ke permukaan dalam jumlah sangat besar, gaya yang sangat luar biasa akan

bergerak bersama gelembung-gelembung gas dan letusan dahsyat bisa terjadi di puncak gu-

nung. Mirip seperti letusan CO2 dari botol yang dikocok oleh pemenang lomba balap mobilformula 1.

Air (H2O) dan karbon dioksida (CO2) adalah dua macam volatile components yang sangat

penting pada magma. Pada kondisi tekanan yang tinggi di dalam bumi, seluruh air dan karbon

dioksida melarut di dalam magma dan mempengaruhi proses kristalisasi magma, temperatur,

densitas dan viskositas. Setelah (H2O) dan (CO2), volatile components yang banyak dikandung

magma adalah sulfur (S), chlorine (Cl), dan flourine (F). Konsentrasi sulfur pada magma andesit

normalnya kurang dari 1000 ppm, atau rata-rata sekitar 200-400 ppm. Kandungan sulfur atau

7unsur-unsur gas yang terlarut di dalam magma8keluarnya gas dari magma9deep groundwater

10uap gas panas11Coba anda bayangkan gelembung-gelembung gas CO2 yang keluar dalam air soda. Ya kira-kira seperti itulah

kejadian di magma




belerang sangat penting untuk mempelajari komposisi gas volkanik. Sementara formasi mineral

tambang dipengaruhi oleh kandungan ketiganya. Volatile components lainnya adalah He, Ar,

dan B terdapat di magma dalam jumlah yang relatif sedikit. Gas-gas dari unsur-unsur muliabiasanya ditemukan dalam jumlah yang sangat sedikit, kurang dari 1 ppm.

Sebuah eksperimen laboratorium12 yang dilakukan oleh Carroll dan Holloway, 1994 mem-

perlihatkan fakta bahwa pada tekanan lebih besar dari 0.5 kbar, tingkat kelarutan H2O didalam

magma rhyolit (850◦C) lebih besar dibandingkan pada magma basalt (1200◦C). Demikian hal-

nya terjadi pada CO2. Tingkat kelarutan CO2 di dalam magma rhyolit lebih tinggi dibanding

magma basalt.

2.5 Tipe-tipe sistem panasbumi

Lebih jauh lagi, pembagian sistem panasbumi menurut Goff dan Cathy (2000), berdasarkan

kriteria geologi, geofisika, hidrologi, dan teknologi, dapat dibagi atas 5 tipe, yaitu:

1. Sistem batuan beku muda (Young igneous systems)

2. Sistem tektonik (tectonic systems)

3. Geopressured systems

4. Hot dry rock systems

5. Magma tap systems

Dari tipe satu sampai tipe tiga, air panas alami bisa diperoleh lewat kegiatan eksploitasi. Kare-

na itu, ketiganya bisa disatukan menjadi sistem hidrotermal (hydrothermal systems). Semen-

tara untuk tipe empat dan lima, air panas alami tidak bisa diperoleh. Justru kedua sistem itu

memerlukan air yang diinjeksikan kedalam bumi lalu air tersebut disedot kembali untuk diambil

panasnya. Secara teknik hal itu mungkin dilakukan, tetapi tidak bernilai ekonomis selama harga

bahan bakar fosil masih lebih murah. Pada buku ini, sementara saya hanya akan mengupas tipe

satu saja, karena sistem batuan beku muda mendominasi sistem panasbumi di Indonesia.

2.5.1 Sistem batuan beku muda

Sistem panasbumi batuan beku muda berasosiasi dengan quaternary volcanism dan intrusi mag-

ma. Hampir 95% aktivitas volkanik terjadi disepanjang zona tumbukan lempeng - sebagaimana

yang terdapat dalam jumlah melimpah di Indonesia - dan di dalam hot spot. Fluida panasbumi

pada sistem ini menerima panas dari intrusi magma dengan panas yang tertinggi (≤ 370 ◦C)

dibanding dengan empat tipe sistem panasbumi lainnya. Kedalaman reservoir umumnya berada≤ 15 km, meskipun ada juga yang lebih dalam.

12temperatur dan tekanan telah disesuaikan dengan kondisi di dalam bumi



2.5. TIPE-TIPE SISTEM PANASBUMI 21

Gambar 2.4: Model konseptual panasbumi sistem batuan beku muda yang terdapat di andesitic stratovolcano. Reservoir panasbumi bertemperatur ≥ 200 ◦

Cdengan kedalaman ≤ 1,5 km, se-mentara kedalaman batuan intrusi (intrusive rocks)berkisar antara 2 - 10 km. Dimensi lateraldari reservoir hingga outflow dapat melebihi 20 km




2.5.1.1 Model konseptual

Gambar 2.4 menampilkan model konseptual sistem panasbumi di daerah andesitic stratovolcano

aktif. Temperatur intrusi magma andesit biasanya berkisar antara 850 to 1050 ◦C. Air meteorik

turun dari ke bawah tanah dan terpanaskan oleh batuan intrusi yang menyebabkan terjadinya

sirkulasi air panas. Dengan terjadinya sirkulasi, air panas tersebut menjadi kaya akan unsur-

unsur kimia seperti Cl, F, Br, B, SO4 , HCO3 , silika, kation, and metal yang terlarut sebagai

hasil dari reaksi dengan batuan asal. Uap-uap yang terkandung di magma seperti H2O, CO2 ,

senyawa sulfur, HCl, HF, Hg, and As sangat mungkin terlepas dan mengalir menjadi fluida. Flu-

ida tersebut secara umum menjadi "neutral-chloride"13 dan mencoba menerobos ke atas melalui

celah-celah batuan dikarenakan densitasnya yang menurun. Alterasi mineral dan vein terbentuk

di dalam batuan reservoir. Seringkali fluida panas naik ke atas melalui rekahan hingga menca-

pai level kedalaman titik didih dimana vapor phase yang berisi steam dan gas non-condensible14

terbentuk. Gas-gas inilah yang muncul ke permukaan sebagai fumarole. Ketika steam mengala-

mi kondensasi15 dan bercampur dengan air meteorik dangkal, H2S mengalami oksidasi menjadi

asam sulfat (H2SO4) yang mana secara kimiawi mengalterasi batuan dan membentuk mata air

"asam sulfat". Air neutral-chloride biasanya berada lebih dalam dibandingkan air asam sulfat,

dan jika keduanya bertemu dan bercampur akan menghasilkan air asam-sulfat-chloride. Kon-

disi topografi dan hydrologic gradient menyebabkan fluida cenderung mengalir secara lateral

menjauhi puncak gunung membentuk aliran outflow. Mata air neutral-chloride biasanya muncul

beberapa kilometer dari sumber panas dan reservoir utama. Jika temperatur batuan intrusi

telah menurun karena usia; atau karena ukurannya yang kecil; atau terletak terlalu dalam, ma-

ka kontribusi uap magma terhadap sistem panasbumi relatif kecil dan bisa jadi tidak terdeteksi.

2.5.1.2 Manifestasi permukaan

2.5.2 Sistem tektonik

2.5.3 Geopressured systems

2.5.4 Hot dry rock systems

2.5.5 Magma tap systems

13neutral-chloride artinya adalah pH-nya netral, kandungan klorida-nya tinggi14gas selain H2O, misalnya: H2S, CO2, CH4, NH3

15turun temperaturnya



Bab 3

Eksplorasi Panasbumi

3.1 Pendahuluan

Saya kira tidak ada orang sakti ataupun sekumpulan dukun sakti di Indonesia yang mam-

pu menentukan letak dimana daerah potensi energi panasbumi yang bisa dieksploitasi secara

komersial. Jika ada, tentunya teori dan konsep yang akan dipaparkan dalam bab ini tidak terlalu

penting untuk dibahas.

Sampai saat ini sebagian besar fakta membuktikan bahwa proyek panasbumi yang berhasil

dengan sukses selalu terletak di daerah yang disana terdapat manifestasi panasbumi di per-

mukaan tanah. Walaupun demikian, tetap saja tidak mudah menentukan dimana letak pastinyasumber panasbumi itu berada. Dulu, ketika tahapan-tahapan eksplorasi belum diketahui orang,

biasanya orang melakukan pengeboran di dekat manifestasi panas bumi seperti, fumarole, hot

spring, mud pot ataupun geyser. Lalu apa yang terjadi? Dalam beberapa hari manifestasi terse-

but mati dan sumur pemboran berhenti menghasilkan fluida, yang itu berarti sumber panasbumi

pun seolah hilang entah kemana.

Sekarang, dengan pengetahuan dan teknologi yang lebih baik, manusia bisa menentukan

dimana letak sumber panasbumi meski belum sampai pada tingkat keyakinan 100%. Tapi seti-

daknya kita bisa mengkarakterisasi reservoir panasbumi sebelum memasuki tahapan pemboran

yang akan memakan biaya besar. Dengan mengetahui kondisi alami reservoir di bawah per-mukaan tanah, maka kemungkinan besar proyek pemanfaatan panasbumi akan berhasil sukses.

3.2 Sasaran eksplorasi panasbumi

Menurut DiPippo (2007), ada 5 sasaran yang mesti dicapai dalam program eksplorasi panasbu-

mi:

1. Menentukan posisi batuan panas (hot rock).

2. Mengestimasi atau memperkirakan volume reservoir, temperatur fluida yang berada di-

dalamnya dan permeabilitas formasi.

3. Memprediksikan apakah fluida yang bakal keluar di sumur produksi berupa uap kering

(dry steam) atau liquid atau campuran dua-fasa (uap dan liquid).

23



24 BAB 3. EKSPLORASI PANASBUMI

4. Menentukan sifat kimia dari fluida panasbumi.

5. Memperkirakan potensi energi listrik yang bisa dihasilkan hingga minimal 20 tahun kede-

pan.

Hampir semua daerah panasbumi selalu ditandai oleh keberadaan manifestasi panasbumi.

Adanya manifestasi pastinya disebabkan oleh adanya sumber panas bumi dibawah manifestasi

tersebut. Namun letak pastinya dimana kita belum tahu. Walaupun tidak ditemukan sumber

mata air panas, tapi permukaan tanah yang dirasakan lebih panas daripada sekelilingnya sudah

cukup mengindikasikan keberadaan sumber panasbumi dibawahnya. Tanpa adanya sumber

panasbumi, permukaan tanah tidak mungkin akan menjadi panas.

Volume reservoir berikut permeabilitas batuan reservoir perlu diketahui agar kemampuan

sumur untuk memproduksi atau mengalirkan fluida bisa diperhitungkan. Jika volumenya kecildan permeabilitasnya rendah, maka kemampuan produksi akan rendah dan besar kemungkinan

umur sumur tersebut pun akan singkat sekali.

Demikian juga dengan temperatur fluida reservoir panasbumi. Temperatur fluida reservoir

yang terlalu rendah tidak akan mengundang investasi proyek panasbumi untuk dimanfaatkan

sebagai sumber energi listrik. Menurut Eliasson (2001), berdasarkan besar kecil temperatur

fluidanya, reservoir panasbumi dapat dikategorikan menjadi 4, yaitu

• Temperatur tinggi, bila temperatur fluida > 250◦C

• Temperatur medium, bila temperatur fluida berkisar antara 150◦

C- 250◦

C

• Temperatur didih rendah, bila temperatur fluida berkisar antara 100◦C- 150◦C

• Temperatur rendah, bila temperatur fluida berkisar antara 50◦C- 100◦C

Dari 4 kategori tersebut, hanya reservoir temperatur medium dan reservoir temperatur tinggi

yang bisa menggairahkan investasi proyek pembangkit listrik energi panasbumi1.

Sifat fisis dan kimiawi fluida reservoir dari sumur pemboran akan sangat menentukan ke-

layakan proyek panasbumi. Program eksplorasi yang baik bisa saja memprediksi sifat-sifat fluida

reservoir. Tapi agak sulit mempelajari sifat fisis dan kimiawi fluida reservoir tanpa melakukan

pengeboran eksplorasi. Dan pembuatan sumur eksplorasi itu sendiri adalah merupakan tahapan

akhir dari rangkaian proses kegiatan eksplorasi di daerah potensi panasbumi.

Point kelima dari sasaran eksplorasi adalah menentukan lokasi reservoir panasbumi berikut

potensi kapasitasnya dan perkiraan umur produksinya. Hasil ini akan dipertimbangkan oleh

para investor apakah dinilai menguntungkan atau tidak.

3.3 Tahapan eksplorasi panasbumi

Setidaknya ada 5 tahapan survei lapangan dalam kegiatan eksplorasi panasbumi yang diurutkan

secara kronologis, yaitu

1. survei penginderaan jauh (remote-sensing)

1Setidaknya untuk saat ketika tulisan atau buku ini dibuat yaitu April 2009



3.3. TAHAPAN EKSPLORASI PANASBUMI 25

2. survei geologi

3. survei hidrologi

4. survei geokimia

5. survei geofisika

Masing-masing kegiatan survei dapat dilakukan bersamaan bahkan dilaksanakan secara siner-

gis, misalnya antara survei geokimia dan geofisika, atau antara survei geokimia dan hidrologi.

Dengan demikian pelaksanaan tahapan eksplorasi dapat dipersingkat. Setidaknya perlu waktu

antara 2 hingga 3 tahun untuk menuntaskan seluruh tahapan eksplorasi tersebut. Detil tujuan

dari masing-masing survei akan dijelaskan dalam tulisan berikutnya.

3.3.1 survei penginderaan jauh

3.3.2 survei geologi

survei geologi bertujuan untuk mencari dan memetakan hal-hal berikut:

• Kondisi tektonik dan stratigrafi

• Keberadaan dan posisi patahan ( fault)

• Distribusi dan umur batuan volkanik

• Lokasi manifestasi panasbumi

• Lokasi batuan yang mengalami alterasi hidrotermal

Ada 2 hasil kerjaan yang harus dilaporkan sebagai hasil dari survei geologi, yaitu

• Peta geologi lokal daerah prospek panasbumi.

• Draft awal model konseptual kondisi bawah permukaan daerah prospek panasbumi.

Peta geologi memperlihatkan distribusi batuan dipermukaan daerah prospek; berikut umur bat-

uannya. Contoh peta geologi diperlihatkan pada Gambar 3.1.Sementara draft model konseptual sistem panasbumi memperlihatkan keadaan bawah per-

mukaan secara garis besar meliputi struktur sesar atau patahan, satuan batuan dan pola aliran

fluida. Gambar 3.2 memperlihatkan contoh model konseptual. Gambar tersebut merupakan

cross-section dalam arah SW-NE atau dari kiribawah ke kananatas pada Gambar 3.1. Fokus dari

kegiatan eksplorasi adalah memperkecil daerah prospek panasbumi sehingga penentuan lokasi

sumber tidak terlalu melebar. Oleh karenanya, gambaran yang diperlihatkan oleh model kon-

septual menjadi sangat terbatas; dan memang tidak perlu semua arah dibuat cross-section-nya.

Disisi lain, pada saat pembuatan model konseptual, sering terjadi silang pendapat di antara

para geosaintis yang masing-masing berupaya melakukan interpretasi berdasarkan pemahamanmasing-masing mereka terhadap data survei. Bahkan suatu model konseptual selalu akan dis-

empurnakan dari waktu ke waktu seiring dengan tambahan informasi baru dari hasil survei-

survei lainnya.



26 BAB 3. EKSPLORASI PANASBUMI

Gambar 3.1: Contoh peta geologi

Gambar 3.2: Contoh model konseptual

3.3.3 survei hidrologi

3.3.4 survei geokimia

3.3.5 survei geofisika



Daftar Pustaka

[1] DiPippo, R., Geothermal Power Plants, 2nd Ed, McGraw-Hill, 2007

[2] DiPippo, R., Geothermal Energy as a Source of Electricity: A Worldwide Survey of the Design

and Operation of Geothermal Power Plants, U.S. Dept. of Energy, DOE/RA/28320-1, U.S. Gov.

Printing Office, Washington, DC, 1980.

[3] Eliasson, Einar T., Power generation from high-enthalpy geothermal resources, GHC Bulletin,

June-2001, pp 26-34

[4] Borrero, F., F.S. Hess, J. Hsu, G. Kunze, S.A. Leslie, S. Letro, M. Manga, L. Sharp, T. Snow,

D. Zike and National Geographic, Earth Science: Geology, the Environment and the Universe,

Glencoe/McGraw-Hill, OH, 2008

[5] Bogie I., Lawless J.V., Rychagov S. and Belousov V., Magmatic-Related Hydrothermal Sys-

tems: Classification of the types of geothermal systems and their ore mineralisation, Geothermal

and mineral resources of modern volcanism areas (proceedings of the International Kuril-

Kamchatka field workshop, July 16 - August 6, 2005), Publishing house ÖTTISK ̈’, 2005. 460

p

[6] Marini, Luigi., Geochemical techniques for the exploration and exploitation of geothermal en-

ergy , Dipartimento per lo Studio del Territorio e delle sue Risorse, Universita degli Studi di

Genova, Italy, 2001

[7] Hochstein, Manfred P., Sudarman S., History of geothermal exploration in Indonesia from

1970 to 2000, Geothermics 37, 2008, 220-266 pp

[8] Goff, F. and Cathy J.J., Encyclopedia of Volcanoes: Geothermal system, Academic Press, 2000,

817-834 pp

[9] Carroll, M.R., and Holloway, J.R., eds, Volatiles in magma, Mineral Society Am. Rev. Miner-

al,. 30, 1994

27



Indeks

Bowen series, 8

boiling zone, 19

hydrothermal, 15

andesit, 5

basalt, 5, 7

calcium feldspar, 7

fumarole, 13

ground warm, 13

hot springs, 13

impermeabel, 15

intrusi, 5, 7

lava, 5

magma, 7

mineral, 12

olivine, 7

potassium feldspar, 7

pyroxene, 7

quartz, 7

reservoir, 15

rhyolit, 5

silika, 7

viskositas, 5

28

energipanasbumi

Documents

Transcript of energipanasbumi