BAB I

PENDAHULUAN

1.1 Latar Belakang

Panasbumi merupakan sumber energi panas yang terbentuk secara

alami di bawah permukaan bumi. Sumber energi tersebut berasal dari pemanasan

batuan dan air bersama unsur-unsur lain yang berasal dari aktivitas magmatisme

di dalam kerak bumi. Untuk pemanfaatannya, perlu dilakukan kegiatan eksplorasi

dan eksploitasi guna mentransfer energi panas tersebut ke permukaan dalam

wujud uap panas, air panas, atau campuran uap dan air serta unsur-unsur lain yang

dikandung panasbumi. Pada prinsipnya dalam kegiatan panasbumi yang

dieksploitasi adalah air panas dan uap air.

Sumber daya panasbumi ramah lingkungan karena unsur-unsur yang

berasosiasi dengan energi panas tidak membawa dampak lingkungan atau berada

dalam batas ketentuan yang berlaku. Panasbumi merupakan sumber energi panas

dengan ciri terbarukan karena proses pembentukannya terus-menerus sepanjang

masa selama kondisi lingkungan dapat terjaga keseimbangannya.

Indonesia memiliki potensi sumber daya panasbumi yang besar

dibandingkan dengan potensi panasbumi dunia. Namun, hingga saat ini

panasbumi tersebut masih belum dapat dimanfaatkan secara optimal,  khususnya

sebagai salah satu energi pilihan pengganti   bahan bakar minyak. Mengingat sifat

sumber energi panasbumi tidak dapat diekspor, pemanfaatannya terutama

ditujukan untuk mencukupi kebutuhan energi domestik yang dapat memberikan

nilai tambah dalam rangka optimalisasi pemanfaatan aneka ragam sumber energi

1

di Indonesia. Dengan demikian, pemanfaatan panasbumi  dapat turut menunjang

pembangunan nasional untuk mewujudkan kesejahteraan masyarakat.

Berdasarkan hal tersebut maka pada karya tulis seminar ini akan

diuraikan tentang sistem panasbumi secara umum terutama pada karakteristik

fluida panasbumi dan aplikasinya untuk mengetahui sifat atau karakteristik dari

reservoir panasbumi tersebut.

1.2 Maksud dan Tujuan

Penulisan Seminar yang berjudul Aplikasi geokimia fluida

panasbumi untuk mengetahui karakteristik dari reservoir panasbumi memiliki

maksud dan tujuan sebagai berikut :

1.2.1 Maksud

Maksud dari penulisan seminar ini adalah memberikan pemaparan

mengenai konsep panasbumi secara umum terutama pada konsep geokimia fluida

panasbumi dan penerapannya pada penentuan karakteristik dari reservoir

panasbumi dalam kegiatan eksplorasi panasbumi.

1.2.2 Tujuan

Penulisan seminar ini memiliki beberapa tujuan, yaitu :

- Mengetahui konsep dan pengertian sistem panasbumi.

- Mengetahui konsep geokimia fluida panasbumi.

- Mengetahui komponen sistem panasbumi.

- Mengetahui macam - macam fluida panasbumi untuk mengetahui

karakteristik dari reservoir panasbumi.

1.3 Ruang Lingkup

Materi yang dibahas dalam penulisan seminar ini adalah mengenai konsep

sistem panasbumi dan konsep geokimia fluida panasbumi dan aplikasinya untuk

mengetahui karakteristik dari reservoir panasbumi meliputi konsep umum tentang

2

sistem panasbumi dan geokimia fluida panasbumi, macam – macam fluida

panasbumi, dan bentuk terapannya untuk mengetahui karakteristik dari reservoir

panasbumi.

1.4 Metodologi Penelitian

Metode penulisan karya tulis seminar ini dilakukan dengan metode deskriptif

yaitu melalui studi pustaka dan studi literatur melalui buku – buku referensi,

jurnal – jurnal ilmiah, dan laporan penelitian.

1.5 Sistematika Penulisan

Adapun sistematika penulisan laporan seminar yaitu :

BAB I PENDAHULUAN

Berisi tentang latar belakang, maksud dan tujuan, ruang

lingkup, metode penulisan dan sistematika penulisan.

BAB II SISTEM PANASBUMI

Berisi tentang konsep sistem panasbumi panasbumi meliputi

komponen – komponen sistem panasbumi .

BAB III FLUIDA PANASBUMI

Berisi tentang konsep fluida panasbumi secara umum meliputi

pembentukan, sifat fisik dan kimia fluida, siklus fluida

panasbumi, dan interaksi fluida panasbumi dengan batuan

sekitar.

BAB IV GEOKIMIA FLUIDA PANASBUMI

Berisi tentang konsep geokimia dalam sistem panasbumi

meliputi interaksi fluida panasbumi dengan batuan

3

( geoindikator dan tracer ), geotermometer fluidapanas bumi

dalam penentuan karakteristik reservoir panasbumi.

BAB V KESIMPULAN

Berisi tentang kesimpulan terhadap seluruh materi yang telah

dijelaskan mengenai geokimia fluida panas bumi.

1.6 ALUR PENYUSUNAN PENULISAN

4

Panasbumi

Sistem Panasbumi

Geotermometer

- Silika- Na – K- Na – K –

Ca- Na – Li - K – Mg

Manifestasi Panasbumi

Analisis Geokimia Fluida Panasbumi

Tracer dan Geoindikator

- Diagram Cl – SO4 – HCO3

- Diagram Cl – Li- B- Diagram Na – K - Mg

Karakteristik Reservoir Panasbumi

BAB II

SISTEM PANASBUMI

Panasbumi merupakan energi panas yang terbentuk secara alami dan

tersimpan dalam bentuk air panas atau uap panas pada kondisi geologi tertentu pada

kedalaman beberapa kilometer di dalam kerak bumi (Rybach, 1981). Hochstein dan

Browne (2000) mendefinisikan sistem panasbumi sebagai perpindahan panas secara

alami dalam volume tertentu di kerak bumi dimana panas dipindahkan dari sumber

panas ke zona pelepasan panas. Kunci kekuatan untuk menggerakkan fluida adalah

perbedaan densitas antara air resapan yang suhunya lebih rendah dan bergerak ke

bawah dengan fluida panasbumi yang suhunya lebih tinggi yang kemudian muncul ke

permukaan bumi oleh gaya pengapungan (Rybach,1985).

Sistem panasbumi dijumpai pada daerah dengan gradien panasbumi relatif

normal, terutama pada bagian tepi lempeng dimana gradien panasbumi biasanya

mempunyai kisaran suhu yang lebih tinggi daripada suhu rata-rata (Dickson dan

Fanelli, 2004). Terdapat tiga (3) elemen penting yang berpengaruh dalam sistem

panasbumi, terutama sistem panasbumi hidrothermal yang terdapat di sebagian besar

Indonesia, yaitu :

1. Sumber Panas

Sumber panas pada lapangan panasbumi adalah magma yang berasal

dari kedalaman 50-100 km, bergerak ke atas, mengintrusi lapisan-lapisan

batuan dengan membawa temperatur yang tinggi (900-1200˚C) menuju

kedalaman dangkal yang berkisar antara 2-10 km. Bentuk dari intrusi ini

biasanya intrusi kecil yang berulang seperti retas (dyke).

5

2. Reservoir dan Caprock

Reservoir adalah suatu batuan yang mempunyai porositas dan

permeabilitas yang baik serta mengandung fluida panas akibat adanya panas

bumi. Reservoir umumnya dilapisi oleh batuan penutup (caprock) yang

impermeabel dan berhubungan dengan permukaan area resapan.

3. Fluida

Fluida pada umumnya berupa air meteorik (berasal dari permukaan

bumi), dan adanya air magmatik bersama volatil yang sangat mempengaruhi

komposisi kimia. Pada reservoir tersebut air meteorik dapat mengganti fluida

yang keluar dari reservoir secara alamiah (hot springs) atau fluida yang keluar

melalui lubang bor. Air meteorik akan berada dalam fasa uap atau fasa cair,

tergantung kepada besarnya tekanan dan temperatur. Air ini terkadang

membawa unsur kimia dan gas seperti CO2, H2S dan lain- lain.

Secara umum sebaran sumber panasbumi terletak sepanjang jalur gunungapi,

seperti halnya di Indonesia sendiri. Maka dengan sendirinya pembentukan sumber

panasbumi ini dikontrol oleh proses-proses geologi yang telah atau sedang

berlangsung di sepanjang jalur gunungapi tersebut. Proses-proses geologi itu sendiri

merupakan suatu kegiatan magma di sepanjang jalur gunungapi yang mengakibatkan

terbentuknya terobosan-terobosan batuan beku dan muntahan hasil letusan gunungapi

berupa batuan piroklastik dan lava yang menyebar menutupi lereng-lereng, lembah-

lembah atau cekungan-cekungan yang ada pada jalur tersebut. Intrusi ini berfungsi

sebagai pemanas akuifer yang telah ada, sedangkan hasil letusan gunungapi berupa

perselingan antara endapan vulkanik dan aliran lava memungkinkan untuk

terbentuknya batuan cadangan uap (reservoir rocks) dan batuan tudung / penutup

(cap rocks).

6

Akibat dari adanya proses kegunungapian ini, maka terbentuklah suatu sistem

panasbumi yang memanaskan airtanah yang terkandung dalam batuan cadangan pada

kondisi tertutup, yaitu kondisi dimana batuan cadangan terapit diantara dua batuan

penutup yang menyebabkan uap air dalam batuan cadangan terdapat pada kondisi

tekanan hidrostatis yang sangat tinggi. Tekanan hidrostatis ini menyebabkan uap

jenuh dalam batuan cadangan berubah ke fasa cair sehingga mengakibatkan dalam

batuan cadangan terdapat dua fasa yaitu fasa cair-uap yang terkondensasikan dan fasa

uap itu sendiri. Apabila di daerah ini dilakukan pemboran, maka terjadilah pelepasan

tekanan hidrostatis yang menyebabkan air yang bersuhu tinggi tersebut berubah

menjadi bentuk uap.

Di samping itu proses geologi lainnya antara lain, terjadinya proses

pengangkatan yang mengakibatkan terbentuknya patahan-patahan di sepanjang jalur

gunungapi tersebut. Proses pengangkatan ini akan mendangkalkan sumber panasbumi

di jalur tersebut yang telah terbentuk lebih dahulu. Sedangkan jalur rekahan yang

terjadi akibat pengangkatan tersebut menyebabkan air panas atau uap merembes ke

permukaan dan ini merupakan pertunjuk adanya sistem panasbumi di kedalaman serta

indikasi gejala akhir kegiatan vulkanisme.

Akibat adanya proses pengangkatan tersebut di atas, cenderung membentuk

suatu sistem pegunungan. Sistem pegunungan ini dapat berfungsi sebagai penangkap

air hujan, dimana peresapan air ke dalam tanah akan lebih besar dan membentuk

cadangan air bawah permukaan selama berjuta-juta tahun. Inilah yang merupakan

cikal bakal proses pembentukan sistem panasbumi dengan disertai sumber

panasnya berupa magma melalui erupsi semi magmatis. Penelitian sampai saat ini

menunjukkan bahwa lapangan panasbumi tersebar di daerah yang mempunyai aliran

panas (heat flow) tinggi dan sirkulasi fluida yang besar. Daerah dengan aliran panas

tinggi ini berasosiasi dengan seting tektonik yang menghasilkan magmatisme seperti

di zona pemekaran (spreading of rifting), zona tumbukan (subduction zone), dan zona

hot spot.

7

Zona tumbukan terutama di sepanjang Sirkum Pasifik seperti Filipina, Jepang,

Amerika Tengah dan Amerika Selatan serta Indonesia dikenal sebagai daerah yang

kaya akan sistem panasbumi. Daerah ini dikenal mempunyai busur gunung api

(volcanic arc) yang aktif dan mempunyai sistem panasbumi yang bersuhu tinggi.

Gambar 2.1 Model Panas Bumi ( Dickson dan Fanelli, 2004 )

Sistem panasbumi diklasifikasikan sebagai dominasi uap atau dominasi air,

tergantung pada jenis fasa fluida pembawa panas pada reservoir. ( Goff dan Janik,

2000 ). Selain klasifikasi tersebut, Hochstein dan Brown ( 2000 ) mengklasifikasikan

sistem panasbumi berdasarkan temperatur reservoir pada kedalaman 1 km, yaitu :

a. Sistem bersuhu tinggi ( > 225˚ C )

b. Sistem bersuhu sedang ( 125˚ C - 225˚ C )

c. Sistem bersuhu rendah ( < 125˚ C )

8

Sistem panasbumi bersuhu tinggi yang berasosiasi dengan gunung api dapat

dibagi menjadi Sistem panasbumi satu fasa ( air hangat, air panas, dan uap panas )

dan sistem panasbumi dua fasa ( dominasi uap dan dominasi air ).

a. Sistem Panasbumi dominasi uap

Sistem panasbumi dominasi uap yaitu sistem panasbumi dengan

rongga – rongga batuan reservoirnya sebagian besar berisi uap panas.

Dalam sistem dominasi uap diperkirakan uap mengisi rongga – rongga,

saluran terbuka atau rekahan – rekahan sedangkan air mengisi pori – pori

batuan. Karena jumlah air yang terkandung dalam pori – pori batuan

relatif sedikit, maka saturasi air mungkin sama atau hanya sedikit lebih

besar dari saturasi air konat sehingga air terperangkap dalam pori – pori

batuan dan tidak bergerak, oleh sebab itu hanya uap air saja yang

terproduksi ke lubang bor.

Hal tersebut terjadi karena adanya tekanan termodinamika dalam

massa zat alir yang meningkat. Sumber panas umumnya berupa vulkan

berumur Miosen atau Kuarter maupun intrusi dan terdapat pada

kedalaman 2 - 7 km. Saturasi air <40% dan saturasi uap >60%. Besarnya

suhu dan tekanan pada reservoir mendekati entalpi maksimum uap kering

(~240˚C dan 3,3 MPa) dan bersifat konstan hingga pada bagian bawah

zona uap. Batuan pada reservoir yang memenuhi syarat untuk sistem ini

adalah batuan yang memiliki porositas dan permeabilitas tinggi, batuan

sekitar yang permeabilitasnya kecil (sehingga recharge air kecil ~<1 mD),

serta batuan penudung yang kedap air.

Berdasarkan perubahan fasa dan suhunya, sistem dominasi uap dapat

dibagi lagi menjadi :

1. Sistem dominasi uap kering : Air berubah fasa seluruhnya menjadi

uap. Suhu yang dibutuhkan >500˚C. Energi panasbumi sistem uap

kering umumnya ditemukan di daerah intrusi magma yang sumber

9

panasnya dangkal, dimana sirkulasi aliran air di dalam batuan

cadangan uap terdapat dalam kondisi uap kering dan pemindahan

panasnya berbentuk aliran uap kering. Sistem

panasbumi ini dicerminkan dipermukaan oleh adanya

mataair panas, fumarola dan geiser (Zohdy et.al, 1973).

Dari hasil analisis kimia airpanas, sistem panasbumi ini

biasanya menunjukkan kandungan khlorida dan derajat

keasaman rendah serta mempunyai temperatur

permukaan antara 200˚C sampai 240˚C pada tekanan

sekitar 35 kg/cm2 dalam entalphi sebesar 669,7 kal/grm

(White et.al, 1971).

2. Sistem dominasi uap basah : Adanya percampuran air

dan uap panas. Pada sistem ini terjadi penurunan panas

dan air bergerak ke permukaan. Suhu yang dibutuhkan

minimal 100˚C. Energi sistem panasbumi uap basah/ air

panas, umumnya ditemukan di daerah panasbumi yang

sumber panasnya relatif dalam, dimana sirkulasi aliran

air di dalam batuan cadangan terdapat dalam kondisi

cair dan pemindahan panasnya berbentuk aliran panas.

Sistem panasbumi ini dicerminkan di permukaan oleh

adanya mataair panas dan sinter silika. Dari hasil

analisis kimia air panas, sistem panasbumi ini biasanya

menunjukkan kandungan khlorida tinggi dan derajat

keasaman normal serta mempunyaitemperatur

maksimal bawah permukaan 180˚C (White et.all, 1971).

Manifestasi yang sering dijumpai : fumarola, steaming

ground, dan mataair sulfat. Sistem panasbumi dominasi

uap ini jarang dijumpai, antara lain : Larderello (Italia),

10

the Geyser (USA), Matsukawa (Jepang), Kamojang dan

Darajat (Indonesia) (Goff dan Janik, 2000).

b. Sistem Panasbumi Dominasi Air

Sistem panasbumi ini sangat umum dijumpai. Sirkulasi

aliran terjadi pada fasa cair dan proses perpindahan panas

ke permukaan terbentuk tanpa adanya batuan penudung.

Reservoir dijumpai pada kedalaman 1800 m-3000 m.

Permeabilitas batuan pada reservoir tinggi, sedangkan

pada zona recharge, permeabilitasnya sedang. Di Indonesia,

sistem panasbumi dominasi air umumnya berasosiasi

dengan gunungapi strato andesitik. Pada sistem ini

diperkirakan 80% dari batuan reservoirnya berisi air

(saturasi air = 80%). Temperatur bervariasi antara 200-

300˚C. Pada sistem dominasi air, baik tekanan maupun

temperatur tidak konstan terhadap kedalaman.

Berbeda dengan sistim minyak-gas, adanya suatu sumber daya panasbumi di

bawah permukaan sering kali ditunjukkan olehadanya manifestasi panasbumi di

permukaan (geothermal surface manifestation), seperti mataair panas, kubangan

lumpur panas (mud pools), geyser dan manifestasi panasbumi lainnya,

dimanabeberapa diantaranya, yaitu mata air panas, kolam air panassering

dimanfaatkan oleh masyarakat setempat untuk mandi, berendam, mencuci, masak dll.

Manifestasi panasbumi dipermukaan diperkirakan terjadi karena adanya perambatan

panasdari bawah permukaan atau karena adanya rekahan-rekahan yang

memungkinkan fluida panasbumi (uap dan air panas) mengalir ke permukaan.

11

Daerah dimana terdapat manifestasi panasbumi dipermukaan biasanya

merupakan daerah yang pertama kali dicari dan dikunjungi pada tahap eksplorasi.

Dari karakterisasi manifestasi panasbumi di permukaan serta kandungan kimia air

dapat dibuat berbagai perkiraan mengenai sistem panasbumi di bawah permukaan,

misalnya mengenai jenis dan temperatur reservoir. Klasifikasi manifestasi

panas di permukaan dibagi menjadi 5, yaitu :

1. Diffuse Discharge, merupakan evaporasi atau penguapan dari

air bebas di permukaan, dengan area yang menyebar.

Contohnya warm ground, warm/ hot pool dan steaming ground.

2.Direct/ Concentrated Discharge, merupakan manifestasi panas

yang terkonsentrasi pada satu titik. Contohnya warm/ hot

springs, steam vent, fumarol.

3. Intermitten Discharge, merupakan manifestasi yang muncul

pada saat tertentu secara berulang. Contohnya geyser.

4. Catastrophic Discharge, merupakan manifestasi yang muncul

pada waktu tertentu, terjadi karena akumulasi tekanan gas

dan panas. Contohnya erupsi hidrothermal.

5. Concealed Discharge, merupakan manifestasi yang keluar

secara rembesan pada celah sempit, Contohnya seepage,

concealed outflow

Bentuk manifestasi panasbumi dipermukaan mencirikan suatu temperatur

bawah permukaan dan mencirikan suatu sistem panasbumi ataupun keberadaan zona

reservoir panasbumi, contoh manifestasi tersebut adalah sebagai berikut :

a. Tanah Hangat ( Warm Ground )

Adanya sumber daya panasbumi di bawah permukaan dapat

ditunjukkan antara lain dari adanya tanah yang mempunyai temperatur

lebih tinggi dari temperatur tanah disekitarnya. Hal ini terjadi karena

adanya perpindahan panas secara konduksi dari batuan bawah permukaan

12

ke batuan permukaan. Berdasarkan pada besarnya gradien temperatur,

Armstead (1983) mengklasifikasikan area di bumi sebagai berikut:

- Area tidak panas (Non Thermal Area)

Suatu area diklasifikasikan sebagai area tidak panas apabila

gradient temperatur di area tersebut sekitar 10 - 40 ˚C/ km.

- Area panas (Thermal Area)

Area panas dibedakan menjadi dua yaitu semithermal area,

yaitu area yang mempunyai gradien temperatur sekitar 70 - 80˚ C/

km, dan hyperthermal area, yaitu area yang mempunyai gradien

temperatur sangat tinggi. Contohnya di Lanzarote (Canary Island)

yang besarnya gradien temperatur sangat tinggi hingga besarnya

tidak lagi dinyatakan dalam ˚C/ km tetapi dalam ˚C/ cm. Tanah

hangat umumnya terjadi di atas tempat terdapatnya sumber daya

panasbumi atau di daerah sekitarnya dimana terdapat manifestasi

panasbumi lainnya yang memancarkan panas lebih kuat, misalnya

di sekitar daerah dimana ada uap panas keluar dari tanah atau

steaming ground, atau disekitar kolam air panas.

Gambar 2.2 Tanah Hangat

b. Permukaan Tanah Beruap ( Steaming Ground )

13

Di beberapa daerah terdapat tempat-tempat dimana uap panas (steam)

nampak keluar dari permukaan tanah. Diperkirakan uap panas tersebut

berasal dari suatu lapisan tipis dekat permukaan yang mengandung air

panas yang mempunyai temperatur sama atau lebih besar dari titik

didihnya (boiling point). Besarnya temperatur di permukaan sangat

tergantung dari laju aliran uap (steam flux).

Gambar 2.3 Permukaan Tanah Beruap

c. Mataair panas atau hangat ( Hot or Warm Spring )

Mataair panas/ hangat ini terbentuk karena adanya aliran air panas/

hangat dari bawah permukaan melalui rekah-rekahan batuan. Istilah

”hangat” digunakan bila temperatur air lebih kecil dari 50˚C. Sifat air

permukaan seringkali digunakan untuk memperkirakan jenis reservoir di

bawah permukaan.

• Mataair panas yang bersifat asam biasanya merupakan manifestasi

permukaan dari sistem panasbumi yang didominasi uap.

• Mataair panas yang bersifat netral biasanya merupakan manifestasi

permukaan dari suatu sistem panasbumi yang di dominasi air,

umumnya jenuh dengan silika.

14

Apabila laju aliran air panas tidak terlalu besar umumnya di sekitar

mataair panas tersebut terbenntuk teras-teras silica yang berwarna

keperakan (silica sinter terraces atau sinter platforms). Bila air panas

banyak mengandung karbonat maka akan terbentuk teras-teras travertine

(travertine terrace). Namun di beberapa daerah, yaitu di kaki gunung,

terdapat mataair panas yang bersifat netral yang merupakan manifestasi

permukaan dari suatu sistim panasbumi dominasi uap.

Gambar 2.4 Mataair panas

d. Kolam air panas ( Hot Pools )

Adanya kolam air panas di alam juga merupakan salah satu petunjuk

adanya sumber daya panasbumi di bawah permukaan. Kolam air panas ini

terbentuk karena adanya aliran air panas dari bawah permukaan melalui

rekahan-rekahan batuan. Pada permukaan air terjadi penguapan yang

disebabkan karena adanya perpindahan panas dari permukaan air ke

atmosfir. Panas yang hilang ke atmosfir sebanding dengan luas area

kolam, temperatur pada permukaan dan kecepatan angin.

Kolam air panas dibagi menjadi tiga, yaitu :

• Kolam air panas yang tenang (calm pools)

15

• Kolam air panas yang mendidih (boiling pools)

• Kolam air panas yang bergolak (ebullient pools)

Temperatur pada calm pools umumnya dibawah temperatur titik didih

(boiling point). Disini laju aliran air umumnya kecil sekali. Pada boiling

pools temperatur adalah temperatur titik didihnya dan seringkali disertai

dengan semburan air panas, oleh karena itu boiling pools seringkali

diklasifikasikan sebagai hot springs atau mataair panas.

Pada ebullient pools adanya letupan-letupan kuat muncul secara tidak

beraturan disebabkan karena terlepasnya uap panas pada suatu kedalaman

di bawah permukaan air. Letupan-letupan kecil dapat juga disebabkan

karena adanya non-condensible gas seperti CO2. Air panas dapat berasal

dari suatu reservoir air panas yang terdapat jauh di bawah permukaan atau

mungkin juga berasal dari airtanah yang menjadi panas karena pemanasan

oleh uap panas.

• Bila air tersebut berasal dari reservoir panasbumi maka air tersebut

hampir selalu bersifat netral. Disamping air itu umumnya jernih dan

berarna kebiruan.

• Bila air tersebut berasal dari airtanah yang menjadi panas karena

pemanasan oleh uap panas maka air yang terdapat di dalam kolam air

panas umumnya bersifat asam. Sifat asam ini disebabkan karena

terjadinya oksidasi H2 di dalam uap panas.

Kolam air panas bersifat asam (acid pools) umumnya berlumpur dan

kehijau-hijauan. Kolam air panas yang bersifat asam mungkin saja

terdapat di atas suatu reservoir air panas.

16

Gambar 2.5 Kolam air panas

e. Fumarole

Fumarole adalah lubang kecil yang memancarkan uap panas kering dry

steam) atau uap panas yang mengandung butiran air (wet steam). Apabila

uap tersebut mengandung H2S maka manifestasi permukaan tersebut

disebut solfatar. Fumarole yang memancarkan uap dengan kecepatan

tinggi kadang-kadang juga dijumpai di daerah tempat terdapatnya system

dominasi uap. Uap tersebut mungkin mengandung SO2 yang hanya stabil

pada temperatur yang sangat tinggi (>500˚C). Fumarole yang

memancarkan uap dengan kandungan asam boric tinggi umumnya disebut

Soffioni. Hampir semua fumarole yang merupakan manifestasi permukaan

dari seitem dominasi air memancarkan uap panas basah. Temperatur uap

umumnya tidak lebih dari 100˚C. Fumarole jenis ini sering disebut

fumaroles basah (wet fumarole). Di daerah dimana terdapat sistem

dominasi uap dapat dijumpai wet fumarole dan dry fumarole, yaitu

fumarole yang memancarkan uap bertemperatur tinggi, yaitu sekitar 100-

150˚C. Fumarole jenis ini sangat jarang dijumpai di alam salah satu

17

contohnya adalah fumarole di Ketetahi (New Zealand). Kecepatan

fumarole jenis ini umumnya sangat tinggi (>100 m/s).

Gambar 2.6 Fumarole

f. Geyser

Geyser didefinisikan sebagai mataair panas yang menyembur ke udara

secara intermittent (pada selang waktu tak tentu) dengan ketinggian air

sangat beraneka ragam, yaitu kurang dari satu meter hingga ratusan meter.

Selang waktu penyemburan air (erupsi) juga beraneka ragam, yaitu dari

beberapa detik hingga beberapa hari. Lamanya air menyembur ke

permukaan juga sangat beraneka ragam, yaitu dari beberapa detik hingga

beberapa jam. Geyser merupakan manifestasi permukaan dari sistem

dominasi air. Urutan prosesnya adalah : Pengisian celah secara perlahan-

lahan → pencapaian titik didih → flashing uap → pengosongan celah.

18

Gambar 2.7 Geyser

g. Kubangan Lumpur Panas ( Mud Pools )

Lumpur berasal dari pelarutan batuan oleh fluida asam. Kubangan

lumpur panas umumnya mengandung non-condensible gas (CO2) dengan

sejumlah kecil uap panas. Lumpur terdapat dalam keadaan cair karena

kondensasi uap panas. Sedangkan letupan-letupan yang terjadi adalah

karena pancaran CO2.

Gambar 2.8 Kubangan lumpur panas

19

h. Silika Sinter

Silika sinter adalah endapan silika di permukaan yang berwarna

keperakan. Umumnya dijumpai di sekitar mataair panas dan lubang geyser

yang menyemburkan air yang bersifat netral. Apabila laju aliran panas

tidak terlalu besar umumnya di sekitar mataair panas tersebut terbentuk

teras-teras silika yang berwarna keperakan (silica sinter terraces atau

sinter platforms). Bila air panas banyak mengandung karbonat maka akan

terbentuk teras-teras travertin (travertine terrace). Silika sinter merupakan

manifestasi permukaan dari sistem panasbumi yang didominasi air.

Gambar 2.9 Silika Sinter

i. Batuan alterasi

Alterasi hidrotermal merupakan proses yang terjadi akibat adanya

reaksi antara batuan asal dengan fluida panasbumi. Batuan hasil alterasi

hidrotermal tergantung pada beberapa faktor, tetapi yang utama adalah

temperatur, tekanan, jenis batuan asal, komposisi fluida (khususnya pH)

dan lamanya reaksi (Browne, 1984). Proses alterasi hidrotermal yang

terjadi akibat adanya reaksi antara batuan dengan jenis florida yang

berasal dari reservoir panasbumi yang terdapat jauh di bawah permukaan

20

(deep chloride water) dapat menyebabkan terjadinya pengendapan

(misalnya kwarsa) dan pertukaran elemen-elemen batuan denganfluida,

menghasilkan mineral-mineral seperti klorit, adularia, epidot. Air yang

bersifat asam, yang terdapat pada kedalaman yang relatif dangkal dan

elevasi yang relatif tinggi mengubah batuan asal menjadi mineral lempung

dan mineral-mineral lainnya terlepas. Mineral hidrothernal yang

dihasilkan di zona permukaan biasanya adalah kaolin, alutlite, sulphur,

residu silika dan gypsum.

Gambar 2.10 Batuan Alterasi

j. Rembesan ( Seepage )

Merupakan rembesan keluar fluida panasbumi pada level dangkal atau

dalam. Rembesan pada level dangkal sering muncul di dasar sungai,

rembesan pada level dalam umum dijumpai pada medan termal, pada

kaki-kaki tebing, dan disebut concealed outflow.

21

Gambar 2.11 Seepage

22

BAB III

FLUIDA PANASBUMI

Dalam membicarakan masalah karakteristik fluida panasbumi

yang terpenting

untuk mengetahui karakteristik reservoir panasbumi antara lain tentang komposisi

kimia fluida reservoir panasbumi dan sifat fisik fluida reservoir. Pada reservoir

panasbumi yang dianggap ideal pada umumnya terdiri dari air dan impurities, dimana

fluida tersebut memiliki komposisi kimia serta sifat fisik tertentu. Komposisi kimia

dan sifat fisik tersebut akan berpengaruh terhadap peralatan produksi seperti misalnya

kerak (scale) dan korosi.

3.1. Komposisi Kimia Fluida Reservoir Panasbumi

Untuk komposisi kimia fluida reservoir panasbumi yang umum

dijumpai antara lain berdasarkan kation dan anion, berdasarkan kandungan air

dan impurities serta berdasarkan fasa dari fluida reservoirnya. Fluida reservoir

panasbumi terdiri atas mineral-mineral seperti kombinasi antara alkali, alkali

tanah, sulfur, oksida besi dan alumunium. Bahan-bahan mineral tersebut

tersusun dari berbagai ion-ion yang sejenis dan kandungan tertentu disamping

itu juga terdapat impurities.

3.1.1.Berdasarkan Anion dan Kation

Di dalam fluida reservoir elemen dalam fluida merupakan

kesetimbangan ion – ion positif dan ion-ion negatif. Ion-ion ini akan

bersenyawa dengan satu atau lebih elemen ion lainnya untuk

membentuk garam-garaman. Mialnya sodium sulfat, yang merupakan

berat ekivalen Na+ dengan berat ekivalen SO4 yang merupakan

kesetimbangan antara ion positif dan ion negatif.

Ion-ion dalam fluida reservoir dapat dikelompokkan menjadi

dua bagian yaitu:

23

1. Kation (ion-ion positif) terdiri dari :

• Alkali, antara lain K+, Na+, Li+ yang membentuk basa kuat.

• Metal alkali tanah, antara lain Br2+, Mg2+, Ca2+, Sr2+, Ba2+,

Ra2+ yang membentuk basa lemah.

• Ion Hidrogen.

• Metal berat, antara lain Fe2+, Mn2+ membentuk basa yang

terdisosiasi.

a. Sodium dan Potasium (Na/ K)

Sodium biasanya merupakan kation yang dominan dan

dijumpai dalam fluida panasbumi temperatur tinggi. Variasi

sistematik dalam perbandingan sodium dan potassium dengan

temperatur tinggi umum terjadi, tetapi pada sistem panasbumi

yang bersifat asam, dan didalam daerah yang memiiki variasi

batuan yang luas ini memungkinkan untuk membuat hubungan

yang tepat atau teliti antara Na/ K dengan temperatur air

( White, 1965 : Ellis dan Mahon, 1967 ). Rekristalisasi

hidrothermal pada batuan vulkanik atau batuan kuarsa

feldspatik cenderung menghasilkan potassium feldspar,

potassium mika dan albit. Hal ini ditinjau dari alterasi batuan

hidrothermal sumur yang dalam dan percobaan laboratorium

pada temperatur diatas 200˚C.

b. Kalsium (Ca)

Ion Ca adalah unsur dari fluida reservoir yang

berkombinasi dengan ion karbonat atau sulfat dengan cepat

membentuk kerak (scale) pengikut atau padatan.

c. Magnesium (Mg)

Ion Mg biasanya berada dalam konsentrasi yang kurang

lebih mendekati konsentrasi Ca. Magnesium juga seperti ion

24

Kalsium, yaitu dapat berkombinasi dengan ion karbonat

sehingga menimbulkan masalah scale.

d. Ferrum (Fe)

Kandungan Ferrum (besi) dari fluida reservoir biasanya

cukup rendah dan adanya unsur besi yang biasanya

ditunjukkan dengan adanya korosi besi, mungkin terdapat pada

larutan sebagai ion Ferri (Fe3+) dan Ferro (Fe2+) atau mungkin

dalam suspensi sebagai endapan senyawa besi. Kandungan besi

sering digunakan untuk mendeteksi dan memonitor korosi

dalam sistem air.

e. Barium (Ba)

Barium adalah unsur yang memiliki kemampuan untuk

berkombinasi dengan ion sulfat untuk membentuk ion

insoluble yaitu Barium Sulfat (BaSO4).

f. Strontium (Sr)

Seperti Barium dan kalsium. Strontium dapat

berkombinasi dengan ion sulfat untuk membentuk insoluble

Strontium Sulfat walaupun lebih soluble daripada Barium

Sulfat.

2. Anion (ion-ion negatif), yang terdiri dari :

• Asam kuat, antara lain Cl-, SO4-, NO3

-

• Basa lemah, antara lain CO3-, HCO3

-, S-

a.Klorida (Cl)

Ion klorida hampir selalu merupakan anion

utama di dalam air formasi dan muncul sebagai unsur

pokok dalam air tawar. Sumber utama ion klorida

adalah Natrium Klorida (NaCl), selanjutnya konsentrasi

ion Klorida digunakan sebagai ukuran salinitas air.

b. Karbonat dan bikarbonat

25

Ion-ion ini merupakan ion yang dapat

membentuk scale yang insoluble (tidak dapat larut

dalam air). Konsentrasi ion karbonat sering kali disebut

“phenolphthalein alkalinity” sedangkan konsentrasi ion

bikarbonat terkadang disebut “methyl orange

alkalinity”.

c. Sulfat (SO4-)

Ion sulfat sering menimbulkan masalah, sebab

ion ini memiliki kemampuan untuk bereaksi dengan

kalsium, barium atau stronsium untuk membentuk scale

insoluble juga membantu sebagai “food substance”

yaitu pengurangan bakteri.

Ion-ion tersebut akan bergabung diantara

mereka berdasarkan empat sifat, yaitu :

1. Salinitas primer, yaitu jika alkali bereaksi

dengan asam kuat membentuk NaCl dan

Na2SO4.

2. Salinitas sekunder, yaitu jika alkali tanah

bereaksi dengan asam kuat CaCl2, MgSO4,

MgCl2 dan CaSO4.

3. Alkalinitas primer, yaitu jika alkali bereaksi

dengan asam lemah Na2CO3 dan NaHCO3.

4. Alkalinitas sekunder, jika alkali tanah

bereaksi dengan asam lemah CaCO3,

MgCO3, Ca(HCO3)2 dan Mg(HCO3)2.

Pada daerah mataair panas yang mendidih dengan

keluaran utama air, umumnya sifat dasar air dari mataair dan

sumur cukup dalam, air yang didapatkan adalah sama, kecuali

unsur-unsur yang dikontrol oleh temperatur reversible

26

tergantung kesetimbangan. Daerah dengan perbandingan unsur

klorida, kalsium, fluorida, iodida, bromida, arsenik atau boron

dalam air dengan unsur-unsur dalam memiliki suatu perbedaan

dengan mata air di permukaan.

Perbedaan ini biasanya disebabkan konsentrasi unsur-

unsur utama pembentuk batuan mengalami perubahan pula.

Unsur-unsur utama ini antara lain adalah magnesium,

alumunium, besi dan mangan yang semuanya memiliki

konsentrasi rendah.

Di bawah tingkat pendidihan dan pengoksidasian, air

dalam sistem panasbumi dengan temperatur tinggi seringkali

alkali klorida memiliki pH yang tidak lebih dari 2 unit dari pH

netral pada temperatur tersebut. Konsentrasi silika sangat

tinggi dan larutan lain seperti boron, fluorida, arsenik dan

hidrogen sulfida akan hadir dengan konsentrasi yang lebih

tinggi daripada konsentrasi air dingin.

Pada beberapa mataair ditandai oleh sifat dasar, antara

lain konsentrasi keasaman yang tinggi, konsentrasi sulfida

yang tinggi, konsentrasi klorida yang rendah dan merupakan

air permukaan atau akuifer yang tetap dipanasi oleh aliran –

aliran uap. Uap akan memanasi air meteorik yang menggenang

di bawah permukaan yang juga akan menghasilkan air dengan

kandungan bikarbonat yang tinggi.

3.1.2.Berdasarkan Kandungan Air dan Impurities

Fluida reservoir panasbumi memiliki komposisi yang

sangat kompleks. Hal tersebut selain disebabkan oleh unsur-

unsur yang memang sudah ada pada reservoir juga dipengaruhi

oleh adanya tekanan dan temperatur yang tinggi dan akan

27

menyebabkan terjadinya perubahan komposisi baik pada solid

maupun fluidanya.

Secara umum fluida reservoir panasbumi dapat dibagi

menjadi dua yaitu brine (air) dan impurities. Brine (air),

konsentrasi kelarutan pada air dinyatakan dengan ppm atau

part per million di dalam air pisahan dari keluaran sumur pada

tekanan atmosfer dan didinginkan ke temperatur sekelilingnya

untuk dianalisis. Pada temperatur tinggi air akan mengembang

dan menguap kemudian muncul di permukaan melalui celah-

celah atau rekahan. Air dipekatkan sampai temperatur tertentu

tergantung temperatur awal dan entalphi air keluaran. Sebagai

contoh air yang keluar dari sumur dengan temperatur 250˚C

akan mengembang menjadi campuran yang terdiri dari 29,5%

uap dan 70,5% air pada tekanan 1 atmosfera. Pada penambahan

konsentrasi maka pH air, konsentrasi asam serta unsur-unsur

dasarnya berubah. Hal ini dikarenakan oleh gas misalnya CO2

dan H2S akan berubah menjadi uap.

Impurities, selain air dan uap air yang dihasilkan oleh

suatu sumur panasbumi, biasanya juga selalu disertai unsur-

unsur penyerta di dalamnya. Di dalam fasa uap misalnya,

didapati adanya gas-gas non-condensable seperti H2, CO2, H2S,

CH4 serta N2. Sedangkan komponen terlarut di dalam fasa air

(condensable) antara lain klorida, sulfida, fluorida, lithium,

kalsium, dan lain sebagainya.

1. Condensable Gas, gas-gas condensable dengan

adanya penurunan temperatur juga tekanan selama

mengalir ke permukaan, akan mengalami kondensasi

menjadi butir-butir air. Kondenstat dari gas ini

sebagian akan terus terproduksi bersama uap dan

28

sebagian lagi akan mengendap pada pipa – pipa atau

peralatan produksi. Apabila kondenstat fluida

bersifat asam akan cenderung mengakibatkan

terjadinya korosi pada material dan sebaliknya

apabila bersifat basa cenderung akan menyebabkan

terjadinya scale.

a. Klorida, konsentrasi ion klorida merupakan unsur

utama anion yang penting. Ion klorida ini bervariasi

tidak hanya dari daerah ke daerah tetapi dari sumur

ke sumur. Pada kenyataannya ion klorida ini

membentuk larutan padat bersama-sama unsur

lainnya dan dapat pula sebagai unsur yang berdiri

sendiri.

b. Sulfida dan sufat, kehadiran endapan sulfur dalam

batuan dimana air panas menembus atau melewati

batuan akan mengakibatkan timbulnya hidrogen

sulfida dan asam sulfat ke formasi. Asam yang

terbentuk dari reaksi ini akan melampaui reaksi asam

buffer dengan alumino-silikat. Jika endapan sulfur

terdapat di suatu tempat maka bila melakukan

pemboran sumur yang cukup dalam akan menembus

air bebas sulfur. Pada daerah dengan aktivitas

vulkanik, jika terdapat sulfur dioksida juga

menyebabkan timbulnya asam sulfat pada formasi

karena reaksi dengan air hangat. Apabila sejumlah

cukup SO2 hadir, larutan ini akan mendominasi

dalam pengontrolan pH. Di dalam kedua kasus di

atas, larutan asam klorida dihasilkan dan konsentrasi

bikarbonat terurai sesuai dengan keasamannya.

29

Banyak sulfat dalam larutan cenderung dibatasi oleh

kelarutan dari anhidrit atau gipsum.

c. Fluorit, konsentrasi fluorit dalam fluida panasbumi

dibatasi oleh kelarutan fluorit yang berada dalam

silika, sekitar 10 ppm fluoritpada temperatur 200-

300˚C. Konsentrasi fluorit yang tinggi umumnya

berhubungan dengan konsentrasi kalsium pada fluida

panasbumi (Mahon, 1964). Konsentrasi kalsium

yang rendah dan konsentrasi fluorit yang tinggi

dalam fluida panasbumi ditandai dengan salinitas

yang rendah, konsentrasi karbon dioksida yang

tinggi dan juga temperatur yang tinggi. Jumlah

konsentrasi fluorit akan bertambah dalam pH air

yang rendah karena penambahan sebagian ion HF

yang tidak terionisasi, dan mungkin dari formasi

SiF6 2- atau AlF6 3-.

d. Lithium, konsentrasi alkali yang jarang dalam air

panasbumi mencerminkan kelebihannya pada batuan

sekitar. Air dalam batuan basaltik memiliki

konsentrasi yang rendah jika dibandingkan dengan

riolitik atau andesitik, Lithium ini biasanya bersama

rubidium dan cesium. Lithium dan rubidium

cenderung menyusut konsentrasinya dalam air yang

berpindah ke permukaan karena ikatan ion-ion yang

berukuran kecil, sebagai alterasi hidrothermal seperti

mineral lempung dan zeolit. Aktivitas hidrothermal

membentuk epidot pada tempat yang dangkal dan

ditandai oleh perubahan batuan (Bargar, 1973).

30

Pada daerah tertentu perbandingan Na/ Rb terus

mengikuti perbandingan Na/ K, tetapi perbedaan

perbandingan Na/ Li antara air bawah permukaan

dan air permukaan kurang ditunjukkan dengan jelas.

Perbandingan isotop 6Li/ 7Li cenderung berkembang

dalam air panas yang berpindah ke permukaan,

karena isotop 7Li termasuk mineral alterasi

hidrothermal (H.J. Svec dan Ellis, 1973).

e. Kalsium, fluida panasbumi pada umumnya

mengandung ion-ion garam yang sukar larut seperti

CaCO3, CaSO4 dan CaF2. Sebagian fluida panasbumi

pada tingkat yang dalam, hampir jenuh dengan kalsit

(Ellis, 1973) dan mineral ini seringkali mempercepat

hilangnya karbon dioksida dari air ketika mendidih.

Kecenderungan terlepasnya kalsit dalam rekahan

atau dalam rengkaian drill pipe, terutama menandai

air yang mengandung konsentrasi karbon dioksida

tinggi.

Pada konsentrasi karbon dioksida yang tetap,

serta pada temperatur yang diberikan, konsentrasi

kalsium akan bertambah kira-kira sama dengan

kuadrat dari konsentrasi ion sodium atau ion

potasium. Air dengan salinitas rendah akan memiliki

perbandingan Na/ Ca yang tinggi, dan sebaliknya

pada air dengan salinitas tinggi.

Pada konsentrasi sodium dan temperatur yang

diberikan, air dengan konsentrasi karbon dioksida

tinggi akan cenderung memiliki konsentrasi kalsium

yang rendah.

31

2. Non Condensable Gas, gas non condensable adalah

gas yang tidak dapat terkondensasi dan akan menjadi

gas ikutan/ penyerta dari pada uap yang akan

diproduksikan. Gas ini dalam fasa uap akan

mengecil maka harga enthalpi akan menurun dan

akan mengakibatkan berkurangnya energi yang

diekstrak. Non condensable gas pada fluida

panasbumi antara lain CO2, H2S, CH4, N2, serta H2.

3.2. Sifat Fisik Fluida Reservoir Panasbumi

Dalam membicarakan teknik reservoir panasbumi, fluida yang

terlibat didalamnya yaitu air (water) dan uapair (steam). Adapun sifat-

sifat fisik fluida reservoir panasbumi tersebut akan diuraikan sebagai

berikut.

Densitas fluida (ρ) didefinisikan sebagai perbandingan antara berat

dari suatu massa per satuan volume. Densitas merupakan salah satu sifat

fisik reservoir panasbumi yang cukup berperan dalam mempelajari

karakteristik fluida reservoir panasbumi, dimana di dalamnya terdapat

dua fasa fluida yaitu fasa cair dan fasa uap air. Satuan densitas adalah

massa/ volume, biasanya kg/ m3.

Viskositas (μ), secara umum viskositas fasa cair dan fasa uap

dipengaruhi oleh temperatur, selain itu juga dipengaruhi unsur-unsur

kimia terlarut dan hanya sedikit bervariasi terhadap tekanan. Komponen

utama yang akan berpengaruh adalah NaCl, KCl dan CaCL2. Satuan

viskositas yang umum adalah Pa.s (kg/ m.s). N. s/ m2.

Spesifik volume (S) memiliki dimensi satuan m3/ kg dimana

dimensi tersebut merupakan fungsi kebalikan dari densitas dengan

dimensi satuan kg/ m3. Spesifik volume memiliki simbol v, dimana dari

spesifik volume dapat ditentukan densitas, temperatur dan saturasi, hal ini

diperoleh dengan berdasarkan analisis dimensinya.

32

Tegangan permukaan (σ), tegangan permukaan air formasi

panasbumi dipengaruhi oleh keadaan reservoir seperti tekanan dan

temperatur. Sedangkan pengaruh dari tekanan sangat kecil sekali.

Tegangan permukaan berbagai larutan mendekati nol pada temperatur

kritisnya karena tegangan permukaan gas adalah nol. Pengaruh unsur-

unsur yang terlarut dalam air formasi panasbumi mempengaruhi tegangan

permukaan, yaitu makin besar unsur-unsur terlarut maka makin besar

pula tegangan permukaannya.

Energi dalam spesifik (internal energi) (U) adalah ukuran

banyaknya panas yang terkandung di dalam suatu material per satuan

massa. Sedangkan energi enthalpy (h) adalah jumlah energi dalam dan

energi yang dihasilkan oleh kerja tekanan (enthalpi spesifik). Entropi

(dS) adalah perbandingan panas yang ditransfer selama proses reversible

dengan temperatur absolut, selanjutnya bila sebuah proses yang memiliki

entropi konstan atau tidak ada perubahan entropi disebut sebagai proses

isotropik atau isentropik.

33

BAB IV

GEOKIMIA FLUIDA PANASBUMI

Fluida panasbumi memiliki komposisi yang beragam yang pada umumnya

mencerminkan tatanan geologi sistem panasbumi tersebut. Sifat – sifat geokimia

fluida pada lapangan – lapangan panasbumi biasanya dapat dikenali, dan ahli

geokimia bertugas menganalisis proses yang mengontrolnya untuk mengetahui

karakteristik masing – masing sistem panasbumi.

4.1 Geokimia Fluida

Analisis geokimia fluida panasbumi yang paling sederahana dan bermanfaat

untuk secara cepat mengenali variasi fluida pada suatu sistem adalah klasifikasi

menggunakan komposisi anion ( senyawa bermuatan negatif ).

4.1.1 Air Klorida

Air klorida merupakan fluida yang paling dominan pada kebanyakan

lapangan panasbumi. Air jenis ini diprediksi berasal dari bagian dalam

reservoir, bersifat netral atau dapat pula sedikit asam atau sedikit basa. Pada

manifestasi permukaan dicirikan oleh kenampakannya yang jernih sering

berasosiasi dengan endapan sinter silika. Air klorida di dekat permukaan

sering mengandung CO2. H2S dan sulfat yang signifikan, sedangkan di dalam

reservoir perbandingan atau rasio Cl/SO4 tinggi.

4.1.2 Air Asam Sulfat

Pada air jenis ini kandungan kloridanya rendah, kandungan sulfat

tinggi, Al dan Fe cukup tinggi. Air asam sulfat terdapat pada sistem

panasbumi di daerah vulkanik, dimana uap air berkondensasi ke air tanah.

Kandungan sulfat yang tinggi berasal dari oksidasi H2S pada zona vados.

34

Karena terbentuk pada zona vados maka air asam sulfat hanya dapat

memberikan sangat sedikit informasi tentang bagian dalam sistem panasbumi.

Ciri fisik fluida jenis ini biasanya berwarna keruh, sering berasosiasi

dengan kolam lumpur dan collapse creater. Warna keruh dan kandungan Al

dan Fe yang cukup tinggi mengindikasikan adanya pelarutan batuan, hal ini

disebabkan karena fluida jenis ini cenderung reaktif terhadap batuan yang

dilewatinya.

4.1.3 Air bikarbonat

Fluida jenis ini dicirikan dengan kandungan Cl yang rendah,

kandungan sulfat juga rendah dan bikarbonat ( HCO3 ) sebagai anion

utamanya. Pada sistem yang berasosiasi dengan batuan vulkanik biasanya air

bikarbonat terbentuk pada bagian yang dangkal di tepi lapangan oleh

kondensasi uap di bawah muka airtanah. Pada sistem yang berasosiasi dengan

batuan sedimen pembentukan fluida jenis ini dikontrol oleh keberadaan

batugamping. Air bikarbonat cenderung sedikit asam bisa juga netral atau

sedikit basa.

4.1.4 Brine

Fluida ini terbentuk dengan berbagai cara seperti pelarutan sikuen

endapan evaporit oleh air meteorik, terperangkapnya connate water pada

cekungan sedimentasi serta proses – proses lainnya. Brine merupakan larutan

yang berkonsentrasi tinggi, pH menunjukkan asam lemah dengan unsur utama

adalah Cl ( 10000 hingga lebih dari 100000 ppm ). Konsentrasi Na ( kation

utama ), K dan Ca tinggi, densitas brine biasanya tinggi sehingga tidak

muncul di permukaan.

4.1.5 Air meteorik

Airtanah biasanya mengandung Ca, Mg, Na, K, SO4, HCO3 dan Cl

selain itu terdapat pula Fe, SiO2 dan Al. Selain itu airtanah juga biasanya

mengandung gas terlarut berupa O2 dan N2. Air sungai mempunyai anion

35

utama HCO3 dan kation utama adalah Ca sedangkan air hujan mempunyai

anion utama Cl dan kation utama Na.

Fluida – fluida panasbumi cenderung memiliki kandungan senyawa yang

hampir sama dengan konsentrasi yang bervariasi yang disebabkan oleh beberapa

sebab yaitu :

- temperatur

- input magmatik atau komposisi magma sebagai heat source

- jenis batuan yang dilewati

- kondisi dan lamanya interaksi fluida dan batuan

- proses boiling dan mixing

Fluida panasbumi tersebut dianalisis dengan tujuan untuk :

- mengetahui distribusi berbagai jenis air

- mempelajari efek boiling dan mixing

- menafsirkan suhu dan pH reservoir

- menduga terbentuknya scaling dan korosi pada pipa alir

- memonitor perubahan reservoir terhadap waktu

4.2 Geotermometer air

Proses interaksi fluida batuan yang terjadi pada bagian dalam sistem

panasbumi memiliki arti yang sangat penting dalam komposisi fluida dan merupakan

alasan mengapa geotermometer fluida diterapkan untuk memperkirakan temperatur

reservoir panasbumi. Geotermometer merupakan cara memperkirakan suhu reservoir

panasbumi yang didasarkan pada keberadaan zat – zat terlarut pada fluida panasbumi

dimana konsentrasi fluida tersebut sangat bergantung suhu. Geotermometri

dikembangkan berdasarkan kesetimbangan kimia yang bergantung suhu, antara air

dan mineral pada kondisi reservoir yang dalam.

Aplikasi konsep geotermometer berdasarkan asumsi bahwa apabila fluida

bergerak dengan cepat ke permukaan fluida akan mempertahankan komposisi

kimianya selama perjalanan dari reservoir ke permukaan karena tidak atau sedikit

36

sekali mengalami percampuran. Namun pada kenyataannya fluida dapat mengalami

perubahan dalam perjalanan dari reservoir ke permukaan. Perubahan tersebut terjadi

karena adanya proses mixing, dilution, boiling, dan juga pelarutan batuan samping

sehingga dalam perhitungan geotermometer harus mempertimbangkan faktor – faktor

tersebut dan diusahakan memilih unsur atau senyawa yang tepat untuk

geotermometer fluida.

4.2.1 Geotermometer Silika ( Fournier,1977 )

Geotermometer silika dibuat berdasarkan kelarutan berbagai jenis

silika dalam air sebagai fungsi dari temperatur yang ditentukan dengan

percobaan atau eksperimen. Reaksi yang menjadi dasar pelarutan silika dalam

air adalah SiO2 (s) + 2H2O → H4SiO4

Pada kebanyakan sistem panasbumi fluida di kedalaman mengalami

ekuilibrium dengan kuarsa. Pada fluida dengan reservoir bersuhu > 220˚C

kuarsa dapat mengendap akibat pendinginan perlahan, apabila pendinginan

berlangsung dengan sangat cepat ( misalnya pada mulut mataair ) maka yang

terbentuk atau mengendap adalah silika amorf. Berdasarkan data simulasi

variasi kelarutan atau konsentrasi silika terhadap variasi suhu maka secara

logika dapat diperkirakan temperatur fluida apabila terdapat data konsentrasi

fluida di dalam fluida yaitu dengan analisis kimia sampel air.

37

Gambar 4.1 diagram kelarutan silika terhadap temperatur ( Fournier,1977 )

Gambar 4.2 diagram kelarutan beberapa macam mineral silika terhadap temperatur, kurva A silika amorf, kurva B opal, kurva C kristobalit, kurva D kalsedon kurva E

kuarsa

Geotermometer kuarsa umumnya baik digunakan untuk reservoir

bertemperatur > 150˚ C, karena untuk suhu di bawah 150˚ C kandungan silika

dikontrol oleh kalsedon.

Tabel 4.1 Geotermometer Silika ( Fournier,1977 )Geotermometer Persamaan Referensi

Quartz – No

steam loss

T = 1309 / (5.19-log C) – 273.15 Fournier (1977)

Quartz –

maximum steam

T = 1522 / (5.75-log C) – 273.15 Fournier (1977)

38

loss at 100˚C

Geotermometer Persamaan Referensi

Quartz T = 42.198 + 0.28831C-3.6686 x

10-4C2 + 3.1665 x 10-7C3 +

77.034 log C

Fournier & Potter (1982)

Quartz T = 53.500 + 0.11236C-0.5559x

10-4C2 + 0.1772x10-7C3 + 88.390

log C

Arnorsson (1983)

Chalcedony T = 1032 / (4.69-log C) – 273.15 Fournier (1977)

Chalcedony T = 1112 / (4.91-log C) – 273.15 Arnorsson (1983)

Cristobalite T = 1000 / (4.78-log C) – 273.15 Fournier (1977)

Opal T = 781 / (4.51-log C) – 273.15 Fournier (1977)

Keterangan : C = konsentrasi SiO2 dalam fluida

4.2.2 Geotermometer Na-K ( Fournier,1979,Giggenbach,1988 )

Geotermometer Na-K dapat diterapkan untuk reservoir air klorida

dengan suhu > 180˚C. Geotermometer ini punya keunggulan yaitu tidak

banyak terpengaruh oleh dilution ataupun steam loss. Geotermometer ini

kurang bagus untuk suhu < 100˚ C juga untuk air yang kaya Ca atau banyak

berasosiasi dengan endapan travertine.

Tabel 4.2 Geotermometer Na-K ( Fournier,1979,Giggenbach,1988 )

Geotermometer Persamaan Referensi

Na - K T = [855.6 / (0.857+log(Na/K))] – 273.15 Truesdell (1976)

Na - K T = [833 / (0.780+log(Na/K))] – 273.15 Tonani (1980)

Na - K T = [1319 / (1.699+log(Na/K))] – 273.15 Arnorsson et all

39

(1983 )

Na - K T = [1217 / (1.483+log(Na/K))] – 273.15 Fournier (1979)

Geotermometer Persamaan Referensi

Na - K T = [1178 / (1.470+log(Na/K))] – 273.15 Nieva & Nieva

(1987)

Na - K T = [1390 / (1.750+log(Na/K))] – 273.15 Giggenbach (1988)

4.2.3 Geotermometer Na-K-Ca ( Fournier & Truesdel,1979 )

Geotermometer ini diterapkan untuk air yang memiliki konsentrasi Ca

tinggi. Geotermometer ini bersifat empiris dengan landasan teori yang belum

dipahami secara sempurna ( Giggenbach,1988 ). Batasan teoritis untuk

geotermometer ini adalah ekuilibrium antara Na dan K feldspar serta konversi

mineral kalsium aluminio silikat ( misalnya plagioklas ) menjadi kalsit.

Geotermometer ini mempunyai kisaran suhu yang baik adalah antara

120 - 200˚ C dan selebihnya tidak terlalu bagus. Keterbatasan lainnya adalah

suhu sangat dipengaruhi oleh perubahan konsentrasi karena boiling dan

dilution. Boiling menyebabkan kehilangan CO2, terjadi pengendapan kalsit,

Ca keluar dari larutan sehingga T hasil dari perhitungan terlalu tinggi.

Geotermometer Na-K-Ca memerlukan koreksi Mg untuk suhu di atas

180˚C ( Fournier,1981 ). Fluida panasbumi dengan suhu lebih dari 180˚C

kebanyakan mengandung sedikit Mg dengan konsentrasi < 0.2 ppm.

Ketergantungan konsentrasi Mg terhadap suhu disebabkan oleh pembentukan

klorit. Pada suhu yang lebih tinggi Mg juga keluar dari larutan karena dipakai

untuk membentuk biotit atau aktinolit. Berikut ini koreksi – koreksi Mg yang

perlu dilakukan :

- Jika T hasil perhitungan geotermometer < 70˚C, tidak perlu

koreksi karena fluida pada suhu tersebut tidak mengalami

ekuilibrium.

- Hitung R = [ Mg/(Mg + 0.61 Ca + 0.31 K ) ] x 100

40

- Jika R > 50 dianggap bahwa air berasal dari kesetimbangan pada

suhu yang lebih rendah ( T hamper sama dengan suhu terukur )

- Jika T > 70˚C dan R < 50 gunakan R untuk mencari ΔTMg dari

grafik koreksi Mg.

- Hitung T Na – K – Ca terkoreksi dengan cara : T Na-K-Ca

terhitung - ΔTMg

Koreksi Mg biasanya diterpkan untuk sistem panasbumi yang relative

dingin, cocok dipakai untuk mataair – mataair pada kondisi sub boiling

dengan discharge rate tinggi.

Gambar 4.3 grafik koreksi T Na-K-Ca dengan ΔT Mg

41

4.2.4 Geotermometer Na-Li ( Fouliac & Michard,1981 )

Geotermometer empiris ini didasarkan pada rasio Na/Li ada dua

persamaan masing – masing untuk fluida dengan kandungan Cl < 11.000 ppm

dan Cl > 11.000 ppm yaitu :

- Untuk Cl < 11.000 ppm T˚C =

1195

log(m Nam Li )+0.38

−273

- Untuk Cl > 11.000 ppm T˚C =

1195

log(m Nam Li )+0.13

−273

Teori yang mendasari adalah adanya reaksi pertukaran kation pada

lempung yang tergantung temperatur :

Lempung Li + H+ → Lempung H + Li+

4.2.5 Geotermometer K-Mg ( Giggenbach,1988 )

Rumur persamaan :

T˚C = [ 4410 / ( 14 – log ( K2 / Mg ) ] – 273

Persamaan tersebut diasumsikan bahwa fluida panasbumi telah mengalami

ekuilibrium atau kesetimbangan dengan K-feldspar ( adularia ) K-mika

( ilit,muskovit ), klorit dan kalsedon.

0.8 KalSi3O10(OH)2 + 0.2 MgAl2Si3O10(OH)8 + 5.4 SiO2 + 2K+ =

2.8 KalSi3O8 + 1.6 H2O + Mg2+

Geotermometer ini hanya dapat memberikan hasil yag dapat dipercaya

untuk air klorida, terutama air klorida asal reservoir dengan konsentrasi

Mg < 1 ppm. Geotermometer ini sangat sensitif terhadap rasio K/Mg,

sehingga dengan sedikit saja penambahan Mg dari percampuran dengan air

tanah dangkal akan menghasilkan TK-Mg yang lebih rendah.

42

4.3 Geoindikator dan Tracer

Giggenbach ( 1991 ) membagi zat – zat terlarut dalam dua kategori yaitu

geoindikator dan tracer. Tracer secara geokimia bersifat inert yang artinya akan sulit

bereaksi dengan senyawa lain dan apabila berada dalam fluida panasbumi akan

bersifat tetap dan dapat dilacak asal – usulnya. Contoh dari tracer ini adalah klorida

dan boron. Boron dalam bentuk H3BO3 atau HBO2 merupakan unsure diagnostik yang

artinya dapat digunakan untuk melacak asal – usul dari fluida panasbumi. Air klorida

dari suatu mataair atau sumur panasbumi biasanya mengandung 10 – 50 ppm Boron

terlarut. Kandungan Boron yang sangat tinggi ( hingga ratusan ppm ) biasanya

mencirikan asosiasi sistem panasbumi dengan batuan sedimen yang kaya zat organik

atau evaporit.

Geoindikator adalah zat terlarut yang bersifat reaktif dan mencerminkan

lingkungan ekuilibrium atau kesetimbangan, misalnya Na, K, Li, Rb. dan Cs.

Konsentrasi Na dan K dikontrol oleh interaksi fluida dengan batuan yang bergantung

pada temperatur. Na merupakan kation utama pada fluida panasbumi dengan

konsentrasi yang berkisar 200 – 2000 ppm. Apabila perbandingan Na dengan K

semakin kecil maka dapat diinterpretasikan bahwa temperatur semakin tinggi. Li, Rb

dan Cs sering disebut sebagai rare alkalies dan merupakan unsur yang mudah larut

dari batuan. Li, Rb dan Cs merupakan unsur yang sering dipakai bersama Cl dan B

untuk karakterisasi fluida. Ketiga unsur ini mudah bergabung dengan mineral

sekunder, sehingga diprediksi semakin jauh jarak migrasi dari fluida ke permukaan

maka konsentrasinya akan semakin berkurang. Konsentrasi umum Li berkisar

< 20 ppm, Rb < 2 ppm dan Cs < 2 ppm. Li sering terserap oleh mineral klorit, kuarsa

dan mineral lempung sehingga pada zona upflow rasio B/Li rendah sedangkan pada

zona outflow rasio B/Li tinggi.

Penggunaan Cl, B, Li, Na, K dan Mg sebagai geoindikator dan tracer

diterapkan dengan metode sederhana yaitu ploting pada diagram segitiga. Plotting ini

43

merupakan cara yang tepat untuk mengkaji aspek kimia fluida mataair panas maupun

fluida sumur panasbumi. Untuk memberikan gambaran interpretasi data geokimia

dapat diinterpretasi dengan bantuan diagram segitiga berikut ditampilkan data hasil

analisis fluida panasbumi dari berbagai daerah.

Gambar 4.4 Data Analisis Fluida Panasbumi

4.3.1 Diagram Segitiga Cl – SO4 – HCO3

Penggunaan komponen anion yang berupa Cl, SO4 dan HCO3

bermanfaat untuk mengetahui komposisi fluida panasbumi karena anion –

anion tersebut merupakan zat terlarut yang paling banyak dijumpai dalam

fluida panasbumi. Posisi data pada diagram segitiga dapat ditentukan dengan

persamaan sebagai berikut :

S = [Cl] + [SO4] + [HCO3]

% Cl = ( 100 [Cl] ) / S

44

% SO4 = ( 100 [SO4] ) / S

% HCO3 = ( 100 [HCO3] ) / S

Catatan : konsentrasi dinyatakan dalam mg/kg atau ppm.

Plotting diagram segitiga Cl – SO4 – HCO3 mempermudah

pengelompokan dan pemeriksaan trend sifat kimia fluida.

Gambar 4.5 Diagram Segitiga Cl – SO4 – HCO3

4.3.2 Diagram segitiga Cl – Li – B

Proporsi relatif B dan Cl untuk fluida – fluida dengan asal – usul yang

sama umumnya tetap. B dan Cl dapat dipakai untuk mengevaluasi proses

pendidihan dan pengenceran. Pada T tinggi ( >400˚C ), Cl terdapat sebagai

HCl dan B sebagai H3BO3, keduanya bersifat volatil dan mudah bergerak pada

fase uap. HCl dan H3BO3 berasal dari magmatic brine. Apabila fluida

mendingin HCl terkonversi menjadi NaCl, B tetap berada pada fase uap dan

Li bergabung pada larutan.

45

Pengeplotan data pada diagram segitiga Cl – Li – B memerlukan

faktor skala karena adanya perbedaan nilai konsentrasi yang sangat besar di

antara ketiga komponen tersebut. Perhitungannya sebagai berikut :

S = [Cl] / 100 + [Li] + [B] / 4

% B = ( ([B]/4) /S ) .100

% Li = ([Li]/S ) .100

% Cl = [Cl] / S

Gambar 4.6 Diagram Segitiga Cl – Li – B

4.3.3 Diagram segitiga Na – K – Mg

Dasar pemikiran memakai Na – K – Mg adalah reaksi – reaksi sebagai

berikut :

Na+ + K Feldspar = Na Feldspar + K+

2.8 K Feldspar + 1.6 H2O + Mg2+ = 0.8 K Mika + 0.2 Klorida + 5.4 SiO2 +

2K+

46

Ploting posisi data pada diagram segitiga Na – K – Mg :

S = ([Na]/1000) + ([K] / 100 ) + [Mg]1/2

% Na = [Na] / 10.S

% Mg = ( 100 [Mg]1/2 ) / S

% K = [K] / S

Gambar 4.7 Diagram Segitiga Na – K – Mg

47

BAB V

KESIMPULAN

Dari pemaparan yang telah disajikan dalam makalah ini maka penulis dapat

mengambil kesimpulan sebagai berikut :

1. Sistem panasbumi didefinisikan sebagai perpindahan panas secara alami

dalam volume tertentu di kerak bumi dimana panas dipindahkan dari

sumber panas ke zona pelepasan panas. Sistem panasbumi tersusun oleh

tiga komponen utama, yaitu : Sumber panas, batuan reservoir yang

permeabel, dan adanya sirkulasi air untuk membawa panas dari dalam

bumi ke permukaan bumi.

2. Analisis geokimia fluida panasbumi dilakukan pada fluida jenis air klorida.

air asam sulfat, air bikarbonat, brine dan air meteorik.

3. Interpretasi suhu reservoir panasbumi dapat dilakukan dengan metode

geotermometer yaitu geotermometer silika, geotermometer Na – K,

geotermometer Na – K – Ca, geotermometer Na – Li dan geotermometer

K – Mg.

4. Interaksi fluida dengan batuan dapat diketahui dari metode geoindikator

dan tracer dengan menggunakan diagram segitiga Cl – SO4 – HCO3, Cl –

Li – B dan Na – K – Mg untuk mengetahui asal – usul zat terlarut dalam

fluida yang berasal dari interaksi dengan batuan.

48

DAFTAR PUSTAKA

Armstead, H.C.H., 1979, Geothermal Energy, E & FN, Spoon. Ltd London City Reprmted.

Barryadi, F., 1995, Struktur Geologi di Lapangan Panasbumi Daerah Awibengkok dan Sekitarnya Kabupaten Sukabumi dan Bogor, Jawa Barat. Jurusan Geologi, UNPAD, Bandung.

Chilingar, George V., et all., 1982, Hand Book of Geothermal Energy, University of Southern Callifornia.

Dickson, M.H., and Fanelli, M., 2004, What is Geothermal Energy? , University of Colombia.

http://iga.igg.cnr.it/ documenti/ geo/ Geothermal%20Energy.en.pdfEdward F Wahl., 1977, Geothermal Energy Utilization, John Willey and Sons, New

York.Ellis Aj and Mahon., 1977, Chemistry and Geothermal System, Academic Press, Inc,

Orlando, Floride.Goff, F., dan Janik, C.J., 2000, Geothermal Systems, dalam Sigurdsson, H.,Houghton, B., Rymer, H., Encyclopedia of Volcanoes. hlm. 817-834, Academic

Press.Grant, M.A., 1960, Geothermal Reservoir Engineering, Academic Pres, Inc, New

York.Hochstein, M. P., 1995, Classification and Assessment of Geothermal Resources,

Geothermal Reservoir Course, Geothermal Institute, University of Auckland.Makalah PB Potensi dan WKP Panasbumi, Kolokium Hasil Lapangan-DIM, 2005.Mars G. Fontana, 1986, Corrosion Engineering, Third Edition, Mc Graw Hill Book

Co, New York.NACE, Basic Corrosion Cow-se Ninth Printing, Houston, Texas 1978. Ridwan

Fakih, Basic Corrosion Engineering, Petroleum Engineering PT CPl,

Pekanbaru, 1993.

49