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 u nsur-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 p anas t idak 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 keseimbangann ya. 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 Mengingat sifat 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 k arakteristik dari d ari 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 – 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 – 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
Panasbumi Sistem Panasbumi Manifestasi Panasbumi
Analisis Geokimia Fluida Panasbumi Geotermometer
Tracer dan dan Geoindikator
- Silika - Na – Na – K K - Na – Na – K – K – Ca - Na – Na – Li Li
- Diagram Cl – Cl – SO SO4 – HCO HCO3 - Diagram Cl – Cl – Li Li- B - Diagram Na – Na – K K - Mg
Karakteristik Reservoir Panasbumi
4
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 su hunya lebih tinggi t inggi yang kemudian muncul ke permukaan bumi oleh gaya pengapungan (Rybach,19 85). 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 pa nasbumi 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˚ (900-1200˚C) menuju kedalaman dangkal yang berkisar antara 2-10 km. Bentuk dari intrusi ini biasanya intrusi kecil yang berulang seperti retas (dyke (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 (hot springs) 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 d i 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, lembahlembah 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 (reservoir rocks) rocks) dan batuan tudung / penutup (cap rocks). 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 ( heat flow) 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 spreading of rifting ), ), zona tumbukan ( subduction subduction zone), 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) arc) yang aktif dan mempunyai sistem panasbumi panas bumi 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, yait u : 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 do minasi 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 – rekahan rekahan sedangkan air mengisi pori – pori – 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 – 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˚ (~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. >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 da n derajat dera jat keasaman rendah serta mempunyai temperatur permukaan antara 200˚ 200˚C sampai 240˚ 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˚ 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), 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 10
tanpa adanya batuan penudung. Reservoir dijumpai pada kedalaman 1800 m-3000 m. Permeabilitas batuan pada reservoir tinggi, sedangkan pada zona recharge, 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˚ 200-300˚C. 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 geothermal surface manifestation), manifestation), seperti mataair panas, kubangan lumpur
panas
(mud (mud
pools), 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. 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, Discharge, merupakan evaporasi atau penguapan dari air bebas di permukaan, dengan area yang menyebar. Contohnya warm ground, warm/ hot pool dan steaming dan steaming ground .
11
2. Direct/ 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, Contohnya seepage, concealed outflow outf low Bentuk manifestasi panasbumi dipermukaan mencirikan suatu temperatur bawah permukaan p ermukaan dan d an 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 ke batuan permukaan. Berdasarkan pada besarnya gradien temperatur, Armstead (1983) mengklasifikasikan area di bumi sebagai berikut: -
Area tidak panas ( Non Non Thermal Area) Area) Suatu area diklasifikasikan sebagai area tidak panas apabila gradient temperatur di area tersebut sekitar 10 - 40 ˚C/ km.
-
Area panas (Thermal (Thermal Area) Area) Area panas dibedakan menjadi dua yaitu semithermal area, area, yaitu area yang mempunyai gradien temperatur sekitar 70 - 80˚ 80˚ C/ km, dan hyperthermal area, area, yaitu area yang mempunyai gradien temperatur sangat tinggi. Contohnya di Lanzarote (Canary Island) yang besarnya besarnya gradien temperatur sangat tinggi hingga hingga besarnya 12
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 pa nas lebih kuat, kuat , misalnya 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 ) ) Di beberapa daerah terdapat tempat-tempat dimana uap panas ( steam) 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 (boiling point ). ). Besarnya temperatur di permukaan sangat tergantung dari laju aliran uap (steam flux). flux).
13
Gambar 2.3 Permukaan Tanah Beruap
c. Mataair panas atau hangat ( Hot ( Hot or Warm Spring ) ) Mataair panas/ hangat ini terbentuk karena adanya aliran air panas/ hangat dari bawah permukaan melalui rekah-rekahan batuan. Istilah ”hangat” ”hangat” digunakan bila temperatur air lebih kecil dari 50˚ 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. Apabila laju aliran air panas tidak terlalu besar umumnya di sekitar mataair panas tersebut terbenntuk teras-teras silica yang berwarna keperakan ( silica silica sinter terraces terraces atau sinter platforms). platforms). Bila air panas banyak mengandung karbonat maka akan terbentuk teras-teras travertine (travertine terrace). 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.
14
Gambar 2.4 Mataair panas
d. Kolam air panas ( Hot ( Hot Pools ) 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 ( calm pools) pools) • Kolam air panas yang mendidih (boiling (boiling pools) pools) • Kolam air panas yang bergolak (ebullient ( ebullient pools) pools) Temperatur pada calm pools umumnya pools umumnya dibawah temperatur titik didih (boiling point ). ). Disini laju aliran air umumnya kecil sekali. Pada boiling pools pools temperatur adalah temperatur titik didihnya dan seringkali disertai dengan semburan air panas, oleh karena itu boiling pools pools seringkali diklasifikasikan diklasifikasikan sebagai hot springs atau springs atau mataair panas.
15
Pada ebullient pools pools adanya letupan-letupan kuat muncul secara tidak beraturan disebabkan karena terlepasnya uap panas pada suatu kedalaman keda laman di bawah permukaan air. Letupan-letupan kecil dapat juga disebabkan karena adanya non-condensible gas 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 t ersebut berasal dari airtanah yang menjadi panas karena pemanasan oleh o leh uap panas maka air yang terdapat t erdapat 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 (acid pools) 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) steam) atau uap panas yang mengandung butiran air (wet (wet steam). 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˚ (>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˚ 100˚C. Fumarole jenis ini sering disebut fumaroles basah (wet (wet fumarole). fumarole). Di daerah dimana terdapat sistem dominasi uap dapat dijumpai wet fumarole dan dry fumarole, fumarole, yaitu fumarole yang memancarkan uap bertemperatur tinggi, yaitu sekitar 100150˚ 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 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 perlahanlahan → pencapaian titik didih → flashing → flashing uap → pengosongan celah. celah.
18
Gambar 2.7 Geyser
g. Kubangan Lumpur Panas ( Mud ( Mud Pools ) 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 silica sinter terraces atau sinter platforms). platforms). Bila air panas banyak mengandung karbonat maka akan terbentuk teras-teras travertin (travertine (travertine terrace). 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 dar i reservoir re servoir panasbumi yang terdapat jauh di d i 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 ) 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. 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 t erdiri dari air dan impurities, 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) 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 impurities serta berdasarkan fasa dari fluida reservoirnya. Fluida reservoir panasbumi terdiri atas mineral-mineral seperti sepert i kombinasi ko mbinasi antara alkali, alkali a lkali 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. impurities. 3.1.1.Berdasarkan Anion dan Kation Di dalam fluida reservoir elemen dalam fluida merupakan kesetimbangan ion – 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: 1. Kation (ion-ion positif) terdiri dari :
23
+
+
+
• Alkali, antara lain K , Na , Li yang membentuk basa kuat. 2+
2+
2+
2+
2+
• Metal alkali tanah, antara lain Br , Mg , Ca , Sr , Ba , 2+
Ra yang membentuk basa lemah. • Ion Hidrogen. 2+
2+
• Metal berat, antara lain Fe , Mn 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˚ 200˚C. b. Kalsium (Ca) Ion Ca adalah unsur dari fluida reservoir yang berkombinasi dengan ion karbonat atau sulfat dengan cepat membentuk kerak ( scale) scale) pengikut atau padatan. c. Magnesium (Mg) Ion Mg biasanya berada dalam konsentrasi yang kurang lebih mendekati konsentrasi Ca. Magnesium juga seperti ion Kalsium, yaitu dapat berkombinasi dengan ion karbonat sehingga menimbulkan masalah scale masalah scale.. 24
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 3+
2+
larutan sebagai ion Ferri (Fe ) dan Ferro (Fe ) 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 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 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 Ion-ion
ini
merupakan
ion
yang
dapat
membentuk scale scale yang insoluble insoluble (tidak dapat larut 25
dalam air). Konsentrasi ion karbonat sering kali disebut “ phenolphthalein alkalinity” alkalinity” sedangkan konsentrasi sedangkan konsentrasi ion bikarbonat
terkadang
disebut
“methyl
orange
alkalinity”. alkalinity”. -
c. Sulfat (SO4 ) Ion sulfat sering menimbulkan masalah, sebab ion ini memiliki kemampuan untuk bereaksi dengan kalsium, barium atau stronsium untuk membentuk scale membentuk scale insoluble juga membantu sebagai “ food substance” 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
tergantung kesetimbangan. Daerah dengan perbandingan unsur klorida, kalsium, fluorida, iodida, bromida, arsenik atau boron 26
dalam air dengan unsur-unsur dalam memiliki suatu perbedaan dengan mata air di permukaan. Perbedaan ini biasanya disebabkan konsentrasi unsurunsur 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 dan Impurities Fluida reservoir panasbumi memiliki komposisi yang sangat kompleks. Hal tersebut selain disebabkan oleh unsurunsur yang memang sudah ada pada reservoir juga dipengaruhi oleh adanya tekanan dan temperatur yang tinggi dan akan menyebabkan terjadinya perubahan komposisi baik pada solid pada solid maupun fluidanya.
27
Secara umum fluida reservoir panasbumi dapat dibagi menjadi dua yaitu brine brine (air) dan impurities. impurities. Brine Brine (air), konsentrasi kelarutan pada air dinyatakan dengan ppm atau part per million di 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 celahcelah atau rekahan. Air dipekatkan sampai temperatur tertentu tergantung temperatur awal dan entalphi air keluaran. Sebagai contoh air yang keluar dari sumur dengan temperatur 250˚ 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, Impurities, selain air dan uap air yang dihasilkan oleh suatu sumur panasbumi, biasanya juga selalu disertai unsurunsur penyerta di dalamnya. Di dalam fasa uap misalnya, didapati adanya gas-gas non-condensable seperti non-condensable seperti H2, CO2, H2S, CH4 serta N2. Sedangkan komponen terlarut di dalam fasa air (condensable) condensable) antara lain klorida, sulfida, fluorida, lithium, kalsium, dan lain sebagainya. 1. Condensable Condensable Gas, gas-gas condensable 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 sebagian lagi akan mengendap pada pipa – pipa – pipa pipa atau peralatan
produksi.
Apabila
kondenstat
fluida 28
bersifat
asam
akan
cenderung
mengakibatkan
terjadinya korosi pada material dan sebaliknya apabila bersifat basa cenderung akan menyebabkan terjadinya scale 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 aka n 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. Banyak sulfat dalam larutan cenderung dibatasi oleh kelarutan dari anhidrit atau gipsum. 29
c. Fluorit, konsentrasi fluorit dalam fluida panasbumi dibatasi oleh kelarutan fluorit yang berada dalam silika, sekitar 10 ppm fluoritpada temperatur 200300˚ 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 2-
SiF6 atau AlF6
3-.
d. Lithium, konsentrasi alkali yang jarang dalam air panasbumi mencerminkan mencer minkan 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). Pada daerah tertentu perbandingan Na/ Rb terus mengikuti perbandingan Na/ K, tetapi perbedaan perbandingan Na/ Li antara air bawah permukaan 30
dan air permukaan kurang ditunjukkan dengan jelas. 6
7
Perbandingan isotop Li/ Li cenderung berkembang dalam air panas yang berpindah ke permukaan, karena
isotop
7
Li
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, 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 aka n 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. 2. Non Condensable Gas, Gas, gas non condensable condensable adalah gas yang tidak dapat terkondensasi dan akan menjadi gas ikutan/ penyerta dari pada uap yang akan 31
diproduksikan. Gas ini dalam fasa uap akan mengecil maka harga enthalpi akan menurun dan akan mengakibatkan berkurangnya energi yang diekstrak. Non
condensable
gas 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 (water ) dan uapair ( steam). steam). Adapun sifatsifat 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 3
massa/ volume, biasanya kg/ m . 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 3
dimensi satuan kg/ m . Spesifik volume memiliki simbol v, dimana dari spesifik volume dapat ditentukan densitas, temperatur t emperatur dan saturasi, hal ini diperoleh dengan berdasarkan analisis dimensinya. Tegangan permukaan (σ), tegangan permukaan air formasi panasbumi dipengaruhi oleh keadaan reservoir seperti tekanan dan temperatur. Sedangkan pengaruh dari tekanan sangat kecil sekali. 32
Tegangan permukaan berbagai larutan mendekati nol pada temperatur kritisnya karena tegangan permukaan gas adalah nol. Pengaruh unsurunsur 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 – 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. H 2S 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. Karena terbentuk pada zona vados maka air asam sulfat hanya dapat memberikan sangat sedikit informasi tentang bagian bag ian dalam sistem panasbumi.
34
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 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 – proses proses lainnya. Brine lainnya. Brine merupakan 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 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 utama HCO3 dan kation utama adalah Ca sedangkan air hujan mempunyai anion utama Cl dan kation utama Na.
35
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 dan mixing
Fluida panasbumi tersebut dianalisis dengan tujuan untuk : -
mengetahui distribusi berbagai jenis air
-
mempelajari efek boiling dan 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 art i yang sangat penting dalam ko mposisi fluida dan merupakan alasan mengapa geotermometer fluida diterapkan untuk memperkirakan temperatur reservoir panasbumi. Geotermometer merupakan cara memperkirakan suhu reservoir panasbumi yang didasarkan d idasarkan pada keberadaan zat – zat – 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 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 36
sehingga dalam perhitungan geotermometer harus mempertimbangkan faktor – faktor – 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 ekuilibrium dengan kuarsa. Pada fluida dengan reservoir bersuhu > 220˚C kuarsa dapat mengendap akibat pendinginan perlahan, apabila pendinginan berlangsung dengan de ngan 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.
Gambar 4.1 diagram kelarutan silika terhadap temperatur ( Fournier,1977 )
37
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 – Quartz – No No
T = 1309 / (5.19-log C) – C) – 273.15 273.15
Fournier (1977)
T = 1522 / (5.75-log C) – C) – 273.15 273.15
Fournier (1977)
steam loss Quartz – Quartz – maximum steam loss at 100˚C
38
Geotermometer
Persamaan
Referensi
Quartz
T = 42.198 + 0.28831C-3.6686 x
Fournier & Potter (1982)
-4
2
-7
3
10 C + 3.1665 x 10 C + 77.034 log C Quartz
T = 53.500 + 0.11236C-0.5559x -4
2
-7
Arnorsson (1983)
3
10 C + 0.1772x10 C + 88.390 log C Chalcedony
T = 1032 / (4.69-log C) – C) – 273.15 273.15
Fournier (1977)
Chalcedony
T = 1112 / (4.91-log C) – C) – 273.15 273.15
Arnorsson (1983)
Cristobalite Cristobalite
T = 1000 / (4.78-log C) – C) – 273.15 273.15
Fournier (1977)
Opal
T = 781 / (4.51-log C) – C) – 273.15 273.15
Fournier (1977)
Keterangan : C = konsentrasi ko nsentrasi 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 dilution ataupun steam loss. loss. Geotermometer ini kurang bagus untuk suhu suhu < 100˚ C juga C juga untuk air yang kaya ka ya 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))] – (0.857+log(Na/K))] – 273.15 273.15
Truesdell (1976)
Na - K
T = [833 / (0.780+log(Na/K))] – (0.780+log(Na/K))] – 273.15 273.15
Tonani (1980)
Na - K
T = [1319 / (1.699+log(Na/K))] – (1.699+log(Na/K))] – 273.15 273.15
Arnorsson et all (1983 )
Na - K
T = [1217 / (1.483+log(Na/K))] – (1.483+log(Na/K))] – 273.15 273.15
Fournier (1979)
39
Geotermometer
Persamaan
Referensi
Na - K
T = [1178 / (1.470+log(Na/K))] – (1.470+log(Na/K))] – 273.15 273.15
Nieva & Nieva (1987)
Na - K
T = [1390 / (1.750+log(Na/K))] – (1.750+log(Na/K))] – 273.15 273.15
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 misalnya plagioklas plagiok las ) 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 – 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. rate tinggi.
Gambar 4.3 grafik koreksi T Na-K-Ca 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 – masing masing untuk fluida dengan kandungan Cl < 11.000 ppm dan Cl > 11.000 ppm yaitu : 1195
− 273
1195
− 273
-
Untuk Cl < 11.000 ppm T˚C =
+0.38 log
-
Untuk Cl > 11.000 ppm T˚C =
+0.13 log
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 – 14 – log log ( K 2 / Mg ) ] – ] – 273 273 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+
2.8 KalSi3O8 + 1.6 H2O + Mg
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 tet ap dan dapat dilacak asal – asal – usulnya. 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 – asal – usul usul dari fluida panasbumi. Air klorida dari suatu mataair atau sumur panasbumi biasanya mengandung 10 – 10 – 50 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 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 upflow rasio B/Li rendah sedangkan pada zona outflow rasio outflow rasio B/Li tinggi. t inggi. Penggunaan Cl, B, Li, Na, K dan Mg sebagai geoindikator dan tracer diterapkan dengan metode sederhana yaitu ploting pada diagram segitiga. Plotting ini merupakan cara yang tepat untuk mengkaji aspek kimia fluida mataair panas maupun fluida sumur panasbumi. Untuk memberikan gambaran interpretasi data geokimia 43
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 C l – SO SO4 – HCO 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] + [HCO 3] % Cl = ( 100 [Cl] ) / S % SO4 = ( 100 [SO4] ) / S % HCO3 = ( 100 [HCO3] ) / S
44
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 – Cl – SO SO4 – HCO HCO3
4.3.2 Diagram segitiga Cl – Cl – Li – Li – B B Proporsi relatif B dan Cl untuk fluida – fluida – fluida fluida dengan asal – asal – usul 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. brine. Apabila fluida mendingin HCl terkonversi menjadi NaCl, B tetap berada pada fase uap dan Li bergabung pada larutan. 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 :
45
S = [Cl] / 100 + [Li] [L i] + [B] / 4 % B = ( ([B]/4) /S ) .100 % Li = ([Li]/S ) .100 % Cl = [Cl] / S
Gambar 4.6 Diagram Segitiga Cl – Cl – Li – Li – B B
4.3.3 Diagram segitiga Na – Na – K – K – Mg Mg Dasar pemikiran memakai Na – Na – K – K – Mg Mg adalah reaksi – reaksi – reaksi reaksi sebagai berikut : +
+
Na + K Feldspar = Na Feldspar + K 2+
2.8 K Feldspar + 1.6 H2O + Mg = 0.8 K Mika + 0.2 Klorida + 5.4 SiO2 + +
2K
Ploting posisi data pada diagram segitiga Na – Na – K – K – Mg Mg : 1/2
S = ([Na]/1000) + ([K] / 100 ) + [Mg] % Na = [Na] / 10.S
46
% Mg = ( 100 [Mg]
1/2
)/S
% K = [K] / S
Gambar 4.7 Diagram Segitiga Na – Na – K – K – Mg 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 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. Mg. 4. Interaksi fluida dengan batuan dapat diketahui dari metode geoindikator dan tracer dengan menggunakan diagram segitiga Cl – Cl – SO SO4 – HCO – HCO3, Cl – Cl – Li – Li – B B dan Na – Na – K – Mg Mg untuk mengetahui asal – usul usul zat terlarut dalam fluida yang berasal dari interaksi dengan batuan.
48
DAFTAR PUSTAKA
Armstead, H.C.H., 1979, Geothermal Energy, 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 1982, Hand Book of Geothermal Energy, Energy, University of Southern Callifornia. Dickson, M.H., and Fanelli, M., 2004, What is Geothermal Energy? , Energy? , University of Colombia. http://iga.igg.cnr.it/ documenti/ geo/ Geothermal%20Energy.en.pdf Edward F Wahl., 1977, Geothermal Energy Utilization, Utilization, John Willey and Sons, New York. Ellis Aj and Mahon., 1977, Chemistry and Geothermal System, System, Academic Press, Inc, Orlando, Floride. Goff, F., dan Janik, C.J., 2000, Geothermal Systems, 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, Resources, Geothermal Reservoir Course, Geothermal Institute, University 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
