Post on 28-Jan-2016
I. PENDAHULUAN
Sumber energi panas yang terpendam dibawah tanah, pada umumnya
dicerminkan oleh manifestasi dipermukaan berupa mata air panas, kolam-lumpur
panas (mud pool), fumarol, solfaktara dan lain-lainnya. Tetapi ada juga lapangan
panas dipermuakaan, misalnya Broadlands, New Zealand.
Panasbumi merupakan salah satu jenis energi alami didalam bumi merupakan
hasil interaksi antara panas yang dipancarkan batuan dan air tanah yang berada
disekitarnya. Fluida panasbumi terperangkap didalam batuan yang terletak dekat
dengan permukaan sehingga secara ekonomis dapat diusahakan. Sumber ini adalah
sumber energi yang terbarukan (renewable).
Panasbumi, secara garis besar, dapat dibedakan menjadi dua sistem, pertama,
sistem panasbumi yang didominasi air panas. Tetapi ada kalanya sistem panasbumi
tersebut terletak diantara sistem uap dan air panas. Bila demikian halnya, sistem
panasbumi tersebut dapat dimasukkan dalam sistem dua fasa (uap dan air-panas).
II. EKPLORASI PANSBUMI
Dalam melakukan eksplorasi panasbumi ada tiga disiplin ilmu pengetahuan,
yaitu: geologi, geokimia dan geofisika yang saling bekerja sama dan saling
menunjang agar sasran pengusahaan panasbumi dapat dicapai dengan baik.
Beberapa metoda eksplorasi minyak bumi juga dapat dipakai dalam eksplorasi
panasbumi, misalnya metoda geofisika gaya-berat (gravity), magnetic dllnya.
Bila pengusahaan panasbumi akan dimulai, kelestarian lingkungan harus tetap
dipertahankan.
2.1. PENJAJAKAN/REKONAISAN
Penjajakan/rekonaisan eksplorasi panasbumi dilakukan dengan metoda
geologi dan geokimia yang bertujuan untuk mengetahuai secara dini bahwa
penelitian perlu dilakukan eksplorasi lebih lanjut atau tidak.
Sistem panasbumi di Indonesia, pada umumnya terbentuk akibat
aktifitas magmatik yang dimanefestasikan oleh gejala vulkanik. Sumber
panasbumi yang terdapat jauh dibaeah tanah dapat dicerikan oleh manifestasi
yang muncul dipermukaan seperti mata air panas , kumbangan lumpur panas
(mud pool), fumarol, solfatara dan lain-lainnya. Namun demikian tidak semua
daerah prospek panasbumi mempunyai kenampakan panas dipermukaan,
misalnya lapangan panasbumi Broadlands, New Zealand.
Dalam pekerjaan ini geologist pada umunya didampingi oleh
geochemist. Geologist mengkaji manifestasi panas dipermukaan dari aspek
struktur dan batuan alterasi, sedangkan geochemist bekerja kususnya untuk
mengukur sifat kimia dan fisik contoh fluida dan gas yang diambil dari
manifestasi panas di permukaan yang kemungkinan berasal langsung dari
sumber panasbumi. Dari sifat fisik dan kimia contoh fluida dan gas dapat
diketahuai perkiraan suhu reservoir panasbumi dan sistem panasbumi daerah
penelitian.
Bila hasil kajian rekonaisan memberi petunjuk bahwa daerah penelitian
sangat prospek dan didukung oleh perhitungan suhu dibaeah permukaan tanah
yang memperlihatkan suhu > 2000C, maka pekerjaan eksplorasi detil
disarankan untuk dilakukan. Namun sebaliknya, tidak diusulkan untuk
dikembangkan pada saat sekarang bila suhu reservoir bawah tanah relative
kecil (<2000C).
Contoh daerah yang kurang prospek :
Krakal, Kebumen
Sistem mata-air panas di Krakal diduga berdiri sendiri atau tidak
berkaitan denga sistem panasbumi didaerah Dieng.
Siatem ini diduga akibat dari kegiatan tubuh granitik didalam bumi
yang mengakibatkan penjalaran panas secara konduksi sampai
dipermukaan.
Suhu mata-air panas sekitar 500C, dengan debit aliran 1 liter/detik.
Na = 2500 ppm, Cl = 7778-7799 ppm,SiO2 = 24ppm, HCO3 = 28 ppm.
Terletak dibatuan pasir-gamping berumur Tersier.
Dengan kondisi seperti tersebut diatas, maka dapat disimpulkan bahwa
daerah prospek panasbumi Krakal, Kebumen, Jawa Tengah, tidak ekonomis
untuk dikembangkan pada saat ini.
2.2. EKSPLORASI PANASBUMI DETIL
2.2.1. GEOLOGI
2.2.1.1. Foto Geologi
Studi foto geologi dimaksudkan untuk mengetahui struktur geologi
yang dapat dideteksi dari udara yang selanjutnya dipastikan lagi dengan
peninjauan dilapangan. Dari perbedaan rona pada foto geologi, dapat dibuat
suatu batas yang membedakan satuan batuan morfologi dan struktur geologi.
2.2.1.2. Pemetaan Geologi
Pemetaan geologi dilakukan untuk mengetahuai pola penyebaran
batuan dan manifestasi permukaan serta umur relatif batuan di daerah
penelitian.
Model geologi secara sederhana kemudian dibuat, dikaitkan dengan
data geokimia dan data penunjang lainnya untuk membuat model tentatif
sistem panasbumi daerah penelitian.
2.2.1.3. Mineral Ubahan
Kehadiran mineral ubahan sangat penting dalam memperkirakan pada
suhu berapa saat terbentuk mineral ubahan tersebut. Hubungan secara empiris
antara mineral ubahan dengan suhu dapat dilihat pada (tabel. 1)
Mineral epidot adalah salah stu mineral ubahan yang sangat baik untuk
dipakai sebagai mineral penunjuk pans yang dapt terbentuk pada suhu sekitar
200-2400C.
Mineral kalsit terdapat disemua daerah panasbumi diseluruh dunia,
menggatikan mineral primer dalam bentuk endapan didalam pori-pori atau
rongga-rongga batuan. Mineral ini dapat terbentuk sampai dengan suhu sekitar
3000C. Oleh karena itu, mineral kalsit tidak dapat dipakai sebagai mineral
khusus penunjuk suhu. Namun demikian, kalsit mungkin terbentuk didalam
ronga-rongga batuan penudung.
Mineral silika dapat terendapkan dalam bentuk amorf, kalsedoni (amorf s/d
kristal ) dan quartz. Bentuk endapan ini merupakan fungsi waktu dan suhu.
Silika opal (opaline silica) terbentuk pada suhu rendah (beberapa puluh 0C).
Kalsedoni terbentuk pada suhu beberapa puluh sampai dengan 2000C. Quartz
terbentu pada suhu 1000C sampai suhu sistem panasbumi.
Waerakite, Ca Al zeolit, kubik putih-susu, kristal. Pada sayatan tipis terbentuk
okthahedral, birefringence-low, relief-low.
Pengkajian keberadaan mineral ini dapat dilkukan pada saat pemetaan geologi
ataupun pada saat pemboran.
2.2.1.4. PENENTUAN UMUR BATUAN METODE K-Ar
Radioctive decay adalah suatu first-order reaction, dimana jumlah atom
yang terurai dalam aktu t selaras (propotional) dengan jumlah atom yang ada.
(1)
Dimana N = jumlah atom yang tidak berubah pada waktu t,
λ = konstanta peluruhan (decay constant)
λ dinyatakan dalam jumlah atom yang rusak per ton per detik. Sebagai
contoh , jika λ = 1/100, maka ini berarti bahwa tiap-tiap detik 1/100 dari atom
yang ada akan terurai. Tanda minus menunjukan bahwa N berkurang.
Jika per samaan (1) diintegrasi dari t = 0 sampai t dari N0 sampai N (dimana
N0 adalah jumlah atom bilaman t = 0), dan diambil antilog, maka diperoleh :
N = e –λ t (2)
Suatu istilah yang sngat berguna dalam membahas kecepatan
kerusakan (decay) adalah half-life (waktu paruh), yaitu waktu yang diperlukan
untuk terurainya setengah dari atom yang semula ada. Jadi dengan
mensubstidasi t = t ½ dan N = N0 ½, maka persamaan (2) menjadi :
½ = e – λ t atau t ½ = (3)
Kita dapat pula mensubstitusikan kedalaman persamaan (2) untuk N
dengan p, yaitu jumlah atom yang ada dalam sustu mineral (P = parent) dan
untuk N0 dan P0, yaitu jumlah atom waktu mineral tersebut terbebtuk, jumlah
daughter atom (D) adalah P0 – P, karena terurainya sustu atom P menghasilkan
suatu atom D. Atom P0 = P + D, sehinggga persamaan (2) menjadi:
P = (P + D) e – λ t (4)
D = P(e – λ t – 1) (5)
Sistem K – Ar 40K → 40K (B decay) / B
→ 40Ar(E.C.) / K
Dengan demikian persamaan (5), D = P(e – λ t – 1), diubah menjadi:
40Ar = 40K x (e(λ K + λ B)t – 1)
Total decay / B + / K
Karena hanya rekasi 40K → 40Ar yang akan diperhatikan dalam
penentuan umu. Peluruhan dari K ke Ca jarang digunakan karena jumlah Ca
terlalu banyak di alam sehingga sulit dalam pengontrolannya.
t = ln {1 + x }
Bila λK = 0,584 x 10 -10 (E. C.) dan λB = 4,72 x 10 -10, dimana B = decay,
diketahui maka persamaan diatas berubah menjadi:
t = 1,88 x 10 9ln (1 + 9,07 )
Jumlah 40K dapat dianalisa dengan metode “mass spectograph’’ atau
dengan analisa kimia basah secara “flame photometer’’ sehingga diperoleh
kosentrasi K total. Jika dilakukan secara kimia basah maka 40K dihitung
berdasrkan harga constant.40K = 0,0119 % dari K total didalam.
Karena Argon adalah gas maka mudah hilang/berkurang karena proses
diffuse. Kecepatan hilang Argon sangat tergantung kepada jenis mineralnya,
umpama biotit ataupun phlogopite akan mudah melepaskan Ar dibandingkan
hornblende. Proses pemanasan (dekat intrusi) juga akan menyebabkan
hilangnya Ar. Bila demikian halnya, maka umur batuan yang di intrusi itu
sendiri. Dengan demikian perlu diusahakan supaya pengambilan batuan sejauh
mungkin dari intrusi.
2.2.2. GEOKIMIA
Ahli Geokimia (Geochemist) akan melakukan pekerjaan analisa kimia
contoh air dan gas yang diambil dari manifestasi panasbumi dipermukaan.
Hasil analisa kandungan unsur kimia dalam contoh air dapat dipilah-pilahkan
kedalam kelompok sebagai beikut:
1. Alkali Choride Waters
Garam yang terlarut dalam jenis air ini pada umumnya Na dan k, walaupun
kadang-kadang unsur kimia Ca mempunayai kadar yang tinggi.
Konsentrasi SiO2 tinggi, konsentrasi SO4=, HCO3
-, F-, NH4-, As, Li, Rb, Cs,
dan HBO2 pada umumnya agk menonjol dab perbandingan Cl-/SO4= =
3021/63. Kandungan gas yang utama adalah CO2 dan H2S.
Contoh Waerakei, New Zealand, Otake, Jepang.
2. Acid Sulfate Waters
Air pada umumnya bersifat asam, konsentrasi Cl kecil, mungkin terbentuk
didaerah panasbumi vulkanik bila kondisi uap yang mempunyai suhu
dibawah 4000C terembunkan kedalam air permukaan, H2S dari dalam uap
teroksidasi menjadi asam sulfat.
Terjadi di:
Daerah dimana muncul dari bawah-tanah dengan suhu tinggi.
Daerah vulkanik dimana pada saat pembentukan aktivitas vulkanik
hanya gas CO2 dan S2 tetap berada dalam uap yang kemudian naik
melalui lapisan batuan.
Material yang ada didalam air merupakan rombakan dari batuan
disekitar manifestasi panasbumi dipermukaan.
Contoh : explosion crater, New Zealand.
pH = 3, Na = 43 ppm, K = 11 ppm, NH4 = 6 ppm, Ca = 27 ppm, Mg = 3,5
ppm, Fe = 8,2 ppm, Cl = 32 ppm, SO4 = 347 ppm, B = 2,5 ppm SiO2 = 280
ppm.
3. Acid Sulfate-Chorida Waters
Mata air panas mengandung konsentrasi Cl dan SO4 sedang bersifat asam
(pH= 2-5) yang mungkin berasal dari:
Campuran jenis alkali choride waters dengan acid sulfate waters.
Unsur kimia S didalam air jenis alkali choride waters mungkin
terosidasi dikedalaman menjadi ion bisulfat (HSO4-). Air
mempunyai pH netral dikedalaman akibat dari “netralizing dan
buffering’’ batuan.
Terbentuk dari air-klorida panas (high temperature choride waters)
bertemu dengan sulfur yang terkandung dalam batuan. Hidrolisis
sulfur menjadi H2S dan H2SO4 menghasilkan larutan asam.
Didalam vulkanik aktif, uap panas yang berasal dari batuan-cair-
liat (molten rocks) dikedalaman dangkal, kemudian mengembun
dipermukaan. Pada umumnya, F >>, Cl >>, SO4 >> yang berasal
dari uap vulkanik. Dengan turunya suhu uap, F, Cl, dan gas S2
turun secara berurutan.
4. Bicarbonat Waters
Jenis air ini dapat pula dikatakan (low-chorida hot waters) yang
mengandung HCO3 >> dan konsentrasi SO4 yang bervariasi. Uap yang
mengandung CO2 Dan H2S mengembun didlam air permukaan. Dibawah
kondisi berhenti, reaksi denagn batuan menghasilkan Neutral-pH
bicarbonate ataupun larutan bicarbonate-sulfat. Sodium (Na+) merupakan
kation utama, sejak Ca(CO3)2 tidak terlarut pada suhu tinggi dan K dan Mg
terikat kuat dalam lempung. Pada suhu tinggi konsentrasi sulfate dibatasi
oleh larutan CaSO4.
2.2.3. GEOFISIKA
2.2.3.1.GEOLISTRIK
Pada dasarnya, metoda ini diaplikasikan untuk mencari lapisan/batuan
konduktif yang terubah karena aktivitas fluida panas (hydrothermal) didalam
suatu sistim panasbumi. Lapisan ini berperan sebagai penudung atau “cap
rocks” dari reservoir panasbumi. Bila daerah penelitian mempunyai sistim air
panas (hot water system), maka lapisan penudungnya merupakan lapisan
terubah kuat dan impermeable. Tetapi, bila sistim panasbuminya berupa sistim
dominasi uap, maka lapisan penudungnya terdiri atas lapisan terubah kuat
terisi oleh fluida panas yang sering disebut lapisan kondensat.
Mengingat sifat fisik lapisan penudung ini yang konduktif (resistivity
rendah), maka sangat mudah untuk dipisahkan dari lapisan lain disekitarnya.
Sebaliknya sifat kelistrikan lapisan/batuan reservoir panasbumi mempunyai
harga resistivity relatif lebih tinggi dibandingkan dengan lapisan/batuan
penudungnya. Dengan mengasumsikan bahwa lapisan konduktif tersebut
merupakan lapisan/batuan ubahan akibat aktivitas hidrotermal yang berasal
dari lapisan/batuan reservoir panasbumi yang terletak dibawahnya, maka
dengan memetakan anomali lapisan konduktif berarti memetakan
lapisan/batuan reservoir panasbumi. Selanjutnya, untuk memastikan
keberadaan lapisan/batuan reservoir panasbumi dilakukan pengukuran
geolistrik dengan metoda sounding, yaitu pengukuran variasi sifat kelistrikan
batuan secara vertikal.
Secara umum, metoda ini dapat dibagi lagi berdasarkan arus listrik
yang dipergunakan menjadi :
1. Arus-listrik Buatan
D.C. resistivity : Schlumberger, Wenner, Dipole-dipole.
AC. Resistivity : Dipole-dipole.
2. Arus-listrik Alam
Magneto-Telluric (MT)
Controlled Source Audio Magneto Telluric.
Dalam uraian ini hanya akan dibahas metoda yang mudah aplikasinya
di lapangan dan yang telah diaplikasikan di PERTAMINA.
D.C. Resistivity Schlumberger Array
Metoda ini, berdasarkan tujuannya, dapat dibagi menjadi dua yaitu Mapping
dan Sounding.
Mapping- metode geolistrik yang bertujuan untuk mengukur variasi
kelistrikan secara horizontal/lateral.
Sounding- metode geolistrik yang bertujuan untuk mengukur variasi
kelistrikan secara vertikal.
Susunan elektroda arus dan potensial dapat dilihat pada gambar dibawah ini.
Dimana: AB = elektroda arus, dan
MN = elektroda potensial
Bila arus listrik (searah), I, diinjeksikan kedalam bumi melalui elektroda A
dan sirkuit ditutup di B, perbedaan potensi pada MN diiukur, maka harga
resistivity semu, Rhoa, dapat dihitung berdasarkan persamaan sebagai berikut:
Bila bentangan AB diperpaniang, sementara bentangan MN dipertahankan
tetap, maka informasi resistivity lapisan di tempat yang lebih dalam dapat
diketahui. Perpanjangan AB ini akan mengakibatkan harga beda potensial
pada MN mengecil. Oleh karena itu pada suatu saat diperlukan perpanjangan
MN untuk memperbesar harga beda potensialnya. Hal ini akan menyebabkan
bentuk kurva resistivity sounding terdiri atas segmen-segmen. Sering terjadi
pula bahwa segmen-segmen tersebut tidak menyambung tetapi saling bergeser.
Magnetoteluric (MT)
Metode ini mengaplikasikan medan elektromagnit yang disebabkan oleh
interaksi antara medan geomagnetik dan pancaran sinar matahari “solar
winds” dilapisan atas atmosfir.
Kedalaman penetrasi arus listrik (D) dalam satuan m adalah fungsi dari
resistivity (Rho) dalam satuan ohm-m dan perioda (t) dalam satuan detik,
mengikuti persamaan sebagai berikut.
D =
2.2.3.2. GRAVITY
Harga gravity (gaya-berat) di suatu titik ukur (T.U.) diperoleh dari
selisih harga baca gaya-berat di T.U. dan harga baca gayaberat acuan yang
telah diketahui harga-beratnya. Harga berat tersebut harus telah dikoreksi
terhadap efek pasang-surut dan “drif” gravimeter.
Koreksi Pasang - surut
Koreksi terhadap efek pasang-surut oleh gaya tarik bulan dan mata-hari dalam
peredarannya, dihitung secara teori Longman (1959). Koreksi pasang-surut
untuk daerah panasbumi Dieng antara -0,125 sampai dengan 0,150 mgal.
Soreksi Drift
Harga drift diperoleh dari beda pembacaan awal dan akhir di T.U. didalam
satu lingkupan setelah dilakukan koreksi pasang-surut. Besarnya harga koreksi
drift darl gravimeter La Costa Romberg dihitung sebagai fungsi waktu, sekitar
0,03 mgal.
Anoinali Rouguer (B.A.)
Harga anomali Bouguer di T.U. adalah harga gaya-berat terkoreksi dikurangi
harga gaya-berat normalnya di T.U. tersebut.
Koreksi anomali Bouguer antara lain:
1. Koreksi Udara Bebas (F.A.C.)
Koreksi ini dimaksudkan untuk meniadakan efek beda tinggi antara T.U.
dan bidang Geoid. Dalam hal ini'dianggap bahwa bidang Geoid adalah
sama dengan permukaan air laut rata-rata. Harga koreksi udara bebas
(F.A.C.) dirumuskan
F.A.C. = 0,3086 x h mgal
dimana h adalah tinggi T.U. diatas permukaan laut.
2. Koreksi Bouguer (B.A.)
Koreksi ini bertujuan untuk meniadakan efek masa yang tebalnya sama
dengan beda tinggi antara T.U. dan bidang Geoid. Harga koreksi Bouguer
dirumuskan sebagai berikut:
B.C. = 0,04193 x W x h mgal
dimana BJ adalah berat jenis rata-rata gr/cm3.
3. Koreksi Medan
Koreksi ini dimaksud untuk meniadakan efek keadaan medan yang tidak
rata sampai dengan radius 20 Km dari pusat T.U. berdasarkan jarak/radius,
koreksi medan dibagi menjadi dua:
Koreksi Medan Dekat (Inner Zone) dan
Koreksi Medan Jauh (Outer Zone)
Harga Gaya-Berat Normal
Harga gaya-berat normal dihitung berdasarkan perumusan dari “International
Union of Geodesy and Geophysic” tahun 1967:
gH = 9,780318 (1+0,0053024 Sin2θ - 0,0000059 Sin2 2θ) mgal
Namun demikian rumus harga gaya-berat normal sebelumnya (tahun 1931)
masih tetap dipakai:
gN = 978049 (1 + 0,0052884 Sin2θ - 0,0000059 Sin2 2θ) mgal
dimana θ adalah lintang (latitude) di titik pengukuran. Dengan demikian harga
Anomali Bouguer dapat dihitung dari harga gaya-berat di T.U. (setelah
dikoreksi terhadap efek pasang-surut dan drift) dikurangi harga gaya-berat
normalnya.
B.A. = (g + F.A.C. - B.C. + T.C.) - gN
2.3. PEMBORAN EKSPLORASI PANASBUMI(Prognosis)
Bila potensi energi panasbumi telah dihitung cukup memadai dan
ekonomis, maka tahap ini dilakukan dengan menyarankan pemboran untuk
membuktikan keberadaan panas-bumi dibawah tanah. Dalam pelaksanaan
pemboran, untuk mencegah menumpuknya serbuk bor didasar sumur
dipergunakan lumpur disamping fungsinya sebagai pelumas mata bor dan
penahan dinding formasi dari guguran. Bila lapisan reservoir sudah mulai
dibor maka untuk mencegah kerusakan formasi reservoir lumpur pemboran
kemudian diganti dengan air.
2.4. MONITORING
Sebelum pemboran dilakukan, sebaiknya dilakukan pengambilan data
dasar untuk pekerjaan monitoring mengenai kondisi lapangan panasbumi yang
sedang diteliti, antara lain gravitasi presisi dan gempabumi-mikro. Kegiatan
monitoring gravitasi presisi ditujukan untuk mengetahui tingkat “subsidence”
akibat diproduksikannya fluida panasbumi.
2.5. APLIKASI
2.5.1. MENENTUKAN DAERAH PROSPEK
Dalam menentukan daerah prospek panasbumi perlu kajian ketiga
disiplin ilmu pengetahuan (Geologi, Geokimia dan Geofisika) secara terpadu.
Dengan memplot struktur geologi yang dikombinasikan dengan anomali
geokimia dan geofisika pada satu peta standar, dapat dilihat secara cepat
perkiraan daerah pandsbumi, gambar 2.1
2.5.2. PROGNISIS PEMBORAN PANASBUMI
Bila lokasi pemboran telah ditentukan pada peta kompilasi seperti
tersebut diatas, kemudian dibuat prognosis pemboran, maka batuan yang akan
dijumpai dalam pemboran panasbumi mungkin dapat diperkirakan dengan
sumur yang ada didekatnya. Zona reservoir mungkin dapat diperkirakan dari
munculnya epidot di sumur-acuan dan struktur geologi yang mungkin akan
ditembus oleh bor, gambar 2.2
Gambar 2.1: Prognosis Pemboran Sumur “B”