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”