ENERGI PANASBUMI . A present from the heart of the earth
Supriyanto Suparno Edisi I
Departemen Fisika-FMIPA Univeristas Indonesia 2009
Untuk Muflih Syamil dan Hasan Azmi
Mottoku : Ketekunan adalah jalan yang terpecaya menuju kesuksesan
Kata Pengantar
Buku ini ditulis dalam rangka melepas lelah disela-sela kesibukan penulis saat melakukan riset panasbumi di AREA Science Park, International Centre for Science and High Technology, United Nations Industrial Development Organization, ICS-UNIDO, Padriciano, Trieste, Italy. Semoga keberadaan buku ini dapat mempercepat bangsa Indonesia dalam memahami dan menguasai energi panasbumi. Karena ketika tetesan tinta pertama menggores halaman depan buku ini, baru 4% sumberdaya energi panasbumi yang tersedia di Indonesia dimanfaatkan. Itupun sebagian masih dikendalikan oleh perusahaan asing. Buku ini maupun isi buku ini, sebagian atau keseluruhannya, boleh dicopy dan diperbanyak untuk tujuan belajar. Namun nama penulis buku ini berikut nama institusi Departemen FisikaFMIPA, Universitas Indonesia harus tetap tercantum di halaman muka dan juga didalamnya. Terima kasih yang tak terhingga ingin saya sampaikan kepada Dr. Dede Djuhana yang telah bersedia berbagi memberikan file format buku dalam L A TE X sehingga tampilan buku ini menjadi jauh lebih baik. Trieste, 25 April 2009 Supriyanto Suparno
iii
iv
Daftar Isi
Lembar Persembahan
i
Kata Pengantar
iii
Daftar Isi
iii
Daftar Gambar
vi
Daftar Tabel
viii
1 Daerah Panasbumi
1.1 Pendahuluan . . . . . . . . . . . 1.2 Teori tektonik lempeng . . . . . . 1.2.1 Bukti dari formasi batuan 1.2.2 Bukti dari fosil . . . . . . 1.2.3 Bukti dari iklim cuaca . . 1.3 Magma . . . . . . . . . . . . . . 1.3.1 Magma basalt . . . . . . . 1.3.2 Magma andesit . . . . . . 1.3.3 Magma rhyolit . . . . . . 1.4 Mineral dalam magma . . . . . . 1.4.1 Bowen series . . . . . . . . 1.5 Mineral . . . . . . . . . . . . . . 1.5.1 Mineral penyusun batuan 1.5.2 Mineral dari magma . . . 1.6 Manifestasi permukaan . . . . . .
1
. . . . . . . . . . . . . . .
. . . . . . . . . . . . . . .
. . . . . . . . . . . . . . .
. . . . . . . . . . . . . . .
. . . . . . . . . . . . . . .
. . . . . . . . . . . . . . .
. . . . . . . . . . . . . . .
. . . . . . . . . . . . . . .
. . . . . . . . . . . . . . .
. . . . . . . . . . . . . . .
. . . . . . . . . . . . . . .
. . . . . . . . . . . . . . .
. . . . . . . . . . . . . . .
. . . . . . . . . . . . . . .
. . . . . . . . . . . . . . .
. . . . . . . . . . . . . . .
. . . . . . . . . . . . . . .
. . . . . . . . . . . . . . .
. . . . . . . . . . . . . . .
. . . . . . . . . . . . . . .
. . . . . . . . . . . . . . .
. . . . . . . . . . . . . . .
. . . . . . . . . . . . . . .
. . . . . . . . . . . . . . .
. . . . . . . . . . . . . . .
. . . . . . . . . . .. . . . . . . . . . . . . . . . . . .
2 Model Geologi Daerah Panasbumi
2.1 2.2 2.3 2.4 2.5
Pendahuluan . . . . . . . . . . . Model geologi sistem panasbumi Fluida panasbumi . . . . . . . . . Magmatic volatile . . . . . . . . . Tipe-tipe sistem panasbumi . . . 2.5.1 Sistem batuan beku muda 2.5.2 Sistem tektonik . . . . . . 2.5.3 Geopressured systems . . . 2.5.4 Hot dry rock systems . . . 2.5.5 Magma tap systems . . . .
1 1 3 3 3 4 5 6 7 7 8 12 12 13 13 15
. . . . . . . . . .
. . . . . . . . . .
. . . . . . . . . .
. . . . . . . . . .
v
. . . . . . . . . .
. . . . . . . . . .
. . . . . . . . . .
. . . . . . . . . .
. . . . . . . . . .
. . . . . . . . . .
. . . . . . . . . .
. . . . . . . . . .
. . . . . . . . . .
. . . . . . . . . .
. . . . . . . . . .
. . . . . . . . . .
. . . . . . . . . .
. . . . . . . . . .
. . . . . . . . . .
. . . . . . . . . .
. . . . . . . . . .
. . . . . . . . . .
. . . . . . . . . .
. . . . . . . . . .
. . . . . . . . . .
. . . . . . . . . .
. . . . . . . . . .
15 16 18 19 20 20 22 22 22 22
vi 3 Eksplorasi Panasbumi
3.1 Pendahuluan . . . . . . . . . . . 3.2 Sasaran eksplorasi panasbumi . . 3.3 Tahapan eksplorasi panasbumi . 3.3.1 survei penginderaan jauh 3.3.2 survei geologi . . . . . . . 3.3.3 survei hidrologi . . . . . . 3.3.4 survei geokimia . . . . . . 3.3.5 survei geofisika . . . . . .
23
. . . . . . . .
. . . . . . . .
. . . . . . . .
. . . . . . . .
. . . . . . . .
. . . . . . . .
. . . . . . . .
. . . . . . . .
. . . . . . . .
. . . . . . . .
. . . . . . . .
. . . . . . . .
. . . . . . . .
. . . . . . . .
. . . . . . . .
. . . . . . . .
. . . . . . . .
. . . . . . . .
. . . . . . . .
. . . . . . . .
. . . . . . . .
. . . . . . . .
. . . . . . . .
. . . . . . . .
. . . . . . . .
. . . . . . . .
. . . . . . . .
23 23 24 25 25 26 26 26
Daftar Pustaka
26
Indeks
27
Daftar Gambar
1.1 Kartun perubahan bentuk muka bumi. Kiri: sebelum berpisah. Kanan: setelah berpisah . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 1.2 Continental drift, sebuah hipotesa tentang bagaimana perubahan bentuk benua sejak 200 juta tahun yang lalu, dicetuskan oleh Wegener pada tahun 1912 . . . .
2 2
1.3 Peta sebaran struktur batuan dan fosil dan berbagai benua yang mendukung hipotesa Wegener . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 4 1.4 Mekanisme pembentukan magma dan jenis letusan yang diakibatkannya. Gambar paling kiri adalah magma basalt atau lava basalt. Adapun gambar paling kanan adalah letusan gunung dengan magma andesit dan rhyolit. Sedangkan gambar tengah adalah pembentukan lava bantal ( pillow-lava ) akibat muntahan magma di dasar laut. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 6 1.5 Perhatikan grup mineral yang hilang dari batuan padat. Grup mineral itu menghilang karena meleleh lebih dulu saat dipanaskan dibandingkan grup mineral yang mampu bertahan. Mineral quartz memiliki titik leleh yang lebih rendah dibanding mineral potassium feldspar. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 8 1.6 Urutan-urutan pembentukan mineral menurut proses Bowen series . . . . . . . . 9 1.7 Proses terbentuknya lapisan (layer) mineral ketika magma mendingin. Kiri: magma masih panas, belum ada kristal mineral. Tengah: magma mendingin, butirbutir kristal mineral berjatuhan. Kanan: magma dingin, lapisan kristal mineral terbentuk . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 9 1.8 Proses pembentukan kristal mineral ketika magma basaltik meng-intrusi batuan sedimen sandstone dalam arah horisontal . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 10 1.9 Atas: 8 mineral utama penyusun batuan. Bawah: 8 unsur utama penyusun mineral batuan . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 13 1.10 Fumarole dan solfatara . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 14 2.1 Peta sebaran daerah volkanik aktif di Indonesia dan zona tumbukan lempeng benua Eurasia dan Indo-Australia (Hochstein and Sudarman, 2008) . . . . . . . . 2.2 Penampang vertikal sistem magmatik-volkanik aktif, DiPippo(2007) . . . . . . . . 2.3 Penampang vertikal sistem hidrotermal-volkanik di daerah zona aktif gunung api andesit. Marini(2001) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 2.4 Model konseptual panasbumi sistem batuan beku muda yang terdapat di andesitic stratovolcano. Reservoir panasbumi bertemperatur ≥ 200 Cdengan kedalaman ≤ 1,5 km, sementara kedalaman batuan intrusi ( intrusive rocks )berkisar antara 2 - 10 km. Dimensi lateral dari reservoir hingga outflow dapat melebihi 20 km . . .
16 17 18
◦
vii
21
viii
DAFTAR GAMBAR
3.1 Contoh peta geologi . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 26 3.2 Contoh model konseptual . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 26
Daftar Tabel
1.1 Jenis-jenis magma berdasarkan kandungan senyawa silika . . . . . . . . . . . . .
ix
5
x
DAFTAR TABEL
Bab 1
Daerah Panasbumi
1.1 Pendahuluan
Energi panasbumi - geothermal energy - dapat ditemui dibanyak tempat dimuka bumi ini. Namun daerah panasbumi yang memiliki temperatur tinggi sehingga dapat dimanfaatkan untuk pembangkit listrik tidak tersedia dibanyak tempat. Untuk mengetahui lebih jauh tentang daerahdaerah panasbumi yang memiliki temperatur tinggi, kita akan mengacu pada teori tektonik lempeng. Teori ini menjelaskan tentang pergerakan lempeng bumi (crust) yang sudah dipercaya kebenarannya oleh para ilmuwan kebumian. 1.2 Teori tektonik lempeng
Hipotesa sains tentang adanya pergerakan lempeng bumi dicetuskan oleh ilmuwan Jerman bernama Alfred Wegener pada tahun 1915. Namun tiga abad sebelumnya, yaitu pada akhir abad ke-15, seorang cartographer berkebangsaan Belanda, Abraham Ortelius pernah membuat gambar kartun yang memperlihatkan kecocokan antara tepi-tepi daratan Amerika Utara dan Amerika Selatan dengan Eropa dan Afrika. Ia beranggapan bahwa daratan-daratan itu menjadi terpisah karena gempa bumi dan banjir. Tapi patut disayangkan, saya belum menemukan gambar kartun-nya Abraham Ortelius. Sementara Gambar 1.1 memperlihatkan penyatuan daratan dunia karya cartographer lainnya yaitu Antonio Snider Pelligrini yang dibuat pada tahun 1858. Wegener menyebut ide hipotesanya dengan sebutan continental drift (pergerakan benua). Ia beranggapan bahwa 200 juta tahun yang lalu seluruh benua di bumi ini pernah bersatu dalam sebuah daratan supercontinent yang sangat besar sekali yang disebut Pangea1 . Kata Pan gaea berasal dari bahasa yunani yang artinya satu bumi2 . Pangaea mulai terpecah sejak 200 juta tahun yang lalu dan terus bergerak perlahan-lahan sampai dengan hari ini, sebagaimana yang diperlihatkan pada Gambar 1.2. Untuk mendukung hipotesa tersebut, Wegener berusaha mengumpulkan contoh-contoh batuan dan fosil dari benua yang telah terpisah-pisah itu kemudian mencocokkannya. 1
Kok angkanya 200 juta, kenapa dia ngga berfikir 300 juta atau 250 juta tahun yang lalu? Jawabannya ada di kelanjutan cerita ini 2 dalam bahasa inggris: all the earth
1
2
BAB 1. DAERAH PANASBUMI
Gambar 1.1: Kartun perubahan bentuk muka bumi. Kiri: sebelum berpisah. Kanan: setelah berpisah
Gambar 1.2: Continental drift, sebuah hipotesa tentang bagaimana perubahan bentuk benua sejak 200 juta tahun yang lalu, dicetuskan oleh Wegener pada tahun 1912
1.2. TEORI TEKTONIK LEMPENG
3
1.2.1 Bukti dari formasi batuan
Wegener berargumen bahwa sebelum Pangaea terpecah pastilah terdapat struktur batuan yang menyatu seperti misalnya gugusan pegunungan. Setelah Pangaea terpecah menjadi beberapa benua, struktur batuan tersebut juga ikut terpecah. Namun tentu saja struktur batuan yang terbawa oleh satu benua akan tetap sama dengan struktur benua yang dibawa oleh benua yang lain. Dia meneliti struktur batuan di Gunung Appalachian, USA, yang ternyata mirip dengan struktur batuan di Greenland dan Eropa. Yang menarik, usia batuan dari dua benua yang terpisah tersebut sama-sama berumur lebih dari 200 juta tahun yang lalu. Fakta ini mendukung hipotesa Wegener bahwa dulunya memang seluruh benua pernah bersatu dalam superbenua, Pangaea.
1.2.2 Bukti dari fosil
Wegerner juga mengumpulkan bukti keberadaan Pangaea dari fosil-fosil hewan dan tumbuhan yang hidup benua yang telah terpisah. Apa hasilnya? Ia menemukan fosil hewan Cynognathus dan di Afrika dan di Amerika selatan. Padahal hewan-hewan tidak punya kemampuan untuk berenang mengarungi samudra Atlantik yang begitu luas yang memisahkan benua Afrika dan benua Amerika. Selain Cynognathus, Wegener juga mendapat dukungan dari penemuan fosil Lystrosaurus di India (Asia) dan Afrika timur. Binatang ini juga tidak punya kehebatan berenang melintasi samudra Hindia. Demikian juga fosil reptil air tawar yaitu Mesosaurus yang ditemukan di Afrika selatan, Amerika selatan dan Antartika utara. Mungkinkah reptil air tawar mampu bermigrasi menyebrangi lautan yang asin airnya? Itulah dua kepingan bukti saintifik yang mengarah pada kesimpulan memang dulunya seluruh benua ini pernah bersatu dalam Pangaea, sebagaimana hipotesa Wegener. Kita harus akui kalau dia orang hebat, lantaran mampu mengumpulkan bukti-bukti yang meyakinkan. Selain dua bukti itu, masih ada satu bukti lagi yang disodorkan Wegener. Bukti apa lagi ya?
1.2.3 Bukti dari iklim cuaca
Latar belakang Wegener adalah meteorologist atau ahli iklim dan cuaca. Dia telah mempelajari kondisi iklim cuaca zaman purba dan hubungannya dengan tumbuhan yang bisa hidup pada iklim tersebut. Adalah Glossopteris, sebuah fosil tumbuhan yang tersebar luas di muka bumi ini. Ia ditemukan di Amerika selatan, Afrika selatan, Antartika dan India. Wegener yakin bah wa Glossopteris hanya mungkin tumbuh di daerah equator atau khatulistiwa. Artinya Wegener mau bilang kepada kita bahwa dulunya itu tanaman Glossopteris berada di satu benua yang sama yang terletak di kawasan khatulistiwa. Jadi tanaman ini tidak mungkin bisa tumbuh di Antartika, nah kalau sekarang fosil tanaman ini begitu melimpah ditemukan di Antartika (Gambar 1.3), maka dulunya posisi benua Antartika kemungkinan besar pernah berada di kawasan khatulistiwa.
4
BAB 1. DAERAH PANASBUMI
Gambar 1.3: Peta sebaran struktur batuan dan fosil dan berbagai benua yang mendukung hipotesa Wegener 1.3 Magma
Tahukah anda, mengapa ada letusan gunung api yang meledak begitu dahsyat, dan mengapa ada letusan gunung api yang berlangsung tenang dan kalem? Itu tergantung dari komposisi magma yang terkandung di perut gunung tersebut. Untuk memahami perbedaan sifat letusan gunung api, anda harus mengerti bagaimana batuan itu meleleh dan akhirnya membentuk magma. Magma adalah lelehan massa batuan yang bercampur dengan gas terlarut bertemperatur sangat tinggi. Di dalam laboratorium, kebanyakan batuan harus dipanaskan hingga mencapai suhu antara 800 C sampai 1200 C agar bisa meleleh. Padahal kalau di alam, temperatur setinggi itu hanya terdapat di perbatasan antara mantel bumi bagian luar ( upper mantle) dan kerak bumi (crust). Semakin masuk kedalam bumi, tekanan akan semakin meningkat. Dalam skala laboratorium telah dibuktikan bahwa ketika tekanan semakin meningkat, maka titik leleh masa batuan juga semakin meningkat. Jadi batuan yang bisa meleleh pada suhu 1100 C di laboratorium atau permukaan bumi, maka ia baru akan meleleh pada suhu 1400 C ketika berada dikedalaman 100 km. Sampai disini ada 2 faktor yang mempengaruhi proses terbentuknya magma, yaitu temperatur dan tekanan. Tetapi kedua faktor itu bukan faktor penentu apakah gunung api akan meletus secara tenang dan kalem atau akan meledak dahsyat. Yang menjadi faktor penentu adalah pertama, jumlah kandungan gas terlarut didalam magma, dan kedua, jumlah kandungan silika didalam magma. Jenis gas yang biasanya terlarut didalam magma adalah vapor3 (H2O), karbon ◦
◦
◦
◦
3
vapor = uap air
1.3. MAGMA
5
dioksida (CO2), sulfur dioksida (SO2 )dan hidrogen sulfida (H2 S). Vapor (H2 O) merupakan jenis gas terlarut yang paling banyak dikandung oleh magma. Kehadiran vapor (H2O) akan menurunkan titik leleh material penyusun mantel bumi, sehingga material mantel bumi lebih cepat dan lebih mudah meleleh menjadi magma. Lalu bagaimana pengaruh jumlah kandungan silika didalam magma? Jumlah kandungan silika didalam magma akan menentukan viskositas magma. Viskositas adalah sifat fisis fluida yang menjelaskan kemampuan fluida untuk mengalir. Fluida dengan viskositas tinggi lebih sulit mengalir dibandingkan dengan fluida ber-viskositas rendah. Kandungan silika yang tinggi didalam magma mengakibatkan magma memiliki viskositas yang tinggi pula. Akibatnya ia sulit mengalir dan cenderung menumpuk semakin tebal. Karena sulit mengalir, maka ia mampu menangkap banyak gas sehingga menyebabkan letusan dahsyat. Sementara kandungan silika yang rendah membuat magma lebih mudah mengalir, tidak sempat menangkap gas, sehingga letusannya akan berlangsung kalem dan tidak akan meledak dahsyat. Berdasarkan kandungan silikanya, magma diklasifikasikan kedalam 3 jenis, yaitu magma basalt, magma andesit, dan magma rhyolit (Tabel 1.1) Tabel 1.1: Jenis-jenis magma berdasarkan kandungan senyawa silika Jenis senyawa silika Contoh lokasi Basalt 42-52% Kepulauan Hawaii Andesit 52-66% Pegunungan Andes dan gunung api di Indonesia Rhyolit > 66% Taman nasional Yellowstone dan gunung api di Indonesia Densitas magma lebih kecil dibanding batuan yang melingkupinya. Oleh karena itu magma cenderung bergerak ke atas menerobos celah-celah batuan yang memungkinkan untuk dilewati. Peristiwa dimana magma menerobos celah-celah batuan disebut intrusi magma. Seiring dengan pergerakan magma ke atas, tekanan yang dirasakan magma akan semakin berkurang. Hingga sampai pada batas tertentu, tekanan tersebut tidak sanggup lagi mengikat gas-gas yang semula terlarut didalam magma. Akibatnya gelembung-gelembung gas segera terbentuk di magma; dan dia akan bergerak lebih cepat ke atas sampai akhirnya ia terbebas dari lelehan magma 4 . Fenomena ini dapat menjelaskan mengapa ada perbedaan komposisi kimia antara magma dan lava. Lava adalah magma yang dimuntahkan gunung api dan mengalir di lereng gunung. Tentunya, kandungan gas pada lava sudah jauh berkurang dibandingkan ketika ia masih berada di dalam bumi sebagai magma. 1.3.1 Magma basalt
Magma basalt memiliki kandungan silika yang sama banyaknya dengan batuan basalt, yaitu kurang dari 50%. Magma basalt berasal dari lelehan batuan yang berada pada mantel bumi bagian luar. Lelehan batuan tersebut bergerak ke permukaan bumi dan sedikit bereaksi dengan lempeng benua atau sedimen. Kandungan silika yang rendah menyebabkan viskositas magma menjadi rendah. Gas terlarut yang berada di dalam magma basalt dapat keluar dengan mudah. 4
Ketika gas dan liquid berpisah, posisi liquid akan selalu berada dibawah gas
6
BAB 1. DAERAH PANASBUMI
Gambar 1.4: Mekanisme pembentukan magma dan jenis letusan yang diakibatkannya. Gambar paling kiri adalah magma basalt atau lava basalt. Adapun gambar paling kanan adalah letusan gunung dengan magma andesit dan rhyolit. Sedangkan gambar tengah adalah pembentukan lava bantal ( pillow-lava) akibat muntahan magma di dasar laut.
Letusan gunung api ber-magma basalt akan berlangsung tenang dan kalem. Gunung Kilauea di kepulauan Hawaii secara aktif mengeluarkan magma basalt tanpa letusan dahsyat sama sekali.
1.3.2 Magma andesit
Magma andesit memiliki kandungan silika yang sama banyaknya dengan batuan andesit, yaitu antara 50-60%. Magma andesit umumnya terdapat di zona subduksi tumbukan antara lempeng samudra dan lempeng benua, sebagaimana yang terdapat di pulau Jawa dan Sumatera, Indonesia. Material penyusun magma andesit berasal dari lelehan batuan lempeng samudera atau batuan sedimen samudera yang lebih banyak kandungan silikanya dibanding mantel bumi bagian luar. Kandungan silika yang relatif lebih tinggi pada magma andesit, menyebabkannya memiliki viskositas yang tergolong intermediate dan mampu menangkap gas lebih banyak. Akibatnya letusan gunung api ber-magma andesit juga tergolong intermediate. Gunung Tambora di Indonesia adalah contoh gunung api andesit. Letusan gunung Tambora mampu mengeluarkan volume debu yang besar ke atmosfer. Bencana dari letusan gunung Tambora tidak hanya dirasakan oleh penduduk lokal, melainkan juga mempengaruhi iklim global.
1.4. MINERAL DALAM MAGMA
7
1.3.3 Magma rhyolit
Saat lelehan batuan naik ke atas dan bereaksi dengan lempeng benua yang kaya akan silika dan kandungan air, maka saat itulah terbentuk magma rhyolit. Kandungan silika pada magma rhyolit sama persis seperti batuan granit, yaitu lebih besar dari 60%. Akibatnya viskositas magma rhyolit menjadi begitu tinggi hingga hampir tidak mampu mengalir. Dalam kondisi seperti ini, gas-gas akan lebih banyak terperangkap di dalam magma rhyolit sehingga menyebabkan letusan yang sangat dahsyat. Sumber energi panasbumi sangat tergantung dari kehadiran intrusi magma. Adanya gunung api menandakan di wilayah itu banyak terdapat intrusi magma. Itulah sebabnya lokasi sumber energi panasbumi selalu berada di sekitar gunung api. Gambar 1.4 memperlihat proses pembentukan gunung api yang terkait erat dengan peristiwa intrusi magma. 1.4 Mineral dalam magma
Batuan beku terbentuk ketika lava dan magma menjadi dingin; dan pada saat itu kristal mineral juga mulai terbentuk. Jenis-jenis batuan beku ditentukan oleh komposisi magma asalnya. Unsur-unsur yang banyak dikandung oleh magma adalah oksigen (O), silikon (Si), alumunium (Al), besi (Fe), magnesium (Mg), kalsium (Ca), Potasium5 (K), dan Sodium6 (Na). Diantara senyawa-senyawa yang dikandung oleh magma, senyawa silika terdapat dalam jumlah paling besar dan ia paling menentukan karakteristik magma. Karakter magma tidak bisa dilepaskan dari unsur dan senyawa yang terlarut didalamnya. Unsur dan senyawa itulah yang kelak akan membangun komposisi kristal mineral ketika temperatur magma berangsur-angsur turun sebelum akhirnya menjadi dingin berbentuk batuan beku. Secara umum, batuan beku yang banyak mengandung unsur besi dan magnesium akan memiliki titik leleh lebih tinggi dibandingkan batuan yang banyak mengandung unsur silikon. Itulah sebabnya titik leleh magma dipengaruhi oleh jenis mineral yang ada didalamnya. Contohnya batuan yang berasal dari magma basalt7 , yang mengandung mineral olivine, calcium feldspar dan pyroxene akan meleleh pada temperatur yang lebih tinggi dibandingkan batu granit yang mengandung mineral quartz dan potassium feldspar . Artinya, granit memiliki titik leleh yang lebih rendah dibanding basalt, karena granit mengandung lebih banyak mineral yang meleleh pada suhu rendah, disamping ia juga lebih banyak mengandung air. Kesimpulannya, karena masing-masing mineral memiliki titik leleh yang berbeda-beda, maka titik leleh batuan secara keseluruhan ditentukan oleh mineral yang paling mendominasi komposisi batuan tersebut. Sehingga bisa dipahami bahwa jika suatu batu mulai meleleh, maka mineral yang akan meleleh duluan adalah mineral yang titik lelehnya rendah. Jadi seluruh mineral yang ada di dalam batu itu tidak akan meleleh pada saat yang bersamaan. Fenomena ini dikenal dengan partial melting atau saya indonesiakan menjadi meleleh-sebagian. Ilustrasi proses meleleh-sebagian diperlihatkan pada Gambar 1.5. Saat ada grup mineral yang meleleh, maka lelehan tersebut akan bergerak lebih lincah 5
nama lain dari unsur Kalium nama lain dari unsur Natrium 7 Memiliki kandungan senyawa silika yang rendah 6
8
BAB 1. DAERAH PANASBUMI
Gambar 1.5: Perhatikan grup mineral yang hilang dari batuan padat. Grup mineral itu menghilang karena meleleh lebih dulu saat dipanaskan dibandingkan grup mineral yang mampu bertahan. Mineral quartz memiliki titik leleh yang lebih rendah dibanding mineral potassium feldspar. dibanding mineral yang belum meleleh. Pada saat lelehan itu pergi meninggalkan mineral yang belum meleleh, ada kemungkinan "ruang kosong" yang ditinggalkan akan terisi oleh unsur dan senyawa kimia yang baru dan berbeda dari lelehan yang pergi. Kejadian ini akan merubah kompisisi magma. Andaikan temperatur yang diterima oleh magma tidak cukup untuk melelehkan seluruh mineral, atau magma mendingin terlalu cepat, maka ia akan memiliki komposisi yang berbeda dengan batuan asalnya. Yang saya maksud batuan asal adalah batuan ketika ia belum terpanaskan menjadi magma. Tolong jangan dilupakan bahwa magma itu sendiri berasal dari batu; dan diakhir proses ketika magma mendingin, ia pun akan berubah menjadi batu. Hanya saja komposisi batuan asalnya belum tentu atau malah tidak akan sama dengan batuan akhirnya. Proses yang baru saja diterangkan ini bisa menjelaskan mengapa batuan beku tidak cuma satu jenis, melainkan ia terbagi atas beberapa jenis batuan beku. 1.4.1
Bowen series
Pada awal abad ke-19, seorang ahli geologi berkebangsaan Kanada, N.L. Bowen menunjukkan bahwa ketika magma mendingin, urutan-urutan kristal mineral yang terbentuk bisa diprediksikan. Hingga kini proses urutan-urutan rantai kristal mineral yang terbentuk tersebut dikenal dengan nama Bowen‘s reaction series . Tapi saya lebih suka menyebutnya Bowen series sa ja. Gambar 1.6 menampilkan kronologi proses pendinginan magma berikut perubahan formasi kristal mineral yang membentuk komposisi batuan beku. Bowen berteori bahwa ketika magma mendingin, terdapat 2 cabang proses kristalisasi mineral. Cabang yang sebelah kanan menun-
1.4. MINERAL DALAM MAGMA
9
jukkan proses kristalisasi yang berlangsung secara berkelanjutan tanpa jeda, seiring dengan penurunan temperatur magma. Perubahan komposisi mineral kelompok feldspar terjadi pada cabang sebelah kanan. Sementara, pada cabang sebelah kiri menjelaskan perubahan komposisi mineral yang kaya akan unsur besi-magnesium. Namun proses perubahan tersebut tidak terjadi secara berkelanjutan. Mari kita telaah lebih dalam lagi. Gambar 1.7 memperlihatkan
Gambar 1.6: Urutan-urutan pembentukan mineral menurut proses Bowen series
Gambar 1.7: Proses terbentuknya lapisan ( layer) mineral ketika magma mendingin. Kiri: magma masih panas, belum ada kristal mineral. Tengah: magma mendingin, butir-butir kristal mineral berjatuhan. Kanan: magma dingin, lapisan kristal mineral terbentuk ilustrasi proses kristalisasi mineral saat magma mendingin. Ketika magma masih sangat panas, tak ada satupun mineral yang terbentuk. Semuanya ikut meleleh dan terlarut didalam magma. Pada saat magma mendingin secara perlahan-lahan, ada beberapa unsur dan senyawa yang bergabung membentuk butiran kristal mineral. Butiran kristal ini memiliki densitas yang lebih besar dibanding magma yang masih panas meleleh. Perbedaan densitas inilah yang menye-
10
BAB 1. DAERAH PANASBUMI
babkan butiran itu jatuh ke bawah 8 . Kemudian, ketika magma terus mendingin, butir-butir kristal mineral yang terkumpul tadi dengan sendirinya akan nampak seperti lapisan9 . Ilustrasi
Gambar 1.8: Proses pembentukan kristal mineral ketika magma basaltik meng-intrusi batuan sedimen sandstone dalam arah horisontal proses pembentukan kristal mineral, seperti yang dikemukakan oleh Bowen, ditunjukkan oleh Gambar 1.8. Ketika magma basalt meng-intrusi batuan sedimen sandstone, daerah di sekitar kontak termal yaitu di perbatasan keduanya akan terbentuk lapisan mineral olivine. Menurut Bowen, mineral olivine adalah mineral yang pertama terbentuk ketika magma mulai mendingin. Berdasarkan ilustrasi Gambar 1.8, bisa dipahami bahwa temperatur di sekitar kontak termal selalu lebih rendah dibandingkan temperatur ditengah-tengah magma. Itulah sebabnya, olivine tidak ada di tengah-tengah magma. Ia berkumpul di sekitar kontak termal. Dan lantaran ia memiliki densitas yang lebih besar dibanding magma, olivine layer mengambil posisi di sekitar kontak termal bagian bawah. Sementara di sekitar kontak termal bagian atas tidak terdapat olivine layer. Ya mungkin saja ada di atas, tapi itu tidak akan banyak jumlahnya dan tidak akan membentuk layer. Di atas olivine layer, terdapat mineral pyroxene. Gradasi temperatur dari tengah-tengah magma ke bawah bisa menjelaskan itu dengan logis10 . Pyroxene akan selalu terbentuk setelah olivine ada. Karena pyroxene memiliki titik leleh yang lebih rendah dibanding olivine. Kehadiran pyroxene dibagian bawah membuat plagioclase tidak lagi mendominasi daerah bagian bawah. Lain halnya dengan dibagian atas, disana tidak ada olivine dan pyroxene sehingga plagioclase mendominasi bagian atas. Contoh nyata dari penjelasan di atas bisa ditemukan di Palisade Sill yang terletak di lembah 8
Di alam ini, materi dengan densitas besar selalu mangambil posisi dibawah materi lain yang lebih kecil densitasnya. Itulah sebabnya gas selalu berada di atas liquid. 9 Tapi saya kira, kumpulan kristal itu tidak selalu berbentuk lapisan, melainkan bisa saja berbentuk tumpukan jika butiran itu masuk ke celah sempit yang vertikal 10 Disini anda mesti cermat membayangkan situasinya, jika tidak, anda akan terjebak pada pehamaman terbalik
1.4. MINERAL DALAM MAGMA
11
Hudson River, New york. Lebih jauh lagi penjelasan itu juga membuat kita mengerti mengapa magma terbagi atas 3 jenis sebagaimana yang ditulis pada Tabel 1.1. Dimulai dari magma basalt yang banyak mengandung unsur besi-magnesium. Kemudian kristal olivine dan pyroxene terbentuk sambil menyekap unsur-unsur besi-magnesium. Akibatnya unsur besi-magnesium yang terlarut pada magma telah berkurang kadarnya. Sebaliknya, senyawa silika dalam magma meningkat11 ; dan magma basalt telah beralih menjadi magma andesit. Proses yang sama berulang kembali sehingga senyawa silika semakin mendominasi lelehan magma. Itulah magma rhyolitik. Magma yang terdapat di dalam gunung api yang ada di Indonesia umumnya masuk dalam jenis magma andesit-rhyolit. Sementara magma pada gunung api di kepulauan Hawaii adalah magma basalt. Mengapa bisa begitu? Karena gunung api yang ada di kepulauan Hawaii berada di atas lempeng samudera bukan di lempeng benua. Lempeng samudera umumnya lebih tipis ketebalannya dibandingkan dengan lempeng benua. Karena tipis, maka perjalanan magma dari perut bumi menuju permukaan menjadi relatif lebih singkat jika dibandingkan per jalanan magma di lempeng benua. Perjalanan yang singkat itu membuat magma tidak punya waktu cukup untuk merubah dirinya dari basaltik menjadi andesitik. Sehingga ia keluar dalam bentuk lava basalt yang kental dan berviskositas rendah. Ia tidak menimbulkan letusan yang dahsyat, melainkan hanya letusan relatif kecil dan cenderung hanya meleleh. Sementara gunung-gunung api di Indonesia semuanya berada di lempeng benua yang relatif tebal, sehingga membuat perjalanan magma menjadi semakin lama. Kondisi ini memberikan cukup waktu bagi magma untuk mengubah dirinya menjadi andesitik dan rhyolitik. Bahkan tidak hanya sampai disitu, perjalanan magma menuju ke atas selalu dibarengi dengan berkurangnya tekanan yang mengakibatkan gas-gas yang semula terlarut di dalam magma dapat membebaskan diri dari lelehan magma. Gas-gas itu dengan sendirinya akan berhimpun dalam suatu zona12 yang memungkinkan mereka untuk bertiwikrama meningkatkan jumlah tekanan ke atas secara terusmenerus dari waktu ke waktu. Dan jika tekanan itu sudah tidak mampu lagi ditahan oleh badan gunung, letusan dahsyat seketika dapat terjadi. Danau Toba di Sumatera Utara, dulunya tidak ada di peta. Tapi setelah Gunung Toba meletus, tekanan dari bawahnya mampu mengangkat badan gunung Toba hingga sekarang menjadi danau terbesar di Indonesia. Sekarang berpikirlah kita, kira-kira apa yang saat ini tengah terjadi di perut gunung Salak, gunung api aktif yang paling dekat dengan UI? Kalau anda pernah melintasi kawasan Kawah Ratu di puncak gunung Salak, mungkin anda akan terkagum-kagum melihat panorama alam yang sangat indah, dimana asap putih mengepul dikelilingi tumbuhan hijau liar tapi tidak setinggi pohon pinus. Asap putih itu adalah uap panas yang mengandung uap air dan gas-gas lainnya yang umumnya bersifat toxic. Penampakan sisa-sisa batang pohon yang mati dan kering disekelilingnya nampak seperti habis terbakar sebetulnya disebabkan oleh asap yang keluar dari celah-celah batuan di kawasan Kawah Ratu itu. Asap putih yang keluar dari celah batuan tersebut berasal dari tekanan gas yang berhasil menerobos keluar. Dan itu baru sepersekian 11
Sebetulnya meningkat disini bukan disebabkan karena ada tambahan silika, melainkan karena kadar besimagnesium dalam magma sudah berkurang karena telah menjadi mineral olivine dan pyroxene 12 Itu adalah zona dua fasa; didalamnya ada fluida magma dalam wujud lelehan dan ada fluida magma dalam wujud gas
12
BAB 1. DAERAH PANASBUMI
juta dari total tekanan yang saya duga mampu menghujani kota hujan Bogor dengan hujan batu lebih dari semalam; dan membuat kota Depok lumpuh akibat hujan debu selama sepekan. Itu bisa terjadi lewat skenarion alam yang tidak terlalu rumit. Skenario yang paling sederhana adalah jika dorongan benua Australia di selatan Pangandaran berhasil menggetarkan sistem gunung api di gunung Salak hingga menimbulkan retakan, maka bisa jadi retakan itu akan menjadi daerah lemah yang bisa diterobos oleh tekanan gas dan aliran magma. Itulah awal bencana yang mungkin terjadi kelak. Tidak ada orang sakti ataupun sekumpulan orang sakti dari seluruh dunia mampu menghentikan tenaga maha dahsyat itu, walaupun mereka memiliki tujuh bola dragon ball. 1.5
Mineral
Kerak bumi tersusun atas 3000 jenis mineral, yang memegang peranan kunci dalam pembentukan batuan dan bentuk rupa permukaan bumi. Setiap mineral memiliki karakteristik sebagai berikut: •
terbentuk secara alamiah di alam
•
tersusun dari senyawa an-organik
•
berbentuk padat dengan komposisi kimia yang unik
•
memiliki struktur kristal tertentu
Berdasarkan definisi tersebut maka garam masuk dalam kelompok mineral, sementara gula bukan mineral. Karena gula berasal dari tumbuhan yang merupakan senyawa organik. Demikian hal-nya dengan batubara, ia bukan mineral, karena ia berasal dari tumbuhan yang hidup dimasa lampau. Kristal didefinisikan sebagai zat padat dimana atom-atom penyusunnya memiliki pola yang berulang. Setiap mineral memiliki bentuk kristal tertentu walaupun ukurannya bervariasi dari yang paling kecil sampai besar. Berwujud padat adalah syarat lain dari mineral, oleh karena itu liquid dan gas bukan termasuk mineral. Setiap mineral memiliki komposisi kimia yang unik. Beberapa mineral tersusun dari unsur tunggal, misalnya copper, silver dan sulfur. Tapi kebanyakan mineral tersusun dari senyawa. Contohnya mineral quartz13 (SiO2 ), yang merupakan kombinasi dari dua atom oksigen dan satu atom silikon. Walaupun mineral selain quartz juga mengandung unsur oksigen dan silikon, namun kombinasi yang dimiliki oleh quartz begitu unik 14 . 1.5.1 Mineral penyusun batuan
Di kerak bumi terdapat 3000 jenis mineral. Tetapi yang paling umum ditemukan hanya 30 jenis, dimana 8 diantaranya adalah mineral-mineral utama penyusun batuan15 . Pada dasarnya 13
nama lain dari silika khusus hanya dimiliki oleh quartz 15 Sebaiknya anda hafalkan nama-nama 8 mineral ini 14
1.6. MANIFESTASI PERMUKAAN
13
mereka tersusun atas 8 unsur utama yang paling banyak ditemukan di kerak bumi. Diantara 8 unsur tersebut itu, oksigen dan silikon merupakan 2 unsur yang paling melimpah di dalam kerak bumi. Oksigen dimiliki oleh 8 mineral yang mendominasi kerak bumi. Sementara hanya mineral calcite yang tidak mengandung silikon.
Gambar 1.9: Atas: 8 mineral utama penyusun batuan. Bawah: 8 unsur utama penyusun mineral batuan
1.5.2 Mineral dari magma
Magma adalah lelehan massa batuan yang bercampur dengan gas terlarut bertemperatur sangat tinggi. Saat magma bergerak mendekati permukaan bumi, temperatur-nya akan menurun, dan kristal mineral mulai terbentuk. Jenis-jenis unsur dan kadar jumlah-nya yang dikandung oleh magma akan menentukan kristal mineral yang akan terbentuk. Kemudian, kecepatan proses pendinginan magma akan menentukan ukuran kristal mineral yang akan terbentuk. Jika magma mendingin secara perlahan, atom-atom memiliki cukup waktu untuk menyusun dirinya hingga membentuk kristal mineral yang besar. Namun jika magma keburu sampai ke permukaan bumi hingga kontak dengan udara, maka pendinginan magma menjadi sangat cepat. Akibatnya atom-atom tidak punya cukup waktu untuk membentuk kristal besar. Jadi kristal mineral yang kecil ukurannya, diperkirakan terbentuk dari proses pendinginan magma yang terlampau cepat. Sementara kristal yang besar ukurannya terbentuk dari proses pendinginan magma yang lambat. 1.6 Manifestasi permukaan
Manifestasi permukaan adalah tanda-tanda alam yang nampak dipermukaan tanah sebagai petunjuk awal adanya aktifitas panasbumi dibawah permukaan tanah. Bentuk manifestasi permukaan antara lain berupa hot springs 16 , ground warm17 , dan fumarole18 . Gambar 1.10 memperlihatkan sebuah fumarole. Warna kuning yang ada disekitar fumarole 16
mata air panas permukaan tanah yang hangat 18 gas panas yang keluar dari tanah 17
14
BAB 1. DAERAH PANASBUMI
disebabkan oleh akumulasi kristal sulfur atau belerang sebagai akibat dari proses pendinginan uap sulfur saat uap itu keluar dari lubang dan bersentuhan dengan udara bebas yang temperaturnya lebih dingin dibandingkan dengan temperatur dibawah tanah. Akumulasi kristal sulfur tersebut dinamakan solfatara.
Gambar 1.10: Fumarole dan solfatara
Bab 2
Model Geologi Daerah Panasbumi
2.1 Pendahuluan
Energi panasbumi adalah energi panas alami dari dalam bumi yang ditransfer ke permukaan bumi secara konduksi dan konveksi. Secara umum perubahan kenaikan temperatur terhadap kedalaman di kerak bumi adalah sekitar 30 C /km. Jika diasumsikan temperatur rata-rata permukaan bumi adalah 15 C, maka di kedalaman 3 km, temperaturnya akan mencapai 105 C. Akan tetapi temperatur tersebut kurang menguntungkan dari sisi ekonomis untuk dimanfaatkan sebagai sumber energi panasbumi. Dari pandangan ini, maka menjadi jelas bahwa sumber energi panasbumi yang potensial dan bernilai ekonomis tentunya hanya berada di lokasi tertentu dengan kondisi geologi yang khas. Bagaimana cara mencari daerah yang potensial? Pengamatan yang mudah adalah dengan mencari keberadaan manifestasi panasbumi. Jika di suatu lokasi ditemukan fumarole dan mata air panas, maka sudah pasti dibawahnya ada sumber panasbumi yang membuat temperatur air tanah meningkat dan membuatnya keluar ke permukaan tanah sebagai mata air panas. Dari sudut pandang geologi, sumber energi panasbumi berasal dari magma yang berada di dalam bumi. Ia berperan seperti kompor yang menyala. Magma tersebut menghantarkan panas secara konduktif pada batuan disekitarnya. Panas tersebut juga mengakibatkan aliran konveksi fluida hydrothermal1 di dalam pori-pori batuan. Kemudian fluida hydrothermal ini akan bergerak ke atas namun tidak sampai ke permukaan karena tertahan oleh lapisan batuan yang bersifat impermeabel2 . Lokasi tempat terakumulasinya fluida hydrothermal disebut reservoir, atau lebih tepatnya reservoir panasbumi3 . Dengan adanya lapisan impermeabel tersebut, maka hydrothermal yang terdapat pada reservoir panasbumi terpisah dengan groundwater4 yang berada lebih dangkal. Berdasarkan itu semua maka secara umum sistem panasbumi terdiri atas tiga elemen: (1) batuan reservoir, (2) fluida reservoir, yang berperan menghantarkan panas ke permukaan tanah, (3) batuan panas (heat rock) atau magma sebagai sumber panas (Goff and Cathy, 2000). Bab ini akan membahas model geologi yang terdapat pada sistem panasbumi. ◦
◦
◦
1
air tanah yang terpanaskan. Lapisan batuan yang sulit dilewati fluida. 3 Karena dalam konteks yang lain ada juga reservoir minyak bumi dan gas. 4 air yang berada di dalam tanah. 2
15
16
BAB 2. MODEL GEOLOGI DAERAH PANASBUMI
2.2 Model geologi sistem panasbumi
Kondisi geologi sumber-sumber energi panasbumi yang telah ditemukan di dunia saat ini amat beragam. Namun menurut Marini (2001), secara garis besar bisa dikelompokan kedalam dua model geologi daerah panasbumi, yaitu: •
sistem magmatik volkanik aktif
•
sistem selain magmatik volkanik aktif 5
Daerah panahbumi bertemperatur tinggi (lebih dari 180 C) yang bisa dimanfaatkan untuk pembangkit listrik, sebagian besar terdapat pada sistem magmatik volkanik aktif. Sementara, pemanfaatan energi panasbumi untuk pemanfaatan-langsung (direct use) bisa diperoleh dari kedua sistem tersebut. ◦
Gambar 2.1: Peta sebaran daerah volkanik aktif di Indonesia dan zona tumbukan lempeng benua Eurasia dan Indo-Australia (Hochstein and Sudarman, 2008) Sistem magmatik volkanik aktif yang bertemperatur tinggi umumnya terdapat di sekitar pertemuan antara lempeng samudra dan lempeng benua. Posisi Indonesia tepat berada di batas antara lempeng Eurasia dan Indo-Australia6 . Oleh karena itu, menurut catatan Volcanical Survey of Indonesia (VSI) yang dirilis tahun 1998, di Indonesia terdapat 245 daerah prospek panasbumi (Gambar 2.1). 5
Agak lucu ya pembagiannya, hehehe :) Penulis pernah terlibat dalam ekspedisi di laut selatan jawa dalam rangka Geophysical Investigation on The Active Convergence Zone Between East Eurasia and Indo-Australia Plates Along Indonesia bersama saintis dari Jerman menggunakan kapal riset Sonne pada Januari 1999 6
2.2. MODEL GEOLOGI SISTEM PANASBUMI
17
Gambar 2.2: Penampang vertikal sistem magmatik-volkanik aktif, DiPippo(2007)
Gambar 2.2 memperlihatkan penampang vertikal model geologi daerah magmatik volkanik aktif. Akibat tumbukan antara lempeng samudra ( oceanic crust ) dan lempeng benua (continental crust ), lempeng samudra menunjam ke bawah lempeng benua. Temperatur tinggi di kerak bumi menyebabkan lempeng samudra meleleh. Lokasi lelehan ( zone of partial melting ) tersebut diperkirakan berada pada kedalaman 100 km dari permukaan bumi diantara kerak bumi dan bagian luar mantel bumi. Densitas lelehan biasanya lebih rendah dari sumber asalnya sehingga lelehan tersebut cenderung bergerak naik ke atas menjadi magma. Hampir tidak pernah ditemukan magma yang berbentuk cair (liquid) murni. Semua magma merupakan lelehan batuan panas dengan campuran yang begitu kompleks antara silikat cair dan kristal mineral ditambah gas, karbon dioksida serta senyawa beracun lainnya. Proses kristalisasi bisa jadi terbentuk dari komposisi liquid-nya atau bisa juga berasal dari mineral batuan yang terbawa oleh pergerakan lelehan magma saat naik ke permukaan. Ketika magma mendekati permukaan bumi, ia menyebabkan letusan volkanik. Magma yang sudah dimuntahkan ke permukaan bumi disebut lava. Wujud lava masih berupa lelehan batuan panas yang akhirnya menjadi dingin secara perlahan dan membentuk batuan beku volkanik dipermukaan tanah. Alternatif lainnya, magma terperangkap di dalam bumi dan perlahan menjadi dingin membentuk batuan beku yang seiring berjalannya waktu akan tersingkap oleh erosi. Oleh karena itu, komposisi magma dapat ditentukan oleh komposisi batuan beku. Akan tetapi karena proses volkanik melibatkan unsurunsur gas yang terkandung di magma mengakibatkan komposisi batuan beku tidak selalu sama dengan komposisi magma aslinya.
18
BAB 2. MODEL GEOLOGI DAERAH PANASBUMI
Gambar 2.3: Penampang vertikal sistem hidrotermal-volkanik di daerah zona aktif gunung api andesit. Marini(2001)
2.3 Fluida panasbumi
Asal-usul fluida hydrothermal pada sistem volkanik aktif diperlihatkan oleh Gambar 2.3. Kandungan H2 O yang tinggi pada batas antara lempeng benua dan lempeng samudera di sekitar zona penunjaman yang bertemperatur sangat tinggi memicu terjadinya fenomena partial melting yang merupakan cikal-bakal fluida panasbumi. Sementara, lapisan sedimen terdehidrasi, yang ikut terbawa ke dalam zona penunjaman, juga ikut meleleh sehingga memperkaya kandungan komponen fluida panasbumi tersebut. Fluida panasbumi kemudian bergerak ke atas menerobos kerak bumi sambil terus bereaksi dengan batuan yang dilewatinya sehingga makin menambah kandungan komponen di dalamnya. Fluida panasbumi yang paling dekat dengan magma, biasanya mengandung uap air, CO2, SO2 , H2 S dan HCl. Variasi konsentrasi masing-
2.4.
MAGMATIC VOLATILE
19
masing kandungan itu tergantung pada perbedaan magmatic volatile7 dan tingkat degassing8 magma. Penyerapan gas-gas tersebut ke dalam sirkulasi air tanah bagian dalam9 mendorong terbentuknya fluida panasbumi yang bersifat asam dan sangat reaktif. Tingkat ke-asam-an fluida panasbumi berangsur-angsur berkurang ke arah netral seiring interaksi dirinya dengan permukaan batuan dimana kation-kation ikut terbawa oleh aliran fluida panasbumi. Ketika fluida panasbumi terus bergerak ke atas, tekanannya makin berkurang hingga mencapai kondisi boiling, yaitu kondisi dimana fluida panasbumi mendidih mengeluarkan gelembung gas-gas. Zona tempat terjadinya fenomena boiling disebut boiling zone. Disinilah terjadi pemisahan antara fase liquid dan fase gas pada fluida panasbumi. Fluida fase gas akan lebih mudah menerobos menuju ke permukaan bumi menjadi fumaroles10 di sekitar puncak dan lereng gunung api. Namun fase gas yang tidak bisa menerobos ke permukaan akan bercampur dengan air tanah membentuk steam-heated acid-sulfate water. Sisa fluida panasbumi yang masih berada di posisi dalam akan mengalir secara lateral dimana ia akan bercampur dengan air meteorik sampai mencapai pH netral dan keluar permukaan sebagai mata air yang kaya unsur chloride-nya. 2.4
Magmatic volatile
Pada awal abad ke-19, telah diperoleh kesimpulan bahwa kandungan gas di dalam magma sangat berperan untuk mendorong magma naik ke permukaan dan menyebabkan letusan yang dahsyat. Bermacam-macam gas bisa melarut kedalam lelehan magma sebagaimana karbon dioksida bisa melarut di dalam air soda. semua gas yang terperangkap di dalam magma diistilahkan sebagai volatile components atau magmatic volatiles karena semua gas itu cenderung membentuk gelembung-gelembung gas pada tekanan yang relatif rendah 11 . Jumlah gas yang terlarut di lelehan silikat panas akan meningkat seiring dengan meningkatnya tekanan. Ketika magma bergerak ke atas, tekanannya menurun, menyebabkan terciptanya gelembung-gelembung gas yang ingin membebaskan diri dari lelehan magma. Disamping itu, gelembung-gelembung gas akan membesar seiring dengan penurunan tekanan. Dan ketika mereka muncul ke permukaan dalam jumlah sangat besar, gaya yang sangat luar biasa akan bergerak bersama gelembung-gelembung gas dan letusan dahsyat bisa terjadi di puncak gunung. Mirip seperti letusan CO2 dari botol yang dikocok oleh pemenang lomba balap mobil formula 1. Air (H2 O) dan karbon dioksida (CO2 ) adalah dua macam volatile components yang sangat penting pada magma. Pada kondisi tekanan yang tinggi di dalam bumi, seluruh air dan karbon dioksida melarut di dalam magma dan mempengaruhi proses kristalisasi magma, temperatur, densitas dan viskositas. Setelah (H2 O) dan (CO2 ), volatile components yang banyak dikandung magma adalah sulfur (S), chlorine (Cl), dan flourine (F). Konsentrasi sulfur pada magma andesit normalnya kurang dari 1000 ppm, atau rata-rata sekitar 200-400 ppm. Kandungan sulfur atau 7 8 9 10
unsur-unsur gas yang terlarut di dalam magma keluarnya gas dari magma deep groundwater
uap gas panas Coba anda bayangkan gelembung-gelembung gas CO 2 yang keluar dalam air soda. Ya kira-kira seperti itulah kejadian di magma 11
20
BAB 2. MODEL GEOLOGI DAERAH PANASBUMI
belerang sangat penting untuk mempelajari komposisi gas volkanik. Sementara formasi mineral tambang dipengaruhi oleh kandungan ketiganya. Volatile components lainnya adalah He, Ar, dan B terdapat di magma dalam jumlah yang relatif sedikit. Gas-gas dari unsur-unsur mulia biasanya ditemukan dalam jumlah yang sangat sedikit, kurang dari 1 ppm. Sebuah eksperimen laboratorium12 yang dilakukan oleh Carroll dan Holloway, 1994 memperlihatkan fakta bahwa pada tekanan lebih besar dari 0.5 kbar, tingkat kelarutan H 2 O didalam magma rhyolit (850 C) lebih besar dibandingkan pada magma basalt (1200 C). Demikian halnya terjadi pada CO2 . Tingkat kelarutan CO2 di dalam magma rhyolit lebih tinggi dibanding magma basalt. ◦
◦
2.5 Tipe-tipe sistem panasbumi
Lebih jauh lagi, pembagian sistem panasbumi menurut Goff dan Cathy (2000), berdasarkan kriteria geologi, geofisika, hidrologi, dan teknologi, dapat dibagi atas 5 tipe, yaitu: 1. Sistem batuan beku muda (Young igneous systems ) 2. Sistem tektonik ( tectonic systems ) 3. Geopressured systems 4. Hot dry rock systems 5. Magma tap systems Dari tipe satu sampai tipe tiga, air panas alami bisa diperoleh lewat kegiatan eksploitasi. Karena itu, ketiganya bisa disatukan menjadi sistem hidrotermal (hydrothermal systems ). Sementara untuk tipe empat dan lima, air panas alami tidak bisa diperoleh. Justru kedua sistem itu memerlukan air yang diinjeksikan kedalam bumi lalu air tersebut disedot kembali untuk diambil panasnya. Secara teknik hal itu mungkin dilakukan, tetapi tidak bernilai ekonomis selama harga bahan bakar fosil masih lebih murah. Pada buku ini, sementara saya hanya akan mengupas tipe satu saja, karena sistem batuan beku muda mendominasi sistem panasbumi di Indonesia. 2.5.1 Sistem batuan beku muda
Sistem panasbumi batuan beku muda berasosiasi dengan quaternary volcanism dan intrusi magma. Hampir 95% aktivitas volkanik terjadi disepanjang zona tumbukan lempeng - sebagaimana yang terdapat dalam jumlah melimpah di Indonesia - dan di dalam hot spot . Fluida panasbumi pada sistem ini menerima panas dari intrusi magma dengan panas yang tertinggi ( ≤ 370 C) dibanding dengan empat tipe sistem panasbumi lainnya. Kedalaman reservoir umumnya berada ≤ 15 km, meskipun ada juga yang lebih dalam. ◦
12
temperatur dan tekanan telah disesuaikan dengan kondisi di dalam bumi
21
2.5. TIPE-TIPE SISTEM PANASBUMI
Gambar 2.4: Model konseptual panasbumi sistem batuan beku muda yang terdapat di andesitic stratovolcano. Reservoir panasbumi bertemperatur ≥ 200 Cdengan kedalaman ≤ 1,5 km, sementara kedalaman batuan intrusi (intrusive rocks )berkisar antara 2 - 10 km. Dimensi lateral dari reservoir hingga outflow dapat melebihi 20 km ◦
22 2.5.1.1
BAB 2. MODEL GEOLOGI DAERAH PANASBUMI
Model konseptual
Gambar 2.4 menampilkan model konseptual sistem panasbumi di daerah andesitic stratovolcano aktif. Temperatur intrusi magma andesit biasanya berkisar antara 850 to 1050 C. Air meteorik turun dari ke bawah tanah dan terpanaskan oleh batuan intrusi yang menyebabkan terjadinya sirkulasi air panas. Dengan terjadinya sirkulasi, air panas tersebut menjadi kaya akan unsurunsur kimia seperti Cl, F, Br, B, SO4 , HCO3 , silika, kation, and metal yang terlarut sebagai hasil dari reaksi dengan batuan asal. Uap-uap yang terkandung di magma seperti H2 O, CO2 , senyawa sulfur, HCl, HF, Hg, and As sangat mungkin terlepas dan mengalir menjadi fluida. Fluida tersebut secara umum menjadi "neutral-chloride"13 dan mencoba menerobos ke atas melalui celah-celah batuan dikarenakan densitasnya yang menurun. Alterasi mineral dan vein terbentuk di dalam batuan reservoir. Seringkali fluida panas naik ke atas melalui rekahan hingga mencapai level kedalaman titik didih dimana vapor phase yang berisi steam dan gas non-condensible14 terbentuk. Gas-gas inilah yang muncul ke permukaan sebagai fumarole. Ketika steam mengalami kondensasi15 dan bercampur dengan air meteorik dangkal, H2 S mengalami oksidasi menjadi asam sulfat (H2 SO4 ) yang mana secara kimiawi mengalterasi batuan dan membentuk mata air "asam sulfat". Air neutral-chloride biasanya berada lebih dalam dibandingkan air asam sulfat, dan jika keduanya bertemu dan bercampur akan menghasilkan air asam-sulfat- chloride. Kondisi topografi dan hydrologic gradient menyebabkan fluida cenderung mengalir secara lateral menjauhi puncak gunung membentuk aliran outflow. Mata air neutral-chloride biasanya muncul beberapa kilometer dari sumber panas dan reservoir utama. Jika temperatur batuan intrusi telah menurun karena usia; atau karena ukurannya yang kecil; atau terletak terlalu dalam, maka kontribusi uap magma terhadap sistem panasbumi relatif kecil dan bisa jadi tidak terdeteksi. ◦
2.5.1.2
Manifestasi permukaan
2.5.2 Sistem tektonik 2.5.3
Geopressured systems
2.5.4
Hot dry rock systems
2.5.5
Magma tap systems
13
neutral-chloride artinya adalah pH-nya netral, kandungan klorida-nya tinggi gas selain H2 O, misalnya: H2 S, CO2 , CH 4 , NH 3 15 turun temperaturnya 14
Bab 3
Eksplorasi Panasbumi
3.1 Pendahuluan
Saya kira tidak ada orang sakti ataupun sekumpulan dukun sakti di Indonesia yang mampu menentukan letak dimana daerah potensi energi panasbumi yang bisa dieksploitasi secara komersial. Jika ada, tentunya teori dan konsep yang akan dipaparkan dalam bab ini tidak terlalu penting untuk dibahas. Sampai saat ini sebagian besar fakta membuktikan bahwa proyek panasbumi yang berhasil dengan sukses selalu terletak di daerah yang disana terdapat manifestasi panasbumi di permukaan tanah. Walaupun demikian, tetap saja tidak mudah menentukan dimana letak pastinya sumber panasbumi itu berada. Dulu, ketika tahapan-tahapan eksplorasi belum diketahui orang, biasanya orang melakukan pengeboran di dekat manifestasi panas bumi seperti, fumarole, hot spring, mud pot ataupun geyser. Lalu apa yang terjadi? Dalam beberapa hari manifestasi tersebut mati dan sumur pemboran berhenti menghasilkan fluida, yang itu berarti sumber panasbumi pun seolah hilang entah kemana. Sekarang, dengan pengetahuan dan teknologi yang lebih baik, manusia bisa menentukan dimana letak sumber panasbumi meski belum sampai pada tingkat keyakinan 100%. Tapi setidaknya kita bisa mengkarakterisasi reservoir panasbumi sebelum memasuki tahapan pemboran yang akan memakan biaya besar. Dengan mengetahui kondisi alami reservoir di bawah permukaan tanah, maka kemungkinan besar proyek pemanfaatan panasbumi akan berhasil sukses. 3.2 Sasaran eksplorasi panasbumi
Menurut DiPippo (2007), ada 5 sasaran yang mesti dicapai dalam program eksplorasi panasbumi: 1. Menentukan posisi batuan panas (hot rock ). 2. Mengestimasi atau memperkirakan volume reservoir, temperatur fluida yang berada didalamnya dan permeabilitas formasi. 3. Memprediksikan apakah fluida yang bakal keluar di sumur produksi berupa uap kering (dry steam) atau liquid atau campuran dua-fasa (uap dan liquid). 23
24
BAB 3. EKSPLORASI PANASBUMI
4. Menentukan sifat kimia dari fluida panasbumi. 5. Memperkirakan potensi energi listrik yang bisa dihasilkan hingga minimal 20 tahun kedepan. Hampir semua daerah panasbumi selalu ditandai oleh keberadaan manifestasi panasbumi. Adanya manifestasi pastinya disebabkan oleh adanya sumber panas bumi dibawah manifestasi tersebut. Namun letak pastinya dimana kita belum tahu. Walaupun tidak ditemukan sumber mata air panas, tapi permukaan tanah yang dirasakan lebih panas daripada sekelilingnya sudah cukup mengindikasikan keberadaan sumber panasbumi dibawahnya. Tanpa adanya sumber panasbumi, permukaan tanah tidak mungkin akan menjadi panas. Volume reservoir berikut permeabilitas batuan reservoir perlu diketahui agar kemampuan sumur untuk memproduksi atau mengalirkan fluida bisa diperhitungkan. Jika volumenya kecil dan permeabilitasnya rendah, maka kemampuan produksi akan rendah dan besar kemungkinan umur sumur tersebut pun akan singkat sekali. Demikian juga dengan temperatur fluida reservoir panasbumi. Temperatur fluida reservoir yang terlalu rendah tidak akan mengundang investasi proyek panasbumi untuk dimanfaatkan sebagai sumber energi listrik. Menurut Eliasson (2001), berdasarkan besar kecil temperatur fluidanya, reservoir panasbumi dapat dikategorikan menjadi 4, yaitu •
Temperatur tinggi, bila temperatur fluida > 250
•
Temperatur medium, bila temperatur fluida berkisar antara 150
•
Temperatur didih rendah, bila temperatur fluida berkisar antara 100
•
Temperatur rendah, bila temperatur fluida berkisar antara 50
◦
C
◦
◦
C-
C-
250
◦
◦
C-
100
C
◦
C
150
◦
C
Dari 4 kategori tersebut, hanya reservoir temperatur medium dan reservoir temperatur tinggi yang bisa menggairahkan investasi proyek pembangkit listrik energi panasbumi 1 . Sifat fisis dan kimiawi fluida reservoir dari sumur pemboran akan sangat menentukan kelayakan proyek panasbumi. Program eksplorasi yang baik bisa saja memprediksi sifat-sifat fluida reservoir. Tapi agak sulit mempelajari sifat fisis dan kimiawi fluida reservoir tanpa melakukan pengeboran eksplorasi. Dan pembuatan sumur eksplorasi itu sendiri adalah merupakan tahapan akhir dari rangkaian proses kegiatan eksplorasi di daerah potensi panasbumi. Point kelima dari sasaran eksplorasi adalah menentukan lokasi reservoir panasbumi berikut potensi kapasitasnya dan perkiraan umur produksinya. Hasil ini akan dipertimbangkan oleh para investor apakah dinilai menguntungkan atau tidak. 3.3 Tahapan eksplorasi panasbumi
Setidaknya ada 5 tahapan survei lapangan dalam kegiatan eksplorasi panasbumi yang diurutkan secara kronologis, yaitu 1. survei penginderaan jauh (remote-sensing) 1
Setidaknya untuk saat ketika tulisan atau buku ini dibuat yaitu April 2009
3.3. TAHAPAN EKSPLORASI PANASBUMI
25
2. survei geologi 3. survei hidrologi 4. survei geokimia 5. survei geofisika Masing-masing kegiatan survei dapat dilakukan bersamaan bahkan dilaksanakan secara sinergis, misalnya antara survei geokimia dan geofisika, atau antara survei geokimia dan hidrologi. Dengan demikian pelaksanaan tahapan eksplorasi dapat dipersingkat. Setidaknya perlu waktu antara 2 hingga 3 tahun untuk menuntaskan seluruh tahapan eksplorasi tersebut. Detil tujuan dari masing-masing survei akan dijelaskan dalam tulisan berikutnya. 3.3.1 survei penginderaan jauh 3.3.2 survei geologi
survei geologi bertujuan untuk mencari dan memetakan hal-hal berikut: •
Kondisi tektonik dan stratigrafi
•
Keberadaan dan posisi patahan ( fault)
•
Distribusi dan umur batuan volkanik
•
Lokasi manifestasi panasbumi
•
Lokasi batuan yang mengalami alterasi hidrotermal
Ada 2 hasil kerjaan yang harus dilaporkan sebagai hasil dari survei geologi, yaitu •
Peta geologi lokal daerah prospek panasbumi.
•
Draft awal model konseptual kondisi bawah permukaan daerah prospek panasbumi.
Peta geologi memperlihatkan distribusi batuan dipermukaan daerah prospek; berikut umur batuannya. Contoh peta geologi diperlihatkan pada Gambar 3.1. Sementara draft model konseptual sistem panasbumi memperlihatkan keadaan bawah permukaan secara garis besar meliputi struktur sesar atau patahan, satuan batuan dan pola aliran fluida. Gambar 3.2 memperlihatkan contoh model konseptual. Gambar tersebut merupakan cross-section dalam arah SW-NE atau dari kiribawah ke kananatas pada Gambar 3.1. Fokus dari kegiatan eksplorasi adalah memperkecil daerah prospek panasbumi sehingga penentuan lokasi sumber tidak terlalu melebar. Oleh karenanya, gambaran yang diperlihatkan oleh model konseptual menjadi sangat terbatas; dan memang tidak perlu semua arah dibuat cross-section-nya. Disisi lain, pada saat pembuatan model konseptual, sering terjadi silang pendapat di antara para geosaintis yang masing-masing berupaya melakukan interpretasi berdasarkan pemahaman masing-masing mereka terhadap data survei. Bahkan suatu model konseptual selalu akan disempurnakan dari waktu ke waktu seiring dengan tambahan informasi baru dari hasil surveisurvei lainnya.
26
BAB 3. EKSPLORASI PANASBUMI
Gambar 3.1: Contoh peta geologi
Gambar 3.2: Contoh model konseptual 3.3.3 survei hidrologi 3.3.4 survei geokimia 3.3.5 survei geofisika
Daftar Pustaka
[1] DiPippo, R., Geothermal Power Plants , 2nd Ed, McGraw-Hill, 2007 [2] DiPippo, R., Geothermal Energy as a Source of Electricity: A Worldwide Survey of the Design and Operation of Geothermal Power Plants , U.S. Dept. of Energy, DOE/RA/28320-1, U.S. Gov. Printing Office, Washington, DC, 1980. [3] Eliasson, Einar T., Power generation from high-enthalpy geothermal resources , GHC Bulletin, June-2001, pp 26-34 [4] Borrero, F., F.S. Hess, J. Hsu, G. Kunze, S.A. Leslie, S. Letro, M. Manga, L. Sharp, T. Snow, D. Zike and National Geographic, Earth Science: Geology, the Environment and the Universe , Glencoe/McGraw-Hill, OH, 2008 [5] Bogie I., Lawless J.V., Rychagov S. and Belousov V., Magmatic-Related Hydrothermal Systems: Classification of the types of geothermal systems and their ore mineralisation , Geothermal and mineral resources of modern volcanism areas (proceedings of the International KurilKamchatka field workshop, July 16 - August 6, 2005), Publishing house ÖTTISK ¨’, 2005. 460 p [6] Marini, Luigi., Geochemical techniques for the exploration and exploitation of geothermal energy , Dipartimento per lo Studio del Territorio e delle sue Risorse, Universita degli Studi di Genova, Italy, 2001 [7] Hochstein, Manfred P., Sudarman S., History of geothermal exploration in Indonesia from 1970 to 2000 , Geothermics 37, 2008, 220-266 pp [8] Goff, F. and Cathy J.J., Encyclopedia of Volcanoes: Geothermal system , Academic Press, 2000, 817-834 pp [9] Carroll, M.R., and Holloway, J.R., eds, Volatiles in magma, Mineral Society Am. Rev. Mineral,. 30, 1994
27
