BAB II TEORI FLUIDA PANASBUMI
Sumber panas terakumulasi dalam zona reservoar baik dalam bentuk air panas ataupun uap panas yang dapat diekstraksi dengan cara pemboran, sehingga energi kalor tersebut dapat dimanfaatkan dipermukaan bumi dalam bentuk tenaga listrik. Suatu reservoar panasbumi selalu dicirikan oleh empat parameter utama yaitu: •
Adanya sumber batuan penghantar panas yang berasosiasi dengan sumber panas dimana mekanisme aliran panas dari sumber panas hingga kepermukaan bumi, bersifat konveksi melalui batuan penghantar panas tadi .
•
Harus ada batuan reservoar panasbumi untuk tempat menyimpan fluida panas,
•
Harus ada sealing cap rock untuk menahan panas ini agar fluida hidrotermal ini tidak bocor.
•
Harus ada lapisan aquifer serta siklus air tanah agar dapat terbentuk fluida panas didalam batuan reservoar. Mekanisme munculnya manifestasi panasbumi selain yang disebutkan di
atas, dapat disebabkan juga karena :
•
Batuan yang mengandung radioaktif. 6
•
Tipisnya ketebalan kerak bumi pada daerah tertentu, sehingga kedalaman moho pada daerah-daerah tertentu sangat dangkal.
•
Adanya hot spots pada lokasi-lokasi tertentu karena gangguan magmatik lokal yang merambat ke atas.
•
Gesekan pada bidang sesar aktif yang mengakibatkan kenaikan suhu pada bidang tsb.
2.1 Struktur Thermal dan Hidrologi Sistem Panasbumi
Struktur termal, hidrologi dan kimia pada system panasbumi diilustrasikan dengan model konsep seperti gambar 2.1 – 2.3. Hidrologi dan distribusi pada pelepasan yang utama dikontrol oleh struktur topografi dan permeabel, misalnya patahan dan saluran hasil dari erupsi hidrotermal. Uap air menempati tempat yang lebih tinggi daripada mata air klorida, dan memasukan fumarol, mata air panas dan steaming ground . Disini dapat membentuk zona boiling dimana karbon dioksida dan hidrogen sulfida dilarutkan kedalam groundwater atau steam condensates. Kondensasi dari gas vulkanik pada level yang tinggi dalam
daerah andesit menciptakan air asam klorida-sulfida. 2.1.1 Liquid-dominated system
Banyak system yang memperlihatkan struktur aliran lateral oleh gradient hidraulik. Pendinginan oleh konduksi dan campuran groundwater dicerminkan dalam kimia pada daerah resapan. Low-relief (<~250m), memasukan tipe ini pada siclic volcanic terrain. High –relief (>~1000m), (>~1000m), 7
•
Tipisnya ketebalan kerak bumi pada daerah tertentu, sehingga kedalaman moho pada daerah-daerah tertentu sangat dangkal.
•
Adanya hot spots pada lokasi-lokasi tertentu karena gangguan magmatik lokal yang merambat ke atas.
•
Gesekan pada bidang sesar aktif yang mengakibatkan kenaikan suhu pada bidang tsb.
2.1 Struktur Thermal dan Hidrologi Sistem Panasbumi
Struktur termal, hidrologi dan kimia pada system panasbumi diilustrasikan dengan model konsep seperti gambar 2.1 – 2.3. Hidrologi dan distribusi pada pelepasan yang utama dikontrol oleh struktur topografi dan permeabel, misalnya patahan dan saluran hasil dari erupsi hidrotermal. Uap air menempati tempat yang lebih tinggi daripada mata air klorida, dan memasukan fumarol, mata air panas dan steaming ground . Disini dapat membentuk zona boiling dimana karbon dioksida dan hidrogen sulfida dilarutkan kedalam groundwater atau steam condensates. Kondensasi dari gas vulkanik pada level yang tinggi dalam
daerah andesit menciptakan air asam klorida-sulfida. 2.1.1 Liquid-dominated system
Banyak system yang memperlihatkan struktur aliran lateral oleh gradient hidraulik. Pendinginan oleh konduksi dan campuran groundwater dicerminkan dalam kimia pada daerah resapan. Low-relief (<~250m), memasukan tipe ini pada siclic volcanic terrain. High –relief (>~1000m), (>~1000m), 7
merupakan tipe dari andesitic volcano, dimana aliran panjangnya 10-50 km.
Gambar 2.1 Konsep struktur liquid-dominated system dalam low-relief
Sistem low-relief dikarakterisasi oleh spring dan pools pada air klorida. Fluida panasbumi bagian dalam dapat mencapai permukaan, seringkali menutup ke daerah upflow, karena pada gentle topography. Aliran lateral akan memungkinkan tetapi tidak seluas di daerah high-relief . Zona dua fasa atau steam ada tetapi tidak setebal dalam system high-relief .
8
Gambar 2.2 Konsep struktur liquid-dominated system dalam high-relief
Sistem High-relief secara umum dengan karakteristik andesitic volcanism, topografi tinggi pada system ini mencegah fluida klorida
mencapai permukaan. Aliran lateral yang luas, seringkali lebih dari 10 km. Jarak yang berlebih ini menyebabkan fluida klorida dapat dicairkan dengan groundwater atau pencampuran dengan air sulfat dan steam condasets. Air asam ini dihasilkan dalam zona dua fasa pada kedalaman
beberapa rauts meter di dalam permukaan, dimana uap berkondensasi dan/atau bercampur dengan groundwater . Fumarol, steaming ground dan air asam sulfat biasanya di daerah resapan permukaan di dekat zona upflow.
9
2.1.2 Vapour-dominated system
Gambar 2.3 Konsep struktur v apour-dominated system
Fumarol, steaming ground dan air asam sulfat ditunjukkan oleh vapour-dominated system. Reservoar disusun oleh steam (dengan gas),
garam, pendidihan air menjadi uap dalam reservoar. Vapour-dominated o system menunjukkan temperature konstan pada kedalaman sekitar 236 C.
Profil tekanan pada reservoar dikontrol oleh steam. Sistem mengalami konveksi dengan steam naik ke upflow dari kedalaman dan mengalir panjang secara lateral pada capping low-permeability rock horizon. Uap dingin mengalir dan berkondensasi dan menurun kedalam deep reservoar untuk beredar kembali. Oksidasi dari hidrogen sulfida dalam uap akan
10
menghasilkan acid condensates yang dilarutkan host rock , dengan demikian meningkatnya ukuran pada reservoar uap.
2.2 Geokimia Panasbumi
Geokimia panasbumi adalah ilmu yang mempelajari komposisi fluida dan proses-proses yang mempengaruhinya untuk mengetahui kondisi reservoar panasbumi. Di dalam fluida panasbumi terdapat beberapa unsure yang berasal dari interaksi antara batuan dan fluida itu sendiri. Untuk system yang bersuhu tinggi, kemungkinan juga berasal dari proses magmatik. Adapun unsur-unsur yang dimaksud adalah sebagi berikut: a. Unsur-unsur pembentuk batuan o
Solubilitasnya dipengaruhi oleh kesetimbangan antara mineral dan air
o
Contohnya kation Na, K, Ca, M, Rb, Cs, Mn, Fe, dan Al
b. Unsur-unsur terlarut o
Lebih banyak berada di larutan disbanding dalam mineral
o
Tidak mudah bereaksi (unsure konservatif)
o
Contohnya Cl, B, Li, dan Br Komposisi kimia fluida ini sewaktu-waktu akan berubah karena
dipengaruhi oleh beberapa factor berikut ini: 1. Asal air 2. Penambahan unsure-unsur volatile magmatic o
Cl sebagai HCl, C sebagai CO 2, S sebagai SO2
o
kenampakan isotop Helium ( He He)
3
/4
11
3. Kesetimbangan fluida-mineral o
mineral/jenis batuan,
o
suhu,
o
dominasi batuan
4. Boiling dan mixing (dilution)
2.3 Kimia Air 2.3.1 Tipe Fluida Panasbumi
Secara umum, tipe dari fluida panasbumi ditemukan pada kedalaman system feotermal temperature tinggi dengan pH mendekati netral dan kandungan klorida yang dominan. Air yang lainnya ditemui dalam profil daerah panasbumi yang berasal dari fluida bawah permukaan yang disebabkan oleh proses kimia atau fisika. Air ini melukiskan bawah permukaan yang diklasifikasikan yang sesuai dengan anion yang dominan. Adapun tipe-tipe fluida panasbumi adalah sebagai berikut: 2.3.1.1 Air Klorida (Cl)
Tipe fluida ini disebut juga “alkali-klorida” atau “neutralklorida” yaitu tipe fluida panasbumi bawah permukaan yang ditemukan
pada
system
temperature
tinggi.
Daerah
yang
mengandung mata air panas dengan konsentrasi Cl paling besar dari reservoar bagian dalam, dan meperkenalkan zona permeable di lapangan.
12
Air klorida berasal dari hot spring dan kolam dengan aliran yang baik, dan dari geyser. Air dalam kolam nampak berwarna biru kehijau-hijauan. Secara kimia, klorida merupakan anion yang paling dominan, dan biasanya konsentrasinya mencapai ribuan sampai dengan 10.000 mg/kg. Air klorida menunjukkan air reservoar. Air ini memiliki kation utama Na, K, Ca, dan Mg, serta -
kaya SiO2 dan sering terdapat HCO 3 . Ciri yang lainnya adalah air ini berasosiasi dengan gas CO 2 dan H2S, dan yang paling khas adalah terbentuk endsapan permukaan sinter silica (SiO 2). 2.3.1.2 Air Asam Sulfat (H 2SO4)
Air ini terbentuk dibagian paling dangkal uang dibentuk oleh kondensasi gas panasbumi dekat permukaan. Gas dengan uap dan unsure volatile lainnya dilarutkan dalam fluida bagian dalam tapi dipisahkan dari air klorida. Air ini ditemukan di sekitar daerah upflow. SO4 tinggi mencapai 1000 ppm akibat oksidasi H 2S di zona oksidasi dan menghasilkan H 2SO4: H2S + O2 H2SO4
(2.1)
Sekain itu terjadi juga kondensasi dari karbon dioksida +
-
+
2-
CO2 + H2O H2CO3 H + HCO 3 2H + CO3
(2.2)
Yang menghasilkan proton dan air asam. Oksidasi dari hydrogen sulfide menjadi ion sulfat mengakibatkan pH yang kecil yaitu sekitar 2,8. Jika air lebih asam dari ini (pH<2), maka gas magmatic berkontribusi. Meskipun banyak mengandung SO 4, air ini juga 13
mengandung sedikit Cl. Ciri utamanya adalah ditunjukkan dengan kenampakkan kolam lumpur dan pelarutan batuan sekitar. Karena bersifat asam air ini tidak bisa digunakan sebagai geothermometer. Di lingkungan gunung api, air asam SO 4-Cl terbentuk akibat kondensasi unsure volatile magmatic menjadi fasa cair. 2.3.1.3 Air Bikarbonat (HCO 3)
Air bikarbonat terjadi karena akibat adsorbs gas CO 2 dan kondensasi uap air ke dalam air tanah ( steam heated water ). Air ini terbentuk di daerah pinggir dan dangkal. Anion utamanya adalah HCO3 dan kation utama adalah Na. Memilki konsentrasi Cl yang rendah, sedangkan SO 4 bervariasi. Di bawah muka air tanah air ini bersifat asam lemah, tetapi dapat bersifat basa oleh hilangnya CO 2 terlarut di permukaan. Ciri khas utamanya adalah dengan adanya batugamping di bawah permukaan yang dapat membentuk endapan sinter travertine (CaCO 3) di permukaan. 2.3.1.4 Air Asin
Air asin terbentuk dengan berbagai cara, misalnya pelarutan sekuen endapan evaporit oleh air meteoric, terperangkap pada cekungan sedimentasi, dll. Air ini merupakan larutan yang berkonsentrasi tinggi, dengan unsure utama adalah Cl sebanyak 10.000 hingga lebih dari 100.000 ppm. pH pada air ini menunjukkan asam lemah. Konsentrasi Na (kation utama), K dan
14
Ca tinggi, karena densitas tinggi maka air ini tidak muncul di permukaan. 2.3.1.5 Air Meteorik
Contoh dari air meteoric adalah air tanah, sungai, air hujan dan lain-lain. Air tanah mengandung Ca, Mg, Na, K, SO 4, HCO3 dan Cl. Selain itu, air tanah dapat juga mengandung Fe, SiO 2, Al, dan gas terlarut O2 dan N2. Air sungai mempunyai anion utama HCO3 dan kation utama Ca. Sedangkan air hujan memiliki anion utama Cl dan kation utama Na. Komposisi isotop stabil mengikuti Meteorik Water Line. 2.3.2 Geotermometer Unsur Terlarut
Geotermometer memungkinkan temperature dari fluida reservoar untuk dihitung. Geotermometer ini digunakan untuk mengevaluasi pada lapangan baru dan dalam memonitoring hidrologi pada system produksi. Geotermometer dibagi menjadi geotermometer berdasarkan mineral terlarut (silica) dan reaksi penukaran (Na-K; Na-K-Ca,dan lain-lain) akan dipertimbangkan; geotermometer gas dan isotop. Geotermometer unsur terlarut berdasarkan pada temperature-bergantung mineral-ekuilibrum fluida dan aplikasinya disandarkan beberapa asumsi sebagai berikut: 1) Fluida muncul ke permukaan dengan cepat ( ≥ 2kg/sec) 2) Tidak ada mixing dengan fluida lain. Bila terjadi mixing harus dapat dihitung 3) Tidak ada steam atau gas yang hilang 15
4) Hasil analisis air layak digunakan 5) Berdasarkan reaksi kesetimbangan kimia antara fluida dan mineral 6) Re-ekulibrum fluida-mineral pada kondisi dingin (di permukaan) berlangsung lambat, sehingga dapat diabaikan Berikut ini adalah beberapa jenis geotermometer yang telah disebutkan sebelumnya, yaitu sebagai berikut: 2.3.2.1 Geotermometer Silika
Menurut Fournier (1981,1985), reaksi dasar SiO2(s) + 2H2O < H2SiO4
(2.3)
Berdasarkan solubilitas berbagai jenis silica yang berbeda di air sebagai fungsi dari temperature.
Gambar 2.4 Kurva solubiltas Silika
Pada geotermometer silica dengan T reservoar = 0 -250 oC o
o
Treservoar > 150 C menggunakan geotermometer kuarsa 16
-
Adiabatik (max steam loss): baik untuk data sumur dan mata air dengan kondisi boiling dan kecepatan aliran tinggi (≥ 2kg/sec) disertai endapan sinter silica
-
Konduktif (no steam loss): baik untuk data dengan kondisi sub-boiling o
o
Treservoar < 150 C menggunakan geotermometer kalsedon
o
Treservoar < 100 C menggunakan geotermometer silica amorf
o
Tabel 2.1 Persamaan Geotermometer Silika
2.3.2.2 Geotermometer Na/K
Menurut Fournier (1979), Giggenbach (1988) +
K + Na- feldspar (albit) > K-feldspar (adularia) + Na
+
Rasio Na/K berkurang dengan meningkatnya fluida. Pada o
o
o
geotermometr ini T res > 180 C hingga 350 C, jika Tres < 100 C, rasio Na/K tidak lagi mengontrol kesetimbangan feldspar. Diasumsikan tidak dipengaruhi oleh pelarutan dan hilangnya uap air. Geotermometer ini tidak sesuai untuk air yang mengandung Ca tinggi (dapat di gunakan bila nilai log (Ca
1/2
/Na) + 2.06 adalah
negative). 17
2.3.2.3 Geotermometer Na-K-Ca
Fournier dan Truesdell (1973) Meliputi kesetimbangan antara Na dan K-feldspar dan konversi Ca alumino silikat mineral (eg. plagioklas) menjadi kalsit. tres = 120 - 200oC Sesuai digunakan pada air dengan kandungan Ca yang tinggi Asumsi yang dipakai : •
Selalu terdapat kelebihan silika
•
Air mengandung Al yang rendah. Al disimpan dala m fasa padat (mineral)
Dipengaruhi oleh jumlah CO 2 terlarut dalam fluida Aplikasi : 1/2
Jika log (Ca /Na) + 2.06 positif, pergunakan β=4/3 o
Jika tres < 100 C, perhitungan geotermometer dapat digunakan Jika tres > 100oC atau nilai log (Ca 1/2/Na) + 2.06 negatif, pergunakan β=1/3 Perlu dilakukan koreksi Mg
Untuk tres > 70oC R = [Mg/(Mg+Ca+K)] 100 (pergunakan meq) Gunakan R untuk menentukan ΔtMg t Na-K-Ca, Mg corrected = t Na-K-Ca - ΔtMg
18
2.3.2.4 Geotermometer K/Mg
Giggenbach (1988) +
0.8K-mika + 0.2klorit + 0.4silika + 2K ↔ 2.8K-feldspar + 1.6H2O + Mg
2+
Dapat digunakan bila Na dan Ca terlarut dalam fluida dan dalam batuan tidak setimbang o
tres = 50 - 300 C
2.3.2.5 Geotermometer Na-K-Mg
Bagan segitiga dari Na/1000-K/100-Mg oleh
Giggenbach
(1988)
merupakan
1/2
sebuah
yang ditunjukan metode
yang
digunakan untuk menghitung temperature reservoar (gambar 2.5) dan untuk mengetahu air yang yang mencapai keseimbangan dalam litologi. Fournier (1990) mengamati bahwa temperature dan komposisi di “full equilibrium” yang dicapai akan mengubah secara signifikan dengan bentuk dari persamaan geotermometer Na/K yang dimuat secara benar dan menunjukkan mineral dalam batuan reservoar. Diagram ini berguna untuk menentukan air yang paling cocok untuk geotermometri, menghilangkan air yang hanya kekurangan “partially equilibrate” dalam dilution/mixing atau reaksi air-batuan yang dekat dengan permukaan. Selain itu, kegunaan yang lain dari K-Mg adalah lebih cepat bereaksi, sehingga dapat digunakan untuk menafsirkan suhu 19
reservoar yang lebih rendah, K-Mg lebih sensitif terhadap mixing air asam, baik digunakan untuk sampel yang tidak baik.
Gambar 2.5 The original diagram proposed by Giggenbach (1988)
Tabel 2.2 Persamaan geotermometer
20
2.4 Kimia Gas
Ada tiga sumber yang menyebabkan gas berada di daerah panasbumi, yaitu sebagai berikut: 1.
Atmosfer Di dalam atmosfer gas ini dapat berupa: H 2Ovap, O2, CO2, He, H 2
2. Deep-seated Di sini contoh gas nya adalah H 2, He, H 2S, SO2, HCl, dab sebagainya 3. Radiogenic dan biogenic Contoh radiogenic adalah He dan
Rn. Sedangkan contoh untuk
biogenic adalah CH4, H2, H2S, CO
Gas akan selalu mengalami perpindahan, gas akan selalu bergerak karena ada beberapa factor yang mempengaruhinya diantaranya adalah disebabkan oleh: a. Gas mengalami difusi b. Gas terlarut dalam air c. Gas itu bereaksi dengan uap air d. Transfer saat perubahan fasa air dan uap Berikut ini adalah kurva dari solubilitas gas
21
Gambar 2.6 Kurva solubilitas gas: ( least soluble) N2
2.4.1 Interpretasi Kimia Gas
Gas panasbumi dapat dibedakan menjadi dua jenis, yaitu sebagai berikut: a. Gas-gas reaktif Contoh dari gas ini adalah H 2O, CO2, H2S, NH3, H2, N2, CH4. Gas-gas ini memberika informasi kondisi bawah permukaan seperti menerangkan kondisi temperature bawah permukan. b. Gas-gas inert atau konservatif Contoh dari gas ini adalah gas mulia, hidrokarbon selain metana. Gas ini dapat digunakan untuk menunjukkan informasi sumber dari gas itu Ada dua persamaan kesetimbangan gas panasbumi : a.
Reaksi pemisahan metana atau sering disebut juga dengan Fischer-Tropsch 22
CH4 + 2H2O CO2 +4H2 b.
(2.4)
Reaksi pemisahan ammonia 2NH3 N2 +3H2
(2.5)
Berikut ini adalah gaa-gas yang berada di lapangan panas bumi: 2.4.1.1 CO 2
a. Gas terbanyak pada sistem panasbumi (kadang lebih dari 95 wt.% atau vol.% b. 0.035% di atmosfer dan 0.2-4% v/v di udara tanah c. Mengontrol kimia air, densitas, pH, BPD, alterasi batuan,dan pengendapan mineral sekunder dan scaling. d. Terbentuk dari : Alterasi termal batuan/mineral karbonat Degradasi material organik pada batuan sedimen Larut dalam air meteorik Magmatik e. pH fluida dikontrol oleh kesetimbangan CO 2/HCO3 f. Hilang CO 2 akibat boiling akan membuat pH larutan menjadi lebih alkalin (Ellis, 1962)
23
Gambar 2.6 Kurva CO2 terhadap kedalaman
2.4.1.2 H 2S
2-3 kali lebih mudah terlarut dibanding CO2 Terbentuk dari : Alterasi termal batuan reservoar Magmatik Gas reaktif dan akan hilang oleh interaksi dengan batuan sekitar membentuk sulfida besi. Rasio CO2/H2S meningkat dengan penambahan migrasi. Rasio CO2/H2S turun dengan semakin intensifnya boiling.
24
2.4.1.3 NH 3
Gas panasbumi paling mudah larut. Kandungan dalam fasa uap meningkat dengan turunnya temperatur (as geothermal water cools, more NH 3 will be evolved )
Terbentuk dari : Alterasi material organik pada batuan sedimen Gas reaktif dan akan hilang oleh interaksi dengan batuan sekitar, terserap dalam mineral lempung, atau larut dalam kondensasi uap. 2.4.1.4 CH 4 One most common hydrocarbon gases
Terbentuk dari : Alterasi batuan sedimen (kaya organik) Fischer-Tropsch: CO 2 + 4H2 = CH4 + 2H2O Reaksi antara H2 dan material karbonan 2.4.1.5 N 2
Terbentuk dari : Larut dalam air meteorik Magmatik Degradasi material organik (saat kontak dengan magma) Proporsinya lebih banyak pada system rendah
25
2.4.1.6 H 2 dan O2
H2 sangat reaktif, sehingga dapat dengan cepat hilang oleh reaksi dengan batuan sekitar. Rasio H2/CO2 digunakan untuk mengetahui arah aliran dan zona upflow.
O2 hadir di bawah limit deteksi The deep fluid is reducing with PO2 typically around 10-35 bars
(Nicholson, 1993) 2.4.1.7 Gas Mulia
Rasio dari He/Ar merupakan karakteristik dari beberapa susunan yang lebih besar dibandingkan dengan nilai atmosfer yaitu -4
5.7 x 10 . Dalam fluida helium meningkat siring dengan meningkatnya waktu berdiamnya. Rasio N2/Ar lebih besar dari range 38 (untuk udarasaturated water ) sampai 84 (udara bebas). Rasio yang tinggi
mensugestikan peluruhan zat organic. Karakteristik rasio molar pada sumber meteoric mencangkup N 2/Ar = 38, He/Ar , 0.001. Kontaminasi udara mengindikasikan dengan kehadiran -4
oksigen nilai N2/Ar = 84 dan He/Ar = 5.7 x 10 . Gas magmatic yang dihasilkan oleh gunung api aktif dapat menunjukkan tingginya HCl, HF dn SO 2 (Giggenbach,1987). Beberapa gas magmatic yang masuk ke system panasbumi akan kurang dimengerti, tapi dapat diindikasikan oleh tingginya 26
konsentrasi N2 dan rasio N2/Ar sekitar 800-2000. Helium merupakan gas yang berasal dari mantel dan mungkin karena itu diagnose dari gas magmatic yang masuk dengan rasio He/Ar mendekati 0.1. bagaimanapun, batu dari gunung api muda mungkin juga berisi helium yang dapat juga masuk ke fluida panasbumi oleh rock leaching (Truesdell et al., 1984).
Berikut ini diagram N 2, He dan Ar yang dikombinasikan oleh Giggenbach (1980) untuk menghasilkan diagnose tentang identifikasi sumber gas yang dominan.
Gambar 2.7 Mixing model to illustrate the relative contribution of magmatic,
meteoric and crustal sources of gases in geothermal discharges
27
2.4.1.8 Halida Hidrogen
Jarang dijumpai pada sistem dominasi air dengan reservoar berisi air Cl . Terbentuk dari : Boiling air panasbumi bersifat asam
Magmatik 2.4.1.9 Volatil Logam dan Non Logam As
Hadir pada fasa uap sebagai asam arsenous, As(OH)3 Kandungannya tinggi pada sistem yang bertemperatur sangat tinggi. Mudah hilang oleh proses kondensasi uap dan mixing dengan air tanah. Konsentrasi
yang
tinggi
berhubungan
dengan
zona
permeabilitas tinggi. B
Volalitas meningkat terhadap peningkatan temperatur. Berasal dari pelarutan batuan. Terkonsentrasi pada fasa liquid, tetapi dapat ditransport sebagai uap. Mudah larut dalam uap kondensat atau air steam heated . Hilang dari fasa uap dengan bertambahnya migrasi.
28
Konsentrasi yang tinggi berhubungan dengan zona upflow (D’Amore & Truesdell, 1984). Hg
Kandungan Hg pada steam discharge dipengaruhi oleh kandungan Hg vapour dan gas HgS. Hgvapour akan berkurang dengan meningkatnya konsentrasi H2S. Udara : 0.2 – 0.8.10-12 v/v, o
Saturated air : 1.58 ppm (20 C),
Saturated water : 25 ppb (20 oC) Asosiasi : sulfida, oksida, organic complex dan unsur logam 3
Tritium ( H)
Kandungannya berkurang dengan peningkatan residence times (deep vs surface).
Dapat digunakan untuk membedakan antara steam yang berasal dari dalam dan dangkal & mixing. 2.4.2 Geotermometer Gas
Sebagian besar dari geotermometer gas memerlukan gas/uap dan untuk reservoar air panas, rasio uap/air diketahui (D’Amore and Panichi, 1987). Sejak uap air dan yang berhubungan dengan fase air jarang berada di permukaan secara bersamaan, perbandingan atau rasio ini tidak dapat dihitung untuk mata air panas atau fumarol. Untuk itu dibatasi aplikasi pada
geotermometer
gas
untuk
well
discharges.
Tanpa
kecuali 29
geotermometer empiris dari D’Amore dan panichi (1980), disamping pada system CO2-H2S-H2-CH4, dan C), dan geotermometer CO, CO 2 dan H-Ar, disini dapat diaplikasikan antara natural dan well steam discharges. 2.4.2.1 Geotermometer CO 2-H2S-H2-CH4 (D’Amore & Panichi)
D’Amore dan Panichi (1980) mengusulkan geotermometer empiris untuk mengatasi masalah rasio gas/air yang tidak diketahui. Mereka membuat empat asumsi: 1. karbon (grafit), carbon dioksida dan hydrogen bereaksi membentuk metana: Cgraphite + CO2(g) + H2(g) 2CH4(g) + 2H2O(g)
(2.6)
2. Anhydrit dan pyrite bereaksi membentuk hydrogen sulfide CaSO4(anhydrite) + FeS2(pyrite) +3H2O(g) + CO2(g) CaCO3(s) + 1/3 Fe3O4(g) + 3H2S(g) + 7/3 O2(g)
(2.7)
3. Tekanan parsial oksigen bergantung temperature Log PO2 = 8.2 – 23643/T
(2.8)
4. Tekanan parsial dari karbon dioksida berhubungan dengan ukuran karbon dioksida dalam gas total di discharge Jika CO2 <75%
PCO2 = 0.1
Jika CO2 > 75%
PCO2 = 1.0
Jika CO2 > 75%
dan CH4>2H2 dan H2S>2H2 PCO2 = 10
Persamaan geotermometrnya: o
T C = {24775/[2log(CH 4/CO2)-6log(H2/CO2)3log(H2S/CO2)+7log PCO2 +36.05]}-273
(2.9) 30
2.4.2.2 Geothermometer CO
Geotermometer CO merupakan geotermometer yang baru dikembangkan
oleh
D’Amore
(1987)
dan
Saraco
(1989).
Geotermometer ini terdiri dari deretan persamaan yang berasal dari keseimbangan gas, yang digunakan untuk menghitung temperature reservoar dan hanya membutuhkan konsentrasi dari CO 2, H 2S, H2, CH4 dan CO dalam gas yang kering pada daerah resapan yang diketahui. Geothermometer yang akurat berada disekitar range o
140-370 C, diasumsikan bahwa kesetimbangan kimia dicapai di kedalaman dalam system CO 2-H2S-H2-CH4-CO-Fe3O4-FeS2; dan komposisi gas di bagian yang paling dalam ditahan sampai di daerah
discharge.
Perbandingan
gas/steam tidak
memiliki
konstanta yang tersisa (D’Amore, 1987). Program computer untuk menyelesaikan
persamaan
digambarkan
oleh
Saracco
dan
D’Amore, seperti menetapkan temperature reservoar, program ini juga menghitung fraksi steam, rasio gas/air, P CO2, PO2, dan PS2. Chiodini dan Cioni (1989) telah mempresentasikan geothermometr gas dalam reaksi: CH4(g) + 3CO2(g) 4CO(g) + 2H2O(l)
(2.10)
Persamaan geotermometrinya adalah Log (X
4 3 CO/X CO2.XCH4)
= 8.065 – 13606/T
(2.11)
31
2.4.2.3 Geothermometer CO 2
Geothermoter
CO2 dibuat
oleh
Arnorsson
(1983),
geotermometer ini tidak dipengaruhi oleh proses kondensasi (karbon dioksida merupakan gas yang dominan) dan diaplikasikan untuk fumarol dan sumur di daerah discharge dengan temperature o
o
di atas 100 C. Di atas 180 C, batas teratas pada geotermometer yang dihitung oleh kestabilan kalsit termasuk system yang o
memiliki temperature disekitar 300 C. D’Amore dan Panici (1987) menganggap bahwa geotermometer hanya dapat diaplikasikan untuk system panasbumi di daerah gunung api. Persamaan dengan gas CO2 dalam mol/kg adalah: Log CO2 = 37.43 + 73192/T – 11829 x 103/T2 + 0.18923T – 86.187 log T
(2.12)
2.5 Kimia Isotop
Isotop dari suatu elemen memiliki jumlah proton yang sama pada inti atomnya, tetapi memiliki jumlah neutron yang berbeda. Oleh sebab itu isotop memiliki nomor atom yang sama tetapi berbeda berat atomnya. Sebagai contoh oksigen muncul sebagai
16
O dengan berat atom 16,
atom 18 dan (dalam beberapa menit) sebagai
17
18
O dengan berat
O dengan berat atom 17. Isotop
dikatakan stabil bila tidak terpengaruh peluruhan radioaktif alami, disebut radioaktif bila mengalami peluruhan radioaktif dan disebut radiogenik bila isotop dibentuk oleh peluruhan radioaktif tetapi isotopnya tidak meluruh. Isotop radioaktif digunakan untuk menentukan umur. Isotop stabil digunakan 32
untuk mencari asal air atau proses yang mempengaruhi pembentukan air (sejak masuk akifer). Radiogenik isotop tidak digunakan secara luas dalam mempelajari air ; dalam bidang geologi digunakan untuk menentukan umur dan mempelajari asal batuan dan proses yang terjadi. 2.5.1 Isotop Stabil
Properti kimia dari suatu unsur ditentukan oleh nomor atom, maka sifat kimia dari isotop yang berbeda pada elemen yang sama akan relatif sama. Ada sedikit perbedaan karena semata-mata hasil perbedaan massa. Perbedaan yang signifikan hanya ada diantara isotop dengan unsur yang lebih ringan, dimana perbedaan massa adalah fraksi yang signifikan pada massa total suatu atom. Perbedaan massa menyebabkan isotopic fractionation di alam. Fraksinasi adalah suatu proses yang
menyebabkan rasio isotop suatu daerah dapat dibedakan satu dengan yang lainnya. Sebagai contoh, rasio dari
16
18
O/ O dalam air hujan
berbeda dengan rasio dari air laut, yang mana berbeda dari rasio karbonat hasil pembentukan cangkang di lautan. Rasio dari
18
16
O: O di alam rata-rata sekitar 1:500. Rasio ini tidak
cocok digunakan secara absolut untuk rasio isotop, dan notasi
δ (delta)
digunakan sebagai pengganti. Untuk oksigen, contohnya
δ
18
O
didefinisikan oleh:
33
18 18
δ
O
=
O
16
O
−
(
sample
18
O
16
18
) O
O
16
O
s tan dard
× 1000
s tan dard
(2.13)
18
δ
O merepresentasikan perbedaan relatif dalam part per
thousand (per mil) antara rasio pada sampel dengan rasio standard. Untuk
18
O, dengan normal referensi standard atau V-SMOW (Vienna
Standard Mean Ocean Water). Di beberapa laboratorium, semuanya dikalibrasi ke dalam skala V-SMOW. Selama pengukuran, rasio isotop dari sampel dibandingkan dengan standar laboratorium (massa spectrometer), dan hasilnya dihitung kembali dengan skala SMOW. Isotop oksigen dalam karbonat semuanya dilaporkan pada skala PDB, yang mana memiliki marine calcite (sebuah belemnite dari Pee Dee Formation di Carolina Selatan) sebagai referensi yang lebih baik 18
daripada SMOW. Skala PDB (V-PDB) untuk
δ
O sekarang hanya
digunakan dalam pembelajaran paleoclimatic. Rasio
13
12
C/ C disebut
13
C, dengan PDB kalsit sebagai standard referensi, dan
34
S, dengan Canyon Diablo troilite (sebuah besi sulfide dari meteorit
δ δ
Canyon Diablo) sebagai standard referensi.
15
34
32
S/ S disebut
N/14 N disebut
15
δ
N,
dengan N 2 di atmosfer sebagai standard referensi. 2.5.2 Proses Fraksinasi
Fraksinasi mungkin disebabkan oleh proses kimia, seperti reaksi antara padatan dan larutan, atau oleh proses fisika seperti evaporasi dan 34
difusi. Proses biologi dapat dianggap kasus khusus dari proses kimia dan Fisika. 2.5.2.1 Proses Kesetimbangan Kimia
Mempertimbangkan pertukaran dari
18
O antara air dan
karbon monoksida (karbon monoksida dipilih karena sederhana, prinsip yang sama juga bisa diterapkan pada karbon dioksida dengan kalsium karbonat): H 218 O + C 16 O = H 216 O + C 18 O
K equilib
=
(2.14)
a c18O a H 16O 2
a c16O a H 18O 2
Koefisien aktivitas akan sama untuk beberapa isotop, maka: 18
K equilib
=
(
18
O
O
16
16
O
)
CO
(2.15)
O H 2O
K equilib disebut dengan faktor fraksinasi,biasanya ditulis
dengan simbol
α.
Ketika reaktan atau produk berisi lebih dari 1
oksigen (CO2, sebagai contoh), K equilib dapat ditulis lebih dari satu cara. Faktor fraksinasi
α dapat
menyederhanakan rasio isotop satu
senyawa yang dibagi oleh rasio dari s enyawa lainnya.
35
Jika bahan kimia terdiri dari dua isotop yang identik, nilai o
ΔG
untuk persamaan (2.14) akan nol, dan
α
akan memiliki
sebuah nilai yang sama. Karena cara energi vibrasi pada molekul 18
dapat dijumlah, biarpun energi pada ikatan C- O berbeda kecil dari energi pada ikatan C -
16
18
O, dan energi pada ikatan H -
O
berbeda dari ikatan H – O, dan konsekuensinya total energi bebas pada sistem mengecil ketika rasio
18
O/16O sedikit membesar
dalam CO daripada di dalam H 2O. Ini artinya bahwa nilai
o
ΔG
untuk persamaan (2.14) memiliki nilai negatif yang kecil, dan sedikit lebih besar dari 1 (untuk calcite-water,
α =
α
1.028 pada
o
suhu 25 C). Ketika CO (kalsit) akan sedikit diperkaya dalam
18
O
relatif untuk air, atau pada umumnya biasanya kacau, ini akan menjadi isotop yang lebih berat. Nilai dari
α
untuk semua
perubahan reaksi isotop seiring dengan kenaikan temperatur, ini berarti bahwa fraksinasi meningkat ketika temperatur menurun. Jika notasi δ digunakan, persamaan (2.15) akan menjadi (sejak α =1): 18
δ
OCO
yang mana
Δ
=∂
18
O H 2O
+Δ
(2.16)
adalah aproksimasi 1000 ln
aproksimasi yang sama untk (1- α) x 1000. Nilai ketika temperatur meningkat. Meskipun
α,
yang mana
Δ mendekati
α dan Δ dihitung
nol
dengan 36
prinsip mekanika statistik, namun hasil perhitungan nampaknya tidak praktis. Faktor fraksinasi yang digunakan dalam geokimia diukur melalui percobaan atau dihitung dari sistem alami dimana isotop diasumsikan dalam keadaan setimbang. Bila komposisi isotop dari kedua senyawa itu diketahui, maka Δ dapat dihitung.
2.5.2.2 Proses Ketidaksetimbangan Kimia
Kesetimbangan isotop terjadi antara komponen. Hal ini berupa endapan yang terbentuk dalam larutan karena proses anorganik.
Seringkali
kesetimbangan
tidak
melibatkan tercapai,
sistem
proses
biologi.
yang
Suatu
menyebabkan
fraksinasi terjadi karena efek isotop kinetik. Prinsipnya adalah kekuatan dari ikatan kimia, artinya energi yang dibutuhkan untuk memutuskan ikatan berbeda untuk isotop yang berbeda karena perbedaan cara molekul bergetar. Sebagai contoh pada CO 2, ikatan
12
C-O lebih lemah daripada ikatan
13
12
C-O ( C adalah isotop
umum carbon yang jumlahnya di alam sekitar 98.89 %,
13
C adalah
isotop stabil yang jumlahnya di alam sekitar 1.11 %). Pada saat ikatan C-O putus, seperti pada fotosintesis, energi aktivasi ditentukan oleh energi yang dibutuhkan untuk memutus ikatan CO, energi aktivasi
12
C-O lebih rendah dari
13
C-O laju Rx berkaitan
dengan energi aktivasi oleh persamaan Arrhenius
(2.17) 37
12
Molekul
C-O akan lebih mudah bereaksi dibandingkan
13
C-O. Produk organik hasil fotosintesis lebih kaya akan
12
C
daripada yang dihasilkan CO 2. Sebagai contoh di laut CO 2 terlarut mengandung
13
C sebesar 0 per mil, sedangkan zat organik laut 13
(kebanyakan fitoplankton) mengandung δ C sebesar 20 per mil. Efek kinetik dari isotop sangat penting pada reaksi yang melibatkan sebagian isotop karbon dan sulfur dimana kimia bertemperatur rendah didominasi proses biologi. Efeknya selalu menyebabkan bertambahnya isotop ringan hasil reaksi dan ukurannya bermacam-macam. Dalam proses kesetimbangan fraksinasi isotop antara 2 campuran konstan pada suhu tertentu, tetapi pada proses ketidaksetimbangan tergantung pada laju reaksi dan pengaruh lingkungan selain temperatur. 2.5.2.3 Proses fisik
Fraksinasi isotop dapat juga disebabkan oleh proses fisik. Proses yang paling penting di alam ialah fraksinasi uap-air pada saat evaporasi dan kondensasi. Tekanan uap air banyak mengandung
isotop
ringan
1
( H
dan
16
mengandung isotop berat deterium (D) dan
O) 18
sedangkan
air
O. Ketika air dan
uap air setimbang, uap secara isotop lebih ringan daripada air dimana D/H dan
18
O/16O, oleh sebab itu uap di atmosfer secara
isotop lebih ringan daripada air di laut.
38
Jika evaporasi berlangsung cepat, fraksinasi antara uap dan air lebih besar daripada nilai kesetimbangan. Alasan dari efek kinetik mungkin akibat kecepatan difusi dari isotop ringan dan berat kepermukaan cairan (Dansgaarrd,1964).
2.5.3 Isotop radioaktif 2.5.3.1 Dating : umur air/waktu tinggal
Tritium dan
14
C biasanya digunakan untuk dating waktu
tinggal air dalam akifer air dingin. Namun isotop ini tidak berhasil digunakan dalam panasbumi : fluida panasbumi biasanya memiliki waktu tinggal yang lama sehingga melabihi waktu paruh dari tritium 3
( Ht0.5 = 12.43 tahun). Walaupun
14
C memiliki waktu paruh yang
lebih lama (t0.5 = 5730 tahun), namun hal ini disebabkan oleh adanya CO2 yang dihasilkan oleh sistem panasbumi. Argon-39, dengan t 0.5 = 269 tahun telah diusulkan sebagai metoda alternatif untuk dating pada air panasbumi, walaupun metoda ini masih belum di sempurnakan (Truesdell, 1976; Hulston, 1977). Tritium dapat digunakan untuk mengamati reservoar karena dengan naiknya 3
komposisi H pada luahan panasbumi dapat diindikasikan naiknya dilusi atau banyaknya imbuhan oleh air meteorik. Oleh karena itu diagram
3
H-Cl
dapat digunakan untuk untuk menunjukan
39
percampuran airtanah dengan air panasbumi (sebagai contoh Giggenbach et al., 1983; Gupta et al., 1976). 2.5.3.2 Tracer
Isotop radioaktif pada lapangan panasbumi dapat digunakan untuk mengetahui arah aliran, kontrol geologi (struktur dan litologi) pada aliran bawah permukaan dan kecepatan aliran. Isotop ini dapat digunakan sebagai tes awal untuk reinjeksi air limbah dan sebagai petunjuk untuk memodelkan reservoar. McCabe et al (1983) mengamati aplikasi dari tracer isotop radioaktif di sistem panasbumi dan beberapa isotop lain untuk tujuan ini. Mereka berpendapat bahwa
131
I (t 0.5 = 8 days) isotop yang paling baik digunakan sebagai
tracer walaupun berbahaya.
2.5.4 Isotop geotermometer
Fraksionasi isotop sama seperti proses kesetimbangan yang lain, yaitu
tergantung
pada
suhu
sehingga
dapat
digunakan
sebagai
geotermometer. Sebelum reaksi pertukaran isotop antar fasa ini dijadikan geotermometer, beberapa syarat harus dipenuhi terlebih dahului : 1. Agar pertukaran terjadi, isotop harus didapatkan dalam fasa cair dan/atau fasa padat di reservoar panasbumi. 2. Kesetimbangan isotop harus didapat diantara kompenen tersebut.
40
3. laju pertukaran isotop harus cepat untuk menghasilkan kesetimbangan dalam waktu tinggal fluida, tetapi juga harus selambat mungkin agar cukup untuk mempertahankan kesetimbangan kembali pada saat fluid naik ke permukaan. 4. Suhu merupakan kontrol yang paling dominan pada kesetimbangan fraksionasi. 5. Derajat fraksionasi harus menunjukan hubungan dengan suhu dan dapat terdeteksi. Percampuran antara komponen yang sama dengan isotop yang berbeda tidak boleh terjadi atau harus dikoreksi dan teknik penyimpanan sampel tidak boleh merubah rasio isotop sampel. Reaksi pertukaran isotop mencapai kesetimbangan dengan laju reasi yang berbeda-beda. Pertukaran isotop oksigen antara uap air dengan air terjadi dalam beberapa detik sehingga tidak dapat digunakan untuk geotermometer. Perkiraan waktu paruh (t 0.5) pada suhu 250
o
C untuk
beberapa reaksi pertukaran ditulis di bawah ini (Hulston, 1977, 1983; Hulston dan Lyon, 1991; Truesdell dan Hulston, 1980). Pada umumnya reaksi pertukaran isotop digunakan sebagai geotermometer;
sedangkan
waktu kesetimbangan silika, geotermometer Na/K dan Na-K-Ca dapat digunakan sebagai pembanding. Kecepatan laju reaksi mengindikasikan kecepatan geotermometer pada saat terjadi kesetimbangan kembali di reservoar dangkal dan pada saat naik ke permukaan. Pada kondisi yang ideal, perbedaan waktu kesetimbangan geotermometer dapat membantu 41
mengetahui banyaknya reservoar. Semakin lama waktu yang dibutukan untuk terjadi kesetimbangan maka geotermometer akan memiliki “memory” yang lebih lama, dengan memilih geotermometer secara hatihati kita dapat mengetahui suhu sistem di kedalaman tertentu dan mengetahui perubahan suhu dari suatu fluida (Hulston, 1977).
Persamaan geotermometer isotop
Nama untuk berbagai jenis geotermometer isotop biasanya ditulis dengan simbol ∆, sedangkan untuk persamaan geotermometer biasanya 3
ditulis dengan simbol α. Persamaan ∆x,y ≈ (dx – dy) ≈ 10 lnαx,y hanya menunjukan cara yang berbeda dalam menuliskan persamaan isotop geotermometer. Dalam menggunakan geotermometer
18
O-sulfat-air harus
diketahui kondisinya secara jelas.
42
