Teori Fluaida Panas Bumi

6

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.

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 (~1000m),

8

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.

9

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.

10

2.1.2 Vapour-dominated system

Gambar 2.3 Konsep struktur vapour-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

system menunjukkan temperature konstan pada kedalaman sekitar 236oC.

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

11

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 CO2, S sebagai SO2

o kenampakan isotop Helium (3He/4He)

12

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 neutral-

klorida 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.

13

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 HCO3-. Ciri yang lainnya adalah air

ini berasosiasi dengan gas CO2 dan H2S, dan yang paling khas

adalah terbentuk endsapan permukaan sinter silica (SiO2).

2.3.1.2 Air Asam Sulfat (H2SO4)

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 H2S di

zona oksidasi dan menghasilkan H2SO4:

H2S + O2 H2SO4 (2.1)

Sekain itu terjadi juga kondensasi dari karbon dioksida

CO2 + H2O H2CO3 H+ + HCO3- 2H+ + CO32- (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

14

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 SO4-Cl terbentuk akibat

kondensasi unsure volatile magmatic menjadi fasa cair.

2.3.1.3 Air Bikarbonat (HCO3)

Air bikarbonat terjadi karena akibat adsorbs gas CO2 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 SO4 bervariasi. Di bawah muka air tanah air ini

bersifat asam lemah, tetapi dapat bersifat basa oleh hilangnya CO2

terlarut di permukaan. Ciri khas utamanya adalah dengan adanya

batugamping di bawah permukaan yang dapat membentuk endapan

sinter travertine (CaCO3) 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

15

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, SO4, HCO3

dan Cl. Selain itu, air tanah dapat juga mengandung Fe, SiO2, 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

16

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 150oC menggunakan geotermometer kuarsa

17

- 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 Treservoar < 150oC menggunakan geotermometer kalsedon

o Treservoar < 100oC menggunakan geotermometer silica amorf

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

geotermometr ini Tres > 180oC hingga 350oC, jika Tres < 100oC,

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 (Ca1/2/Na) + 2.06 adalah

negative).

18

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 dalam fasa

padat (mineral)

Dipengaruhi oleh jumlah CO2 terlarut dalam fluida

Aplikasi :

Jika log (Ca1/2/Na) + 2.06 positif, pergunakan =4/3

Jika tres < 100oC, perhitungan geotermometer dapat digunakan

Jika tres > 100oC atau nilai log (Ca1/2/Na) + 2.06 negatif,

pergunakan =1/3

Perlu dilakukan koreksi Mg

Untuk tres > 70oC

R = [Mg/(Mg+Ca+K)] 100 (pergunakan meq)

Gunakan R untuk menentukan tMg

tNa-K-Ca, Mg corrected = tNa-K-Ca - tMg

19

2.3.2.4 Geotermometer K/Mg

Giggenbach (1988)

0.8K-mika + 0.2klorit + 0.4silika + 2K+ 2.8K-feldspar +

1.6H2O + Mg2+

Dapat digunakan bila Na dan Ca terlarut dalam fluida dan dalam

batuan tidak setimbang

tres = 50 - 300oC

2.3.2.5 Geotermometer Na-K-Mg

Bagan segitiga dari Na/1000-K/100-Mg1/2 yang ditunjukan

oleh Giggenbach (1988) merupakan sebuah 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

20

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

21

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: H2Ovap, O2, CO2, He, H2

2. Deep-seated

Di sini contoh gas nya adalah H2, He, H2S, 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

22

Gambar 2.6 Kurva solubilitas gas: (least soluble) N2

23

CH4 + 2H2O CO2 +4H2 (2.4)

b. Reaksi pemisahan ammonia

2NH3 N2 +3H2 (2.5)

Berikut ini adalah gaa-gas yang berada di lapangan panas bumi:

2.4.1.1 CO2

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 CO2/HCO3

f. Hilang CO2 akibat boiling akan membuat pH larutan menjadi

lebih alkalin (Ellis, 1962)

24

Gambar 2.6 Kurva CO2 terhadap kedalaman

2.4.1.2 H2S

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.

25

2.4.1.3 NH3

Gas panasbumi paling mudah larut.

Kandungan dalam fasa uap meningkat dengan turunnya

temperatur (as geothermal water cools, more NH3 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 CH4

One most common hydrocarbon gases

Terbentuk dari :

Alterasi batuan sedimen (kaya organik)

Fischer-Tropsch: CO2 + 4H2 = CH4 + 2H2O

Reaksi antara H2 dan material karbonan

2.4.1.5 N2

Terbentuk dari :

Larut dalam air meteorik

Magmatik

Degradasi material organik (saat kontak dengan magma)

Proporsinya lebih banyak pada system rendah

26

2.4.1.6 H2 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

5.7 x 10-4. Dalam fluida helium meningkat siring dengan

meningkatnya waktu berdiamnya.

Rasio N2/Ar lebih besar dari range 38 (untuk udara-

saturated water) sampai 84 (udara bebas). Rasio yang tinggi

mensugestikan peluruhan zat organic. Karakteristik rasio molar

pada sumber meteoric mencangkup N2/Ar = 38, He/Ar , 0.001.

Kontaminasi udara mengindikasikan dengan kehadiran

oksigen nilai N2/Ar = 84 dan He/Ar = 5.7 x 10-4.

Gas magmatic yang dihasilkan oleh gunung api aktif dapat

menunjukkan tingginya HCl, HF dn SO2 (Giggenbach,1987).

Beberapa gas magmatic yang masuk ke system panasbumi akan

kurang dimengerti, tapi dapat diindikasikan oleh tingginya

27

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 N2, 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

28

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.

29

Konsentrasi yang tinggi berhubungan dengan zona upflow

(DAmore & Truesdell, 1984).

Hg

Kandungan Hg pada steam discharge dipengaruhi oleh

kandungan Hgvapour dan gas HgS.

Hgvapour akan berkurang dengan meningkatnya konsentrasi

H2S.

Udara : 0.2 0.8.10-12 v/v,

Saturated air : 1.58 ppm (20oC),

Saturated water : 25 ppb (20oC)

Asosiasi : sulfida, oksida, organic complex dan unsur logam

Tritium (3H)

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 (DAmore 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

30

geotermometer empiris dari DAmore dan panichi (1980), disamping pada

system CO2-H2S-H2-CH4, dan C), dan geotermometer CO, CO2 dan H-Ar,

disini dapat diaplikasikan antara natural dan well steam discharges.

2.4.2.1 Geotermometer CO2-H2S-H2-CH4 (DAmore & Panichi)

DAmore 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 = 1.0

Jika CO2 > 75% dan CH4>2H2 dan H2S>2H2 PCO2 = 10

Persamaan geotermometrnya:

ToC = {24775/[2log(CH4/CO2)-6log(H2/CO2)-

3log(H2S/CO2)+7log PCO2 +36.05]}-273 (2.9)

31

2.4.2.2 Geothermometer CO

Geotermometer CO merupakan geotermometer yang baru

dikembangkan oleh DAmore (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 CO2, H2S, H2,

CH4 dan CO dalam gas yang kering pada daerah resapan yang

diketahui. Geothermometer yang akurat berada disekitar range

140-370oC, diasumsikan bahwa kesetimbangan kimia dicapai di

kedalaman dalam system CO2-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 (DAmore, 1987). Program computer untuk

menyelesaikan persamaan digambarkan oleh Saracco dan

DAmore, seperti menetapkan temperature reservoar, program ini

juga menghitung fraksi steam, rasio gas/air, PCO2, 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 (X4CO/X3CO2.XCH4) = 8.065 13606/T (2.11)

32

2.4.2.3 Geothermometer CO2

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

di atas 100oC. Di atas 180oC, batas teratas pada geotermometer

yang dihitung oleh kestabilan kalsit termasuk system yang

memiliki temperature disekitar 300oC. DAmore 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 16O dengan berat atom 16, 18O dengan berat

atom 18 dan (dalam beberapa menit) sebagai 17O 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

33

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 16O/18O dalam air hujan

berbeda dengan rasio dari air laut, yang mana berbeda dari rasio

karbonat hasil pembentukan cangkang di lautan.

Rasio dari 18O:16O di alam rata-rata sekitar 1:500. Rasio ini tidak

cocok digunakan secara absolut untuk rasio isotop, dan notasi (delta) digunakan sebagai pengganti. Untuk oksigen, contohnya 18O didefinisikan oleh:

34

( ) ( )( ) 1000

tan16

18tan

1618

1618

18

=dards

dardssample

OO

OO

OO

O (2.13)

18O merepresentasikan perbedaan relatif dalam part per thousand (per mil) antara rasio pada sampel dengan rasio standard.

Untuk 18O, 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

daripada SMOW. Skala PDB (V-PDB) untuk 18O sekarang hanya digunakan dalam pembelajaran paleoclimatic. Rasio 13C/12C disebut

13C, dengan PDB kalsit sebagai standard referensi, dan 34S/32S disebut 34S, dengan Canyon Diablo troilite (sebuah besi sulfide dari meteorit Canyon Diablo) sebagai standard referensi. 15N/14N disebut 15N, dengan N2 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

35

difusi. Proses biologi dapat dianggap kasus khusus dari proses kimia

dan Fisika.

2.5.2.1 Proses Kesetimbangan Kimia

Mempertimbangkan pertukaran dari 18O antara air dan

karbon monoksida (karbon monoksida dipilih karena sederhana,

prinsip yang sama juga bisa diterapkan pada karbon dioksida

dengan kalsium karbonat):

OCOHOCOH 181621618

2 +=+ (2.14)

OHOc

OHOcequilib aa

aaK

182

16

162

18=

Koefisien aktivitas akan sama untuk beberapa isotop,

maka:

( )( )OH

COequilib

OO

OO

K

216

18

1618

= (2.15)

Kequilib disebut dengan faktor fraksinasi,biasanya ditulis

dengan simbol . Ketika reaktan atau produk berisi lebih dari 1 oksigen (CO2, sebagai contoh), Kequilib dapat ditulis lebih dari satu

cara. Faktor fraksinasi dapat menyederhanakan rasio isotop satu senyawa yang dibagi oleh rasio dari senyawa lainnya.

36

Jika bahan kimia terdiri dari dua isotop yang identik, nilai

Go untuk persamaan (2.14) akan nol, dan akan memiliki sebuah nilai yang sama. Karena cara energi vibrasi pada molekul

dapat dijumlah, biarpun energi pada ikatan C-18O berbeda kecil

dari energi pada ikatan C - 16O, dan energi pada ikatan H - 18O

berbeda dari ikatan H O, dan konsekuensinya total energi bebas

pada sistem mengecil ketika rasio 18O/16O sedikit membesar

dalam CO daripada di dalam H2O. Ini artinya bahwa nilai Go untuk persamaan (2.14) memiliki nilai negatif yang kecil, dan sedikit lebih besar dari 1 (untuk calcite-water, = 1.028 pada suhu 25oC). Ketika CO (kalsit) akan sedikit diperkaya dalam 18O

relatif untuk air, atau pada umumnya biasanya kacau, ini akan

menjadi isotop yang lebih berat. Nilai dari untuk semua perubahan reaksi isotop seiring dengan kenaikan temperatur, ini

berarti bahwa fraksinasi meningkat ketika temperatur menurun.

Jika notasi digunakan, persamaan (2.15) akan menjadi (sejak =1):

+= OHCO OO 21818 (2.16)

yang mana adalah aproksimasi 1000 ln , yang mana aproksimasi yang sama untk (1-) x 1000. Nilai mendekati nol ketika temperatur meningkat. Meskipun dan dihitung dengan

37

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 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 melibatkan sistem biologi. Suatu

kesetimbangan tidak tercapai, proses yang 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 CO2,

ikatan 12C-O lebih lemah daripada ikatan 13C-O (12C adalah isotop

umum carbon yang jumlahnya di alam sekitar 98.89 %, 13C 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 C-

O, energi aktivasi 12C-O lebih rendah dari 13C-O laju Rx berkaitan

dengan energi aktivasi oleh persamaan Arrhenius

(2.17)

38

Molekul 12C-O akan lebih mudah bereaksi dibandingkan

13C-O. Produk organik hasil fotosintesis lebih kaya akan 12C

daripada yang dihasilkan CO2. Sebagai contoh di laut CO2 terlarut

mengandung 13C sebesar 0 per mil, sedangkan zat organik laut

(kebanyakan fitoplankton) mengandung 13C 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 (1H dan 16O) sedangkan air

mengandung isotop berat deterium (D) dan 18O. Ketika air dan

uap air setimbang, uap secara isotop lebih ringan daripada air

dimana D/H dan 18O/16O, oleh sebab itu uap di atmosfer secara

isotop lebih ringan daripada air di laut.

39

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 14C 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

(3Ht0.5 = 12.43 tahun). Walaupun 14C 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 t0.5 =

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

komposisi 3H pada luahan panasbumi dapat diindikasikan naiknya

dilusi atau banyaknya imbuhan oleh air meteorik. Oleh karena itu

diagram 3H-Cl dapat digunakan untuk untuk menunjukan

40

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 131I (t0.5 = 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.

41

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 (t0.5) pada suhu 250 oC 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

42

mengetahui banyaknya reservoar. Semakin lama waktu yang dibutukan

untuk terjadi kesetimbangan maka geotermometer akan memiliki

memory yang lebih lama, dengan memilih geotermometer secara hati-

hati 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

ditulis dengan simbol . Persamaan x,y (dx dy) 103lnx,y hanya

menunjukan cara yang berbeda dalam menuliskan persamaan isotop

geotermometer. Dalam menggunakan geotermometer 18O-sulfat-air harus

diketahui kondisinya secara jelas.

43

Ekspresi Penjelasan

18O (SO4

H2O)

Perbedaan antara 18O dari ion sulfat dan 18O dari air.

Sebagai contoh 18O(SO4) - 18O(H2O)

103 ln 18O(SO4) - 18O(H2O) sebagai contoh 18O (SO4 H2O)

( )( ) OHOO SOOO 21618 4

1618

// atau

( )( )OHOSOO

2183

4183

1010

++

Secara umum persamaan geotermometer dapat ditulis : = A/T + B/T2 +C

Dimana T dalam kelvin. Nilai dari konstanta didapat dari percobaan

faktor fraksionasi yang tergantung suhu, .

CoverKATA PENGANTARABSTRAKDAFTAR ISIDAFTAR TABELDAFTAR SIMBOLDAFTAR GAMBARBAB I PENDAHULUANBAB II TEORI FLUIDA GEOTHERMALBAB III APLIKASI ISOTOP O DAN H DALAM PENENTUAN ASAL AIR GEOTHERMALBAB IV PENENTUAN ASAL AIR RESERVOAR GEOTHERMAL BAB V Kesimpulan dan saranDAFTAR PUSTAKA