survey geokimia pabum
TRANSCRIPT
GEOKIMIA PANASBUMI
7.1 Eksplorasi Geokimia Panasbumi
Salah satu cara menentukan daerah prospek panas bumi adalah dengan eksplorasi
geokimia. Eksplorasi ini meliputi analisa kimia pada manifestasi thermal di
permukaan bumi seperti fumarola, mata air panas, resapan gas maupun analisa
kimia pada fluida (gas dan air) dari hasil pemboran eksplorasi.
Tujuan eksplorasi geokimia adalah untuk mengkaji kemungkinan pengembangan
sumberdaya panasbumi. Parameter-parameter penting yang yang diperhitungkan
pada penyelidikan geokimia untuk kemudian digunakan dalam penentuan
keberlanjutan eksplorasi panasbumi, antara lain:
1. Perkiraan besarnya sumberdaya (Resource Size)
2. Prediksi temperatur reservoar (Resource Temperature)
3. Permeabilitas formasi reservoar (Formation Permeability)
4. Jenis fluida di dalam reservoar (Primary Fluid Type)
5. Tingkat keasaman fluida (Acidity)
6. Jumlah kandungan gas (Gas Content)
7. Potensi pengerakan (Scaling Potential)
8. Prediksi dampak pengembangan sumberdaya panasbumi bagi lingkungan
sekitarnya (Environmental impact)
Tiga parameter pertama menentukan besarnya kapasitas sumberdaya. Sedangkan
empat parameter terakhir digunakan untuk mengetahui karakteritik kimi fluida
panasbumi yang kemungkinan dapat menghalangi pengembangan sumberdaya
tersebut.
Salah satu metode yang umum digunakan dalam eksplorasi geokimia untuk
memprediksi temperatur reservoar adalah metode Geotherometer. Media yang
digunakan dalam geothermometer dapat berupa ion-ion atau senyawa yang larut
dalam air (solute geothermometer), gas-gas, maupun isotop-isotop. Pada bab ini
haya akan diterangkan penggunaan dengan media solute geothermometer saja yang
meliputi penentuan temperatur reservoar dengan kelarutan mineral silika (silica
sollubility) dan pertukaran ion-ion alkali dan alkali tanah. (Na-K; Na-K-Ca; Na-K-
Mg)
Pada metode solute geothermometer asumsi-asumsi yang digunakan adalah:
1. Konsentrasi elemen-elemen atau spesies-spesies yang digunakan hanya
dikotrol oleh temperatur pada saat reaksi mineral dengan fluida.
2. Terdapat mineral dan atau spesies terlarut yang berlimpah di dalam sistem
batuan dan fluida sehingga memungkinkan terjadinya reaksi yang seketika.
3. Reaksi mencapai kesetimbangan di dalam reservoar.
4. Setelah reaksi dalam reservoar, fluida akan mencapai permukaan dengan
kecepatan alir yang memungkinkan tidak terjadinya kesetimbangan kembali
(reequilibration) dalam perjalanannya menuju permukaan atau tidak terjadi
reaksi di dekat permukaan.
5. Tidak terjadi percampuran (mixing) dan pelarutan (dilution) pada fluida yang
meninggalkan reservoar menuju permukaan atau setelah di permukaan (sebagai
manifestasi permukaan).
Dengan demikian, tidak semua sampel-sampel air dari mata air panas dapat
digunakan untuk geothermometer. Kriteria sampel mata air panas yang dapat
digunakan untuk geothermometer sebagai berikut:
1. Mata air harus memiliki kecepatan aliran air yang tinggi ( > 1 liter/sec)
2. Temperatur mata air harus mendidih atau hampir mendidih (sekitar >900C)
3. pH mendekati netral.
7.2 Tipe Air di Daerah Panasbumi
Sampel air dari mata air panas yang dapat digunakan untuk perhitungan
geothermometer hanya sampel yang memiliki kriteria-kriteria yang memenuhi
asumsi-asumsi formula geothermometer. Pada bagian ini diperkenalkan cara
menentukan tipe air dari suatu mata air panas yang dapat digunakan untuk
geothermometer. Metode yang digunakan adalah metode ternary plot Cl-SO4-
HCO3, seperti pada gambar berikut:
Gambar 7.1.Ternary Plot diagram yang digunakan untuk mengklasifikasi air panasbumi berdasarkan proporsi relatif ion-ion klorida, sulfida dan
bikarbonat. (Nicholson, 1993).
Berikut adalah tahapan dan formula yang digunakan dalam menghitung proporsi
masing-masing ion untuk kemudian diplot pada diagram Termary Plot.
1. Jumlahkan konsentrasi klorida (ppm) , sulfat (ppm), dan bikarbonat (ppm).
Σ Konsentrasi = Cl +SO4+HCO3…………………………(Persamaan 7-1)
2. Hitung proporsi relatif dari masing-masing komponen jumlah di atas dalam
persen.
% Cl = (Cl / ΣKonsentrasi) 100…………………………(Persamaan 7-2)
% SO4 = (SO4 / Σ Konsentrasi) 100……………………….(Persamaan 7-3)
% HC03 = (HCO3 / Σ Konsentrasi) 100…………………...(Persamaan 7-4)
3. Plot posisi masing-masing mata air pada diagram Ternary Plot. Diagram ini
membantu menentukan sampel dari mata air mana yang paling sesuai untuk
perhitungan geothermometer, yaitu paling mendekati puncak titik Cl.
7.2.1 Silica Geothermometer
Silica/Quartz (SiO2) Geothermometeradalah metode yang paling banyak digunakan
dan persamaannya paling akurat untuk diformulasikan dan dibandingkan dengan
metode lainnya. Hal ini disebabkan telah banyak penelitian yang dilakukan untuk
memformulasikan geothermometer ini, diantaranya Mahon (1966), Fournier dan
Rowe (1966), Fournier (1983) , Fournier dan Marshall (1983), Fornier dan Potter
(1982).
Silica geothermometer sangat dipengaruhi oleh proses-proses fisik seperti
pendidihan (boiling) dan pelarutan (dilution) karena metode in dihitung
berdasarkan konsentrasi absolut silika dalam fluida , bukan berdasarkan rasio dari
konsentrasi tersebut. Silica geothermometer juga dipengaruhi oleh kelarutan silika
dalam air dan jumlah uap air (steam) yang terbentuk pada tekanan uap (vapour).
Diagram di bawah ini menggambarkan kelarutan silika dalam air pada tekanan uap.
Gambar 7.2 Kelarutan silika (SiO2) dalam air pada tekanan uap
Dalam diagram tersebut terlihat bahwa kelarutan silika semakin besar dan semakin
meningkat apabila suhu meningkat, tetapi proses ini hanya berlangsung sampai
suhu 250 0C. Berdasarkan sifat kelarutan silika tersebut diformulasikan persamaan
geothermometer untuk suhu kurang dari 250 0 C dan lebih dari 250 0C.
Untuk suhu di atas 2500C <T <3300C dan konsentrasi SiO2 dalam mg/kg
persamaan silica geothermometer adalah:
T (0C) = - 42.1981 + 0.288313 SiO2 – 3.66863x10-04 SiO2 + 3.16647x10-07 SiO2
+ 77.03438 log (SiO2) …………….(Persamaan 7-5)
Persamaan silika geothermometer untuk temperatur < 2500 C pada mulanya
diformulasikan oleh Fournier dan Rowe (1966) berdasarkan data percobaan
kelarutan kuarsa. Persamaan yang pertama digunakan untuk air pada keadaan
kesetimbangan di dalam reservoar atau dikatakan tidak ada uap air yang dilepaskan
(no steam loss).
T (0C) = (1309 / (5.19 – log SiO2)) – 273.15 ……(Persamaan 7-6)
Persamaan 7-6 adalah untuk sampel yang diambil dari air yang dipancarkan dari
reservoar dalam bentuk mata air panas , sumur bor pada temperatur ,<2500C. Pada
proses ini, fluida yang dipancarkan akan kehilangan uap air (steam loss) sehingga
konsentrasi silika meningkat tetapi tidak mengalami kehilangan atau penambahan
panas (adiabatic).
T (0C) = (1522/ (5.75 – log SiO2)) – 273.15 ……(Persamaan 7-7)
Pada temperatur dibawah 180 0C-190 0C , kuarsa tidak lagi mengontrol larutan
fluida yang mengandung silika. Sehingga pada suhu ini digunakan chalcedony,
crystobalite atau amorphous silica geothermometer walaupun tingkat kepercayaan
hasil perhitungannya rendah.
Chalcedon geothermometer. T (0C) = (1032/ (4.69 – log SiO2)) – 273 ….. (Persamaan 7-8)
α. Crystobalite Geothermometer: T (0C) = (1000/ (4.78 – log SiO2)) – 273 ….(Persamaan 7-9)
β. Crystobalite Geothermometer: T (0C) = (781/ (4.51 – log SiO2)) – 273…..(Persamaan 7-10)
Amorphous silica geothermometer T (0C) = (731/ (4.52 – log SiO2)) – 273….(Persamaan 7-11)
7.2.2. Na/K Geothermometer
Pada sistem panasbumi bertemperatur tinggi, variasi Na dan K sangat dikontrol
oleh perubahan temperatur dan pertukaran ion-ion yang terdapat dalam mineral
alkali feldspar. Pertukaran ion tersebut berlangsung sesuai dengan reaksi sebagai
berikut ini:
Na-feldspar (albite) + K+ (aq) =K- feldspar +Na+ (aq) ……(Persamaan 7-12)
Geothemometer ini telah banyak berkembang dan setidaknya terdapat 7 persamaan
untuk menghitung temperatur reservoar (Tabel 7.1) sehingga untuk memilih
persamaan yang paling sesuai agak menyulitkan. Gambar 7.3 memperlihatkan hasil
perhitungan Na/K geothermometer dari lima persamaan yang telah dipublikasikan.
Tabel 7.1. Beberapa persamaan Na/K geothermometer
(Nicholson 1993,hal 72).
Pada gambar 7.3 terlihat bahwa hasil perhitungan geothermometer cenderung sama
pada suhu kira-kira 300 0C, sedangkan dibawah suhu 250 0C hasil perhitungan
berbeda-beda dan perbedaannya cukup signifikan.
Perbedaan tersebut disebabkan oleh perbedaan variasi mineral-mineral pada sistem
panasbumi yang berbeda.
Persamaan Giggenbach (1988) menghasilkan nilai yang tertinggi. Hal ini
dikarenakan persamaan tersebut menggunakan nilai tertinggi dari data, bukan
menggunakan nilai tengah merepresentasikan semua data. Berdasarkan kondisi ini,
kesetimbangan Na/K didekati dari nilai lebih yang lebih rendah dari perhitungan
tersebut.
Gambar 7.3. Perbandingan perbedaan perhitungan temperatur berdasarkan Na/K geothermometer.
Dalam menggunakan persaman Na/K geothermometer sebaiknya digunakan 2
atau 3 persamaan agar kita dapat memperoleh gambaran besar rentangan
perbedaannya. Apabila hanya menggunakan satu persamaan saja maka sebaiknya
menggunakan formula dari Fournier (1979) karena hasilnya cukup relevan.
Sebaiknya tidak menggunakan persamaan ini pada kondisi air dengan kandungan
klorida rendah atau pada air yang mengandung Na-HCO3 atau air kaya ammonia
yang telah bereaksi dengan sedimen yang kaya bahan organik (Fournier, 1989).
7.2.3. Na-K-Ca Geothermometer
Persamaan ini dikembangkan oleh Fourier dan Truesdell (1973) untuk mengatasi
kekurangan metode sebelumnya yaitu Na/K geothermometer. Geothermometer ini
khususnya digunakan pada temperatur lebih rendah dan airnya kaya ion Ca.
Pertimbangan untuk memasukkan Ca dalam persamaan karena Ca adalah ion yang
juga terikut dalam kesetimbangan feldspar dan berperan sangat baik dalam
pertukaran dengan mineral-mineral lempung. Sehingga Ca memiliki kontrol yang
cukup besar dalam perhitungan Na/K geothermometer.
Persamaan geothermometer ini agak komplek dan harus diperhatikan benar-benar
pemilihan faktor β. Prosedur penggunaan formula adalah sebagai berikut (unit
yang digunakan untuk konsentrasi Ca adalah mg/kg)
1. Hitung [log (Ca1/2 / Na + 2.06]; bila hasilnya positif , hitunglah temperatur
T 0C, menggunakan β = 4/3
2. Apabila T < 100 0C gunakan temperatur ini
3. Apabila T > 100 0C atau [log (Ca1/2 /Na + 2.06] hasilnya negatif , dihitung
temperatur T 0C, menggunakan β = 1/3.
Formula yang digunakanadalah :
TNa-K-Ca 0C = 1647 - 273.15…...(Persamaan 7-13)
log Na/K + β[log(√Ca/Na)] + 2.24
dengan TNa-K-Ca 0C > 70 0 C
Na, K dan Ca = konsentrasi Na, K, Ca dalam mg/kg
β = 4/3 apabila T 0C < 100 0C
β = 1/3 apabila T 0C > 100 0C
Penggunaan geothermometer ini harus lebih berhati-hati apabila digunakan pada
suhu kurang dari 200 0C khususnya juga pada air yang kaya CO2.
Sebaiknya tidak menggunakan geothermometer ini untuk tipe air dengan
kandungan Cl yang rendah atau air HCO3.
7.2.4. Na-K-Mg geothermometer
Metode ini dikembangkan oleh Giggenbach (1988) yaitu dengan mengeplot
Na/1000 - K/100 - √Mg dalam suatu diagram segitiga (Gambar 7.4).
Geothermometer ini menggabungkan dua persamaan geothermometer lain yaitu
Na/K dan K-Mg. Na/K mewakili proses kesetimbangan reaksi di dalam reservoar
yang bersifat lambat, sedangkan K-Mg mewakili proses kesetimbangan yang cepat
pada daerah yang mendekati permukaan. Dengan demikian geothermometer ini
dapat digunakan untuk mengevalusi didalam reservoar maupun di level dekat
permukaan.
Keuntungan menggunakan metode ini adalah dapat menggambarkan jumlah
sampel yang sangat banyak dalam satu diagram sehingga analisa semi kuantitatif
dapat dilakukan sekaligus.
Untuk sampel fluida yang dihasilkan dari sumur bor seperti pada pengeboran
eksplorasi, umumnya mengandung Mg yang sangat kecil dan dalam diagram ini
pada dasarnya yang berperan adalah persamaan Na/K. Walaupun demikian perlu
diingat kembali bahwa geothermometer Na/K Giggenbach menghasilkan nilai
yang paling tinggi diantara persamaan-persamaan lain. Sehingga untuk melihat
sensitivitas hasil perhitungan dengan persamaan lain perlu diperbandingkan
dengan geothermometer Na/K dari Fournier (1992)
Gambar 7.4.Ternary diagram untuk menentukan temperatur reservoar dan untuk mengetahui air yang telah mengalami kesetimbangan yang dapat
digunakan untuk geothermometer oleh Giggenbach, 1988 (Nicholson, 1993).
Masalah yang muncul dalam penggunaan persamaan ini adalah apabila sampel
diplot pada daerah immature Mg-rich, sehingga menyulitkan interpretasi apakah
sampel air tersebut terkontaminasi oleh Mg dekat permukaan atau memang air
tersebut telah mengalami ketimbangan dengan ion Mg di dalam reservoar.
Pada kasus pertama, Mg diambil dari dekat permukaan, persamaan Na/K
menghasilkan nilai yang realistik. Sedangkan pada kasus kedua, dapat diselidiki
apakah terdapat banyak sampel di sekitar lokasi yang dicurigai dengan hasil plot
yang sama. Apabila benar demikian maka kemungkinan besar sampel-sampel
tersebut telah mengalami kesetimbangan di dalam reservoar dengan ion Mg.