KARAKTERISASI RESERVOIR PANAS BUMI

”
Training “Advanced Geothermal Reservoir Engineering, 6-17 Juli 2009
KARAKTERISASI RESERVOIR
PANAS BUMI
Nenny Miryani Saptadji
Institut Teknologi Bandung, Jl. Ganesa 10 Bandung, Indonesia
[email protected]
1. PENDAHULUAN
Karakterisasi reservoir dan potensi dari suatu reservoir panas bumi perlu dievaluasi pada setiap tahap
kegiatan, yaitu mulai dari tahap survey pendahuluan, ekplorasi, penilaian kelayakan hingga ke tahap
eksploitasi dan saat pemanfaatannya. Ketersediaan data tergantung dari kegiatan yang telah dilaksanakan,
semakin banyak kegiatan yang telah dilakukan, semakin banyak data yang diperoleh, semakin baik
tingkat kepastian dan semakin kecil resiko yang akan dihadapi. Secara garis besar data lapangan yang
diperoleh terdiri data geologi, geokimia, geofisika dan data sumur, apabila telah dilakukan pemboran
sumur, meliputi data pemboran serta data hasil pengukuran dan pengujian sumur.
Evaluasi data dilakukan untuk mendapatkan informasi mengenai sistim di bawah permukaan, antara
lain kedalaman, jenis, tekanan dan temperatur, ketebalan dan luas reservoir, sifat batuan dan sifat fluida
yang terkandung di dalamnya, serta untuk mendapatkan gambaran mengenai sistim dibawah permukaan
atau model konseptual, serta untuk memperkirakan besarnya sumberdaya, cadangan, potensi listrik dan
kemampuan reservoir untuk berproduksi dan memasok uap yang dibutuhkan oleh pembangkit listrik
selama minimal 25 tahun.
Bab ini membahas tentang karakterisasi reservoir panas bumi dan beberapa metoda yang umum
digunakan dalam mengevaluasi karakterisasi reservoir panas bumi serta memperkirakan besarnya
sumberdaya dan cadangan (potensi listrik),
2. KARAKTERISASI RESERVOIR PANAS BUMI
Ada beberapa jenis reservoir panas bumi, yaitu reservoir hidrothermal (hydrothermal reservoir),
reservoir bertekanan tinggi (geopressured reservoir), reservoir batuan panas kering (hot dry rock
reservoir) dan reservoir magma (magma reservoir) (Edwards, Chilingar. et al., 1982).. Dari keempat
reservoir tersebut, reservoir panas bumi yang paling banyak dimanfaatkan hingga saat ini adalah reservoir
dari sistim hidrothermal, yaitu sistim panas bumi dimana reservoirnya mengandung uap, air atau
campuran keduanya, tergantung tekanan dan temperatur reservoirnya. Apabila temperatur reservoir lebih
rendah dari temperatur saturasi atau temperatur titik didih air pada tekanan reservoir tersebut, maka maka
fluida hanya terdiri dari satu fasa saja, yaitu air. Apabila temperatur lebih tinggi dari temperatur saturasi
atau temperatur titik didih air pada tekanan reservoir tersebut, maka fluida hanya terdiri satu fasa saja,
1
Nenny Miryani Saptadjil
yaitu uap. Pada kondisi tersebut, uap disebut sebagai superheated steam. Apabila tekanan dan temperatur
reservoir sama dengan tekanan dan temperatur saturasi air maka fluida terdiri dari dua fasa, yaitu
campuran uap dan air.
Sistim hidrothermal yang telah ditemukan dan dimanfaatkan saat ini umumnya terletak diperbatasan
lempeng tektonik (Gambar 1), antara lain sistim hidrothermal di Italy, New Zealand, Indonesia,
Phillipina, Jepang, Amerika, Mexico, El Savador dan beberapa negara lain. Sistim ini diperkirakan
terbentuk karena interaksi lempeng-lempeng tektonik yang merupakan bentangan batuan setebal 64 - 145
km yang mengapung di atas astenosfer. Lempeng-lempeng ini bergerak secara perlahan-lahan dan
menerus. Di beberapa tempat lempeng-lempeng bergerak memisah sementara di beberapa tempat lainnya
lempeng-lempeng saling mendorong dan salah satu diantaranya akan menujam di bawah lempeng
lainnya (Gambar 2). Karena panas di dalam astenosfere dan panas akibat gesekan, ujung dari lempengan
tersebut hancur meleleh, mempunyai temperatur tinggi (proses magmatisasi). Adanya batuan panas ini
menyebabkan gradien temperatur di daerah tersebut menjadi lebih besar dari gradien tempetatur rata-rata,
sehingga dapat mencapai 70-800C/km, bahkan di suatu tempat besarnya gradien temperatur sangat tinggi
sekali hingga besarnya tidak lagi dinyatakan dalam 0C/km tetapi dalam 0C/cm.
White (1967) berpendapat, bahwa fluida panas bumi yang terkandung dalam reservoir hidrothermal
berasal dari air permukaan, antara lain air hujan (air meteorik) yang meresap masuk ke bawah permukaan
dan terpanaskan oleh suatu sumber panas (Gambar 2). Air tersebut akan masuk melalui rekahan-rekahan
kedalam batuan permeabel. Apabila disekitar batuan tersebut terdapat sumber panas, maka panas akan
dirambatkan melalui batuan (secara konduksi) dan melalui fluida (secara konveksi). Perpindahan panas
secara konveksi pada dasarnya terjadi karena gaya apung (bouyancy). Air karena gaya gravitasi selalu
mempunyai kecenderungan untuk bergerak kebawah, akan tetapi apabila air tersebut kontak dengan suatu
sumber panas maka akan terjadi perpindahan panas sehingga temperatur air menjadi lebih tinggi dan air
menjadi lebih ringan. Keadaan ini menyebabkan air yang lebih panas bergerak ke atas dan air yang lebih
dingin bergerak turun ke bawah, sehingga terjadi sirkulasi air atau arus konveksi.
Batuan pada sistim hidrothermal umumnya merupakan batuan rekah alam. Apabila struktur geologi
memungkinkan maka air tersebut akan mengalir melalui rekahan-rekahan dan atau batuan permeabel, dan
kemudian muncul di permukaan. Perubahan fasa mungkin saja terjadi dalam perjalanannya ke
permukaan, yaitu pada saat temperatur air telah mencapai temperatur saturasinya atau temperatur titik
didihnya. Bila hal itu terjadi maka fluida akan berupa campuran uap-air atau mungkin berupa uap satu
fasa saja. Hal ini menyebabkan jenis-jenis manifetasi panas bumi permukaan (geothermal surface
manifestation) menjadi sangat beragam, ada mata air panas, geyser atau mata air panas yang menyembur
ke permukaan hingga ketinggian mulai dari satu meter hingga beberapa puluh meter setiap selang waktu
mulai dari beberapa menit hingga beberapa jam atau beberapa hari, kolam lumpur panas (mud pools),
kolam air panas, serta manifestasi panasbumi lainnya yang masing-masing mempunyai karakteristik yang
berbeda-beda walaupun letaknya berdekatan.
Keanekaragaman sifat batuan dan intensitas panas menyebabkan sistim panas bumi mempunyai
karakateristik yang unik, yaitu berbeda satu dengan lainnya, tidak hanya jenis-jenis manifestasi
permukaan dan karakteristik reservoirnya, tetapi juga dari kandungan kimia dalam air dan gas. Air
meteorik (permukaan) yang masuk ke bawah permukaan melalui daerah resapan, karena terpanaskan oleh
sumber panas dapat berubah komposisinya. Disamping itu batuan yang terpanaskan tentunya akan
mengalami perubahan bila ada mineral batuan yang ikut larut bersama air yang melaluinya. Selain itu air
2
Nenny Miryani Saptadjil
panas dalam perjalanannya ke permukaan juga dapat mengalami perubahan fasa sehingga menjadi fluida
dua fasa, yaitu campuran uap air. Fluida panas tersebut dapat juga bercampur dengan fluida lainnya,
misalnya dengan fluida magmatik (termasuk gas-gas yang berasal dari magma) dan air dingin dari sumber
lain. Komposisi fluida panas juga akan berubah akibat oksidasi di dekat permukaan.
Dilihat dari konsentrasi ion yang terkandung didalam air, para ahli membedakan air panas bumi
menjadi empat, yaitu air Alkali Klorida, air Asam Sulfat, air Asam Sulfat-Klorida dan air Bikarbonat [6].
Air Alkali Klorida dicirikan oleh kandungan Chlorida yang tinggi, kandungan Na dan K juga tinggi,
kandungan SiO2 cukup tinggi (tergantung temperatur) dan pH sekitar 6 – 7. Sebagai contoh pada Tabel 1
diperlihatkan kandungan kimia air yang berbeda-beda dari sumur (di permukaan dan di bawah
permukaan) dan dari beberapa mata air di lapangan Cerro Prieto, Mexico.
Gambar 1
Lempeng-lempeng Tektonik
Gambar 2 Proses Pergerakan Lempeng Tektonik (Gambar dari Geothermal Education Office)
dan Model Sistim Hidrothermal dari White (1967).
3
Nenny Miryani Saptadjil
Tabel 1 Contoh Kandungan Kimia Dalam Air yang Berasal Dari Diambil Dari Sumur
dan Beberapa Mata Air Panas di Lapangan Cerro Prieto Mexico
Depth (m)
Temp. oC
pH
SiO2
Ca
Mg
Na
K
Li
HCO3
SO4
C1
F
B
Sumur M-26
dipermukaan
100
8.0
1156
971
1
10467
2544
23.8
46
<6
19548
22
CERRO PRIETO (MEXICO)
Sumur M-26 dibawah Mata Air
Mata Air
permukaan
Panas 41
Panas 49
1240
292
40
57
2.4
6.5
705
247
45
592
407
283
0.6
87
20
6382
4100
1350
1551
1010
233
14.5
12.1
4.4
28
0
128
<3.5
690
960
11918
8410
2930
13.4
-
Mata Air
Panas 54
98
7.4
92
492
38
3700
400
8
42
130
6700
-
Air Asam Sulfat dicirikan oleh kandungan ion Sulfat (SO4- ) yang tinggi, kandungan Chlorida (Cl-)
dan Karbonat (CO3-) yang sangat rendah dan pH rendah, yaitu sekitar 2-3. Air Asam Sulfat-Klorida
dicirikan oleh kandungan ion Sulfat (SO4-) dan Chlorida (Cl-) yang tinggi dan pH sekitar 2-5. Air
Karbonat dicirikan oleh kandungan ion Karbonat (CO3-) yang tinggi, kandungan Chlorida (Cl-) rendah
dengan pH sekitar 5-6.
Para ahli panas bumi pada prinsipnya sependapat dengan White (1967) bahwa sistim hidrotermal
mempunyai empat komponen utama, yaitu sumber panas, daerah resapan untuk menangkap air hujan dan
atau air lelehan salju (air meteorik), batuan reservoir yaitu batuan tempat fluida (umumnya air) panas
terakumulasi dan fluida/air yang membawa panas dari reservoir ke permukaan bumi. Menurut Lawless
(2008), sumber panas adalah intrusi batuan beku, diperkirakan terdapat pada kedalaman 2 – 5 km.
Komposisi intrusi bisa granit atau gabro, tapi yang umum adalah diorit. Host rocks umumnya batuan
volkanik.
Temperatur reservoir tergantung dari intensitas panas yang merambat dari batuan sumber panas, sifat
termal batuan, seperti kemampuan batuan merambatkan panas dan menyimpan panas (konduktivitas dan
kapasitas panas batuan), kemampuan batuan mengalirkan fluida (permeabilitas batuan). Karena
keanekaragaman sifat batuan, tentunya temperatur dari satu tempat ke tempat lain tidak sama, unik, dalam
satu reservoir temperatur tidak homogen dan juga berbeda antara satu reservoir dengan reservoir lainnya.
Berdasarkan pada besarnya temperatur, Hochstein (1990) mengelompokan sistim panasbumi menjadi
tiga, yaitu:
1. Sistim/reservoir bertemperatur tinggi, yaitu suatu sistim yang reservoirnya mengandung fluida
bertemperatur diatas 2250C.
2. Sistim/reservoir bertemperatur sedang, yaitu suatu sistim yang reservoirnya mengandung fluida
bertemperatur antara 1250C dan 2250C.
4
Nenny Miryani Saptadjil
3. Sistim panasbumi bertemperatur rendah, yaitu suatu sistim yang reservoirnya mengandung fluida
dengan temperatur lebih kecil dari 1250C.
Berdasarkan pada jenis fluida produksi dan jenis kandungan fluida utamanya, sistim hidrotermal
dibedakan menjadi dua, yaitu sistim satu fasa atau sistim dua fasa. Sistim dua fasa dapat merupakan
sistem sistem dominasi uap atau dominasi air. Sistim satu fasa merupakan suatu sistim dimana batuan
reservoirnya seluruhnya terisi oleh air. Walaupun reservoir hanya mengandung air, kehilangan tekanan
yang terjadi dari dasar sumur hingga ke permukaan dapat menyebabkan fluida produksi di permukaan
terdiri dari dua fasa, yaitu .campuran uap air.
Sistim dominasi uap merupakan suatu sistim dimana kandungan fasa uap di dalam reservoir lebih
banyak atau lebih dominan dibandingkan dengan fasa airnya. Sistim dominasi uap merupakan sistim
yang sangat jarang dijumpai di dunia. Beberapa sistim dominasi uap yang telah ditemukan dan
dimanfaatkan adalah di Larderello (Italy), the Geyser (USA), Kamojang (Indonesia) dan Darajat
(Indonesia). White et al. (1971) memperkirakan dibawah reservoir dominasi uap terdapat batuan yang
berisi air mendidih (boiling brine) [7].. Uap dari air mendidih ini bergerak ke atas dan masuk kedalam
reservoir dominasi uap. Uap yang ringan cenderung bergerak terus keatas. Adanya batuan dengan
permebilitas rendah di bagian atas reservoir menghambat aliran uap. Kondensasi terjadi karena uap
kontak dengan batuan yang mempunyai temperatur lebih rendah. Kondensat karena gaya gravitasi selalu
mempunyai kecenderungan untuk bergerak kebawah. Kondensat tersebut akan meningkat kembali
temperaturnya setelah kontak kembali dengan sumber panas.
Menurut Grant et al (1982), ada pendapat lain mengenai sistim dominasi uap, yaitu dari D’Amor dan
Truesdell (1979) [7]. Mereka berpendapat bahwa aliran uap dari boiling zone, yaitu batuan berisi air
mendidih, terjadi hanya pada area atau tempat terbatas (Gambar 3). Batuan sumber panas terbatas tidak
mencakup seluruh area reservoir. Dari tempat tersebut uap masuk kedalam reservoir dan mengalir secara
lateral. Karena kontak dengan batuan berpemabilitas rendah, terjadi kehilangan panas karena konduksi
dan terjadi kondensasi. Kondensat akan cenderung mengalir ke bawah dan selanjutnya menjadi panas
kembali setelah kontak dengan sumber panas.
(a)
(b)
Gambar 3 (a) Model Sistim Dominasi Uap dari White (1971) dan
(b) Model Sistim Dominasi D’Amor dan Truesdell (1979 dari Grant et al, 1982)
Sistim dominasi air merupakan sistim panas bumi yang telah banyak ditemukan dan dimanfaatkan di
dunia. Dalam sistim ini kandungan air dalam reservoir lebih banyak atau lebih dominan bila dibandingkan
5
Nenny Miryani Saptadjil
dengan kandungan uapnya. Beberapa sistim dominasi uap yang telah ditemukan dan dimanfaatkan adalah
di lapangan Wairekai (New Zealand), Cerro Prieto di Mexico , Krafla di Iceland, Olkaria di Kenya,
Nesjavellir juga di Iceland, Tongonan di Phillipines, lapangan Broadlands atau Ohaaki.
Tabel 2
Data Geokimia Air dari Beberapa Manifestasi Panas Bumi Permukaan di Orakei Korako (New Zealand)
dan Perkiraan Temperature Bawah Permukaan dengan Silika Geothermometer (Bignall, 1994)
SPRING No.
Tanggal Pengukuran
T (oC)
Laju alir air (ltr/dtk)
PH (18oC)
Li+
Na+
K+
Rb+
Cs+
Mg2+
Ca2+
SiO2
B
NH3
FClSO42HCO3Silica Geothermometer
(water equilibrium)
970
24-6-1980
52
15
7.4
0.5
113
3
0.02
< 0.01
0.47
3.4
112
<2
0.11
2.2
41
20
189
661
Thn 1960
50
5
7.2
0.8
155
6
1.1
5.7
110
0.6
0.1
1.2
50
9
378
95
24-6-1980
95
Variabel
8.6
3.8
334
43
0.45
0.56
< 0.02
1.8
354
2
0.1
10.1
314
79
253
95
Thn 1960
99
0.5-1.0
8.7
5.2
390
43
1.1
1.1
210
3.4
0.15
8
312
132
336
98
24-6-1980
83
7
7.4
3.6
300
44
0.45
0.55
0.13
2
333
<2
0.1
9.8
304
111
188
120
24-6-1980
98
3.2
8.8
4
324
49
0.48
0.58
< 0.02
1.6
392
3
< 0.1
10.1
322
100
224
144oC
143oC
223oC
183oC
218 oC
231 oC
Ada beberapa data yang sering digunakan sebagai sebagai dasar perkiraan awal tentang jenis
reservoir, antara lain adalah dari sifat air dan kandungan kimia air permukaan. Mata air panas yang
bersifat netral (pH~7) biasanya merupakan manifestasi permukaan dari suatu sistim panasbumi dominasi
air. Mata air panas yang bersifat netral, yang merupakan manifestasi permukaan dari sistim dominasi air,
umumnya kandungan Chloridanya (Cl) relatif tinggi dan jenuh dengan silika (SiO2). Disamping itu air
tersebut umumnya jemih dan berwarna kebiruan. Apabila laju aliran air panas tidak terlalu besar
umumnya di sekitar mata air panas tersebut terbentuk teras-teras silika yang berwarna keperakan (silica
sinter terraces atau sinter platforms). Sebaliknya, mata air panas yang bersifat asam biasanya merupakan
manifestasi permukaan dari suatu sistim panasbumi yang didominasi uap. Mata air panas yang bersifat
asam umumnya tidak terlalu jernih (keruh), kadang berlumpur dan kehijau-hijauan. Air tersebut
diperkirakan berasal dari air tanah yang menjadi panas karena pemanasan oleh uap panas. Sifat asam ini
disebabkan karena tejadinya oksidasi H2 didalam uap panas. Sebagai contoh, data geokimia air pada Tabel
2 dari beberapa mata air panas di Orakei Korako, New Zealand umumnya mempunyai pH air netral dan
6
Nenny Miryani Saptadjil
kandungan Silika relatif tinggi. Dari data tersebut diperkirakan sistim panas bumi di area tersebut adalah
sistim dominasi air,
Temperatur di bawah permukaan dapat diperkirakan dari data kimia air dengan geothermometer,
antara lain Silika (Si) Geothermometer, Sodium-Potasium (Na-K) geothermometer, Sodium-PotasiumCalcium (Na-K-Ca) geothermometer. Sebagai contoh pada Tabel 2 diperlihatkan hasil perkiraan
temperatur dengan Silika geothermometer yang mengindikasikan adanya zona temperatur tinggi (T >
225oC) di area panas bumi Orakei Korako, New Zealand.
Tabel 3
Data Geokimia Air dari Beberapa Manifestasi Permukaan di Area Panas Bumi Orakei Orakei (New
Zealand) dan Perkiraan Temperature Bawah Permukaan dengan Geothermometer Lain (Bignall, 1994)
970
661
95
95
98
120
203
24-6-1980
Thn 1960
24-6-1980
Thn 1960
24-6-1980
24-6-1980
20-6-1980
52
50
95
99
83
98
97
15
5
variabel
0.5-1.0
7
3.2
0.02
PH (18 C)
7.4
7.2
8.6
8.7
7.4
8.8
9.6
Li+
0.5
0.8
3.8
5.2
3.6
4
2.7
113
155
334
390
300
324
265
3
6
43
43
44
49
32
+
0.02
-
0.45
-
0.45
0.48
0.35
+
< 0.01
-
0.56
-
0.55
0.58
0.51
Mg2+
0.47
1.1
< 0.02
1.1
0.13
< 0.02
0.02
Ca2+
3.4
5.7
1.8
1.1
2.0
1.6
1.6
SiO2
112
110
354
210
333
392
232
B
<2
0.6
2
3.4
<2
3
5
NH3
0.11
0.1
0.1
0.15
0.10
< 0.1
0.15
F-
2.2
1.2
10.1
8
9.8
10.1
8.7
41
50
314
312
304
322
265
Tanggal Pengukuran
T (oC)
Laju alir air (ltr/dtk)
o
Na
+
K+
Rb
Cs
Cl
-
SO4
2-
20
9
79
132
111
100
102
189
378
253
336
188
224
138
T (SiO2)
144
143
222
185
222
230
190
T (KMg)
75
82
218
138
178
224
204
T (NaKCa)
118
142
234
233
239
246
226
T (NaK)
90
115
222
205
238
241
215
HCO3Geotemperatures
Kajian lebih lanjut dengan menggunakan data geokimia dari sejumlah mata air panas lain dan dengan
menggunakan geothermeter lain (Tabel 3) juga mendukung hasil kajian sebelumnya. Agar temperatur
hasil perhitungan dengan geothermal merepresentasikan kondisi sebenarnya, data perlu diperiksa terlebih
dahulu ion balance-nya. Ion balance merupakan salah satu cara untuk mengecheck baik tidaknya hasil
analisa kimia yang dilakukan. Caranya adalah dengan membandingkan jumlah konsentrasi molal ion
7
Nenny Miryani Saptadjil
positive dikalikan dengan masing-masing valensinya dengan jumlah konsentrasi molal ion positive
dikalikan dengan masing-masing valensinya.
Pada saat pemboran, ahli geologi umumnya memperkirakan temperatur dari mineral-mineral tertentu.
Ada sejumlah mineral yang merupakan indikator dari temperatur tinggi dibawah permukaan, antara lain
epidote, actinolite dan biotite. Epidote mengindikasikan temperatur sekitar 220oC, actinolite sekitar 300oC
dan biotite sekitar 325 oC (Hoagland and Elders, 1978).
Apabila telah dilakukan pemboran sumur, temperatur dan tekanan dibawah permukaan dapat
diketahui dari landaian temperatur dan tekanan hasil pengukuran di lapangan. Sebagai contoh pada
Gambar 4 diperlihatkan landaian temperatur dan tekanan di empat sumur eksplorasi yang dibor di area
panas bumi Orakei Korako, New Zealand..Landaian temperatur dan tekanan di satu sumur berbeda
dengan sumur lainnya. Landaian temperatur mengindikasikan adanya zona temperatur tinggi (>225oC).
Gambar 4 Landaian Tekanan dan Temperatur di Sumur-sumur Eksplorasi
di Area Panas Bumi Orakei-Korako, New Zealand. Sumber data: Bignall, 1994
Apabila telah dilakukan pemboran sumur, jenis reservoir/sistim panasbumi dapat diperkirakan dari
landaian tekanan dan temperatur hasil pengukuran di dalam sumur. Dari data tekanan dan dengan
menggunakan Tabel Uap [12], selanjutnya ditentukan temperatur saturasi atau temperatur titik didih.
8
Nenny Miryani Saptadjil
Temperatur saturasi kemudian diplot terhadap kedalaman. Kurva biasa disebut sebagai “Kurva BPD”,
dimana BPD adalah singkatan dari Boiling Point with Depth. Penentuan jenis reservoir selanjutnya
ditentukan dengan cara sebagai berikut:
1. Apabila landaian temperatur dari pengukuran di sumur terletak di sebelah kiri kurva BPD, maka fluida
hanya terdiri dari satu fasa saja, yaitu air.
2. Apabila landaian temperatur dari pengukuran sumur terletak disebelah kanan dari kurva BPD, maka
fluida hanya terdiri satu fasa saja, yaitu uap.
3. Apabila landaian temperatur berimpit dengan kurva BPD maka fluida terdiri dari dua fasa, yaitu uap
dan air.
Sebagai contoh pada Gambar 5 diperlihatkan landaian temperatur dan kurva BPD di empat sumur
eksplorasi yang dibor di area panas bumi Orakei Korako, New Zealand. Semua landaian temperatur
terletak disebelah kiri kurva BPD, mengindikasikan fluida dibawah permukan hanya terdiri dari satu fasa
saja, yaitu air.
Gambar 5 Perbandingan Temperatur di Sumur-sumur Eksplorasi dengan Kurva Titik Didih atau Boiling
Point With Depth (BPD). Sumber data: Bignall, 1994
Dalam sistim satu fasa, landaian tekanan meningkat dengan kedalaman, tapi apabila dalam suatu
sistim satu fasa uap, landaian tekanan dan temperatur relatif tidak berubah dengan kedalaman. Contoh
landaian tekanan dan temperatur diperlihatkan pada Gambar 6.
9
Nenny Miryani Saptadjil
Gambar 6
Contoh Landaian Tekanan dan Temperatur di Reservoir Dominasi Uap [Grant, 1982)
Kedalaman rekahan atau feed zone atau feed point dapat diperkirakan pada waktu pemboran dan dari
data hasil pengujian sumur, yaitu uji hilang air water loss test dan uji aliran (flow test). Pada waktu
pemboran, adanya rekahan dapat diindikasikan oleh dua hal, yaitu terjadinya hilang sirkulasi lumpur (lost
of circulation), dimana lumpur atau fluida pemboran masuk kedalam formasi, atau oleh adanya
peningkatan kandungan Klorida di dalam lumpur (Gambar 7).
Kepastian adanya rekahan diperoleh dari uji hilang air atau water loss test , yaitu pengujian yang
dilakukan dengan cara menginjeksi air dingin dengan laju tetap dan mengukur besarnya tekanan dan
temperatur didalam sumur guna mengetahui profil (landaian) tekanan dan temperatur pada waktu
dilakukan injeksi. Sebagai contoh pada Gambar 8 diperlihatkan landaian temperatur di sebuah sumur di
East Mesa dan sumur BRI14, Broadlands (New Zealand) pada waktu injeksi air dilakukan. Perubahan
gradien temperatur secara tiba-tiba pada kedalaman 2250 m di sumur East Mesa merupakan indikasi
terjadinya hilang air pada kedalaman tersebut dan dan perubahan gradien temperatur secara tiba-tiba pada
kedalaman 900 m di sumur BRI14 merupakan indikasi terjadinya hilang air pada kedalaman tersebut.
Gambar 7
Perkiraan Kedalaman Rekahan dari Kandungan Klorida Pada Waktu Pemboran (PERTAMINA)
10
Nenny Miryani Saptadjil
Gambar 8
(a) Landaian temperatur di sumur East Mesa
(b) Landaian temperatur di sumur BRI14, Broadlands (Grant et al., 1982)
3. KARAKTERISASI RESERVOIR PANAS BUMI DI INDONESIA
Survei (penyelidikan) pendahuluan yang telah dilakukan di Indonesia pada tahun 1972
mengindikasikan adanya 217 area prospek panas bumi yang tersebar hampir diseluruh wilayah kepulauan
Indonesia, kecuali Kalimantan (Gambar 9). Penyelidikan terus dilakukan dan Departemen Energi dan
Sumberdaya Mineral menyatakan bahwa status saat ini sebagai berikut. Ada 256 area prospek panas
bumi di Indonesia, yaitu 84 area di Pulau Sumatera, 76 area di Pulau Jawa, 51 area di Pulau Sulawesi, 21
area di Nusatenggara, 3 area di Irian Jaya, 15 prospek di Maluku dan 5 prospek di Kalimantan. Sistem
panas bumi di Indonesia umumnya sistem hidrothermal yang mempunyai temperatur tinggi (>225oC),
hanya beberapa diantaranya yang mempunyai temperatur sedang (125-225oC). sehingga sangat potensial
apabila diusahakan untuk pembangkit listrik.
Gambar 9 Penyebaran Panas Bumi di Indonesia (Sumber DESDM)
11
Nenny Miryani Saptadjil
Terjadinya sumber energi panasbumi di Indonesia serta karakteristiknya dijelaskan oleh Budihardi
(1998) sebagai berikut [9]. Ada tiga lempengan yang berinteraksi di Indonesia, yaitu lempeng Pasifik,
lempeng India-Australia dan lempeng Eurasia (Gambar 1). Tumbukan yang terjadi antara ketiga lempeng
tektonik tersebut telah memberikan peranan yang sangat penting bagi terbentuknya sumber energi panas
bumi di Indonesia.
Tumbukan antara lempeng India-Australia di sebelah selatan dan lempeng Eurasia di sebelah utara
mengasilkan zona penunjaman (subduksi) di kedalaman 160 - 210 km di bawah Pulau Jawa-Nusatenggara
dan di kedalaman sekitar 100 km (Rocks et. al, 1982) di bawah Pulau Sumatera. Hal ini menyebabkan
proses magmatisasi di bawah Pulau Sumatera lebih dangkal dibandingkan dengan di bawah Pulau Jawa
atau Nusatenggara. Karena perbedaan kedalaman jenis magma yang dihasilkannya berbeda. Pada
kedalaman yang lebih besar jenis magma yang dihasilkan akan lebih bersifat basa dan lebih cair dengan
kandungan gas magmatik yang lebih tinggi sehingga menghasilkan erupsi gunung api yang lebih kuat
yang pada akhirnya akan menghasilkan endapan vulkanik yang lebih tebal dan terhampar luas. Oleh
karena itu, reservoir panas bumi di Pulau Jawa umumnya lebih dalam dan menempati batuan volkanik,
sedangkan reservoir panas bumi di Sumatera terdapat di dalam batuan sedimen dan ditemukan pada
kedalaman yang lebih dangkal.
Sistim panas bumi di Pulau Sumatera umumnya berkaitan dengan kegiatan gunung api andesitisriolitis yang disebabkan oleh sumber magma yang bersifat lebih asam dan lebih kental, sedangkan di
Pulau Jawa, Nusatenggara dan Sulawesi umumnya berasosiasi dengan kegiatan vulkanik bersifat
andesitis-basaltis dengan sumber magma yang lebih cair. Karakteristik geologi untuk daerah panas bumi
di ujung utara Pulau Sulawesi memperlihatkan kesamaan karakteristik dengan di Pulau Jawa.
Akibat dari sistim penunjaman yang berbeda, tekanan atau kompresi yang dihasilkan oleh tumbukan
miring (oblique) antara lempeng India-Australia dan lempeng Eurasia menghasilkan sesar regional yang
memanjang sepanjang Pulau Sumatera yang merupakan sarana bagi kemunculan sumber-sumber panas
bumi yang berkaitan dengan gunung-gunung api muda. Lebih lanjut dapat disimpulkan bahwa sistim
panas bumi di Pulau Sumatera umumnya lebih dikontrol oleh sistim patahan regional yang terkait dengan
sistim sesar Sumatera, sedangkan di Jawa sampai Sulawesi, sistim panas buminya lebih dikontrol oleh
sistim pensesaran yang bersifat lokal dan oleh sistim depresi kaldera yang terbentuk karena pemindahan
masa batuan bawah permukaan pada saat letusan gunung api yang intensif dan ekstensif. Reservoir panas
bumi di Sumatera umumnya menempati batuan sedimen yang telah mengalami beberapa kali deformasi
tektonik atau pensesaran setidak-tidaknya sejak Tersier sampai Resen. Hal ini menyebabkan terbentuknya
porositas atau permeabilitas sekunder pada batuan sedimen yang dominan yang pada akhirnya
menghasilkan permeabilitas reservoir panas bumi yang besar, lebih besar dibandingkan dengan
permeabilitas reservoir pada lapangan-lapangan panas bumi di Pulau Jawa ataupun di Sulawesi.
Dilihat dari karakteristiknya sistim panas bumi yang terletak pada jalur gunung api di Pulau
Sumatera, Jawa, Bali, Nusatenggara, Maluku dan ujung utara Pulau Sulawesi umumnya mempunyai
temperatur yang cukup tinggi yang berkaitan dengan kegiatan gunung api muda. Pada daerah ini, sistim
panas bumi dapat diklasifikasikan kedalam 2 katagori: sistim panas bumi yang berkaitan dengan gunung
api aktif saat sekarang (resen) dan sistim panas bumi yang berkaitan dengan gunung api kuarter yang
sudah tidak aktif dan berumur lebih tua.
−
Sistim panas bumi yang berkaitan dengan gunung api aktif saat sekarang umumnya mempunyai
temperatur tinggi dan kandungan gas magmatik yang cukup besar serta permeabilitas bawah
12
Nenny Miryani Saptadjil
permukaan yang relatip kecil. Dilihat dari pelamparannya sistim panas bumi ini tidak terhampar luas
dan hanya terbatas di sekitar cerobong gunung apinya.
−
Sistim panas bumi pada katagori kedua yang berasosiasi dengan aktifitas vulkanik kuarter
mempunyai pelamparan prospek yang luas dan permeabillitas reservoir yang lebih besar yang
diakibatkan oleh perkembangan struktur geologi yang sudah matang (mature).
Dari hasil hasil kajiannya, Budihardi (1998) menyimpulkan bahwa:
− Sistim panas bumi yang berasosiasi dengan gunung api berumur lebih kecil dari 400.000 tahun
umumnya mempunyai temperatur tinggi.
− Sistim panas bumi yang berasosiasi dengan gunung api yang berumur lebih tua umumnya mempunyai
temperatur <200°C.
Di daerah lainnya seperti Sulawesi tengah, tenggara, selatan dan Irian Jaya, manifestasi panas di
permukaan bersumber dari air meteorik yang terpanasi oleh sistim gunung api tua atau terpanasi oleh
sumber panas yang dihasilkan oleh energi mekanis pensesaran. Sistim panas bumi yang berkaitan dengan
sistim ini akan mempunyai temperatur fluida reservoir yang rendah.
Sistim panas bumi di Indonesia dapat dibagi kedalam dua katagori: sistim dominasi uap dan sistim
dominasi air panas. Dua lapangan yang telah terbukti termasuk kedalam sistim dominasi uap yaitu
lapangan Kamojang dan Darajat yang keduanya terletak di Pulau Jawa. Kedua lapangan ini dicirikan oleh
temperatur reservoir antara 230°C sampai 246°C (Kamojang) dan antara 230°C sampai 250°C (Darajat)
dengan kedalaman puncak reservoir panas bumi Kamojang rata-rata berkisar antara 800 m sampai 1200 m
dan sekitar 700 m sampai 1000 m untuk lapangan Darajat. Secara umum dapat disimpulkan bahwa
reservoir sistim dominasi uap di Indonesia mempunyai temperatur reservoir yang hampir homogen antara
230°C sampai 250°C dengan kedalaman puncak reservoir yang relatif dangkal 700 sampai 1200 m, jauh
lebih dangkal dari reservoir panas bumi sistim dominasi air.
Gambar 10. Model Sistim Dominasi Uap di Lapangan Kamojang – Jawa Barat [Hochstein, 1982)
Melalui model konseptual pada Gambar 10, Hochstein (1982) menyatakan bahwa di lapangan
dominasi uap Kamojang, reservoir terdapat pada kedalaman 500 – 2000 meter dan mempunyai temperatur
13
Nenny Miryani Saptadjil
235-245oC. Uap diperkirakan berasal dari batuan dibawahnya yang berisi air dalam keadaan mendidih
(boiling zone). Uap di dalam reservoir cenderung bergerak keatas dan berubah menjadi kodensat di
bagian atas reservoir.
Lapangan-lapangan panas bumi yang sudah atau sedang dikembangkan dan termasuk kedalam sistim
dominasi air terdiri dari lapangan Dieng, G. Salak, Patuha, Bali, Karaha, Wayang-Windu, Ulubelu,
Sibayak dan Sarulla. Survei eksplorasi panas bumi di daerah lainnya secara keseluruhan memperlihatkan
sistim air panas. Temperatur reservoir pada sistim ini sangat bervariasi dan sering mencapai lebih besar
dari 300°C dengan landaian tekanan dikontrol oleh tekanan hidrostatik. Reservoir umumnya diisi oleh air
panas NaCl. Pada lapangan-lapangan sistim air panas tersebut di atas, temperatur reservoir bervariasi dari
200°C sampai maksimum 347°C. Sumur-sumur produksi yang menembus reservoir air panas pada
lapangan-lapangan tersebut menghasilkan fluida dua fasa. Kedalaman puncak reservoir pada lapanganlapangan tersebut bervariasi dari 1000 m sampai 1500 m untuk lapangan panas bumi di Sumatera
(Sibayak, Sarulla, Ulubelu) dan berkisar antara 1000 m sampai 2500 m untuk lapangan panas bumi di
Pulau Jawa, Bali dan Sulawesi.
DAFTAR PUSTAKA
[1]
[2]
[3]
[4]
[5]
[6]
[7]
[8]
[9]
Bignall, G. (1994): Thermal Evolution and Fluid-Rock Interactions in the Orakei Korako-Te Kopia
Geothermal System, Taupo Volcanic Zone, New Zealand, Ph.D Thesis, University of Auckland,
400 pp.
Bodvarsson G.S. and Whiterspoon P.A. (1989): Geothermal Reservoir Engineering, Geotherm. Sci.
& Tech., Volume 2(1) pp. 1-68.
Edwards, L.M., Chilingar, G.V. et al., Editors (1982): Handbook of Geothermal Energy, Gulf
Publishing Company, 1982, Chapter 2
Grant, M.A., Donaldson, I.G. and Bixley, P.F. (1982) Geothermal Reservoir Engineering.
Academic Press., New York, 3669 pp.
Nenny Miryani Saptadji (2001): Teknik Panas Bumi, Diktat Kuliah Prodi Teknik Perminyakan,
Penerbit ITB
O’Sullivan M.J & McKibbin R. (1989): Geothermal Reservoir Engineering, a Manual for
Geothermal Reservoir Engineering Course at the Geothermal Institute – University of Auckland.
Ronadl DiPippo (1st edition 2005, 2nd edition 2008): Geothermal Power Plants: Principles,
Applications, Case Studies and Environmental Impact
Rogers G.F.C. dan Mayhew Y.R. (1980): Thermodynamic and Transport Properties of Fluids,
Blackwell Publisher, Fourth Edition, 24 pp.
Subir K. Sanyal: Geothermal Resource: Characteristics, Development, Assessment And
Management, Proc. WGC2005
14