KARAKTERISASI SISTEM PANASBUMI “TP” DENGAN ANALISIS DATA GEOKIMIA DAN MODEL MAGNETOTELLURIK UNTUK MENENTUKAN LOKASI TITIK BOR EKSPLORASI

KARAKTERISASI SISTEM PANASBUMI “TP” DENGAN ANALISIS
DATA GEOKIMIA DAN MODEL MAGNETOTELLURIK UNTUK
MENENTUKAN LOKASI TITIK BOR EKSPLORASI

Oleh
MUHAMMAD ZUHRON AULIA
Skripsi
Sebagai Salah Satu Syarat Untuk Mencapai Gelar
SARJANA TEKNIK
Pada
Jurusan Teknik Geofisika
Fakultas Teknik Universitas Lampung

FAKULTAS TEKNIK
UNIVERSITAS LAMPUNG
BANDAR LAMPUNG
2014

ABSTRAK
KARAKTERISASI SISTEM PANASBUMI “TP” DENGAN ANALISIS
DATA GEOKIMIA DAN MODEL MAGNETOTELLURIK UNTUK

MENENTUKAN LOKASI TITIK BOR EKSPLORASI

Oleh
Muhammad Zuhron Aulia

Prospek panasbumi “TP” terletak di komplek gunungapi wilayah daerah Jawa
bagian barat. Pada penelitian karakterisasi sistem panasbumi “TP”, menggunakan
data Geokimia dan model Magnetotellurik. Prospek panasbumi tersebut merupakan
sistem vulkanik High Terrain dengan suhu reservoir 140o-185oC. Pada bagian
utara, reservoir berada pada kedalaman antara 750-2200 m dan lapisan claycap
berada pada 100-1700 m dengan ketebalan sekitar 500 m. Pada bagian selatan,
reservoir berada pada kedalaman sekitar 3000 m dan lapisan claycap sekitar 1800
m dengan ketebalan sekitar 1000 m. Saran lokasi titik bor eksplorasi berada pada
koordinat 791253 mE, 9258644 mN dengan kedalaman 2000 m. Selanjutnya 2
titik di selatan pada koordinat 784572 mE, 9248625 mN, serta pada koordinat
788084 mE, 9247770 mN dengan kedalaman 3000 m.Peneliti membuat program
untuk mengkonversi nilai variasi resistivitas terhadap frekuensi menjadi variasi
resistivitas terhadap kedalaman.

Kata Kunci: Geokimia Data, Magnetotellurik Model, Sistem Panasbumi, Saran

Titik Bor

DAFTAR ISI

Halaman
ABSTRACT ............................................................................................... i
ABSTRAK ................................................................................................. ii
HALAMAN JUDUL .................................................................................. iii
PERSETUJUAN ........................................................................................ iv
PENGESAHAN .......................................................................................... v
PERNYATAAN ......................................................................................... vi
RIWAYAT HIDUP .................................................................................... vii
MOTO ........................................................................................................ viii
PERSEMBAHAN ...................................................................................... ix
KATA PENGANTAR ................................................................................ x
SANWACANA ........................................................................................... xi
DAFTAR ISI .............................................................................................. xiv
DAFTAR GAMBAR .................................................................................. xvii
DAFTAR TABEL ...................................................................................... xix
I.

II.

PENDAHULUAN
1.1 Latar Belakang ..........................................................................

1

1.2 Tujuan Penelitian .......................................................................

3

1.3 Batasan Masalah ........................................................................

3

1.4 Manfaat .....................................................................................

3

TINJAUAN PUSTAKA
2.1 Lokasi Daerah Penelitian ...........................................................

5

2.2 Tatanan Geologi .........................................................................

6

III.

IV.

V.

2.3 Zonasi Kerapatan Patahan Rekahan ...........................................

7

2.4 Tatanan Manifestasi ...................................................................

8

2.5 Litologi dan Stratigrafi ...............................................................

9

TEORI DASAR
3.1 Sistem Panasbumi ......................................................................

12

3.2 Metode Magnetotellurik .............................................................

17

3.2.1. Hukum Maxwell ..............................................................

18

3.2.2. Tensor Impedasi ..............................................................

22

3.2.3. Model MT 1-D ................................................................

23

3.3 Metode Geokimia ......................................................................

24

3.3.1. Kesetimbangan Ion ..........................................................

24

3.3.2. Geoindikator dan Tracer ..................................................

25

3.3.3. Geotermometer ................................................................

31

3.4 Pengenalan MatLab ...................................................................

36

METODE PENELITIAN
4.1 Waktu dan Tempat Pelaksanaan .................................................

38

4.2 Alat dan Bahan ..........................................................................

38

4.3 Prosedur Penelitian ....................................................................

39

4.3.1 Data Penelitian ................................................................

39

4.3.2 Pengolahan Data Geokimia ..............................................

39

4.3.3 Visualisasi Model 2D MT .................................................

39

4.3.4 Analisis Terpadu ...............................................................

40

4.3.5 Penyusunan Program ........................................................

40

4.4 Diagram Alir .............................................................................

41

HASIL DAN PEMBAHASAN
5.1 Geokimia ...................................................................................

42

5.1.1. Kesetimbangan Ion ..........................................................

43

5.1.2. Tipe Air Panas .................................................................

43

5.1.3. Asal Air Panas ..................................................................

48

xv

VI.

5.1.4. Geotermometer ................................................................

50

5.1.5. Analisis dan Pembahasan Geokimia..................................

54

5.2 Metode Magnetotellurik .............................................................

60

5.2.1. Visualisali 3D ..................................................................

60

5.2.2. Analisis dan Pembahasan .................................................

65

5.3 Penentuan Reokomendasi Lokasi Titik Bor ................................

71

5.4 Penyusunan Program ..................................................................

76

KESIMPULAN DAN SARAN
6.1 Kesimpulan…………………………………………………....

79

6.2 Saran…………………………………………………………..

80

DAFTAR PUSTAKA

xvi

BAB I
PENDAHULUAN

1.1 Latar Belakang
Sistem panasbumi (geothermal system) adalah istilah umum yang digunakan
untuk mendeskripsi transfer panas secara alamiah di kerak bumi, umumnya panas
ditransportasikan dari sumber panas ke permukaan bumi (Hochstein, 2000).
Sumber panas berasal dari intrusi magma yang terbentuk karena ada tumbukan
antar lempeng. Indonesia yang berada pada pertemuan 4 lempang besar sehingga
banyak terdapat sumber-sumber panas yang berpotensi keberadaan suatu sistem
panasbumi. Indonesia

memiliki potensi panasbumi yang mencapai 40% dari

cadangan panasbumi di dunia. Untuk menggambarkan potensi bumi di suatu
daerah perlu dilakukan karakterisasi melalui survei geologi, geokimia dan
geofisika.
Survei geologi dilakukan untuk memberikan gambaran mengenai kondisi geologi
permukaan di suatu daerah seperti litologi daerah serta sratigrafinya kemudian
memetakan manifestasi permukaan serta struktur-strukutur yang berkembang di
daerah tersebut. Metode geokimia digunakan dalam penelitian eksplorasi
panasbumi untuk mendapatkan karakterisitik temperatur fluida panasbumi.
Metode geofisika bertujuan untuk mendapatkan gambaran struktur dan kondisi

2

bawah permukaan. Pada eksplorasi panasbumi metode geofisika yang sangat
popular digunakan adalah metode Magnetotellurik (MT), karena resolusi lateral
dan juga kedalaman penetrasi lebih besar. MT dapat memberikan informasi
penting tentang karakteristik struktur panasbumi dan untuk pemanfaatan lebih
lanjut (Harinarayana dkk., 2006).
Dari pemaparan diatas peneliti mengkarakterisasi sistem panasbumi dengan
menggunakan data geokimia air dan dibandingkan dengan data model 2D
magnetotellurik pada lapangan panasbumi “TP”. Metode geokimia menggunakan
data sekunder sampel air yang diambil dari mata air panas di daerah penelitian
yang kemudian dianalisis untuk memberikan perkiraan proses yang terjadi dekat
permukaan, asal-usul serta temperatur reservoir. Pada metode geofisika
menggunakan data model 2D Magnetotellurik yang telah diolah sebelumnya
kemudian dilakukan 3D visualisasi dan dianalisis untuk memetakan kedalaman
serta ketebalan dari claycap dan top reservoar. Sehingga dari hasil anlisis kedua
metode ini dapat memberikan gambaran mengenai karakteristik sistem panasbumi
di daerah penelitian serta dapat memberikan rekomendasi untuk lokasi untuk
pemboran eksplorasi.
Kemudian untuk memahami bagaimana prinsip variasi resistivitas terhadap
kedalaman pada metode MT, dibuatlah program untuk mengkonversikan nilai
variasi resistivitas terhadap frekuensi menjadi variasi resistivitas terhadap
kedalaman. Pada pengukuran MT yang diukur variasi medan elektromagnet dari
alam dengan range frekuensi 10 -5-104 Hz. Yang kemudian diproses sehingga
didapatkan variasi nilai resistivitas semu terhadap frekuensi tertentu, dari nilai
frekuensi tadi dapat dihitung berapa penetrasi yang dapat dicapai dengan

3

menggunakan persamaan skin depth. Penyusunan program menggunakan Matlab
dengan input data berupa variasi resistivitas semu terhadap frekuensi kemudian
dihitunga menggnakan persamaan skin depth selanjutnya dibuat grafik untuk
memperlihatkan hubungan antara variasi resistivitas semu terhadap kedalaman.
1.2 Tujuan Penelitian
Adapun tujuan dari penelitian ini adalah:
1. Mengkarakterisasi sistem panasbumi lapangan “TP” berdasarkan data
geologi, geokimia, dan MT
2. Menentukan rekomendasi titik pemboran eksplorasi
3. Menyusun program Matlab untuk menentukan hubungan kedalaman dengan
resistivitas data MT
1.3 Batasan Masalah
Penelitian ini menggunakan data sekunder berupa data geokimia air dan model
MT 2D cross section yang telah dilakukan pengolahan sebelumnya selanjutnya
dianalisa menggunakan data tersebut untuk karakterisasi sistem panasbumi serta
rekomendasi lokasi titik pengeboran di daerah penelitian. Penyusunan program
dengan persamaan skin depth untuk menentukan hubungan resistivitas semu
dengan kedalaman, data yang digunakan bukan menggunakan data di daerah
penelitan.
1.4 Manfaat
Dari analisis terpadu didapatkan gambaran mengenai kondisi bawah permukaan
dari sistem panasbumi, dan diharapkan dapat digunakan sebagai saran untuk

4

menentukan lokasi titik bor ekplorasi. Kemudian untuk program selanjutnya dapat
dikembangkan lagi untuk melakukan inversi 1D MT.

BAB II
TINJAUAN PUSTAKA

2.1 Lokasi Daerah Penelitian
Lokasi daerah penelitain berada di pulau Jawa bagian barat terletak di sebelah Utara
ibukota Jawa Barat berada disekitar gunung Tangkuban Perahu (Gambar 1).

Elevasi
(m)

Gambar 1. Lokasi Daerah Penelitian (Data SRTM Indonesia)

6

2.2 Tatanan Geologi
Nasution dkk. (2004) dalam (Hendri, dkk., 2012) menyusun stratigrafi dari gunung
Tangkuban Perahu dari beberapa peneliti sebelumnya seperti pada Tabel 1. Satuan
batuan tertua pada daerah ini adalah batuan sedimen tersier yang terdiri dari batu
lempung berselingan dengan batu pasir. Satuan ini ditutupi oleh Satuan Vulkanik
Pre-Sunda yang terdiri dari lava dan piroklastik. Kemudian di atas Satuan Vulkanik
Pre-Sunda diendapkan Satuan Vulkanik Sunda Andesit berumur Pleistosen Bawah
– Pleistosen Atas, Sunda Piroklastik berumur Akhir Pleistosen Atas, Tangkuban
Perahu Andesit berumur awal Holosen, dan Tangkuban Perahu Piroklastik berumur
akhir Holosen.
Tabel 1. Stratigrafi Gunung Tangkuban Perahu menurut Nasution (2004)
Unit Utama

Sumber Erupsi

Phreatik
Gunung
Tangkuban Perahu
Tua dan Muda
Magmatic phreatomagnetik

Gunung Sunda

Magmatik

Gunung Pra-Sunda

Magmatik

Basemen Sedimen Tersier

Stratigrafi

Umur (Ma)

Baru, Ciater,
Siluman, Ratu,
Domas

0.003830.00144

Tangkuban
Perahu Tephra
Tangkuban
Perahu
Piroklastik
Tangkuban
Perahu Andesit
Piroklastik
Sunda
Andesit Sunda

0.009980.00945
0.040-0.022

0.062-0.040
0.205-0.0180
0.56-0.205

Andesit PraSunda

1.1

Batu pasir dan
Lempung

>3.0

7

2.3 Zonasi Kerapatan Patahan Rekahan
Dari penelitian yang dilakukan oleh Hendri (2012), hasil kompilasi peta kerapatan
kelurusan dari setiap azimuth menunjukan nilai kerapatan yang berbeda, namun
dalam hal ini pembagian zona kerapatan diambil berdasarkan nilai rentang
kerapatan yaitu 1.25–2.25 km/km2 dan dianggap mewakili nilai kerapatan yang
tinggi. Berdasarkan besarnya nilai kerapatan, wilayah Tangkuban Perahu dibagi
menjadi tiga zona (Gambar 2) yang dianggap memiliki kerapatan yang tinggi.

Rentan kerapatan
km/km 2

Gambar 2. Tumpangsusun peta geologi dengan peta zonasi kerapatan patahan
rekahan (Hendri, 2012)

8

Hasil analisa kelurusan dikawasan Tangkuban Perahu ini menunjukan minimnya
korelasi besarnya nilai kerapatan dengan banyaknya manifestasi yang muncul
dipermukaan seperti yang ditunjukan pada Gambar 2. Namun besarnya kerapatan
tersebut berkorelasi dengan satuan batuan hasil letusan gunung api tua dengan
litologi berupa breksi, lahar dan lava serta memiliki resistan batuan yang tinggi.
Sedangkan munculnya manifestasi di Tangkuban Perahu diduga dikontrol oleh
struktur utama yang berkembang. Hal tersebut terlihat berdasarkan lokasi
manifestasi terhadap struktur utama.
2.4 Tatanan Manifestasi
Manifestasi panasbumi yang berasosisasi dengan sistem vulkanik terutama gunung
api bertipe strato umumnya berada di puncak gunung dan merupakan daerah pusat
erupsi vulkanik. Manifestasi permukaan yang muncul umumnya terdiri dari
solfatara, fumarol, mata air panas asam dan mud pools. Sedangkan di daerah lereng
gunung, manifestasi permukaan yang muncul berupa mata air hangat yang bersifat
asam ataupun basa serta mata air dingin. Nasution, dkk (2004) membagi zona
manifestasi menjadi tiga bagian yaitu Central Tangkuban Perahu (CTP), North of
Tangkuban Perahu (NTP), dan South of Tangkuban Perahu (STP).
Zona manifestasi CTP atau berada ditengah gunung Tangkuban Perahu,
manifesatisnya berupa fumarol dan mata air panas yang muncul dalam kawah
Domas, memiliki temperatur 90o-95o C. Kemudian terdapat pula fumarol di central
vent dari gunung Tangkuban Perahu, temperaturnya 95o-100oC dan ditemukan
sedikit endapat sulfur.

9

Zona manifestasi NTP atau yang berada di bagian utara dari gunung Tangkuban
Perahu, manifestasi berupa mata air panas Ciater, mata air hangat Batugede, mata
air panas di Batukapur dan mata air panas Ciracas. Zona manifestasi STP berada di
bagian selatan dari gunung Tangkuban Perahu, manifestais berupa mata air panas
di Maribaya dan Cimanggu serta pelepasan panas di Kancah
2.5 Litologi dan Stratigrafi
Berdasarkan Peta Geologi Reginal Bandung pada Gambar 3 (P.H Silitonga, 1973),
daerah penelitian dibagi menjadi beberapa satuan batuan. Diurutkan satuan batuan
atau stratigrafi dari muda ke tua adalah satuan Aluvium (Qa), Kolovium (Qc), Tuf
Pasir (Qyd), Breksi dan Aglomerat (Qyb), Tuf Berbatuapung (Qyt), Hasil Gunung
Api Muda Tak Teruraikan (Qyu), Hasil Gunung Api Tua Tak Teruraikan(Qvu),
Hasil Gunungapi Lebih Tua (Qob), Formasi Citalang (Pt) dan Formasi Kaliwangu
(Pk).
Satuan batuan Aluvium (Qa) terdiri dari batu lempung, lanau, pasir dan kerikil,
terutama endapan sungai sekarang. Kemudian satuan batuan Kolovium (Qc) yang
berasal dari reruntuhan pegunungan hasil gunungapi tua, berupa bongkahan batuan
beku antara andesit-basal, breksi, batu pasir dan lempung tuf. Satuan batuan Tuf
Pasir (Qyd) tuf berasal dari Gunung Dano dan Gunung Tangkuban Perahu (erupsi
“C”, van Bemmelen, 1934), tuf pasiran coklat sangat sarang, mengandung kristalkristal horenblenda yang kasar, lahan lapuk kemerah-merahan, lapisan-lapisan
lapili dan breksi.
Satuan batuan Tuf Berbatuapung (Qyt) terdiri dari batu pasir tufan, lapili, bombom, lava berongga dan kepingan-kepingan andesit basal padat yang bersudut

10

dengan banyak bongkahan dan pecahan batuapung berasal dari Gunung Tangkuban
Perahu. Singkapan satuan batuan Hasil Gunung Api Muda Tak Teruraikan (Qyu)
terdiri dari pasir tufan, lapili, breksi, lava, aglomerat berasal dari Gunung
Tangkuban Perahu. Satuan batuan Hasil Gunung Api Tua Tak Teruraikan (Qvu)
terdiri dari breksi Gunungapi, lahar dan lava berselang-seling. Serta satuan batuan
Hasil Gunungapi Lebih Tua (600m) (Qob) yang terdiri dari breksi, lahar dan pasir
tuf berlapis-lapis dengan kemiringan yang kecil.
Formasi Citalang (Pt) (500-600m) yang berumur Pliosen terdiri dari lapisan-lapisan
napal tufan, diselingi oleh batu pasir dan konglomerat. Formasi Kali Wangu (600m)
(Pk) berumur Plestosen terdiri dari batupasir tufan, konglomerat, batulempung dan
terkadang lapisan-lapisan batupasir gampingan dan batu gamping. Selain itu
terdapat juga lapisan-lapisan tipis gambut dan lignit. Pada batupasir dan
konglomerat terdapat banyak fosil moluska. Formasi Cilanang (Mtjl) terdiri dari
napal tufan dan batu gamping berlapis baik.

Peta Geologi Daerah Penelitian

Antiklin

Batas Kawah

Sesar (garis putus-putus
bila diperkirakan)
A

Gawir Sesar

Sinklin (garis putusputus bila diperkirakan)

B

Gambar 3. Peta Geologi Lembar Bandung (Silitonga, 1973)

Mulut
Gunungapi

Air Panas

BAB III
TEORI DASAR

3.1 Sistem Panasbumi
Sumber panasbumi berasal dari distribusi suhu dan energi panas di bawah
permukaan bumi. Sumber panas di bawah permukaan ini berasal dari intrusi magma
yang menerobos ke permukaan. Magma ini terbentuk karena tumbukan antar
lempeng, lempeng-lempeng ini bergerak secara perlahan-lahan dan menerus.
Karena panas di dalam astenosfer dan panas akibat gesekan, ujung dari lempengan
tersebut hancur meleleh dan mempunyai temperatur tinggi seperti Gambar 4 (proses
magmatisasi).

Gambar 4. Proses magmatisasi karena tumbukan antar lempeng (Anonim, 2013)
Pada dasarnya sistem panasbumi terbentuk sebagai hasil perpindahan panas dari
suatu sumber panas ke sekelilingnya yang terjadi secara konduksi dan secara

13

konveksi. Perpindahan panas secara konduksi terjadi melalui batuan, sedangkan
perpindahan panas secara konveksi terjadi karena adanya kontak antara air dengan
suatu sumber panas.
Pada Gambar 5 memperlihatkan model konseptual panasbumi seperti rekahan dan
patahan yang terdapat di permukaan membuat air dapat masuk ke dalam pori-pori
batuan. Air ini lalu menembus ke bawah maupun ke samping selama ada celah
untuk air dapat mengalir. Ketika air samapai ke sumber panas (heat source) maka
temperatur air akan meningkat, maka air akan menguap sebagian dan sebagian lagi
akan tetap menjadi air dengan suhu yang tinggi. Fluida panas ini mentransfer panas
ke batuan sekitar dengan proses konveksi, jika temperatur meningkat maka akan
mengakibatkan bertambahnya volume dan juga tekanan.

Gambar 5. Model konseptual Sistem Panasbumi (Putrohari, 2009)

14

Fluida panas akan menekan batuan sekitarnya untuk mencari celah atau jalan keluar
dan melepaskan tekanan. Karena tekananya lebih tinggi dibandingkan tekanan di
permukaan maka fluida akan bergerak naik melalui celah-celah. Fluida tersebut
akan keluar sebagai manifestasi permukaan. Bisa dikatakan bahwa dengan adannya
pemunculan beberapa manifestasi terdapat sistem panasbumi dibawah permukaan
daerah sekitar tempat pemunculan manifestasi-manifestasi seperti mata air panas,
kubangan lumpur panas (mud pools), geyser dan manifestasi panasbumi lainnya.
Sercara garis besar sistem panasbumi dikontrol oleh adanya sumber panas (heat
source), batuan reservoir, lapisan penutup, keberadaan struktur geologi dan daerah
resapan air (Suharno, 2010).
Hochstein dan Browne, (2000) mengkategorikan sistem panasbumi menjadi tiga
sistem, yaitu :
1. Sistem hidrotermal, merupakan proses transfer panas dari sumber panas ke
permukaan secara konveksi, yang melibatkan fluida meteoric dengan atau
tanpa jejak dari fluida dari magmatic. Daerah rembesan berfasa cair dilengkapi
air meteoric yang berasal dari daerah resapan. Sistem ini terdiri atas : sumber
panas, reservoir dengan fluida panas, daerah resapan dan daerah rembesan
panas berupa manifestasi
2. Sistem vulkanik, merupakan proses transfer panas dari dapur magma ke
permukaan melibatkan konveksi fluida magma. Pada sistem ini jarang
ditemukan adanya fluida meteoric.

15

3. Sistem vulkanik-hidrotermal, merupakan kombinasi dua sistem di atas, yang
diwakili dengan air magmatik yang naik kemudian bercampur dengan air
meteorik.
Temperatur suatu sistem panasbumi diklasifikasikan menjadi tiga berdasarkan
tempratur reservoir :
- Tinggi (temperatur reservoir lebih besar dari 225 o C)
- Sedang/intermediet (temperatur reservoir 125oC hingga 225 oC)
- Rendah (tempratur reservoir lebih kecil dari 125 oC)
Sedangkan berdasarkan fase fluida di dalam reservoir, sistem panasbumi terbagi
menjadi 2 (Saptadji, 2011), yaitu :
1. Single Phase System
Reservoir megandung air panas dengan temperatur sekitar 90oC hingga 180 oC dan
tidak ada pendidihan yang terjadi di reservoir. Reservoir pada sistem ini termasuk
sistem panasbumi bertemperatur rendah. Jika reservoir ini dibor, maka yang keluar
berupa air karena rekahannya masih sangat tinggi.
2. Two Phase System

Two phase system terbagi menjadi 2, yaitu :
a. Vapour Dominated System
Merupakan sistem tertutup dimana sangat sedikit rechargeable water, air bisa
meresap namun sangat lama akibat berputar-putar di reservoir dan tidak ada outflow
sehingga mengkibatkan adanya arus konveksi. Hal ini lama-kelamaan akan
mengkibatkan batuan reservoir menjadi homogen dan temperatur maupun tekanan
fluida menjadi relatif konstan seperti ditunjukan pada Gambar 6. Fluida di reservoir

16

yang didominasi oleh uap akibat temperatur dan tekanan yang sangat tinggi,
menghasilkan manifestasi berupa fumarol dan acid hot spring.

Gambar 6. Kondisi hidrologi dari sistem dominasi uap (Simmons, 1998)
b. Water Dominated System

Gambar 7. Kondisi hidrologi dari sistem dominasi air (Simmons, 1998)
Merupakan sistem terbuka yang mana terdapat rechargeable water. Reservoir
mengadung air dan uap namun lebih didominasi oleh air. Pada sistem ini terdapat
outflow sehingga jenis manifestasinya lebih beragam. Adanya outflow dan
rechargeable water membuat energi terlepas sehingga temperatur dan tekanan di
reservoir berubah seiring dengan kedalamnya. Semakin dalam kedalamnya maka

17

semakin tinggi tekanannya seperti yang ditunjukan di Gambar 7. Sedangkan
temperatur di reservoir memiliki gradien panasbumi yang sangat kecil. Di atas
reservoir terjadi arus konduksi sama seperti sistem vapour dominated.
3.2 Metode Magnetotellurik (MT)

Metode Magnetotellurik (MT) merupakan salah satu metode geofisika yang dinilai
paling baik digunakan dalam eksplorasi panasbumi karena kemampuannya untuk
memetakan nilai resistivitas batuan di sistem panasbumi (Oskooi, 2005 dalam
Agung, 2009). Metode MT adalah metode elektromagnetik pasif yang melibatkan
pengukuran fluktuatif medan listrik dan medan magnet alami yang saling tegak
lurus di permukaan bumi dari kedalaman beberapa meter hingga kilometer
(Simpson, 2005).

Gambar 8. Interaksi gelombang EM dengan medium bawah permukaan bumi
(Unsworth, 2008 dalam Agung, 2009)

18

Konsep gelombang elektromagnet yang mendasari metode MT dapat diwakili oleh
Gambar 8 medan elektromagnet alami (medan elektromagnet primer) sebagai
sumber metode MT sampai ke bumi dengan memiliki variasi terhadap waktu.
Medan elektromagnet tersebut menginduksi ore body dibawah permukaan Bumi
sehingga timbul arus telluric yang meng-generate medan elektromagnet sekunder.
Lalu receiver (RX) yang berada dipermukaan menangkap total medan
elektromagnet sebagai penjumlahan dari medan elektromagnet primer dan sekunder
( Daud, 2011 dalam Rulia, 2012).
Bumi memiliki medan magnet yang konstan, namun yang dibutuhkan dalam
metode MT bukanlah medan magnet yang konstan, melainkan medan magnet yang
berubah-ubah terhadap waktu, karena medan magnet yang berubah-ubah terhadap
waktu dapat meng-generate medan listrik. Variasi medan elektromagnet berasal
dari petir ataupun interaksi dari solar wind dengan lapisan megnetosphare Bumi
(Newman dkk, 2005 dalam Agung, 2009).
3.2.1

Hukum Maxwell

Magnetotellurik menggunakan gelombang elektromagnet sebagai media untuk
mengetahui struktur resistivitas bawah permukaan. Perilaku

gelombang

elektromagnet dideskripsikan dalam Hukum Maxwell yang merupakan gabungan
dari beberapa Hukum kelistikan kemagnetan yang telah ada sebelumnya.
Keempat Hukum Maxwell ini di temukan secara terpisah namun kemudian
digabungkan oleh Maxwell karena keterkaitannya.
∇ × ⃑ = ⃑+

⃑

(1)

19

∇× ⃑ =−

⃑

∇. ⃑ = 0

∇. ⃑ =

(2)
(3)
(4)

Dengan ⃑ adalah medan magnetik (Ampere/ meter), ⃑ adalah medan listrik (volt/

meter), ⃑ adalah induksi magnetik (Weber / meter2), ⃑ adalah displacement current

(Ampere/meter2), ⃑ adalah rapat arus listrik (Ampere/meter2) dan adalah densitas
muatan listrik (Coulomb/meter3).

Hukum Maxwell yang pertama merupakan Hukum Ampere yang mendeskripsikan
aliran arus listrik yang mengakibatkan terbentuknya sirkulasi medan magnet. Arus
terbagi menjadi dua jenis yaitu arus konduktif dan displacement current, arus
konduktif adalah arus yang mengalir secara konduksi sedangkan displacement
current adalah arus yang mengalir secara radiasi.
Keberadaan arus konduktif maupun displacement current atau keduanya dapat
menyebabkan terjadinya medan magnet. Salah satu contoh aplikasi Hukum Ampere
atau Hukum Maxwell 1 ini adalah kumparan.
Hukum Maxwell kedua merupakan Hukum Faraday yang mendeskripsikan bahwa
medan listrik sekitar loop tertutup terbentuk karena adanya perubahan induksi
magnetik terhadap waktu yang menembus loop tersebut, salah satu aplikasi dari
Hukum Maxwell 2 ini adalah dinamo lampu sepeda. Aspek magnetik yang
berhubungan langsung dengan medan listrik adalah induksi magnetik ( ⃑) bukan

medan magnet ( ⃑). Hal ini disebabkan karena medan magnet hanya bisa diukur

setelah medan magnet tersebut berinteraksi dengan medium (Persamaan 2).

20

Sebelum ke Hukum Maxwell ketiga ada baiknya meninjau Hukum Maxwell
keempat, mendeskripsikan bahwa sumber displacement current adalah keberadaan
muatan listrik (4). Displacement current disebabkan muatan yang mengalir secara
radiasi dari satu plat konduktor ke plat konduktor lainya. Aplikasi displacement
current ini adalah kapasitor, Persamaan (3) mendeskiripsikan bahwa displacement
current adalah medan listrik yang berinteraksi dengan medium. Peran displacement
current serupa dengan induksi magnetik namun induksi mangntik memiliki sumber.
Hal ini menjelaskan bahwa muatan magnetik tidak pernah ada.
Deskripsi hubungan medan magnetik dan listrik terhadap medium adalah :
⃑=

⃑

⃑=

⃑

⃑=

(5)

⃑

(6)
(7)

Dimana adalah permitivitas material (farad/meter) ;
permitivitas ruang vakum (8.85 x 10-12) farad/meter,
medium,

=

,

adalah permitivitas relatif

adalah permebilitas magnetik material (henry/meter),

permeabilitas magnetik ruang vakum (4 × 10 ) (henry/meter),
permeabilitas

magnetik

relatif

medium

dan

adalah

konduktiivitas

adalah
adalah
material

(siemen/meter)
Untuk menyederhanakan masalah, sifat fisik medium diasumsikan tidak bervariasi
trehadap waktu dan posisi (homogen isotropik). Dengan demikian akumulasi
muatan seperti dinyatakan pada Persamaan (3) tidak terjadi dan Persamaan
Maxwell
∇× ⃑ =−

⃑

(8)

21

∇× ⃑=

+

∇∙ ⃑ =0

⃑

(9)
(10)

∇∙ ⃑=0

(11)

Tampak bahwa dalam persamaan yang dinyatakan oleh Persamaan (8 s/d 11) hanya
terdapat 2 variabel yaitu medan listrik E dan medan magnet H. Dengan operasi curl
terhadap Persamaa (8) dan (9) sehingga :
∇ × ∇ × E⃑ = −

∇ × ∇ × H⃑ = −

⃑
⃑

−

−

⃑

(12)

⃑

(13)

Dari Persamaan 12 dan 13 dapat disederhanakan lagi, maka kita akan dapatkan
persamaan gelombang (Persamaan telegrapher) untuk medan listrik dan medan
magnet sebagai berikut
∇ E⃑ =

∇ H⃑ =

⃑
⃑

+

+

⃑
⃑

(14)
(15)

Persamaan difusi atau Persamaan telegrapher yang menunjukan sifat dari
gelombang dari medan elektromagnet yaitu sifat difusif dan sifat gelombang yang
pada penjalarannya berganti pada frekuensi yang digunakan.
Dari solusi medan magnet dan medan listrik untuk medium homogen amplitudo
gelombang elektromagnet mengalami atenuasi secara eksponensial terhadap
kedalaman. Skin depth didefinisikan sebgai kedalaman suatu medium homogen
dimana amplitudo gelombang elektromagnet telah tereduksi 1/e dari permukaan
bumi yang dideskripsikan oleh persamaan ;

22

=|

Dengan

Dimana

=

|

=

(16)

=

(17)

= 4 × 10 H/m,
≈ 500

=2

sebagai resistivitas bumi dan

= 2 /T, sehingga skin depth :
(18)

sebagai frekuensi gelombang yang

digunakan. Persamaan di atas menyatakan bahwa penetrasi kedalaman atau skin
depth bergantung pada nilai resistivitas batuan bawah permukaan dan frekuensi
yang digunakan.
3.2.2

Tensor Impedansi

Salah satu komponen medium yang mang mendeskripsikan hubungan resistensi
terhadap gelombang EM adalah impedansi (Z). Impedansi merupakan tensor yang
menghubungkan medan listrik dengan medan magnet.
⃑= ⃗⃑

(19)

Dengan diperhitungkannya dimensi medan listrik maupun magnet, maka dimensi Z
pun diperhitungkan memodifikasi Persamaan (19) untuk struktur lateral
inhomogen.
(20)

=

Maka didapatkan
=

=

+

+

(21)
(22)

23

Dimana untuk 1D,
dan

≠

≠ 0 dan

3.2.3

=

= 0dan

=−

≠ 0, untuk 2D,

=

≠ 0 dan untuk pemodelan struktur yang lebih rumit lagi,
≠

≠ 0,

=0

≠

Model MT 1-Dimensi

Pada pemodelan 1-dimensi distribusi resistivitas medium hanya bergantung pada
kedalaman saja. Distribusi resistivitas tersebut diperoleh dari perbandingan medan
listrik dan medan magnt yang menjalar secara tegak lurus dibawah permukaan bumi
pada arah osilasi yang konstan (Xiao, 2004 dalam Agung, 2009). Gelombang
tersebut akan teratenuasi dengan bertambahnya kedalaman serta dipengaruhi oleh
frekuensi gelombang dan nilai resisstivitas medium yang dilalui.
Agung (2009) menjabarkan medan listrik dan medan magnet kedalam perasamaan;
⃑ = ⃑
⃑ =

(23)

,

⃑

(24)

Dan untuk mengetahui informasi struktur resistivitas bumi di tempat pengukuran (z
= 0), maka perbandingan antara medan listrik dan medan magnet secara tegak lurus
dapat diketahui nilai impedansinya yaitu ;
⃗=

⃑

(25)

⃑

Dari Persamaan (23) dan (24 ) impedansi
⃗

=

⃑

⃑

=

(

√

)

⃗ adalah ;

(26)

Sehingga didapatkan nilai resistivitas semu (apparent resistivity) dari hasil tersebut
dapat diformulasikan menjadi ;

24

=

⃑

(27)

⃑

Serta fase dari gelombang tersebut dapat didefinisikan kedalam persamaan ;
= tan

z⃗

(28)

Besar nilai fase merupakan besarnya nilai sudut fase antara medan listrik dan medan
magnet. Metode magnetotelurik sensitif terhadap perubahan resistivitas dengan
kedalaman, ketika resistivitas meningkat dengan kedalaman fase kurang
ketika resistivitas menurun dengan kedalamam, fase lebih besar dari

dari

(Unsworth,

2013).
3.3 Motode Geokimia
Tujuan metode geokimia digunakan dalam penelitian eksplorasi panasbumi adalah
untuk mengkaji kemungkinan pengembangan sumber daya panasbumi. Data yang
sering digunakan dalam metode geokimia ini adalah data kimia manifestasi air
panas, data isotop, data kimia tanah dan gas tanah. Data tersebut digunakan untuk
mengkaji kemungkinan pengembangan sumber daya panasbumi yang meliputi
berbagai parameter seperti (Lawless, 1996 dalam Hutapea, 2010):
-

Ukuran sumberdaya (resource size)

-

Perkiraan temperatur reservoir (resource temperature)

-

Permeabilitas formasi (formation permeability)

3.3.1

Kesetimbangan ion

Salah satu cara untuk melakukan evaluasi terhadap kelayakan analisa kimia adalah
dengan melakukan pengecekan kesetimbangan ion. Hal ini berarti membandingkan

25

konsentrasi molal spesies-spesies bermuatan positif dengan jumlah konsentrasi
molal spesies-spesies bermuatan negatif. Kandungan ion-ion bermuatan positif
(kation) seperti Ca2+, Mg2+, Na+, K+, Li+, Rb+, Cs+, Mn2+, Fe2+, Al3+, NH4+.
Kandungan ion-ion bermuatan negatif (anion) Cl-, SO42-, HCO3-, F-, I-, Br-. Serta
ion-ion spesies nertal SiO2, NH3, B, CO2, H2S, NH3.
Untuk mencari kesetimbangan ion, terlebih dahulu dilakukan perhitungan meq
anion dan kation dengan rumus berikut :

=

(29)

×

Setelah didapatkan jumlah meq dari seluruh kation dan anion dari unsur dan
senyawa di atas, kemudian dilakukan perhitungan kesetimbangan ion dengan
persamaan berikut ini (Nicholson, 1993).
=

(∑

(∑

∑

∑

)

)

× 100% (30)

Nilai kesetimbangan ion dapat bervariasi, tetapi suatu hasil analisis kimia dikatakan
layak jika kesetimbangan ini tidak lebih dari 5%. Namun tidak berarti bahwa hasil
analisa yang mempunyai kesetimbangan diatas 5% tidak layak digunakan dalam
interpretasi. Mata air panas yang mempunyai kesetimbangan ion >5% sangat
dipengaruhi oleh tipe dan proses yang dialami tersebut (Nicholson, 1993).
3.3.2

Geoindikator dan Tracer

Zat–zat terlarut dibagi dalam dua kategori yaitu geoindikator dan tracer
(Giggenbach, 1991 dalam Aribowo, 2011 ). Tracer secara geokimia bersifat inert
yang artinya akan sulit bereaksi dengan senyawa lain dan apabila berada dalam

26

fluida panasbumi akan bersifat tetap dan dapat dilacak asal – usulnya. Contoh dari
tracer ini adalah klorida dan boron. Boron dalam bentuk H3BO3 atau HBO2
merupakan unsur diagnostik yang artinya dapat digunakan untuk melacak asal–usul
dari fluida panasbumi. Geoindikator adalah zat terlarut yang bersifat reaktif dan
mencerminkan lingkungan ekuilibrium atau kesetimbangan, misalnya Na, K, Li,
Rb. dan Cs.
Konsentrasi Na dan K dikontrol oleh interaksi fluida dengan batuan yang
bergantung pada temperatur. Na merupakan kation utama pada fluida panasbumi
dengan konsentrasi yang berkisar 200 – 2000 ppm. Apabila perbandingan Na
dengan K semakin kecil maka dapat diinterpretasikan bahwa temperatur semakin
tinggi.
Li, Rb dan Cs merupakan unsur yang mudah larut dari batuan. Li, Rb dan Cs
merupakan unsur yang sering dipakai bersama Cl dan B untuk karakterisasi fluida.
Ketiga unsur ini mudah bergabung dengan mineral sekunder, sehingga diprediksi
semakin jauh jarak migrasi dari fluida ke permukaan maka konsentrasinya akan
semakin berkurang. Konsentrasi umum Li berkisar < 20 ppm, Rb < 2 ppm dan Cs
< 2 ppm. Li sering terserap oleh mineral klorit, kuarsa dan mineral lempung
sehingga pada zona upflow rasio B/Li rendah sedangkan pada zona outflow rasio
B/Li tinggi.
Penggunaan Cl, B, Li, Na, K dan Mg sebagai geoindikator dan tracer diterapkan
dengan metode sederhana yaitu plotting pada diagram segitiga (ternary plot).
Plotting ini merupakan cara yang tepat untuk mengkaji aspek kimia fluida mata air
panas maupun fluida sumur panasbumi.

27

3.3.2.1 Diagram Segitiga Cl – SO4 – HCO3
Penggunaan komponen anion yang berupa Cl, SO4 dan HCO3 bermanfaat untuk
mengetahui komposisi fluida panasbumi karena anion – anion tersebut merupakan
zat terlarut yang paling banyak dijumpai dalam fluida panasbumi. Cl, SO4 dan
HCO3 dapat digunakan untuk menginterpretasi kondisi dan proses yang
berlangsung di dekat permukaan (kurang dari 1km) (Herdianita, 2006).
Konsentrasi Cl tinggi dalam mata air mengindikasikan air berasal langsung dari
reservoir, dengan minimal pencampuran atau pendinginan secara konduksi. Kadar
Cl rendah pada air (yang tidak menunjukkan karakteristik uap-panas) dari mata air
panas adalah karakteristik dari pengenceran air tanah. Konsetrasi dapat berkisar
dari 100000 mg/kg, namun nilai-nilai orde 1000mg/kg adalah khas
dari klorida-jenis air.

Gambar 9. Diagram Segitiga Cl – SO4 – HCO3 (Simmons, 1998)

28

Plotting ke diagram segitiga CL-SO4-HCO3 seperti yang ditujukkan pada Gambar
9 agar mempermudah dalam pengelompokan serta pemeriksaa trend sifat kimia
fluida. Posisi data pada diagram segitiga dapat ditentukan dengan persamaan
sebagai berikut :
S = [Cl] + [SO4] + [HCO3]

(31)

% Cl = ( 100 [Cl] ) / S

(32)

% SO4 = ( 100 [SO4] ) / S

(33)

% HCO3 = ( 100 [HCO3] ) / S

(34)

Catatan : konsentrasi dinyatakan dalam mg/kg atau ppm.
3.3.2.2 Diagram segitiga Cl – Li – B
Proporsi relatif B dan Cl untuk fluida–fluida dengan asal usul yang sama umumnya
tetap. B dan Cl dapat dipakai untuk mengevaluasi proses pendidihan dan
pengenceran. Pada T tinggi ( >400˚C ), Cl terdapat sebagai HCl dan B sebagai
H3BO3, keduanya bersifat volatil dan mudah bergerak pada fase uap. HCl dan
H3BO3 berasal dari magmatic brine. Apabila fluida mendingin HCl terkonversi
menjadi NaCl, B tetap berada pada fase uap dan Li bergabung pada larutan. Li
sering terserap klorit, Qz, dan min lempung, sehingga pada zona upflow rasio B/Li
rendah sedang pada zona outflow rasio B/Li tinggi (Aribowo, 2011).
B (boron) bentuk H3BO3 atau HBO2 merupakan unsur diagnostik. Air klorida dari
mata air atau sumur biasanya mengandung 10-50 ppm B. Kandungan B yang sangat
tinggi (hingga ratusan ppm) biasanya mencirikan asosiasi sistem panasbumi dengan
batuan sedimen yang kaya zat organik atau evaporit Rasio B/Cl sering dipakai
untuk prediksi asal-usul fluida (Nicholson, 1993).

29

Gambar 10. Diagram Segitiga Cl – Li – B (Simmons, 1998)
Kandungan relatif Cl, Li dan B dapat memberikan informasi mengenai kondisi di
bawah permukaan hingga kedalaman sekitar 5 km (Herdianita, 2006). Pengeplotan
pada diagram segitiga Cl-Li-B yang ditunjukan pada Gambar 10 dapat digunakan
untuk menentukan jenis menifestasi temasuk upflow atau outflow. Kemudian dari
perbandigan B/Cl dapat digunakan sebagai indikator kesamaan reservoir.
Pengeplotan data pada diagram segitiga Cl – Li – B memerlukan faktor skala karena
adanya perbedaan nilai konsentrasi yang sangat besar di antara ketiga komponen
tersebut. Perhitungannya sebagai berikut :
S = [Cl] / 100 + [Li] + [B] / 4

(32)

% B = ( ([B]/4) /S ) .100

(33)

% Li = ([Li]/S ) .100

(34)

% Cl = [Cl] / S

(35)

30

3.3.2.3

Diagram segitiga Na – K – Mg

Geotermometer air berdasakan pada konten Na-K dan Na-K-Ca yang menyediakan
alat yang sangat baik untuk evaluasi kondisi lebih dalam suatu sistem panasbumi.
Sebagian besar timbul masalah dalam penggunaannya dari aplikasi mereka dengan
ketidakcocokan sampel serta perbedaan awal jenis fluida yang bergantung pada pH
dan kandungan relatif Cl, SO4 dan HCO3. Plot segitiga Na-K-Mg (Gambar 11)
memberikan penilaian lebih lanjut dari kesesuaian analisis air untuk aplikasi
geoindikator zat terlarut ionik. Dasar pemikiran memakai Na – K – Mg adalah
reaksi – reaksi sebagai berikut :
Na+ + K Feldspar = Na Feldspar + K+
2.8 K Feldspar + 1.6 H2O + Mg2+ = 0.8 K Mika + 0.2 Klorida + 5.4 SiO2 + 2K+

Gambar 11. Diagram Segitiga Na – K – Mg (Simmons, 1998)

31

Plotting posisi data pada diagram segitiga Na – K – Mg :

3.3.3

S = ([Na]/1000) + ([K] / 100 ) + [Mg]1/2

(36)

% Na = [Na] / 10.S

(37)

% Mg = ( 100 [Mg]1/2 ) / S

(38)

Geotermometer

Geotermometer merupakan cara untuk memperkirakan tempertur reservoir
panasbumi yang berdasarkan pada keberadaan zat-zat terlarut pada fluida
panasbumi, dimana konsentrasi fluida tersebut sangat bergantung pada temperatur.
Tiap geotermometer memiliki keterbatasan sehingga penerapannya harus sangat
hati-hati untuk menghindari kekeliruan interpretasi. Berikut adalah beberapa jenis
geotermometer.
3.3.3.1

Geotermometer silika

Pada fluida reservoir bersuhu > 220oC kuarsa dapat mengendap akibat pendinginan
perlahan, apabila pendinginan berlangsung dengan sangat cepat (misalnya pada
mulut mata air) maka yang terbentuk/mengendap adalah silika amorf (Gambar 12)
di mana kurva A adalah kelarutan kuarsa tanpa steam loss, B koreksi dengan steam
loss dan C adalah kurva kelarutan silika amorf. Berdasar data simulasi variasi
kelarutan atau konsentrasi silika terhadap variasi temperatur seperti pada Gambar
12 maka secara logika kita bisa memperkirakan temperatur fluida apabila kita
memiliki data konsentrasi silika di dalam fluida (dari analisis kimia sampel air).
Dari kurva terlihat bahwa pada suhu rendah silika amorf lebih mudah larut daripada
kuarsa. Secara umum kelarutan silika dikontrol oleh silika amorf pada T rendah dan
kuarsa pada T tinggi

32

Gambar 12. Diagram kelarutan silika terhadap temperatur (Aribowo, 2011)
Suhu batas untuk silika geothermometer cenderung menjadi sekitar 250o C, karena
di atas suhu ini silika larut dan mengendap sangat cepat-lebih cepat untuk
konsentrasi silika dalam larutan agar tetap konstan sebagai cairan yang keluarkan
ke permukaan. Geotermometer silika dibuat berdasar kelarutan berbagai jenis silika
dalam air sebagai fungsi dari temperatur yang ditentukan dengan simulasi /
eksperimen. Reaksi yang menjadi dasar pelarutan silika dalam air adalah:
SiO2 (s) + 2 H2O →H4SiO4
Pada kebanyakan sistem panasbumi, fluida di kedalaman mengalami ekuilibrium
dengan kuarsa.
Berbagai jenis persamaan geotermometer silika ditampilkan pada Tabel 2 (hasil
simulasi beberapa peneliti), di mana penerapannya sangat tergantung kepada
kondisi fluida dan jenis endapan silika yang dijumpai (keterangan : C = konsentrasi
SiO2 pada fluida dalam ppm).

33

Tabel 2. Persamaan geotermometer silica (Aribowo, 2011)
Geothermometer

Persamaan

Referensi

Quartz-no steam
loss

T = 1309 / (5.19 – log C) - 273.15

Fournier
(1977)

Quartz-maximum
steam
loss at 100 oC

T = 1522 / (5.75 - log C) - 273.15

Fournier
(1977)

Quartz
Quartz

T = 42.198 + 0.28831C - 3.6686 x 10-4
C2 + 3.1665 x
10-7 C3 + 77.034 log C
T = 53.500 + 0.11236C - 0.5559 x 10-4
C2 + 0.1772 x
10-7 C3 + 88.390 log C

Fournier and
Potter
(1982)
Arnorsson
(1985)

Chalcedony

T = 1032 / (4.69 - log C) - 273.15

Fournier
(1977)

Chalcedony

T = 1112 / (4.91 - log C) - 273.15

Arnorsson
(1983)

Cristobalite

T = 1000 / (4.78 - log C) - 273.15

Fournier
(1977)

Opal

T = 781 / (4.51 - log C) - 273.15

Fournier
(1977)

Amorphous silica

T = 731 / (4.52 - log C) - 273.15

Fournier
(1977)

Persamaan-persamaan pada tabel tersebut dikembangkan berdasar pendekatan
terhadap nilai kurva kelarutan macam-macam mineral silika (kuarsa, kalsedon,
kristobalit, opal, dan silika amorf).
3.3.3.2

Geotermometer Na-K

Respon rasio konsentrasi Na terhadap K yang menurun terhadap meningkatnya
temperatur fluida didasarkan pada reaksi pertukaran kation yang sangat bergantung
pada suhu yaitu:
K+ + Na Felspar → Na+ + K Felspar
Albit
adularia
T >>>
T 180 oC. Geotermometer ini punya keunggulan yaitu tidak banyak
terpengaruh oleh dilution maupun steam loss. Geotermometer ini kurang bagus
untuk T< 100oC, juga untuk air yang kaya Ca/ banyak berasosiasi dengan endapan
travertin. Tabel 3 berikut menampilkan beberapa persamaan geotermometri Na-K
Tabel 3. Beberapa rumus geotermometri Na-K (Aribowo, 2011)
Persamaan

Referensi

T=[855.6/(0.857+log(Na/K))]-273.15

Truesdell (1976)

T=[833/(0.780+log(Na/K))]-273.15

Tonani (1980)

T=[1319/(1.699+log(Na/K))]-273.15 (250-350 oC)

Arnorsson et al. (1983)

T=[1217/(1.483+log(Na/K))]-273.15

Fournier (1979)

T=[1178/(1.470+log (Na/K))]-273.15

Nieva and Nieva (1987)

T=[1390/(1.750+log(Na/K))]-273.15

Giggenbach (1988)

3.3.3.3

Geotermometer Na-K-Ca

Geotermometer ini diterapkan untuk air yang memiliki konsentrasi Ca tinggi.
Geotermometer ini bersifat empiris dengan landasan teori yang belum dipahami
secara sempurna (Giggenbach, 1988 dalam Aribowo, 2011). Batasan teoritis untuk
geotermometer ini adalah ekuilibrium antara Na dan K Felspar serta konversi
mineral kalsium alumino silikat (misalnya plagioklas) menjadi kalsit. Asumsi yang
digunakan untuk membuat persamaan geotermometer Na-K-Ca adalah sebagai
berikut:

35

1. ada kelebihan silika (biasanya benar)
2. aluminium tetap berada pada fasa padat (biasanya benar karena fluida biasanya
miskin Al)
Rumus persamaan untuk geotermometer ini adalah:
T=[1647/ (log (Na/K)+ (log (Ca/Na)+2.06)+2.47)] -273.15
Ada 2 uji untuk menerapkan geotermometer ini:
1. jika log(Ca/Na)+2.06< 0, gunakan =1/3 dan hitung TC
2. jikalog(Ca/Na)+2.06> 0, gunakan

=4/3 dan hitung TC, jika T terhitung

100C ,
hitung ulang TC dengan =1/3
Kisaran temperatur yang bagus untuk geotermometer Na-K-Ca adalah 120-200oC,
selebihnya tidak terlalu bagus. Keterbatasan lainnya adalah temperatur sangat
dipengaruhi oleh perubahan konsentrasi karena boiling dan dilution. Boiling
menyebabkan loss of CO2, terjadi pengendapan kalsit, Ca keluar dari larutan,
sehingga T hasil perhitungan terlalu tinggi.
Fluida panasbumi dengan T>180oC kebanyakan mengandung sedikit Mg (180) yang
mengandung Mg terlarut tinggi.
a.

Jika T hasil perhitungan geotermometer 50 dianggap bahwa air berasal dari kesetimbangan pada suhu yang
lebih rendah (T hampir sama dengan suhu terukur)

d.

Jika T > 70 oC dan R < 50, gunakan R untuk mencari oT Mg dari grafik koreksi
Mg

e.

Hitung T Na-K-Ca terkoreksi dengan cara:

f.

T Na-K-Ca (koreksi Mg) = T Na-K-Ca terhitung - oT Mg

Koreksi Mg biasanya diterapkan untuk sistem panasbumi yang relatif “dingin”,
cocok dipakai untuk mata air-mata air pada kondisi sub boiling dengan discharge
rate tinggi.
3.4 Pengenalan MatLab
MatLab (Matrix Laboratory) adalah sebuah program untuk analisis dan komputasi
numerik dan merupakan suatu bahasa pemrograman matematika lanjutan yang
dibentuk dengan dasar pemikiran menggunkan sifat dan bentuk matriks. Pada
awalnya, program ini merupakan interface untuk koleksi rutin-rutin numerik dari
proyek LINPACK dan EISPACK, dan dikembangkan menggunkan bahasa
FORTRAN namun sekarang merupakan produk komersial dari perusahaan
Mathworks,

Inc

yang

dalam

perkembangan

selanjutnya

dikembangkan

menggunakan bahasa C++ dan assembler (utamanya untuk fungsi-fungsi dasar
MatLab).
MatLab telah berkembang menjadi sebuah environment pemrograman yang
canggih yang berisi fungsi-fungsi built-in untuk melakukan tugas pengolahan
sinyal, aljabar linier, dan kalkulasi matematis lainnya. MatLab juga berisi toolbox

37

yang berisi fungsi fungsi tambahan untuk aplikasi khusus . MatLab bersifat
extensible, dalam arti bahwa seorang pengguna dapat menulis fungsi baru untuk
ditambahkan pada library ketika fungsi-fungsi built-in yang tersedia tidak dapat
melakukan tugas tertentu. Kemampuan pemrograman yang dibutuhkan tidak terlalu
sulit bila Anda telah memiliki pengalaman dalam pemrograman bahasa lain seperti
C, PASCAL, atau FORTRAN.
MatLab merupakan merk software yang dikembangkan oleh Mathworks.Inc
merupakan software yang paling efisien untuk perhitungan numerik berbasis
matriks. Dengan demikian jika di dalam perhitungan kita dapat enformulasikan
masalah ke dalam format matriks maka MatLab merupakan software terbaik untuk
penyelesaian numeriknya. MatLab (MATrix LABoratory) yang merupakan bahasa
pemrograman tingkat tinggi berbasis pada matriks sering digunakan untuk teknik
komputasi numerik, yang digunakan untuk menyelesaikan masalah-masalah yang
melibatkan operasi matematika elemen, matrik, optimasi, aproksimasi dll. Sehingga
Matlab banyak digunakan pada :


Matematika dan Komputansi



Pengembangan dan Algoritma



Pemrograman modeling, simulasi, dan pembuatan prototipe



Analisa Data , eksplorasi dan visualisasi



Analisis numerik dan statistik



Pengembangan aplikasi teknik

BAB V
HASIL DAN PEMBAHASAN

5.1 Metode Geokimia
Analisis kimia menggunakan data sekunder berupa data kimia unsur dari sampel air
yang diambil dari beberapa manifestasi yang tersebar di sekitar area lapangan panas
bumi “TP”. Sampel yang diambil berasal dari manifestasi air panas Domas, Ciater,
Batugede, Batukapur, Ciracas, Maribaya, Kancah, Langu serta mata air panas
Cimangu seperti yang ditunjukan pada Gambar 14.

Gambar 14. Peta pesebaran manifestasi mata air panan lapangan panas bumi “TP”

43

5.1.1

Kesetimbangan ion

Sebelum melakukan pengolahan data geokimia yang ada, data yang ada diolah
dengan menggunakan metode kesetimbangan ion, yaitu metode yang ditujukan
untuk mengetahui tingkat kesetimbangan antara ion positif dan ion negatif dari
sampel air panas yang telah diambil. Ion negtif dan positif dikatakan
setimbang/layak jika nilai kesetimbangan ion kurang atau sama dengan 5%. Berikut
adalah nilai presentase dari kesetimbangan ion dari sampel air panas lapangan panas
bumi “TP”. Ditunjukan pada kolom yang berwarna kuning pada Tabel 5.
Dapat dilihat pada tabel 5 nilai kesetimbangan ion bervariasi 0% - 73%, hasil
analisis kimia dikatakan layak jika kesetimbangan ini tidak lebih dari 5%
Kesetimbangan ion yang kurang dari atau sama dengan 5% terdapat pada sampel
mata air panas BG-1, BG-2, Bg-5, Bk-1, Bk-2, Cr-3, Cr-4, Cr-5, Mr-4 dan Jb-1.
Nicholson (1993) menyatakan bahwa tidak berarti bahwa hasil analisa yang
mempunyai kesetimbangan diatas 5% tidak layak digunakan dalam interpretasi.
Mata air panas yang mempunyai kesetimbangan ion >5% sangat dipengaruhi oleh
tipe dan proses yang dialami tersebut.
5.1.2

Tipe Air Panas

Fluida panas bumi dibedakan berdasarkan kandungan anion utama yaitu Cl(klorida), SO42- (Sulfat) dan HCO3- (bi