Konsep Tektonik Lempeng Terjadinya Panas Bumi

            Prinsip-prinsip dasar tektonik lempeng menyatakan bahwa: lapisan paling luar dari bumi ini dianggap sebagai terdiri dari bahan yang bersifat keras dan kaku (rigid) yang dinamakan litosfer. Litosfer ini bentuknya terpecah-pecah menjadi beberapa keping sehingga memungkinkan tiap keping dapat bergerak ralatif satu terhadap lainnya (Asikin S, modifikasi). Keping keping ini selanjutnya disebut sebagai lempeng yang dibagi menjadi dua yaitu lempeng benua (continental crust) dengan berat jenis berkisar ± 2,7 dan lempeng samudra (oceanic crust) dengan berat jenis berkisar ± 3,3. Litosfer berada diatas lapisan yang bersifat lunak (cair) yang disebut sebagai lapisan astenosfer. Meskipun mungkin saja ada perbedaan dalam susunan petrologinya, tetapi perbedaan yang utama antara keduanya adalah didasarkan kepada perbedaan viskositas/kekentalan yang sangat menonjol.

            Menurut Hazuardi, pada lempeng samudra terjadi zona pemisahan (pemekaran lantai samudra) dimana lempeng tersebut seolah terpecah menjadi dua bagian yang bergerak berlawanan karena adanya arus konveksi. Salah satu bagian dari lempeng samudra ini kemudian bertabrakan dengan lempeng benua. Dari perbedaan berat jenis yang sangat menonjol serta ketebalan lempeng samudra yang lebih tipis (tebal ± 5 km) dibandingkan dengan lempeng benua (tebal ± 35 km) maka lempeng samudra ini menunjam ke bawah lempeng samudra. Ilustrasi konsep tektonik lempeng dapat dilihat pada (gambar). Penunjaman yang disebut juga subduksi yang terjadi memiliki kedalamannya mencapai selubung bumi. Akibat dari tekanan yang besar daripada penunjaman dan suhu yang lebih tinggi di lingkungan selubung bumi itu maka kerak bumi yang menunjam tersebut melebur menjadi magma. Magma inilah yang kemudian menjadi sumber panas utama dari panasbumi.
            Berdasarkan konsep tektonik lempeng maka daerah-daerah yang memiliki temperatur tinggi (hyperthermal) akan terletak di dalam daerah volcanik aktif (zona seismic belt), yang akan memungkinkan terbentuknya lapangan-lapangan panasbumi bertemperatur tinggi. Lapangan yang bertemperatur rendah akan terletak di luar jalur tersebut (Hazuardi,dimodifikasi).

Proses pergerakan lempeng dan terbentuknya zona subduksi
dan zona potensial panasbumi (http://ismailfata.blogspot.com/)

Terjadinya Sistem Panas Bumi di Indonesia

            Pada dasarnya sistim panas bumi terbentuk sebagai hasil perpindahan panas dari suatu sumber panas ke sekelilingnya yang terjadi secara konduksi dan secara konveksi. Perpindahan panas secara konduksi terjadi melalui batuan, sedangkan perpindahan panas secara konveksi terjadi karena adanya kontak antara air dengan suatu sumber panas. Perpindahan panas secara konveksi pada dasarnya terjadi karena gaya apung. 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.       
            Terjadinya sumber energi panas bumi di Indonesia serta karakteristiknya dijelaskan oleh Hazuardi (1992) sebagai berikut. Ada tiga lempengan yang berinteraksi di Indonesia, yaitu lempeng Pasifik, lempeng India-Australia dan lempeng Eurasia (pada Gambar dibawah ). 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 (Herdiannita, 2006) 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.

Tektonik Indonesia Pertemuan Lempeng Indo-Australia, Pasifik dan Eurasia

 di Indonesia (Katili, 1973 dalam http://pertambangan-geologi.blogspot.com/) 

Metoda Geofisika Panas Bumi

Metoda Geofisika        

            Metode geofisika diterapkan untuk mengetahui sifat-sifat fisik batuan yang ada di bawah permukaan. Adanya anomali dari sifat fisik batuan dapa  kita gunakan untukmemperkirakan   keberadaan   sistem   panas   bumi   di   bawah   permukaan.   Dalam penelitian ini, ada 3 metoda geofisika yang digunakan berupa metoda geomagnet, gravitasi (gaya berat) dan geolistrik (resistivitas).

Geomagnet            

            Pengukuran geomagnet ditujukan untuk mengetahui variasi medan magnet di daerah penelitian. Variasi magnet yang menjadi target dalam hal eksplorasi panas bumi adalah variasi magnet yang 

 disebabkan oleh sifat kemagnetan yang tidak homogen  dari  kerak  bumi.  Dimana  batuan  di  dalam  

sistem  panas  bumi  pada umumnya memiliki magnetisasi yang rendah dibanding batuan sekitarnya. Hal ini dikarenakan adanya proses demagnetisasi oleh proses alterasi hidrotermal, dimana proses tersebut mengubah mineral yang ada menjadi mineral-mineral paramagnetik atau bahkan diamagnetik. Tujuan dari geomagnet ini adalah untuk mengetahui zona-zona potensial sebagai sumber panas untuk sistem panas bumi di daerah penelitian (Sumintadireja, 2005).

Gravitasi (Gaya Berat)                

            Pengukuran gravitasi ditujukan untuk mengukur densitas batuan. Densitas partikel untuk batuan biasanya tetap, namun akan berubah akibat porositasnya terutama pada batuan vulkanik. Hal ini terjadi karena adanya proses alterasi hidrotermal yang membentuk mineral ubahan yang dapat mengubah densitas batuan tergantung pada jenis mineral yang dibentuk dan metoda gravitasi tidak dapat menjadi acuan mutlak dalam mendeteksi inhomogenitas massa pada suatu reservoar panas bumi. Dari anomali residual yang didapat dari metoda inilah maka geologi bawah permukaannya,  seperti  keberadaan  sumber  panas  yang  berkembang  di  daerah penelitian dapat diinterpretasikan (Sumintadireja, 2005).           

Resistivitas (Tahanan Jenis)   

            Prinsip dari metoda ini adalah menginjeksikan arus ke dalam bumi dan mengukur beda potensial pada titik-titik tertentu. Harga beda potensial yang terukur bergantung pada sifat kelistrikan batuan yang ada. Tujuan dari metoda ini adalah untuk memperkirakan keberadaan reservoar di bawah permukaan dan dimensi lateralnya (Sumintadireja, 2005), hal tersebut dapat diketahui dari nilai tahanan jenisnya, apabila suatu  batuan  memiliki  nilai  resistivitas  yang  sedang  maka  dalam  hal  ini  batuan tersebut dimungkinkan mengandung material konduktif (mineral logam) atau mengandung fluida (air) yang mengindikasikan bahwa batuan tersebut memiliki porositas yang baik dan dapat diinterpretasikan sebagai zona reservoar dalam suatu sistem panas bumi. Dan nilai resistivitas yang rendah dapat diinterpretasikan sebagai batuan penutup.

Kerangka Tektonik Pulau Sumatra

Tektonik bagian sumatera terletak di baratdaya dari Kontinen Sundaland dan merupakan jalur konvergensi antara Lempeng Hindia-Australia yang menyusup di sebelah barat Lempeng Eurasia/Sundaland. Konvergensi lempeng menghasilkan subduksi sepanjang Palung Sunda dan pergerakan lateral menganan dari Sistem Sesar Sumatra (Gambar 1.).

Gambar 1..Setting tektonik regional Sumatra

Subduksi dari Lempeng Hindia-Australia dengan batas Lempeng Asia pada masa Paleogen diperkirakan telah menyebabkan rotasi Lempeng Asia termasuk Sumatra searah jarum jam. Perubahan posisi Sumatra yang sebelumnya berarah E-W menjadi SE-NW dimulai pada Eosen-Oligosen. Perubahan tersebut juga mengindikasikan meningkatnya pergerakan sesar mendatar Sumatra seiring dengan rotasi. Subduksi oblique dan pengaruh sistem mendatar Sumatra menjadikan kompleksitas regim stress dan pola strain pada Sumatra (Darman, 2000). Karakteristik Awal Tersier Sumatra ditandai dengan pembentukkan cekungan-cekungan belakang busur sepanjang Pulau Sumatra, yaitu Cekungan Sumatra Utara, Cekungan Sumatra Tengah, dan Cekungan Sumatra Selatan.

Pulau Sumatra diinterpretasikan dibentuk oleh kolisi dan suturing dari mikrokontinen di Akhir Pra-Tersier (Pulunggono dan Cameron, 1984; dalam Barber dkk, 2005). Sekarang Lempeng Samudera Hindia subduksi di bawah Lempeng Benua Eurasia pada arah N20°E dengan rata-rata pergerakannya 6 – 7 cm/tahun. Pergerakan ini menyebabkan Lempeng India-Australia menabrak lempeng benua Eropa-Asia (Eurasian Plate). Di bagian barat, tabrakan ini menghasilkan Pegunungan Himalaya, sedangkan di bagian timur menghasilkan penunjaman (subduction), yang ditandai dengan palung laut Java Trench membentang dari Teluk Benggala, Laut Andaman, selatan Pulau Sumatera, Jawa dan Nusa Tenggara, hingga Laut Banda di Maluku (Kristanto, 1991). Sumatra dapat dibagi menjadi 5 bagian (Darman dan Sidi, 2000):

1.  Sunda outer-arc ridge, berada sepanjang batas cekungan fore-arcSunda dan yang memisahkan dari lereng trench.

2.  Cekungan Fore-arc Sunda, terbentang antara akresi non-vulkanik punggungan outer-arc dengan bagian di bawah permukaan dan volkanik back-arc Sumatra.

3.  Cekungan Back-arc Sumatra, meliputi Cekungan Sumatra Utara, Tengah, dan Selatan. Sistem ini berkembang sejalan dengan depresi yang berbeda pada bagian bawah Bukit Barisan.

4.  Bukit Barisan, terjadi pada bagian axial dari pulaunya dan terbentuk terutama pada Perm-Karbon hingga batuan Mesozoik.

Intra-arc Sumatra, dipisahkan oleh uplift berikutnya dan erosi dari daerah pengendapan terdahulu sehingga memiliki litologi yang mirip pada fore-arc dan back-arc basin.

Manifestasi Permukaan Panas Bumi

       Secara umum, manifestasi permukaan akan banyak ditemukan akan banyak ditemukan apabila tempertaur sistem panasbuminya tinggi. Sistem panasbumi temperature sedang samapai rendah sedikit seklai menunjukan manifestasi permukaan, bahkan beberapa tidak memimilii manifestasi permukaan.

            Beberapa contoh maifestasi permukaan antara lain : 

1.      Acid Crater Lake (Danau Kawah Asam) 
Merupakan danau didalam kawah gunungapi, memiliki suhu yang tinggi dan PH air yang rendah (acid).

2.      Fumarol
Fumarol adalah uap panas (vapour) yang keluar melalui celah-celah dalam batuan dan kemudian berubah menjadi uap air (steam).   

3.      Solfatara
istilah ini diambil dari nama hidroternal aktif di Italia, yaitu Phlegrean Fieds. Solfatara adalah rekahan dalam batuan yang menyemburkan uap air yang bercampur dengan CO₂ dan H₂S (kadan-kadang SO₂).     

4.      Steaming Ground 
Apabila uap air (steam) yang keluar sedikit jumlahnya dan keluar melalui pori dalam tanah atau batuan, maka terbentuklah Steaming Ground, bukan lagi fumarol. Kenampakannya

5.      Warn Ground       
Gas-gas dan uap air yang naik ke permukaan akan menaikan suhu disekitar di daerah thermal area sehingga suhu di sekitar daerah ini akan lebih tinggi dari sekitar dan juga lebih tinggi dari suhu udara di permukaan bumi yang kadang-kadang mencapai 30⁰C – 40⁰C.

6.      Neutral Hot Springs         
Neutral Hot Springs merupakan mata air panas dengan pH netral atau mendekati netral (pH 6-7) Mata air ini diasosiasikan sebagai direct discharge fluida dari reservoir ke permukaan bumi.

7.      Acid Hot Springs  
Acid Hot Springs merupakan mata air panas, dengan pH asam (pH <6 dan="" dari="" gas-gas="" hasil="" i="" kondensasi="" magmatic="" panas="" terbentuk="" uap="" yang="">vapour

) di dekat permukaan bumi kemudian melarut dan bercampur dengan air meterorik.

Magmatisme Panas Bumi

   Sumberdaya panas bumi tidak mungkin dapat dipahami tanpa mempelajari mekanisme pemmbentukan magma dan kegiatan vulkanisme. Sistem panasbumi dengan suhu yang terletak pada tempat-tempat tertentu yaitu di sepanjang zona volkanik punggungan pemekaran benua, diatas zona subduksi, dan di daerah anomaly pelelehan dalam lempeng. Batas – batas pertemuan lempeng yang bergerak merupakan pusat lokasi kemunculan system panas bumi magma. Energi panas bumi 50 % ada di dalam magma, 43% di dalam batu kering panas (hot dry rock) dan 7 % di dalam sistem panas bumi.

Menurut Hochstein dan Muffler (1995), transfer panas dari kerak terdiri dari :

1. Transfer panas dari busur vulkanik :  

a. Transfer oleh erupsi vulkanik.        
b. pelepasan panas secara hamper terus menerus dalam jangka tertentu dari gunungapi aktif dan pelepasan gas dari kerak yang terintrusi.       
c. Anomali transfer konduktif yang tinggi.   
d. Transfer konveksi yang hamper terus menerus oleh fluida panasbumi.              

2. Transfer panas oleh flume, letaknya tidak berkaitan dengan tektonik lempeng, tetapi selalu berasosiasi dengan pengangkutan dan banjir basalt yang banyak. Plume mantel mempunyai jari-jari sekitar 500 – 1000 km, sedangkan pada plume astenosfer, akibat subduksi, mempunyai jari-jari sekitar 100km.

3. Transfer panas dari pelelehan subcrustal oleh underplating akibat pengumpulan dan pemadatan lelehan kerak di bawah kerak benua.

4. Transfer panas yang berasosiasi dengan subcrustal atau pemekaran kerak.

Panas yang terjadi akibat deformasi plastis

VOLKANOSTRATIGRAFI

Volkanostratigrafi atau stratigrafi gunungapi adalah ilmu yang mempelajari urut-urutan dari rekaman kegiatan volkanik, terutama kegiatan yang disaksikan oleh gunungapi. Stratigrafi dalam pemetaan vulkanik didasarkan pada ganesa dan paleovulkanismenya. Penamaan satuan volkanostratigrafi diawali dengan cara pengendapan , jenis batuan, dan sumber letusan atau geografi.                                                                  

      Satuan volkanostratigrafi adalah satuan-satuan lapisan yang terpetakan yang  terpetakan terdiri dari batuan vulkanik yang terbentuk di darat (subaerially) atau di dalam air (subaqueously) oleh proses vulkanik.

            Beberapa macam satuan vulkanostrigrafi yang dikenal yaitu :

1.      Aliran lava, lava banjir, aliran lava pahoehoe, aliran lava aa, aliran lava bongkah.

2.      Endapan subaqueous dan interglasial (basalt).

3.      Lahar, terbentuk dari breksi tuff, batu breksi lapili, dan tuff lapili dengan berbagai komposisi.

4.      Endapan debris avalanche, endapan bongkah dan abu dengan komposisi mirip lahar.

5.      Aliran lapa piroklastik, mirip dengan endapan aliran lumpur dan avalanche, tetapi prosentase fragmen yang lebih kasar berkomposisi silika lebih sedikit.

6.      Ignimberite, aliran abu terdiri dari batuapung, abu, kadang-kadang cinder basalt,  yang terbentuk endapan tefra.

Fasies gunung api dapat dibagi menjadi fasies sentral, fasies proksimal, fasies medial, dan fasies distal berdasarkan komposisi batuan penyusunnya (Bogie & Mackenzie, 1998) (Gambar ).

Gambar . Pembagian fasies gunung api menjadi fasies sentral, fasies proksimal, fasies medial, dan fasies distal beserta komposisi batuan penyusunnya (Bogie & Mackenzie, 1998).

Fasies sentral merupakan bukaan keluarnya magma dari dalam bumi ke permukaan. Oleh sebab itu daerah ini dicirikan oleh asosiasi batuan beku yang berupa kubah lava dan berbagai macam batuan terobosan semi gunung api (subvolcanic intrusions) seperti halnya leher gunung api (volcanic necks), sill, retas, dan kubah bawah permukaan (cryptodomes). Batuan terobosan dangkal tersebut dapat ditemukan pada dinding kawah atau kaldera gunung api masa kini, atau pada gunung api purba yang sudah tererosi lanjut. Selain itu, karena daerah bukaan mulai dari conduit atau diatrema sampai dengan kawah merupakan lokasi terbentuknya fluida hidrotermal, maka hal itu mengakibatkan terbentuknya batuan ubahan atau bahkan mineralisasi. Apabila erosi di fasies sentral ini sangat lanjut, batuan tua yang mendasari batuan gunung api juga dapat tersingkap.

Fasies proksimal merupakan kawasan gunung api yang paling dekat dengan lokasi sumber atau fasies pusat. Asosiasi batuan pada kerucut gunung api komposit sangat didominasi oleh perselingan aliran lava dengan breksi piroklastika dan aglomerat. Kelompok batuan ini sangat resistan, sehingga biasanya membentuk timbulan tertinggi pada gunung api purba.

Fasies medial, karena sudah lebih menjauhi lokasi sumber, aliran lava dan aglomerat sudah berkurang, tetapi breksi piroklastika dan tuf sangat dominan, dan breksi lahar juga sudah mulai berkembang.

Sebagai daerah pengendapan terjauh dari sumber, fasies distal didominasi oleh endapan rombakan gunung api seperti halnya breksi lahar, breksi fluviatil, konglomerat, batupasir, dan batulanau. Endapan primer gunung api di fasies ini umumnya berupa tuf. Ciri-ciri litologi secara umum tersebut tentunya ada kekecualian apabila terjadi letusan besar sehingga menghasilkan endapan aliran piroklastika atau endapan longsoran gunung api yang melampar jauh dari sumbernya. Pada pulau gunung api ataupun gunung api bawah laut, di dalam fasies distal ini batuan gunung api dapat berselang-seling dengan batuan nongunung api, seperti halnya batuan karbonat.

Tabel 1. Dan tabel 2 meberikan gambaran ciri khusus yang dimilki oleh suatu endapan gunung api berdasarkan tekstur , ukuran butir, dan kenampakan di lapangan.

SATUAN BATUAN	CIRI	KETERANGAN
Aliran piriklasik	-mirip dengan endapan alavalanche, dibedakan dengan kehalusan dan bongkah yang tersebar. Terbatas pada lereng dan tofografi rendah, bentuk lobate.	-distal, proksimal ; 1 – 1000 km2, tebal 10 – 200m.
Ignimbrites, aliran debu	- Semburan gas panas, campuran bongkah, lapili, batuapung, banyak endapan  debu berlapis. Bersal dari pusat gunungapi , kerucut parasit, atau rekahan. Dapat diremas samapi sangat keras, kompak, masif. Perlapisan dihasilkan oleh perbedaan pengelasan dan zona kristalin. Permukaan halus, tertutup debu dan batuapung. Terbatas pada daerah topografi rendah.	- Distal , proksimal ; 100 – 100000 km2, tebal 10 – 100 m.
Endapan Jatuhan Debu	Tutupan debu, berasal dari kawah atau kerucut parasit, dapat diremas, terkompaksi oleh penimbunan dan semenstasi. Berlapisan berdasarkan ukuran fragmen, kompsisi, warna dan volume erupsi yang dikeluarkan. Permukaan halus menutupi topografi.	- Distal, proksmila, pusat ; basaltik cinder pusat 1 -1000 km2 , 1000 – 1000000 km2 , tebal 0,1 – 10 m.

Tabel 1. Satuan batuan untuk vulkanostratigrafi (1).

SATUAN BATUAN	CIRI	KETERANGAN
Aliran lava -pahoehoe basalt -Pahoehoe lava (basalt andesit) - Aa Lava -Bongkah Lava	-Lava cair dalam volume besar keluar dengan kecepatan yang tinggi dari rekahan sepanjang 0,5 – 10 km, menempati daerah topografi rendah. -Volume lava cair lebih sedikit dibanding pahoehoe basalt, keluar dari rekahan atau pusat erupsi. - Cairan lava dalam jumlah sedikit, umumumnya keluar dari pusat erupsitau rekahan perlapisan larutan teramati -Volume lebih sedikit , keluar dari pusat  membentuk pola lobate pada kemiringanlereng, permukaan tidak teratur, rekahan memanjang. Perlapisan larutan teramati dengan jelas.	- Distal ; 100 – 100.000 km2 , tebal antara <10 100="" m.="" o:p="">