240911144-Metode-Geofisika-Self-Potential.pdf

�����

����� ���� ���� ��

METODE

METODE

SELF POTENTIAL

SELF POTENTIAL

3.1

3.1 Konsep Dasar MetodeKonsep Dasar Metode Self-Potential Self-Potential  Metode

Metode SPSP  diprakarsai pada tahun 1830 oleh Robert Fox yang  diprakarsai pada tahun 1830 oleh Robert Fox yang menggunakan elektroda lempeng tembaga yang dihubungkan dengan menggunakan elektroda lempeng tembaga yang dihubungkan dengan Galvanometer untuk mendeteksi cadangan sulfida-tembaga di CornWall, Inggris. Galvanometer untuk mendeteksi cadangan sulfida-tembaga di CornWall, Inggris. Metode ini digunakkan sejak tahun 1920 sebagai peralatan alternatif pada Metode ini digunakkan sejak tahun 1920 sebagai peralatan alternatif pada eksplorasi logam, lebih khusus lagi yaitu untuk mendeteksi keberadaan dari bijih eksplorasi logam, lebih khusus lagi yaitu untuk mendeteksi keberadaan dari bijih besi dalam jumlah yang besar. Pada beberapa tahun ini, metode

besi dalam jumlah yang besar. Pada beberapa tahun ini, metode SPSP dilakukkan dilakukkan secara luas untuk investigasi bawah permukaan air dan panas bumi, dan juga secara luas untuk investigasi bawah permukaan air dan panas bumi, dan juga dapat digunakkan untuk tujuan pemetaan.

dapat digunakkan untuk tujuan pemetaan. Metode

Metode SPSP sangat murah untuk digunakkan eksplorasi geofisika baik dari sangat murah untuk digunakkan eksplorasi geofisika baik dari peralatan yang dibutuhkan maupun pengoperasianya di lapangan

peralatan yang dibutuhkan maupun pengoperasianya di lapangan yang sederhana.yang sederhana. Metode

Metode SPSP termasuk metode pasif yaitu perbedaan potensial tanah secara alami termasuk metode pasif yaitu perbedaan potensial tanah secara alami diukur diantara dua titik di permukaan. Nilai beda potensial yang diukur dapat diukur diantara dua titik di permukaan. Nilai beda potensial yang diukur dapat mencapai kurang dari milivolt hingga satu volt, serta tanda (negatif atau positif) mencapai kurang dari milivolt hingga satu volt, serta tanda (negatif atau positif) dari nilai potensial merupakan faktor penting

dari nilai potensial merupakan faktor penting untuk interpretasi anomaliuntuk interpretasi anomali SPSP.. Tabel

Tabel 3.1 3.1 Jenis daJenis dari anomaliri anomali SPSP dan sumber geologinya dan sumber geologinya Sumber

Sumber Jenis Jenis AnomaliAnomali Sulfida-bijih besi

Sulfida-bijih besi Grafit-bijih besi Grafit-bijih besi

Magnetit, batu bara, mangan Magnetit, batu bara, mangan

Negatif ~ ratusan mV Negatif ~ ratusan mV Lapisan kuarsa Lapisan kuarsa Pegmatites Pegmatites Positif ~ puluhan mV Positif ~ puluhan mV Aliran

Aliran fluida, fluida, reaksi reaksi geokimia, geokimia, dll dll Positif Positif +/- +/- negatifnegatif ≤≤ 100 mV 100 mV

Bioelektrik Negatif,

Bioelektrik Negatif, ≤≤ 300 mV 300 mV Perpindahan

Perpindahan air air tanah tanah +/- +/- ~ ~ ratusan ratusan mVmV Topography

�����

����� ���� ���� ��

Dikatakan

Dikatakan self-potentialself-potential karena potensial dihasilkan oleh sejumlah sumber karena potensial dihasilkan oleh sejumlah sumber alamiah itu sendiri tanpa adanya injeksi ke bawah permukaan bumi, meskipun alamiah itu sendiri tanpa adanya injeksi ke bawah permukaan bumi, meskipun penyebab lengkap proses fisikanya belum banyak diketahui. Potensial alamiah penyebab lengkap proses fisikanya belum banyak diketahui. Potensial alamiah tanah terdiri dari dua komponen, dimana salah satunya konstan yang tidak tanah terdiri dari dua komponen, dimana salah satunya konstan yang tidak berarah serta yang lainya berubah terhadap waktu. Komponen yang konstan berarah serta yang lainya berubah terhadap waktu. Komponen yang konstan disebabkan proses elektrokimia, serta komponen yang

disebabkan proses elektrokimia, serta komponen yang berubah disebabkan variasiberubah disebabkan variasi perbedaan kisaran potensial dari induksi arus bolak balik (AC) oleh badai listrik perbedaan kisaran potensial dari induksi arus bolak balik (AC) oleh badai listrik dan variasi dari medan magnetik bumi, yang dipengaruhi pula oleh curah hujan. dan variasi dari medan magnetik bumi, yang dipengaruhi pula oleh curah hujan. Dalam eksplorasi mineral, masing-masing komponen dari

Dalam eksplorasi mineral, masing-masing komponen dari SPSP  disebut potensial  disebut potensial mineral dan potensial background.

mineral dan potensial background.

3.2

3.2 Asal MulaAsal Mula Self-Potential Self-Potential 

Pada umumnya, faktor utama yang mempengaruhi variasi nilai

Pada umumnya, faktor utama yang mempengaruhi variasi nilai self- self- potential

 potential adalah keberadaaadalah keberadaan air tanah. Potensial ditimbulkan oleh n air tanah. Potensial ditimbulkan oleh aliran air tanah,aliran air tanah, baik berupa elektrolit ataupun sebagai pelarut dari mineral yang berbeda. baik berupa elektrolit ataupun sebagai pelarut dari mineral yang berbeda. Terdapat tiga cara dari konduksi listrik masuk pada batuan yaitu secara dielektrik, Terdapat tiga cara dari konduksi listrik masuk pada batuan yaitu secara dielektrik, elektrolit, dan elektronik (

elektrolit, dan elektronik (ohmicohmic). Konduktivitas listrik (). Konduktivitas listrik (σσ, kebalikan dari, kebalikan dari resistivitas) bergantung pada porositas batuan dan mobilitas dari air (atau fluida resistivitas) bergantung pada porositas batuan dan mobilitas dari air (atau fluida lainnya) untuk melewati ruang berpori (bergantung pada sifat mobilitas ionik dan lainnya) untuk melewati ruang berpori (bergantung pada sifat mobilitas ionik dan konsentrasi larutan, viskositas

konsentrasi larutan, viskositas ((ηη), temperatur, dan tekanan).), temperatur, dan tekanan). Tabel 3.2 Jenis-jenis potensial listrik:

Tabel 3.2 Jenis-jenis potensial listrik: Elektrokinetik Elektrokinetik Elektrofiltrasi Elektrofiltrasi Elektromekanika Elektromekanika Aliran (

Aliran (Streaming)Streaming) Potensial Difusi Potensial Difusi  Liquid junction  Liquid junction Potensial Nernst Potensial Nernst Serpihan batu (

Serpihan batu (ShaleShale)) Potensial Mineral

Potensial Mineral KonstanKonstan

Potensial Termoelektrik Potensial Termoelektrik Potensial Potensial Elektrokimia Elektrokimia Berubah Berubah terhadap terhadap waktu waktu

�����

����� ���� ���� ��

Dikatakan

Dikatakan self-potentialself-potential karena potensial dihasilkan oleh sejumlah sumber karena potensial dihasilkan oleh sejumlah sumber alamiah itu sendiri tanpa adanya injeksi ke bawah permukaan bumi, meskipun alamiah itu sendiri tanpa adanya injeksi ke bawah permukaan bumi, meskipun penyebab lengkap proses fisikanya belum banyak diketahui. Potensial alamiah penyebab lengkap proses fisikanya belum banyak diketahui. Potensial alamiah tanah terdiri dari dua komponen, dimana salah satunya konstan yang tidak tanah terdiri dari dua komponen, dimana salah satunya konstan yang tidak berarah serta yang lainya berubah terhadap waktu. Komponen yang konstan berarah serta yang lainya berubah terhadap waktu. Komponen yang konstan disebabkan proses elektrokimia, serta komponen yang

disebabkan proses elektrokimia, serta komponen yang berubah disebabkan variasiberubah disebabkan variasi perbedaan kisaran potensial dari induksi arus bolak balik (AC) oleh badai listrik perbedaan kisaran potensial dari induksi arus bolak balik (AC) oleh badai listrik dan variasi dari medan magnetik bumi, yang dipengaruhi pula oleh curah hujan. dan variasi dari medan magnetik bumi, yang dipengaruhi pula oleh curah hujan. Dalam eksplorasi mineral, masing-masing komponen dari

Dalam eksplorasi mineral, masing-masing komponen dari SPSP  disebut potensial  disebut potensial mineral dan potensial background.

mineral dan potensial background.

3.2

3.2 Asal MulaAsal Mula Self-Potential Self-Potential 

Pada umumnya, faktor utama yang mempengaruhi variasi nilai

Pada umumnya, faktor utama yang mempengaruhi variasi nilai self- self- potential

 potential adalah keberadaaadalah keberadaan air tanah. Potensial ditimbulkan oleh n air tanah. Potensial ditimbulkan oleh aliran air tanah,aliran air tanah, baik berupa elektrolit ataupun sebagai pelarut dari mineral yang berbeda. baik berupa elektrolit ataupun sebagai pelarut dari mineral yang berbeda. Terdapat tiga cara dari konduksi listrik masuk pada batuan yaitu secara dielektrik, Terdapat tiga cara dari konduksi listrik masuk pada batuan yaitu secara dielektrik, elektrolit, dan elektronik (

elektrolit, dan elektronik (ohmicohmic). Konduktivitas listrik (). Konduktivitas listrik (σσ, kebalikan dari, kebalikan dari resistivitas) bergantung pada porositas batuan dan mobilitas dari air (atau fluida resistivitas) bergantung pada porositas batuan dan mobilitas dari air (atau fluida lainnya) untuk melewati ruang berpori (bergantung pada sifat mobilitas ionik dan lainnya) untuk melewati ruang berpori (bergantung pada sifat mobilitas ionik dan konsentrasi larutan, viskositas

konsentrasi larutan, viskositas ((ηη), temperatur, dan tekanan).), temperatur, dan tekanan). Tabel 3.2 Jenis-jenis potensial listrik:

Tabel 3.2 Jenis-jenis potensial listrik: Elektrokinetik Elektrokinetik Elektrofiltrasi Elektrofiltrasi Elektromekanika Elektromekanika Aliran (

Aliran (Streaming)Streaming) Potensial Difusi Potensial Difusi  Liquid junction  Liquid junction Potensial Nernst Potensial Nernst Serpihan batu (

Serpihan batu (ShaleShale)) Potensial Mineral

Potensial Mineral KonstanKonstan

Potensial Termoelektrik Potensial Termoelektrik Potensial Potensial Elektrokimia Elektrokimia Berubah Berubah terhadap terhadap waktu waktu

�����

����� ���� ���� ��

3.2.1

3.2.1 Potensial Potensial elektrokinetikelektrokinetik Potensial Elektrokinetik (E

Potensial Elektrokinetik (Ek k ) sebagai hasil dari aliran elektrolit yang) sebagai hasil dari aliran elektrolit yang

melewati medium kapiler atau medium berpori, potensial diukur sepanjang melewati medium kapiler atau medium berpori, potensial diukur sepanjang kapiler, yang berhubungan dengan potensial elektrofiltrasi, elektromekanika, dan kapiler, yang berhubungan dengan potensial elektrofiltrasi, elektromekanika, dan potensial

potensial streamingstreaming..

Tabel 3.3 Perumusan potensial listrik: Tabel 3.3 Perumusan potensial listrik: Elektrokinetik: Elektrokinetik:

πη 

πη 

δ 

δ 

εµ 

εµ 

4 4 P P C  C   E 

 E _k k  ==  E  E     _(3.1)(3.1)

Dimana:

Dimana: εε,, µµ dan dan ηη masing-masing konstanta dielektrik, resistivitas dan viskositas masing-masing konstanta dielektrik, resistivitas dan viskositas dari elektrolit;

dari elektrolit; δδP adalah perbedaan tekanan; dan CP adalah perbedaan tekanan; dan CEE  adalah koefisien kopling  adalah koefisien kopling

elektrofiltrasi elektrofiltrasi Potensial Difusi: Potensial Difusi: ))  /   /  ln( ln( )) (( )) (( 2 2 1 1 C C  C  C   I   I   I   I  nF  nF   I   I   I   I   RT   RT   E   E  cc a a cc a a d  d  ₊₊ − − − − = =    _(3.2)(3.2) Dimana: I

Dimana: Iaa mobilitas anion ( mobilitas anion (+ve+ve), ), IIcc kation ( kation (-ve-ve), secara berturut-turut R adalah), secara berturut-turut R adalah

konstanta gas (8.314 JK

konstanta gas (8.314 JK-1-1molmol-1-1), T adalah temperatur, n adalah elektro valensi, F), T adalah temperatur, n adalah elektro valensi, F adalah konstanta Faraday (96487 C mol

adalah konstanta Faraday (96487 C mol-1-1), C), C11 dan C dan C22 adalah konsentrasi larutan adalah konsentrasi larutan

Potensial Nernst: Potensial Nernst: ))  /   /  ln( ln(C C ₁₁ C C ₂₂ nF  nF   RT   RT   E   E  _N  N  == −−    _(3.3)(3.3) Saat I

Saat Iaa = I = Icc pada persamaan potensial difusi pada persamaan potensial difusi

Menurut hukum Helmholtz, aliran arus listrik berhubungan dengan Menurut hukum Helmholtz, aliran arus listrik berhubungan dengan gradien hidraulik dan kuantitas yang dikenal dengan koefisien elektrofiltrasi gradien hidraulik dan kuantitas yang dikenal dengan koefisien elektrofiltrasi terkopel (

terkopel (C C  E  E ) yang merepresentasikan sifat fisis dan kelistrikan dari elektrolit dan) yang merepresentasikan sifat fisis dan kelistrikan dari elektrolit dan

dari jaringan melalui medium elektrolit yang terlewati. Grafik dari potensial dari jaringan melalui medium elektrolit yang terlewati. Grafik dari potensial elektrokinetik dihasilkan untuk situasi geologi dengan nilai C

elektrokinetik dihasilkan untuk situasi geologi dengan nilai CEE untuk masing-untuk

masing-masing satuan geologi yang diberikan pada gambar berikut: masing satuan geologi yang diberikan pada gambar berikut:

����� ���� �

Gambar 3.1 (A) Profil SP electrofilterasi dan map yang mengikuti model (dari Schiavone dan Quarto 1984): (i) batas vertikal sumur atas pada bagian atas; (ii) pompa dari sumur (iii) Batas horizontal aliran (B) Contoh kasus dari anomali SP yang dihasilkan oleh pompa sumur

 An Introduction to Applied and Environtmental Geophysics: Spontaneous (self) potential methods, John M. Reynolds,495

����� ���� � Pergerakan fluida yang melewati medium porositas diketahui akan menghasilkan gradien potensial sepanjang jalur aliran yang diakibatkan interaksi antara gerakan pori fluida dan dua lapisan beresistivitas (Overbeek, 1952) (gambar 3.2). Hal tersebut dinamakan potensial streaming.

Gambar 3.2 Mekanisme terbentuknya Potensial Streaming

 Monitoring of embankment dams with geophysics methods, A Georange project

Permukaan dari biji mineral selalu mempunyai muatan listrik negatif. Hal ini menarik muatan ion positif pada sekeliling pori-pori air dan terbentuk lapisan listrik rangkap (double layer ). Lapisan tersebut akan terpotong jika pori air berpindah akibat gradien tekanan, maka terjadi pemisahan muatan dan perbedaan potensial listrik antara bagian upstream dan downstream pada pori.

Jumlah dari beda potensial listrik tersebut disebabkan oleh resapan air yang bergantung pada gradien tekanan dan konduktivitas pori air yang disebut

����� ���� � konduktivitas terkopel yang mana selalu bertanda negatif (Friborg 1997). Konduktivitas terkopel tidak terlihat begitu berbeda untuk permukaan tanah yang berbeda. Walaupun, beberapa data menunjukan terdapat hubungan antara biji mineral dengan konduktivitas terkopel. Pengaruh ini dimungkinkan akibat adanya ruang pori pada tanah dengan biji mineral yang menghasilkan lapisan listrik ganda. Material tanah dipengaruhi oleh erosi internal pada keseluruhan ruang pori yang kemudian menunjukan kenaikan potensial streaming dibandingkan material yang tidak terpengaruh.

Untuk kasus elektrokinetik terkopel kita dapat memperhatikan flux fluida terkopel JE dan rapat arus listrik IE yang diakibatkan gradien potensial listrik ∇

φ 

dan gradien tekanan P∇  _{yang dirumuskan sebagai berikut:}

P K 

 J  _E  =−₍

_κεζ 

 _/ 

_η 

₎∇

_φ 

−_{(  /} 

_η 

₎∇   _(3.4)

P

 I  _E  =−

_κσ 

∇

_φ 

−₍

_κεζ 

 _/ 

_η 

₎∇   _(3.5)

Dimana σ, ε, dan η  masing-masing adalah konduktivitas listrik, konstanta dielektrik, dan viskositas fluida. κ   dan K masing-masing adalah porositas dan permeabilitas dari medium. ζ  (potensial zeta) adalah tegangan yang melewati lapisan ganda Helmholtz. Pada bagian pertama dan kedua persamaan (3.4) masing-masing menunjukan flux dari aliran fluida yang diakibatkan efek elektro-osmotik dan hukum Darcy, sedangkan Pada bagian pertama dan kedua persamaan (3.5) masing-masing menunjukan rapat arus listrik yang diakibatkan hukum Ohm dan potensial elektrokinetik.

Pada keadaan setimbang (IE = 0), persamaan (3.5) disederhanakan menjadi:

ση 

εζ 

φ 

 / ∇ = −  /  ∇ _{P   (3.6)} P ∇

∇

_φ 

 _{/  disebut koefisien elektrokinetik terkopel. Dimana ζ  (potensial zeta)}

merupakan parameter penting untuk elektrokinetik terkopel. Untuk beberapa mineral dan batuan Ishido dan Mizutani (1981) menunjukan bahwa ζ (potensial zeta) adalah negatif pada air dengan pH lebih besar dari 2, dan meningkat secara negatif dengan kenaikan pH (gambar 3.3). Eksperimen tersebut juga menyatakan bahwa nilai ζ  (potensial zeta) meningkat secara negatif ketika konsentrasi elektrolit menurun dan temperatur meningkat.

����� ���� �

Gambar 3.3 Hubungan antara pH dengan potensial zeta

 Review on morphological insight of self potential anomalies on volcanoes (Zlotnicki dan Nishida)

Nilai pengukuran koefisien potensial streaming terkopel ∇

_φ 

 _/ ∇P  _pada berbagai jenis batuan diperkirakan oleh Nouberhect yaitu antara -12 hingga 31 mV/atm dengan penyulingan air pada batu pasir sebagai pori fluida, Tuman (1963) mengamati ∇

_φ 

 _/ ∇P _{sebesar 150-390 mV dengan 500 Ω-m penyulingan} air pada batu pasir sebagai pori fluida dan 15 mV/atm menggunakan 4.4 Ω-m air. Ahmad (1964) mengamati nilai ∇

_φ 

 _/ ∇P _{berkisar 50 mV/atm untuk 24 Ω-m pori} fluida dan 2400 mV/atm untuk 2700 Ω-m pori fluida. Pengukuran pada kwarsa pasir juga memperlihatkan bahwa ∇

_φ 

 _/ ∇P  _{dipengaruhi oleh permeabilitas dan} ukuran satuan batuan.

Model elektrokinetik dijelaskan secara eksplisit oleh Nouberhect dengan menggunakan geometri bola berdasarkan sumber (atau sink ) pada medium berlapis secara horizontal. Walaupun, kemungkinan sumber bola tersebut tidak merepresentasikan driving force  untuk aliran fluida pada sistem geotermal, namun memberikan pengetahuan untuk membandingkan potensial permukaan yang dihasilkan pada model ini dengan pengamatan dari kasus termoelektrik (gambar 3.4). Untuk geometri yang sama dan distribusi resistivitas yang

����� ���� � digunakan untuk kasus termoelektrik, potensial permukaan maksimum diatas pusat bola adalah _0.6

[

₍C  −C ' ₎∇P

]

2 '

1   mV, dimana

' 1

C  danC  adalah koefisien₂' elektrokinetik terkopel (mV/atm) pada bagian atas dan bawah lapisan. Dan ∇P adalah beda tekanan saat melewati batas bola di atmosfer. Yaitu untuk nilai yang mungkin dari(C ₁' −C ₂' )_{adalah 10 mV/atm dan beda tekanan 5 atm. Polaritas dari} anomali tergantung pada tanda (C ₁' −C ₂')_{dan arah gradien temperatur.}

3.2.2 Termoelektrik

Jika gradien temperatur melewati sampel batuan maka akan menghasilkan medan listrik saat melewati sampel tersebut. Fenomena tersebut disebut efek termoelektrik, dan kemungkinan disebabkan oleh perbedaan difusi termal dari ion-ion pada pori fluida serta dari elektron-elektron dan donor ion pada batuan, proses tersebut dinamakan Efek Seebeck .

Mari kita memperhatikan aliran panas terkopel JT dan rapat arus listrik IT

yang diakibatkan oleh gaya pengendalinya (driving force) yaitu gradien temperatur dan gradien potensial listrik ∇

φ 

_{, JT, dan IT, dirumuskan:}

T 

 J _T  =−

_σπ 

∇

_φ 

−

_λ 

∇   _(3.7)

T 

 I _T  =−

_σ 

∇

_φ 

−

_θ 

∇   _(3.8)

Dimana σ, λ , π, dan θ  masing-masing adalah konduktivitas listrik dan thermal, koefisien Peltier dan termoelektrik. Pada bagian pertama dan kedua persamaan (3.7) masing-masing menunjukan aliran panas diakibatkan efek Peltier dan konduktivitas thermal. Sedangkan pada bagian pertama dan kedua persamaan (3.8) masing-masing menunjukan rapat arus listrik diakibatkan hukum Ohm dan efek Seebeck . Perbandingan antara beda potensial dan beda temperatur ∇

_φ 

 _/ ∇T  disebut sebagai koefisien termoelektrik terkopel.

Berdasarkan definisi dan rumusan dari termoelektrik, kita dapat menentukan koefisien termoelektrik terkopel secara perhitungan dan eksperimen. Secara perhitungan, penelitian teknik analisis berdasarkan konsep dasar termodinamika irreversible menunjukan bahwa untuk sumber model bola sederhana menyatakan bahwa proses elektrokinetik terkopel mempunyai nilai lebih besar daripada yang dihasilkan termoelektrik terkopel.

����� ���� �

Gambar 3.4 Model Geometri Bola untuk menentukan Elektrokinetik Terkopel dan atau Termoelektrik Terkopel (Modifikasi)

(The self-potential method in geothermal exploration, Robert F. Corwin dan Donald B. Hoovert)

Pada kasus geometri bola (gambar 3.4) yaitu dengan kenaikan temperatur (1000C) antara dua lapisan dengan perbedaan koefisien terkopel, C1 dan C2, batas

kedalaman d yang memisahkan lapisan yang memiliki resistivitas dan koefisien terkopel berbeda, dengan temperatur awal T0, dan pada tekanan 5 atm diatas

tekanan awal P0, Nourbehect (1963) dan Corwin (1976) menggunakan

aproksimasi perhitungan berdasarkan anomali SP maksimum yang dirumuskan dengan _0.15(C  −C ₎∇T 

2

1  mV, yang mana memberikan nilai potensial maksimum

����� ���� �� sekitar 3 mV untuk nilai (C1-C2) = 0.2 mV/ 0C dengan T ∇   mencapai 1000 C.

Polaritas dari anomali bergantung pada tanda (C1-C2). Secara keseluruhan, kita

masih belum cukup mempunyai pengetahuan untuk koefisien termoelektrik terkopel pada temperatur yang tinggi. Poin penting mengenai besar dan polaritas anomali SP yang dihasilkan termoelektrik dan elektrokinetik terkopel bergantung tidak hanya pada parameter sumber seperti temperatur, tekanan, geometri, namun  juga besar serta perbedaan dari koefisien terkopel.

Sedangkan menurut eksperimen, koefisien termoelektrik terkopel mempunyai nilai antara -0.25 dan 1.5 mV/ 0C, dengan nilai rata-rata 0.2 mV/ 0C (gambar 2.5) (Yamashita, 1961; Nourbehecht, 1963; Dorfman et al., 1977).

Gambar 3.5 Rangkaian Eksperimen untuk menentukan Termoelektrik Terkopel  Review on morphological insight of self potential anomalies on volcanoes (modifikasi)

3.2.3 Potensial elektrokimia

Potensial difusi (liquid-junction, Ed) secara transient   dapat mencapai

puluhan mV yang disebabkan perbedaan pada mobilitas dari elektrolit-elektrolit yang mempunyai konsentrasi berbeda pada air tanah.

Potensial  Nernst  (shale, EN) terjadi ketika terdapat perbedaan potensial

antara dua elektroda yang dicelupkan pada larutan homogen dimana konsentrasi dari larutan tersebut berbeda-beda. Hal ini dapat dilihat dalam persamaan potensial  Nernst   yang merupakan kasus khusus dari potensial difusi. Potensial  Nernst   sangat penting terutama pada well logging, yang mana pada kasus ini

����� ���� �� disebut juga sebagai potensial shale. Terlihat juga bahwa potensial elektrokimia bergantung pada perbedaan konsentrasi (C1 /C2) dan temperatur. Dengan

temperatur yang tinggi dan perbedaan konsentrasi tinggi pula maka akan didapat potensial elektrokimia yang tinggi pula. Untuk alasan ini, pengukuran SP sangat penting dalam eksplorasi untuk sumber panas bumi dimana temperatur dengan  jelas terlihat meninggi dan konsentrasi kadar garam didalam air tanah juga akan

meninggi.

Pada kasus elektrokimia, gradien konsentrasi∇C _{dan gradient potensial}

φ 

∇  _{sebagai driving force, sehingga seperti gradien temperatur dan tekanan dapat}

diabaikan. Flux aliran suatu zat JC,mdilukiskan oleh Nernst-Planck yaitu:

, )  /  ( ,m m m m m m C   D  Z  C  F  RT   D C   J  = − ∇

_φ 

− ∇   _(3.9)

Dimana akhiran m menentukan kenaturalan dari ion-ion. D_m, Z _m,C _m masing-masing adalah koefisien difusi nomor muatan dan konsentrasi untuk ion ke-m. F, R, T masing-masing adalah konstanta Faraday, konstanta gas dan temperatur absolut. Bagian pertama dan kedua persamaan diatas masing-masing melukiskan flux aliran zat yang diakibatkan oleh efek elektrophoretik dan hukum Fick’s.

Rapat arus listrik IC  diamati sebagai hasil konstanta Faraday dan

penjumlahan hasil jumlah muatan dan flux aliran zat (F 

∑

 Z _m J _m): , )  /  ( _{m m}2 _{m m m m} C  F   D  Z  C  F  RT   D  Z  C   I  =−

∑

∇

_φ 

+ ∇   _(3.10) m C  ∇

∇

_φ 

 _{/    disebut koefisien difusi elektrokimia terkopel untuk m-ion.}

Berdasarkan nilai eksperimen koefisien difusi elektrokimia terkopel saat melewati sampel batuan, Nouberhect (1963) memperkirakan sekitar 20 mV yaitu nilai maksimum yang diharapkan untuk kebanyakan konsentrasi satuan geokimia. Lebih jauh potensial elektrokimia disebabkan oleh adsorpsi anion oleh permukaan lapisan kuarsa dan  pegmatite yang dikenal sebagai potensial adsorpsi (potensial zeta). Sebagai tambahan, potensial adsorpsi dapat dihitung untuk observasi anomali diatas lempung dimana solid-liquid   lapisan kedua menghasilkan potensial.

����� ���� �� 3.2.4 Potensial mineral

Salah satu yang sangat penting dalam menggunakan metode SP  untuk eksplorasi mineral adalah potensial mineral. Hal tersebut dikarenakan adanya hubungan dengan sulfida dari logam, graphite, dan kadang-kadang juga dengan metal oksida seperti magnet. Secara umum anomali potensial mineral terjadi pada  pyrite, chalcopyrite, pyrrhotite, Sphalerite, galena, dan graphite. Cakupan amplitudonya sekitar milivolt menuju 1 V. Nilai potensial hampir selalu negatif  jika diukur di atas bijih mineral (dalam jumlah besar).

Gambar 3.6 Zona oksidasi sulfida sebagai sel galvanic

Telford,K.M., Golder, L.P., Sherif, R.E., Applied Geophysics: Self Potential Method, 294

Mekanisme dari polarisasi yang spontan pada zona mineral, seperti efek geotermal, tidak secara lengkap dipahami, meskipun beberapa hipotesa telah dibangun untuk menjelaskan hal ini. Pengukuran lapangan mengindikasikan pada beberapa bagian dari mineral dianggap berada pada zona oksidasi, agar anomali SP  dapat terlihat di permukaan. Ada beberapa kelemahan pada penjelasan tersebut, misalnya pada frekuensi graphite sebagai sumber dari anomali SP, di mana tidak terjadi proses oksidasi secara cukup. Pada sisi lain, oksidasi yang besar, seperti yang dapat terjadi pada metal sulfide. Pada bagian atas metal sulfide yang mendekati permukaan tersebut akan ditinggalkan muatan positif murni bisa

����� ���� �� disebut juga hilangnya beberapa elektron, tetapi sejumlah fakta menunjukkan muatan tersebut negatif.

Hipotesa lain menyatakan bahwa variasi dari pH diatas dan dibawah water table  dapat memberikan aliran arus yang mengelilingi sumber anomali. Didalam water table, adalah asam (pH = 2 – 4), sedangkan dibawah water table adalah basa (pH = 7 – 9). Dekat kemungkinan hubungan antara pH dengan potensial mineral, tetapi perbedaan pH tidak cukup menjelaskan pemindahan elektron didalam atau diluar dari zona mineral.

Gambar 3.7  Mekanisme Self-Potential pada pyrite

 Review on morphological insight of self potential anomalies on volcanoes (Zlotnicki dan Nishida)

Sato dan Mooney (1960) memberikan penjelasan mengenai potensial mineral, walaupun belum ada hipotesis yang dapat menghitung secara keseluruhan pengamatan potensial mineral. Postulat mereka adalah dua elektrokimia reaksi half-cell dari tanda yang berkebalikan, satu katoda diatas water table, yang lainnya anoda di bawahnya. Pada bagian katoda half-cell terjadi reduksi kimia, yang mendapatkan elektron sedangkan pada sel anoda terjadi reaksi oksidasi yaitu menghilangnya elektron. Zona mineral itu sendiri berfungsi hanya untuk menghubungkan elektron dari anoda pada katoda. Hal yang penting dari efek SP secara keseluruhan ditentukan oleh perbedaan dari potensial oksidasi

����� ���� �� ( Eh) diantara solusi-solusi pada dua half-cells. Mekanisme ini diilustrasikan pada gambar 3.7. Aliran elektron-elektron dan ion-ion yang meninggalkan bagian atas permukaan adalah muatan negatif, dan dibawahnya positif

Dalam hipotesa ini, masih banyak kekurangan pada masalah pengumpulan beberapa anomali yang teramati walaupun peningkatan kualitas penelitian sudah ada pada penjelasan sebelumnya. Sebagai contoh, Sato  dan  Mooney memberikan potensial yang mungkin maksimum pada beberapa sumber,

seperti graphite (0,78 V),  pyrite (0,73 V), dan galena (0,33 V) ( Reynolds, hal 295).

Pada pengukuran permukaan tersebut akan menampilkan nilai maksimum yang tidak lebih besar dari nilai tersebut ketika bijih mineral muncul di permukaan bumi. Potensial graphite yang besarnya 1,5 V telah dilaporkan nilainya diatas graphite yang telah diasumsikan oleh Sato dan Money. Studi lapangan yang potensialnya diukur pada lubang pengeboran penetrasi zona sulfida, seperti halnya pada permukaan zona atas, memberikan anomali permukaan kira-kira sama ukurannya dengan yang terdapat dalam sulfida itu sendiri, walaupun dibawah permukaan seperti yang sudah diketahui.

Pada umumnya sulfida adalah konduktor yang baik, dengan pengecualian pada Sphalerite, cinnabar, dan stibnite. Anomali Self-Potential telah mengobservasi diatas Sphalerite  dan pada lubang pengeboran yang melewati badan Sphalerite. Teori Sato-Mooney mengasumsikan bahwa zona sulfida haruslah konduktif yang baik untuk memindahkan elektron dari kedalaman, pada zona oksidasi menuju permukaan. Kasus seperti Sphalerite itu membingungkan, walaupun Sphalerite  itu bertindak seperti semikonduktor dan pada banyak kejadian hal tersebut dekat hubungannya dengan sulfida konduktif.

Laporan terbaru dari Roy (1984) dan Corry (1985) yang tidak menyetujui hipotesa potensial mineral Sato  dan  Mooney (Telford, hal. 295). Keduanya hanya memperlihatkan hasil lapangan yang mengindikasikan pengukuran potensial sesederhana  ∆ E . Tanpa borehole atau kawat penghubung elektroda permukaan, yang tidak akan menyebabkan adanya aliran. Oleh sebab itu, perlu adanya tambahan argumen untuk mekanisme ini dan merevisi versi Sato- Mooney termasuk lamanya waktu yang stabil pada sulfida serta perubahan iklim,

����� ���� �� kurangnya fakta yang terlihat akan adanya kutub positif di daerah sekitarnya, ketiadaan anomali SP di permukaan diatas oksidasi mineral yang tinggi, adanya keganjilan permukaan SP yang besar, dan kedalaman penetrasi yang besar.

Proses Reduksi-Oksidasi dari karakteristik Ore Bodies

Walaupun kita mengetahui bahwa anomali negatif SP (beberapa ratus mV) sering muncul di sekitar bagian atas konduktor logam (Sato dan Mooney,1960). Jenis anomali ini tidak dapat dijelaskan hanya oleh efek difusi kimia. Dasar teori dan eksperimen elektrokimia sulfida dari Sato Mooney menjelaskan bahwa proses reduksi pada bagian atas (katode) dan proses oksidasi terjadi pada bagian bawah (anode) yang terjadi secara simultan. Hal ini membutuhkan keseimbangan listrik dari ion di sekitar larutan, untuk mempertahankan kenetralan listrik. Ore bodies sendiri bertindak senagai konduktor untuk memindahkan elektron. Akibatnya arus listrik mengakibatkan perpindahan dari ion positif (negatif) pada larutan di daerah atas (bawah) dari ore body dan perpindahan elektron pada ore body menghasilkan pengamatan anomali negatif SP di permukaan tanah.

Lebih jauh lagi kita harus memperhatikan proses kimia di gunung api. Hidrogen sulfida (H2S), sulfur dioksida (SO2), dan karbon dioksida (CO2) adalah

unsur pokok utama dari gas vulkanik. Reaksi kimia antara gas-gas vulkanik, air tanah dan batuan memungkinkan pengawasan lingkungan kimiawi gunung api dan daerah geotermal. Massenet dan Pham (1985a) menyebutkan bahwa H2S

adalah bagian perubahan SO   untuk menghasilkan potensial negatif pada₄− permukaan tanah. Hal ini diketahui bahwa terdapat ion sulfat yang melimpah pada mata air panas asam (White, 1957;Ichikuni, 1959). Ion sulfat pada mata air panas asam dapat dihasilkan oleh lima reaksi kimia (Ozawa dkk, 1973):

1. Oksidasi oleh oksigen pada sirkulasi air

Asam sulfur dapat dihasilkan mengikuti beberapa reaksi:

4 2 2

2S  2O  H SO

����� ���� �� Walaupun, penyebab yang dihasilkan oleh oksidasi oleh oksigen pada sirkulasi air sangat kecil, reaksi ini tidak dapat menjelaskan secara stoikiometri dengan pembentukan ion sulfat yang sangat banyak di mata air panas asam.

2. Oksidasi oleh oksigen di udara

Kecepatan yang lambat pada reaksi ini secara singkat menghasilkan jumlah ion sulfat dalam jumlah yang besar. Oleh karena itu, ion sulfat dalam jumlah besar tidak dapat mengakibatkan oksidasi hidrogen sulfida pada gas vulkanik.

3. Oksidasi oleh senyawa  ferric (asam besi) pada dinding batuan

Asam sulfur akan dapat dibentuk oleh sulfur dioksida pada gas-gas vulkanik yang dilarutkan pada air tanah: H ₂O +SO₂ ↔ H ₂SO₃

Pada reaksi dengan ion ferric di mata air panas untuk membentuk ion sulfat mengikuti: _SO− +_2Fe+++ + _H O ↔ _SO− +_2Fe++ +_2 H +

4 2

3

Konsentrasi ion ferric di mata air panas selalu kurang dari 100 mg/l, dan konsentrasi ion sulfat dihasilkan oleh reaksi ini sebanyak 85 mg/l. Hasil ini menunjukan kontribusi reaksi ini pada pembentukan ion sulfat kurang berarti. 4. Pelepasan dari sulfat pada abu vulkanik dan perubahan batuan

Sulfat yang mudah larut dan klorida sering terdapat pada abu vulkanik. Hal itu biasanya dapat menemukan beberapa mineral sulfat pada area fumarole.

5. Setengah Reaksi Oksidasi dari Asam Sulfur O  H  S  SO  H  SO  H _{2 3} 2 _{2 4 2} 3 ↔ + +

Von Deines menjelaskan pembentukan cadangan sulfur dekat gunung Vulcano dengan mengikuti reaksi redoks asam sulfat ini. Reaksi tersebut tidak membutuhkan tambahan oksigen untuk membentuk asam sulfur dan cukup mampu agar dapat menjelaskan secara stoikiometri. Jika terdapat perkiraan mekanisme untuk memusatkan ion SO di bawah tanah, anomali SP negatif dapat₄− dihasilkan: Sebagai contoh H+ melepas secara cepat di udara, meninggalkan ion

−

4

SO . Kita juga harus mengamati reaksi kimia karbon dioksida (CO2). Ketika

karbon dioksida bergabung dengan air, asam karbonik (H2CO3) terbentuk. Asam

karbonik dapat dipisahkan menjadi beberapa langkah oleh perpindahan ion hidrogen (proton):

����� ���� �� , 3 2 2 2  H O  H CO CO + ↔ _, 3 3 2 + − + ↔ _{HCO  H}  CO  H   _HCO3− ↔_CO3− + _H +.

Ketika persamaan tersebut mengandung H+, hal itu mungkin untuk menghitung fraksi asam pada bentuk molekularnya atau satu yang lainya oleh bentuk anionik dalam fungsi pH. Pada pH yang rendah, H2CO3  yang dominan, pada pH yang

tinggi, CO  jenis yang dominan. Pada range pH normal air tanah (6-9),₃−  HCO₃− menjadi jenis karbonat yang dominan. Oleh karena itu, jika pH air tanah normal atau tinggi, muatan negatif kemungkinan dikonsentrasikan pada air tanah dan menghasilkan anomali SP negatif. Jarang terjadi untuk pH air tanah yang tinggi, khususnya di daerah vulkanik. Sebagai tambahan, reaksi yang disebutkan diatas berdasarkan kesetimbangan kimia, nyatanya kita membutuhkan kimia kinetik ketika kita mengamati pengamatan SP secara berperiode untuk mengamati kejadian vulkanis secara berkala. Hingga sekarang, sedikit pengetahuan yang mendukung diskusi kuantitatif anomali SP dari reaksi kimia.

3.3 Pengukuran Self-Potensial 

Pengukuran SP  cukup sederhana. Dua  porous-pot   elektroda yang tidak berkutub dihubungkan dengan multimeter berpresisi dengan input impedansi lebih besar dari 108 ohm dan kemampuan pengukuran paling sedikit 1 mV. Masing-masing elektroda dibuat dari elektroda tembaga yang dicelupkan pada larutan tembaga sulfida yang dapat menyerap melalui  porous base  pada pot, sebagai porous yang kontak dengan tanah (gambar 3.8) . Sebagai alternatif lain, larutan timah-sulfat atau perak didalam perak-klorida dapat di gunakan.

Terdapat dua teknik dasar, keduanya untuk menduga strike dari target geologi. Metode pertama adalah metode gradient potensial dengan menggunakan dua elektroda, , berpindah-pindah kedua elektroda tersebut pada jarak yang tetap, sekitar 5 m atau 10 m. Titik yang menjadi pengamatan adalah titik tengah diantara dua elektroda dengan satuan mV/m. Metode kedua adalah metode amplitudo potensial. Prosedur pada metode amplitudo potensial adalah dengan membiarkan satu elektroda tetap di base pada tanah yang bukan mineral dan juga disertai dengan mengukur perbedaan potensial (mV), dengan  porous pot kedua

����� ���� �� yang berpindah-pindah sepanjang garis acuan pada jarak yang tetap. Perlu untuk dicatat adalah temperatur elektrolit pada pot yang bergerak agar tidak terlalu berbeda dari elektroda acuan. Koefisien temperatur untuk tembaga-sulfat sekitar 0,5 mV/ oC (sekitar 0,25 mV/ oC untuk elektroda perak klorida).

Gambar 3.8 Porous pot elektroda

 An Introduction to Applied and Environtmental Geophysics: Spontaneous (self) potential methods, John M. Reynolds,499 (Modifikasi)

Gambar 3.9 Teknik Pengambilan Data (A) gambar atas: Metode gradien potensial, (B) gambar bawah: Metode amplitudo potensial

����� ���� �� Seperti yang telah disebutkan diatas bahwa SP terdiri dari yang statis dan komponen yang berubah. Potensial diri dapat memiliki frekuensi pada range 5-10 Hz, yang disebabkan efek dari atmosfer dan periode yang lama dan mungkin juga mendapatkan amplitudo yang sama dengan potensial mineral statis. Saat terdapat signal, potensial mineral dapat diselesaikan dengan pengukuran sepanjang profil yang sama pada waktu yang berbeda. Terdapat juga gangguan listrik jika pengukuran dilakukan saat hujan lebat atau permukaan lama tertutup air.

Kedalaman maksimum sensitivitas dari metode SP  sekitar 60-100 m, bergantung pada bijih mineral dan lapisan penutup ( overburden) alamiah. Pengukuran Self-Potensial  juga dapat dilakukan diatas air untuk mengukur potensial streaming. Elektroda  porous pot dimasukkan pada kontainer supaya dapat melalui air tanpa menyebabkan kehilangan elektrolit dari elektroda tersebut. Metoda ini hanya dapat bekerja jika arus aliran yang kecil ( lateral of vertical) dengan water column  (Ogilvy dkk. 1969) ( Reynold,  hal.500), amplitudo

dari setiap anomali SP  yang diperoleh dengan water body  yang bergaram (resistivitas 0,3 – 1 Ω m) cenderung mengecil.

3.4 Koreksi Data Self-Potensial  3.4.1 Efek termoelektrik

Efek termoelektrik berpengaruh terhadap mekanisme konduksi termal. Koefisien termoelektrik dengan rata-rata 0.2 mV/ 0C, biasanya memperlihatkan anomali SP 100 mV dengan perubahan temperatur 500 0C. Peristiwa tersebut tidak selalu nyata di lapangan kecuali ketika terdapat flux gas yang sangat panas. (1) Efek termoelektrik yang murni akibat mekanisme konduksi hanya berlaku untuk area dimana terjadi bila ditemukan perubahan gas yang sangat panas,

(2) Flux gas, sirkulasi air tanah dan air hujan memperlihatkan perubahan dari komponen termal konveksi menuju komponen konduksi, yang menunjukan adanya efek termoelektrik.

(3) Besarnya adalah positif namun secara umum kurang sesuai bila dibandingkan dengan pengamatan pengukuran SP di lapangan.

����� ���� �� 3.4.2 Efek elektrokinetik

Besar anomali SP positif, hingga beberapa ratus mV, sering diamati di puncak gunung api aktif, anomali sangat berhubungan dengan zona retakan, puncak kawah, atau puncak gunung. Anomali positif tersebut diimbangi oleh hubungan linear antara potensial dan ketinggian yang jauh dari zona aktif.

Efek Topografi

Di gunung api sebagian dari air hujan dapat merembes pada setiap lapisan geologi yang berbeda, bergantung pada nilai permeabilitasnya. Aliran kebawah pada umumnya terhenti oleh lapisan-lapisan impermeabel terhadap air. Dari topografi geologi berpengaruh atas aliran air akibat gravitasi sebagai salah satu penyebab efek topografi dimana potensial meningkat ketika ketinggian dari topografi menurun. Sering kali ditulis sebagai hubungan negatif ∇

_φ 

 _/ ∇h _(mV/m) atau ∇

_φ 

 _/ ∇P  _{(mV/MPa) sebagai koefisien elektrokinetik terkopel. Koefisien} mempunyai nilai berkisar antara -1 hingga -10 mV/m, dengan rata-rata -2mV/m.

Kita dapat membuat model sederhana untuk memperkirakan kedalaman lapisan antara zona vadose dan zona saturasi air (water table). X dan Z masing-masing adalah sumbu horizontal dan vertikal. Pada titik P di permukaan tanah diatas ketinggian h, air merembes melewati zona vadose  mengalir kebawah menuju zona saturasi air (ketinggian H). E = h – H adalah ketebalan dari zona vadose. Bagian atas zona saturasi air, diasumsikan jauh lebih konduktif daripada zona vadose, dianggap equipotential surface (EPS). Kita juga mengasumsikan bahwa ketebalan zona vadose cukup kecil sepanjang topografi agar komputasi 1-D berlaku pada setiap titik P.

Gradien tekanan dituliskan pada persamaan (5) ialah penjumlahan gradien tekanan kapilaritas dan gaya gravitasi. Jika gaya kapilaritas yang dibandingkan terhadap gaya gravitasi ditiadakan, persamaan yang memberikan flux rapat arus listrik vertikal i adalah:  L g

 Z  V  i

σ 

_r  + ₁₂

ρ 

_w ∂ ∂ − =   _(3.11)

Dimana

σ 

_r adalah konduktivitas batuan,

 ρ 

_wadalah densitas air pada batuan, g hádala percepatan gravitasi, dan  L  adalah koefisien transport.₁₂

����� ���� ��

Gambar 3.10 Sketsa anomali SP di gunung api. Atas: Efek Topografi. Tengah:Efek Termoelektrik:Bawah:Gabungan antara efek topografi dan termoelektrik.(Zlatnocki 98)

����� ���� �� Pada persamaan diatas ,  L₁₂

 ρ 

_wg ialah arus streaming yang dihasilkan aliran air, dan  Z  V  r  ∂ ∂

−

_σ 

  _{disebut elektromigrasi yang diakibatkan Medan elektrostatik}

Couloumb yang dihasilkan oleh muatan listrik pada permukaan tanah dan water

table. ₁₂ , w w w r   L

η 

ζ 

ε 

σ 

σ 

=   _(3.12)

Dimana

σ 

_wadalah konduktivitas air,

ε 

_w  adalah konstanta dielektrik,

η 

_wadalah viskositas, dan

ζ 

adalah zeta potensial. Medan listrik seragam pada lapisan, oleh karena itu L₁₂

 ρ 

_wgdan

 Z  V 

r  ∂ ∂

−

_σ 

 _{seragam sepanjang sumbu Z. Arus listrik vertikal}

bernilai nol di permukaan tanah. Dengan asusmsi 1D dan gradien potensial vertikal konstan, hal itu juga nol di setiap tempat pada zona vadose.

r  wg  L  Z  V 

σ 

 ρ 

12 = ∂ ∂   (3.13)

Integrasi dari persamaan (11) diatas ketebalan E pada zona vadose menghasilkan: C   E  g  L V  r  w ₊ =

σ 

 ρ 

12   _(3.14)

Dimana C adalah konstanta aditif. Diantara titik P di permukaan diamati dan base O, beda potensial SP di permukaan:

)) 0 ( ) ( ( ) , (P O  L12 g  E P  E  V  r  w ₋ = ∆

σ 

 ρ 

  (3.15)

Jika tinggi di titik P adalah h, maka ketinggian H  adalah: ) 0 ( ) , ( 12  E  O P V  g  L h  H  w r  _{∆ −} − =

 ρ 

σ 

  (3.16)

Persamaan diatas melukiskan linearitas antara ketebalan dari zona vadose dan beda potensial antara titik P dan base. Koefisien a = L₁₂

 ρ 

_wg / 

σ 

_{r   dapat} diperkirakan secara kasar. Jika kita mengambil nilai yang biasanya yaitu:

ε 

_w =(80/36π)10-9 Fm-2,

ζ 

=10-2 V,

σ 

_w= 10-1 Sm-1,

σ 

_r  /

σ 

_w=10-2,

η 

_w= 10-4 Nsm-2,

w

 ρ 

= 103  kg.m-3, dan g = 9 m s-2, kita akan dapatkan _a ≅10_{mV/m, yang mana} merupakan nilai yang banyak diusulkan oleh beberapa peneliti.

����� ���� �� Gambar 3.11 Model Koreksi Ketinggian

 Review on morphological insight of self potential anomalies on volcanoes (Zlotnicki dan Nishida)

Ishido (1988) membuktikan secara teoritik hubungan linear antara potensial dan ketinggian permukaan tanah yang diakibatkan aliran kebawah fluida untuk medium homogen. Walaupun, aproksimasi efek topografi kadang-kadang tidak dapat sepenuhnya dilakukan seperti di daerah geotermal Hohi di Kyushu (Ishido, 1985) atau Gunung Pelée (Zlotnocki dkk 1998). Model numerik yang ditunjukan oleh Yasukawa dan Mogi (1998) secara nyata menunjukan distribusi heterogen dari permeabilitas hidrarulik yang berarti adanya perbedaan resistivitas listrik dan perbedaan koefisien elektrokinetik terkopel yang mengganggu hubungan linear topografi.

3.4.3 Sirkulasi Hidrotermal

Pada gunung api yang aktif, efek topografi menyebabkan aliran fluida ke bawah yang dipengaruhi oleh adanya sumber termal dangkal. Akibat adanya air tanah dan batuan permeabel, terjadi pertukaran panas dan memicu pertukaran panas konveksi, oleh karena itu menyebabkan adanya sirkulasi hidrotermal. Sumber panas (thermal) menghasilkan aliran fluida ke atas diatas kantung magma dan sepanjang permukaan tektonik (dinding kawah, rekahan, dll), sementara itu  juga diimbangi oleh sirkulasi aliran ke arah bawah.

����� ���� �� Potensial elektrokinetik bergantung pada laju rata-rata dan koefisien elektrokinetik terkopel, dimana permeabilitas menjadi faktor pengaruh utama. Penelitian pada kasus konveksi alami pada medium permeabel menunjukan peningkatan yang berarti pada daerah tempat terjadi perpindahan panas mendekati temperatur kritis air. Seperti kondisi yang umumnya terjadi dekat daerah hubungan antara air tanah dan magma panas atau gas vulkanik yang sangat panas. Maka, anomali SP dapat mencapai beberapa ratus mV di daerah vulkanik.

3.5 Interpretasi Anomali Self-Potensial 

Anomali sering diinterpretasikan secara kualitatif yaitu oleh bentuk profil, amplitudo, polaritas (positif atau negatif), dan pola konturnya. Bagian atas dari bijih mineral diasumsikan di bawah posisi dari potensial minimum atau maksimum. Jika sumbu vertikal dari polarisasi (sumbu antara katode dan anode dari biji mineral) cenderung melereng dari garis vertikal, bentuk dari profil akan menjadi asimetri dengan slope (landaian) paling curam dan juga positif mengikuti keduanya yang berada pada sisi bawah terlihat seperti gambar berikut:

����� ���� ��

Gambar 3.12 (A) Anomali SP Weiss di Ergani ,Turkey (B) Sumbu dari polarisasi curam menanjak, Yungul (1950)  An Introduction to Applied and Environtmental Geophysics: Spontaneous (self) potential methods, John M. Reynolds,502

Permasalahan muncul ketika dua atau lebih corak geologi yang memberikan kenaikan dan penurunan anomali yang saling melapis pada anomali SP. Salah satu contohnya ditunjukkan pada gambar 2.8 (Nayak 1981). Anomali diatas Graphitic phyllites  mempunyai karakteristik yang sebagian besar (-740 mV) kurang dari potensial mineral elektrokimia. Anomali kedua (-650 mV) dihasilkan oleh potensial elektrokinetik yang berhubungan dengan arus air melalui permeabel yang terpisahkan oleh timbunan (konglomerat), walaupun demikian, jika ukuran yang sama terjadi tetapi mempunyai dip  (penukikannya) berbeda, resultan anomali dapat digunakan untuk memecahkan persoalan diantara keduanya. Kalau kita lihat dua bijih graphite di Gniess  (gambar 2.9) pada dua model yang berbeda ( Meisser   1962). Yang pertama adalah adanya graphite masuk kearah masing-masing satu sama lain pada struktur sinklinal, yang mana pusat negatif dihubungkan dengan masing-masing kutub bijih yang terpisahkan, gabungan anomali dengan dua negatif. Yang kedua, adalah graphite masuk dari masing-masingnya pada struktur antiklinikal, yang mana dua pusat negatif adalah sangat dekat bersama-sama dan akan terjadi kombinasi pada bentuk satu minimum negatif yang besar. Perbedaan jarak diantara dua sumber anomali adalah sama dengan perbedaan jarak diatas bijih graphit.( Telford, hal.501).

�����

Gambar 3.13 Dua su dengan mineral graph berhubungan dengan

Gambar 3.14 Anom sinklinikal, , Meiser  (1

ber SP dengan berbeda kasus: proses elektroki ite phyllites dan satu disebabkan oleh proses e liran air di permeabel yang terpisahkan konglo

ali SP  yang behubungan dengan (A)sinklini 962). An Introduction to Applied and Environtmental

���� �� mia berhubungan ektrokinetik yang erat . al dan (B) anti Geophysics

����� ���� �� Interpretasi selanjutnya untuk memperkirakan bentuk dari biji mineral pada salah satu geometri yang diketahui, biasanya berbentuk bola atau berbentuk batang, dengan mengasusmsikan arah polarisasi secara langsung. Pendekatan secara langsung adalah dengan menghitung pengaruh potensial pada model dan membandingkan antara anomali sintetik (buatan) dengan observasi Dasar teori dari interpretasi secara kuantitatif dari anomali SP berbentuk bola (gambar 2.10) diperkenalkan oleh Petrovski (1928) dan dikembangkan oleh de Witte (1948), berbentuk batang oleh Stern (1945), dan dipping plate oleh Meiser (1962). Bentuk lain dari model dan perbaikkan metode secara kuantitatif sedang dikembangkan (semisal Hongisto 1993). Model selanjutnya disesuaikan sampai dua bentuk anomali tersebut sesuai dengan batas statistik yang telah ditentukan, metode ini bekerja untuk data yang sangat terbatas, jika corak geologi yang ada menyebabkan SP  anomali takkan bisa menyesuaikan diri pada bentuk geometri yang diberikan, akan terjadi masalah yaitu semakin rumitnya pengolahan secara matematis dan juga metode numerik sehingga sangatlah diperlukan pengolahan datanya dengan komputer (Fitterman 1979b). (Telford, hal. 502).

Pendekatan inversi dilakukan untuk menggunakan anomali absorvasi untuk menghasilkan model. Metode ini biasanya digunakan untuk memperkirakan ukuran dari corak geologi, untuk lebih detailnya yaitu geologi dan investigasi geofisika (Sill 1983). Pendekatannya dengan mengasumsikan bahwa corak geologi sesuai untuk memberikan bentuk geometri dengan kedalaman ditengah dari objek yang dapat diperkirakan dengan menggunakan tehnik half-width. Sayangnya, metode ini sering kurang akurat, lebih buruknya lagi pembatasan dari pendekatan yang terjadi bahwa lebar dari anomali mungkin lebih bersifat mengindikasikan luasnya saja secara fisik bukannya kedalaman bentuh bijih oleh sebab itu perkiraan kedalaman mungkin akan terjadi kesalahan sebanyak-banyaknya ±100 %. Contoh aktual graphite dan anomali SP diperlihatkan pada gambar 2.11 anomali observasi pada gambar 2.11 adalah anomali penutup pada komponen geologi individu A-D.

�����

Gambar 3.15.  Ano gepeng (Parasnis 198  An Introduction to Ap

methods, John M. Reyno

ali Sel-Potensial yang berhubungan dengan (A) ), dan (C) plat tipis (Telford 1990)

 plied and Environtmental Geophysics: Spontaneo ds,505

���� ��

bola, (B) a balok

�����

Gambar 3.16  (A) An anomali SP individu  provile observasi, dari  An Introduction to Ap methods, John M. Reyno

mali SP yang menyilang single graphite di ntuk masing-masing pada empat graphite di  Meiser (1962)

 plied and Environtmental Geophysics: Spontaneo ds,506 

���� ��

neiss. (B) model Gneiss, dan (C)

����� ���� ��

DAFTAR PUSTAKA

A. Bolève, A. Revil, F. Janod, J.L. Mattiuzzo, A. Jardani. 2007. Forward  Modelling and validation of a new formulation to compute self-potential signals with ground water flow. Published in Hydrol. Earth Syst. Sci. pp. 1662-1671.

Corwin, R. F., D. B. Hoover. 1979. The Self Potential method in geothermal exploration. Geophysics. 44, 226-245,.

Fowler , C.M.R.1990. The Solid Earth An Introduction Global Geophysics . United Kingdom: Cambridge University Press.

H. Hase, T. Hashimoto, S. Sakanaka, W. Kanda, Y. Tanaka. 2005.  Hydrothermal System Beneath Aso Volcano as Inferred from Self-Potential mapping and resistivity structure. Journal of Volcanology ang Geothermal Research 143 259-277

K Yasukawa, A. Andan, D. S. Kusuma, T. Uchida. 2000. Self-Potential In The  Mataloko Geothermal Prospect , Flores Indonesia. Proceeding World

Geothermal Congress 2000 Kyushu-Tohoku Japan, May 28-June 10.

Nourbehecht, B. 1963.  Irreversible thermodynamics effects in inhomogeneous media and their application in certain geoelectric problems. 121 pp.

Reynolds, John M. 1997.  An Introduction to Apllied an Environmental Geophysics. John Wiley and Sons: New York.

Sill, W.R. 1982  A Model For The Crosscoupling Parameter of Rocks., DOE  /ID/12079—69.

Sill, W.R., 1982. Self-Potential Effects Due to Hydrothermal Convection-Velocity Crosscoupling, DOE/ID/12079-68

Sill, W.R., 1983. Self-Potential Modelling From Primary Flows, Geophysics, Vol. 48, No. 1.pp. 76-86, 19 FIGS.

Suarga.. 2007. Fisika Komputasi. Penerbit Andi: Yogyakarta.

Telford,K.M., Golder,L.P., and Sheriff,R.E. 1990.  Applied Geophysics Second  Edition. Lombridge University Press.