metode geofisika - self potential

Mecca

METODE SELF POTENTIAL

3.1 Konsep Dasar Metode Self-Potential

Metode SP diprakarsai pada tahun 1830 oleh Robert Fox yang

menggunakan elektroda lempeng tembaga yang dihubungkan dengan

Galvanometer untuk mendeteksi cadangan sulfida-tembaga di CornWall, Inggris.

Metode ini digunakkan sejak tahun 1920 sebagai peralatan alternatif pada

eksplorasi logam, lebih khusus lagi yaitu untuk mendeteksi keberadaan dari bijih

besi dalam jumlah yang besar. Pada beberapa tahun ini, metode SP dilakukkan

secara luas untuk investigasi bawah permukaan air dan panas bumi, dan juga

dapat digunakkan untuk tujuan pemetaan.

Metode SP sangat murah untuk digunakkan eksplorasi geofisika baik dari

peralatan yang dibutuhkan maupun pengoperasianya di lapangan yang sederhana.

Metode SP termasuk metode pasif yaitu perbedaan potensial tanah secara alami

diukur diantara dua titik di permukaan. Nilai beda potensial yang diukur dapat

mencapai kurang dari milivolt hingga satu volt, serta tanda (negatif atau positif)

dari nilai potensial merupakan faktor penting untuk interpretasi anomali SP.

Tabel 3.1 Jenis dari anomali SP dan sumber geologinya

Sumber Jenis Anomali

Sulfida-bijih besi

Grafit-bijih besi

Magnetit, batu bara, mangan

Negatif ~ ratusan mV

Lapisan kuarsa

Pegmatites

Positif ~ puluhan mV

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

Bioelektrik Negatif, ≤ 300 mV

Perpindahan air tanah +/- ~ ratusan mV

Topography Negatif hingga 2 V

Mecca

Dikatakan self-potential karena potensial dihasilkan oleh sejumlah sumber

alamiah itu sendiri tanpa adanya injeksi ke bawah permukaan bumi, meskipun

penyebab lengkap proses fisikanya belum banyak diketahui. Potensial alamiah

tanah terdiri dari dua komponen, dimana salah satunya konstan yang tidak

berarah serta yang lainya berubah terhadap waktu. Komponen yang konstan

disebabkan proses elektrokimia, serta komponen yang berubah disebabkan variasi

perbedaan kisaran potensial dari induksi arus bolak balik (AC) oleh badai listrik

dan variasi dari medan magnetik bumi, yang dipengaruhi pula oleh curah hujan.

Dalam eksplorasi mineral, masing-masing komponen dari SP disebut potensial

mineral dan potensial background.

3.2 Asal Mula Self-Potential

Pada umumnya, faktor utama yang mempengaruhi variasi nilai self-

potential adalah keberadaan air tanah. Potensial ditimbulkan oleh aliran air tanah,

baik berupa elektrolit ataupun sebagai pelarut dari mineral yang berbeda.

Terdapat tiga cara dari konduksi listrik masuk pada batuan yaitu secara dielektrik,

elektrolit, dan elektronik (ohmic). Konduktivitas listrik (σ, kebalikan dari

resistivitas) bergantung pada porositas batuan dan mobilitas dari air (atau fluida

lainnya) untuk melewati ruang berpori (bergantung pada sifat mobilitas ionik dan

konsentrasi larutan, viskositas (η), temperatur, dan tekanan).

Tabel 3.2 Jenis-jenis potensial listrik:

Elektrokinetik

Elektrofiltrasi

Elektromekanika

Aliran (Streaming)

Potensial Difusi

Liquid junction

Potensial Nernst

Serpihan batu (Shale)

Potensial Mineral Konstan

Potensial Termoelektrik

Potensial Elektrokimia

Berubah terhadap waktu

Mecca

3.2.1 Potensial elektrokinetik

Potensial Elektrokinetik (Ek) sebagai hasil dari aliran elektrolit yang

melewati medium kapiler atau medium berpori, potensial diukur sepanjang

kapiler, yang berhubungan dengan potensial elektrofiltrasi, elektromekanika, dan

potensial streaming.

Tabel 3.3 Perumusan potensial listrik:

Elektrokinetik:

πη

δεµ4

PCE E

k = (3.1)

Dimana: ε, µ dan η masing-masing konstanta dielektrik, resistivitas dan viskositas

dari elektrolit; δP adalah perbedaan tekanan; dan CE adalah koefisien kopling

elektrofiltrasi

Potensial Difusi:

)/ln()(

)(21 CC

IInF

IIRTE

ca

cad +

−−= (3.2)

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

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

adalah konstanta Faraday (96487 C mol-1), C1 dan C2 adalah konsentrasi larutan

Potensial Nernst:

)/ln( 21 CCnF

RTEN −= (3.3)

Saat Ia = Ic pada persamaan potensial difusi

Menurut hukum Helmholtz, aliran arus listrik berhubungan dengan

gradien hidraulik dan kuantitas yang dikenal dengan koefisien elektrofiltrasi

terkopel (CE) yang merepresentasikan sifat fisis dan kelistrikan dari elektrolit dan

dari jaringan melalui medium elektrolit yang terlewati. Grafik dari potensial

elektrokinetik dihasilkan untuk situasi geologi dengan nilai CE untuk masing-

masing satuan geologi yang diberikan pada gambar berikut:

Mecca

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

Mecca

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

Mecca

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 listrikφ∇

dan gradien tekananP∇ yang dirumuskan sebagai berikut:

PKJE ∇−∇−= )/()/( ηφηκεζ (3.4)

PI E ∇−∇−= )/( ηκεζφκσ (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:

σηεζφ // −=∇∇ 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.

Mecca

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 P∇∇ /φ 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 P∇∇ /φ 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 P∇∇ /φ 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 P∇∇ /φ 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

Mecca

digunakan untuk kasus termoelektrik, potensial permukaan maksimum diatas

pusat bola adalah [ ]PCC ∇− )(6.0 '2

'1 mV, dimana '

1C dan '2C adalah koefisien

elektrokinetik terkopel (mV/atm) pada bagian atas dan bawah lapisan. DanP∇

adalah beda tekanan saat melewati batas bola di atmosfer. Yaitu untuk nilai yang

mungkin dari )( '2

'1 CC − adalah 10 mV/atm dan beda tekanan 5 atm. Polaritas dari

anomali tergantung pada tanda )( '2

'1 CC − 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:

TJT ∇−∇−= λφσπ (3.7)

TI T ∇−∇−= θφσ (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 T∇∇ /φ

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.

Mecca

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 TCC ∇− )(15.0 21 mV, yang mana memberikan nilai potensial maksimum

15 mV untuk perbedaan koefisien terkopel yang besar (C1-C2) = 1 mV/0C, dan

Mecca

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

Mecca

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 konsentrasiC∇ dan gradient potensial

φ∇ sebagai driving force, sehingga seperti gradien temperatur dan tekanan dapat

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

,)/(, mmmmmmC CDRTFCZDJ ∇−∇−= φ (3.9)

Dimana akhiran m menentukan kenaturalan dari ion-ion. mmm CZD ,, 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 ∑ )( mmJZF :

,)/( 2mmmmmmC CZDRTFCZDFI ∇+∇−= ∑ φ (3.10)

mC∇∇ /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.

Mecca

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

Mecca

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


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

Mecca

(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,

Mecca

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 −4SO untuk menghasilkan potensial negatif pada

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:

4222 2 SOHOSH ↔+

Mecca

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: 3222 SOHSOOH ↔+

Pada reaksi dengan ion ferric di mata air panas untuk membentuk ion sulfat

mengikuti: +++−+++− ++↔++ HFeSOOHFeSO 222 423

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

OHSSOHSOH 24232 23 ++↔

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 −4SO di bawah tanah, anomali SP negatif dapat

dihasilkan: Sebagai contoh H+ melepas secara cepat di udara, meninggalkan ion

−4SO . 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):

Mecca

,3222 COHOHCO ↔+ ,332+− +↔ HHCOCOH .33

+−− +↔ HCOHCO

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, −3CO jenis yang dominan. Pada range pH normal air tanah (6-9), −

3HCO

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 digunakan.

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

Mecca

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


methods, John M. Reynolds, 499 (Modifikasi)

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

gambar bawah: Metode amplitudo potensial

Mecca

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.

Mecca

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 h∇∇ /φ (mV/m)

atau P∇∇ /φ (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: gLZ

Vi wr ρσ 12+

∂∂−= (3.11)

Dimana rσ adalah konduktivitas batuan, wρ adalah densitas air pada batuan, g

hádala percepatan gravitasi, dan 12L adalah koefisien transport.

Mecca

Gambar 3.10 Sketsa anomali SP di gunung api. Atas: Efek Topografi. Tengah:Efek

Termoelektrik:Bawah:Gabungan antara efek topografi dan termoelektrik.(Zlatnocki 98)

Mecca

Pada persamaan diatas , gL wρ12 ialah arus streaming yang dihasilkan aliran air,

dan Z

Vr ∂

∂−σ disebut elektromigrasi yang diakibatkan Medan elektrostatik

Couloumb yang dihasilkan oleh muatan listrik pada permukaan tanah dan water

table. ,12w

w

w

rLη

ζεσσ

= (3.12)

Dimana wσ adalah konduktivitas air, wε adalah konstanta dielektrik, wη adalah

viskositas, dan ζ adalah zeta potensial. Medan listrik seragam pada lapisan, oleh

karena itu gL wρ12 dan Z

Vr ∂

∂−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

wgL

Z

V

σρ12=

∂∂

(3.13)

Integrasi dari persamaan (11) diatas ketebalan E pada zona vadose menghasilkan:

CEgL

Vr

w +=σρ12 (3.14)

Dimana C adalah konstanta aditif. Diantara titik P di permukaan diamati dan base

O, beda potensial SP di permukaan:

))0()((),( 12 EPEgL

OPVr

w −=∆σρ

(3.15)

Jika tinggi di titik P adalah h, maka ketinggian H adalah:

)0(),(12

EOPVgL

hHw

r −∆−=ρ

σ (3.16)

Persamaan diatas melukiskan linearitas antara ketebalan dari zona vadose

dan beda potensial antara titik P dan base. Koefisien rwgLa σρ /12= dapat

diperkirakan secara kasar. Jika kita mengambil nilai yang biasanya yaitu: wε

=(80/36π)10-9 Fm-2, ζ =10-2 V, wσ = 10-1 Sm-1, wr σσ / =10-2, wη = 10-4 Nsm-2,

wρ = 103 kg.m-3, dan g = 9 m s-2, kita akan dapatkan 10≅a mV/m, yang mana

merupakan nilai yang banyak diusulkan oleh beberapa peneliti.

Mecca

Gambar 3.11 Model Koreksi Ketinggian


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.

Mecca

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:

Mecca

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).

Mecca

Gambar 3.13 Dua sumber SP dengan berbe

dengan mineral graphite phyllites dan satu disebabkan oleh proses elektrokinetik yang

berhubungan dengan aliran air di permeabel yang terpisahkan konglomerat

Gambar 3.14 Anomali

sinklinikal, , Meiser (1962).

Dua sumber SP dengan berbeda kasus: proses elektrokimia berhubungan


berhubungan dengan aliran air di permeabel yang terpisahkan konglomerat

Anomali SP yang behubungan dengan (A)sinklinikal dan (B) anti

(1962). An Introduction to Applied and Environtmental Geophysics

da kasus: proses elektrokimia berhubungan


berhubungan dengan aliran air di permeabel yang terpisahkan konglomerat.

n (A)sinklinikal dan (B) anti

An Introduction to Applied and Environtmental Geophysics

Mecca

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.

Mecca

Gambar 3.15. Anomali Sel

gepeng (Parasnis 1986), dan (C) plat tipis (Telford 1990)


methods, John M. Reynolds

Anomali Sel-Potensial yang berhubungan dengan (A) bola, (B) a balok

gepeng (Parasnis 1986), dan (C) plat tipis (Telford 1990)



ng berhubungan dengan (A) bola, (B) a balok


Mecca

Gambar 3.16 (A) Anomali SP yang menyilang single graphite di Dneiss. (B) model

anomali SP individu untuk masing

provile observasi, dari Meiser (1962)

An Introduction to Applied and Environtmental Geophy

methods, John M. Reynolds

(A) Anomali SP yang menyilang single graphite di Dneiss. (B) model

anomali SP individu untuk masing-masing pada empat graphite di Gneiss, dan (C)

provile observasi, dari Meiser (1962)



(A) Anomali SP yang menyilang single graphite di Dneiss. (B) model

masing pada empat graphite di Gneiss, dan (C)

sics: Spontaneous (self) potential

Mecca

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.

Mecca

Thunehed. H. Berube. A. Mainali. G. 2004. Monitoring of Embankment Dams

with Geophysical Methods. Technical University of Lulea.

William H. P, Saul A. T, William T. V, Brian P.F. 1992. Numerical Recipes in C.

Cambridge University Press.

Yasukawa, K., Mogi T, Widarto. D, Ehara. S. 2003. Numerical Modelling of

Hydrothermal around Waita Volcano, Kyushu, Japan, based on Resistivity

and Self-Potential Surveys results. Geothermics 32 pp. 21-46.

Yasukawa, K., et al. 2005. Geothermal Reservoir Characterization by SP

Monitoring, Proceedings World Geothermal Congress.

Yasukawa. K., Andan. A, Kusuma. D, Uchida. T. 2000. Self-Potential Survey in

the Mataloko Geothermal Prospect, Flores, Indonesia. Proceedings World

Geothermal Congress. Pp. 1985-1991..

Zlotnicki. J, Nishida. Y. 2003. Review on Morphological Insight of Self-Potential

Anomalies on Volcanoes. Surveys in Geophysics 24: pp. 291-338.

metode geofisika - self potential

Documents