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
Negatif ~ ratusan mV
Magnetit, batu bara, mangan Lapisan kuarsa
Positif ~ puluhan mV
Pegmatites Aliran fluida, reaksi geokimia, dll
Positif +/- negatif ≤ 100 mV
Bioelektrik
Negatif, ≤ 300 mV
Perpindahan air tanah
+/- ~ ratusan mV
Topography
Negatif hingga 2 V
Mecca
Page 1
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 selfpotential 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)
Berubah terhadap waktu
Potensial Difusi Liquid junction Potensial Nernst
Potensial Elektrokimia
Serpihan batu (Shale) Potensial Mineral
Konstan
Potensial Termoelektrik
Mecca
Page 2
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: Ek =
εµC E δP 4πη
(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:
Ed = −
RT ( I a − I c ) ln(C1 / C 2 ) nF ( I a + I c )
(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: EN = −
RT ln(C1 / C 2 ) nF
(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 masingmasing satuan geologi yang diberikan pada gambar berikut:
Mecca
Page 3
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
Page 4
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
Page 5
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:
J E = −(κεζ / η )∇φ − ( K / η )∇P
(3.4)
I E = −κσ∇φ − (κεζ / η )∇P
(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 elektroosmotik 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: ∇φ / ∇P = −εζ / ση
(3.6)
∇φ / ∇P 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
Page 6
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
Mecca
Page 7
digunakan untuk kasus termoelektrik, potensial permukaan maksimum diatas
[
pusat bola adalah 0.6 (C1' − C 2' )∇P
]
mV, dimana C1' dan C 2' adalah koefisien
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 (C1' − C 2' ) adalah 10 mV/atm dan beda tekanan 5 atm. Polaritas dari anomali tergantung pada tanda (C1' − 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:
J T = −σπ∇φ − λ∇T
(3.7)
I T = −σ∇φ − θ∇T
(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.
Mecca
Page 8
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(C1 − C 2 )∇T mV, yang mana memberikan nilai potensial maksimum 15 mV untuk perbedaan koefisien terkopel yang besar (C1-C2) = 1 mV/0C, dan
Mecca
Page 9
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
Page 10
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,m dilukiskan oleh Nernst-Planck yaitu: J C ,m = −( Dm Z m C m F / RT )∇φ − Dm ∇C m ,
(3.9)
Dimana akhiran m menentukan kenaturalan dari ion-ion. Dm , Z m , C m masingmasing 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 ) :
I C = −F
{∑ ( D
∇φ / ∇C m
m
}
Z m2 C m F / RT )∇φ + Dm Z m ∇C m ,
(3.10)
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
Page 11
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
Page 12
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
Mecca
Page 13
(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
Page 14
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 SO4− 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:
H 2 S + 2O2 ↔ H 2 SO4
Mecca
Page 15
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 2 O + SO2 ↔ H 2 SO3 Pada reaksi dengan ion ferric di mata air panas untuk membentuk ion sulfat mengikuti: SO3− + 2 Fe + + + + H 2 O ↔ SO4− + 2 Fe + + + 2 H + 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 3H 2 SO3 ↔ 2 H 2 SO4 + S + H 2 O 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 SO4− di bawah tanah, anomali SP negatif dapat dihasilkan: Sebagai contoh H+ melepas secara cepat di udara, meninggalkan ion SO4− . 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
Page 16
CO2 + H 2 O ↔ H 2 CO3 , H 2 CO3 ↔ HCO3− + 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, CO3− jenis yang dominan. Pada range pH normal air tanah (6-9), 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 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
Page 17
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
Mecca
Page 18
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
Page 19
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 masingmasing 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 1D 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: i = −σ r
∂V + L12 ρ w g ∂Z
(3.11)
Dimana σ r adalah konduktivitas batuan, ρ w adalah densitas air pada batuan, g hádala percepatan gravitasi, dan L12 adalah koefisien transport.
Mecca
Page 20
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
Page 21
Pada persamaan diatas , L12 ρ w g ialah arus streaming yang dihasilkan aliran air, dan − σ r
∂V ∂Z
disebut elektromigrasi yang diakibatkan Medan elektrostatik
Couloumb yang dihasilkan oleh muatan listrik pada permukaan tanah dan water table. L12 =
σ r ε wζ , σ w ηw
(3.12)
Dimana σ w adalah konduktivitas air, ε w adalah konstanta dielektrik, η w adalah viskositas, dan ζ adalah zeta potensial. Medan listrik seragam pada lapisan, oleh karena itu L12 ρ w g dan − σ r
∂V seragam sepanjang sumbu Z. Arus listrik vertikal ∂Z
bernilai nol di permukaan tanah. Dengan asusmsi 1D dan gradien potensial vertikal konstan, hal itu juga nol di setiap tempat pada zona vadose.
∂V L12 ρ w g = ∂Z σr
(3.13)
Integrasi dari persamaan (11) diatas ketebalan E pada zona vadose menghasilkan:
V=
L12 ρ w g
σr
E +C
(3.14)
Dimana C adalah konstanta aditif. Diantara titik P di permukaan diamati dan base O, beda potensial SP di permukaan:
∆V ( P, O) =
L12 ρ w g
σr
( E ( P) − E (0))
(3.15)
Jika tinggi di titik P adalah h, maka ketinggian H adalah:
H =h−
σr ∆V ( P, O) − E (0) L12 ρ w g
(3.16)
Persamaan diatas melukiskan linearitas antara ketebalan dari zona vadose dan beda potensial antara titik P dan base. Koefisien a = L12 ρ w g / 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,
ρ w = 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.
Mecca
Page 22
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 kadangkadang 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
Page 23
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
Page 24
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
Page 25
Gambar 3.13 Dua sumber SP dengan berbeda berbeda kasus: proses elektrokimia berhubungan dengan mineral graphite phyllites dan satu disebabkan oleh proses elektrokinetik yang berhubungan dengan aliran air di permeabel yang terpisahkan konglomerat.
Gambar 3.14 Anomali SP yang behubungan dengann (A)sinklinikal dan (B) anti sinklinikal, , Meiser (1962). An Introduction to Applied and Environtmental Geophysics
Mecca
Page 26
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
Page 27
Sel yang ng berhubungan dengan (A) bola, (B) a balok Gambar 3.15. Anomali Sel-Potensial gepeng (Parasnis 1986), dan (C) plat tipis (Telford 1990) An Introduction to Applied and Environtmental Geophysics: Spontaneous (self) potential methods, John M. Reynolds, Reynolds 505
Mecca
Page 28
Gambar 3.16 (A) Anomali SP yang menyilang single graphite di Dneiss. (B) model anomali SP individu untuk masing-masing masing masing pada empat graphite di Gneiss, dan (C) provile observasi, dari Meiser (1962) An Introduction to Applied and Environtmental Geophysics: Geophysics: Spontaneous (self) potential methods, John M. Reynolds, Reynolds 506
Mecca
Page 29
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
Page 30
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.
Mecca
Page 31
