Geotermometer -- Pengantar PDF

Preview

Summary

Nama : Alexander Yosep Elake NIM : 11/323840/PPA/03662 Tugas Eksplorasi Geothermal Geothermometer Geothermeter adalah sebuah termometer khusus yang dibangun untuk mengukur suhu pada kedalaman di bawah permukaan tanah. Suhu maksimum di bawah permukaan yang dialami oleh air panas bumi dapat direkam ol...

Description

Nama : Alexander Yosep Elake NIM : 11/323840/PPA/03662 Tugas Eksplorasi Geothermal

Geothermometer Geothermeter adalah sebuah termometer khusus yang dibangun untuk mengukur suhu pada kedalaman di bawah permukaan tanah. Suhu maksimum di bawah permukaan yang dialami oleh air panas bumi dapat direkam oleh rasio kestabilan isotop ionik larutan dan air itu sendiri. Informasi tersebut sangat penting dalam eksplorasi sumber daya panas bumi. Hal ini juga menunjukkan sirkulasi pada kedalaman air tanah, yang didasarkan pada pemahaman tentang tektonik lingkungan dan gradien panas bumi. Geothermometer isotop dan geokimia dikembangkan selama dua dekade terakhir yang berpusat pada asumsi bahwa dua spesies atau senyawa berdampingan dan memiliki kesetimbangan dalam reservoir panas bumi, bahwa suhu adalah kontrol utama pada rasio mereka, dan yang disetimbangkan kembali tidak terjadi selama proses. Hubungan kationik: Studi dari Na, K dan Ca dalam sistem perairan menunjukkan bahwa konsentrasi kation dikendalikan oleh suhu-tergantung reaksi kesetimbangan dengan lapisan, mika dan kalsit. Beberapa persamaan semi-empiris untuk suhu yang telah ditentukan berdasarkan rasio kation (dalam ppm):

(Fournier, 1979)

Dimana 1/3 untuk Na cair dan 4/3 untuk Ca cair (Fournier and Truesdell, 1973) At temperatures less than about 200°C, the solubility of magnesium silicate increases and Mg plays a role in the controlling reactions, which must be accounted for (Fournier and Potter, 1979). In lower temperature or high salinity systems, other cations relationships including Na/Li and Mg and are important, e.g.: Pada suhu kurang dari sekitar 200 ° C, kelarutan magnesium silikat meningkat dan Mg memainkan peran dalam mengendalikan reaksi, yang harus dipertanggungjawabkan (Fournier dan Potter, 1979). Pada suhu yang lebih rendah atau sistem salinitas yang tinggi, hubungan kation lainnya termasuk Na / Li dan Mg penting keberadaannya, misalnya:

Kharaka and Mariner (1987) Kelemahan utama untuk geothermometers kimia ini adalah waktu tertentu atau rasio rendah airtanah, kembalinya kesetimbangan dapat terjadi melalui reaksi pertukaran pada suhu yang lebih rendah selama proses.

Kelarutan Silika: Peningkatan kelarutan kuarsa dan polimorf pada suhu tinggi telah digunakan secara luas sebagai indikator suhu panas bumi (Truesdell dan Hulston, 1980; Fournier dan Potter, 1982). Dalam sistem di atas sekitar 180 sampai 190 ° C, kesetimbangan dengan kuarsa telah ditemukan untuk mengontrol konsentrasi silika, sedangkan pada suhu yang lebih rendah, Chalcedony adalah fase pengendali (Arnasson, 1976). Suhu dapat diturunkan dari hubungan berikut untuk keseimbangan dengan polimorf silika 0-250 ° C, di mana konsentrasi Si dalam ppm (dari Fournier, 1981): Quartz (tanpa pelepasan uap) T°C = 1309/(5.19 – log Si) – 273 Quartz (pelepasan uap maksimum) T°C = 1522/(5.75 – log Si) – 273 Chalcedony T°C = 1032/(4.69 – log Si) – 273 Silika Amorf T°C = 731/(4.52 – log Si) – 273

18O dalam pertukaran larutan-sulfat : Meskipun beberapa reaksi pertukaran isotop dapat

digunakan sebagai indikator suhu bawah permukaan, pertukaran 18O antara sulfat terlarut dan air yang paling sering digunakan karena kesetimbangannya cepat pada suhu reservoir tinggi sekitar 200° C dan pH kurang dari 7, kondisi yang mendukung perubahan SO42 - H2O. Di bawah reservoir suhu 150 sampai 200 ° C, Perubahan waktu-paruh abiotik meningkat secara eksponensial dari beberapa tahun sampai 106 tahun pada 100°C dan pH 7 (Chiba dan Sakai, 1985). Hanya selama reduksi sulfat bakteri mencapai 18O pertukaran dapat terjadi. Selama proses ini 18OSO4 meningkatkan secara asimtotik terhadap nilai kesetimbangan dengan air pada suhu ambien. Jika reduksi sulfat di daerah keluarnya cairan tidak diperhitugkan, maka suhu reservoir akan dijaga. Kedua persamaan memberikan perkiraan yang sama: 103 ln18SO4 -H2O = 3.251 · 106 T–2 – 5.1 (Mitzutani and Rafter, 1969)

103 ln18SO4-H2O = 2.88 · 106 T–2 – 4.1 (McKenzie and Truesdell, 1977)

Perubahan 34S di SO42 - H2S: Dalam sistem panas bumi di mana kedua sulfat terlarut dan sulfida yang hadir, suhu tergantung pada besar fraksinasi 34S dapat dimanfaatkan sebagai geothermometer. Sementara perubahan cepat dalam kondisi asam, pertukaran di dekat-pH netral dapat terjadi selama ratusan tahun (Truesdell dan Hulston, 1980) dan kenaikan cairan dapat menjaga rekaman suhunya. Pertukaran mengikuti reaksi berikut: 103 lnSO4 -H2S = 5.07 · 106 T–2 + 6.33 (Robinson, 1973)

Perubahan 13C in CO2 - CH4: Dalam air tanah di mana metana berdampingan dengan karbon anorganik terlarut, 13C akan berubah melalui reaksi:

CO2 + 4 H2  CH4 + 2H2O Kesetimbangan suhu dapat dihitung dengan persamaan yang ditunjuukan oleh Ellis and Mahon, (1977): 103 ln13CCO2-CH4 = – 8.949 (106 T–2)2 + 181.264 (106 T–2) – 90.888 atau Richet et al. (1977): 103 ln13CCO2-CH4 = – 0.62 · 109 T–3 + 6.616 · 106 T–2 + 6.04 · 103 T–1 – 3.08...