Gravimetrie: Dichte ρ [kg/m³] [g/cm³]

Geomagnetik: magnetische Suszeptibilität χ [-]

Geoelektrik: spezifischer elektrischer WIderstand P [Ωm]

Elektromagnetik: elektrische Leitfähigkeit σ [S/m] (S = “Siemens”)

Seismik: elastische Moduli, Geschwindigkeit elastischer Wellen [m/s]

Georadar: Dielektrizitätszahl εr [-]

Radiometrie: natürliche Radioaktivität, Rn-Emanation

(Emanation: Freisetzung von Material aus festen AUsgangsbedingungen)

Geothermik: Wärmeleitfähigkeit λ [w/mK], spezifische Wärmekapazität κ [J/kgK]

Nutzung von geophysikalischen Verfahren zur Erkundung des oberflächennahen Untergrundes zur Exploration von Rohstoffen, zu Blindgängern, Baugrunduntersuchungen, …

Zur Erkundung von oberflächennahen Schichten kann zum Beispiel die Gravimetrie eingesetzt werden, die Dichteanomalien im Untergrund erkennt und so z.B. Erze erkennen kann, da diese sehr dicht sind.

Ansonsten ist das VLF-Verfahren der Geoelektrik sinnvoll, welches Längswellensendersignale nutzt.

Die Geophysik ist nicht-invasiv und relativ kostengünstig in Relation zum Informationsgewinn. Dafür ist sie nicht immer eindeutig.

1. Was soll erkundet werden und wie ist der AUfbau z.B. des Gesteins?

2. In welchen physikalischen EIgenschaften unterscheidet sich das Erkundungsziel vom Umgebungsmaterial? z.B. DIchte, elektrischer WIderstand…

3. Ausgehend von 1) und 2) die Wahl des Erkundungsverfahrens, z.B. bei der Dichte würde man die Gravimetrie nutzen

4. Wahl der Messkonfiguration

5. Wahl des Auswerteverfahrens, d.h. direkte oder indirekte Aufgabe:

   1. Direkte Aufgabe: Vom Modell auf die Beobachtungen schließen (Simulation)

   2. Indirekte Aufgabe: Der Rückschluss aus Beobachtungen auf Strukturen (Inversion) -> mehrdeutig

6. Darstellung der Ergebnisse

Indirekte Aufgabe:

1) Geoelektrik: Messung des physikalischen Feldes, Verteilung des spezifischen elektrischen Widerstands messen, daraus dann ableiten, welche Schicht sich wo befindet

2) Gravimetrie: Abschätzung von Störkörpereigenschaften aus der Schwereanomalie, z.B. der Masse

Direkte Aufgabe:

1) Gravimetrie: Modellierung einer Schwereanomalie, dann gemessene und modellierte Schwereanomalie vergleichen.

Passive Verfahren:

Nutzung physikalischer Felder, die ohne Zutun des Geophysikers vorhanden sind. Das sind zum Beispiel:

1) natürliche Felder, z.B. Schwerefeld

2) künstliche Felder, z.B. erzeugt von Radiosendern

Aktive Verfahren:

Der Geophysiker induziert ein physikalisches Feld im Untergrund mittels seiner Messtechnik, das Feld existiert also nur, wenn das Feld aktiv ist. Die Messtechnik besteht daher aus einem Sender (Quelle, Transmitter) und einem Empfänger (Sensor, Receiver)

Ansonsten kann man die geophysikalischen Verfahren noch in Potenzialverfahren und Wellenverfahren unterteilen.

Potenzialverfahren nutzen die Veränderungen pyhsikalischer Felder an der Erdoberfläche aus, die durch geologische Strukturen im Untergrund verursacht werden können.

Wellenverfahren nutzen die Ausbreitung von elastischen und elektromagnetischen Wellen im Untergrund und deren Reflexion oder Brechung an Schichtgrenzen.

1) Die Dichte der Gesteine mit Porenraum hängt von ihrer Porosität und dem Wassergehalt in den Poren ab. Die Formel hierzu ist:

ρ = ρmatrix x (1 - Φ) + ρfluid x S x Φ

Die dIchte kann stark variieren, beginnt etwa bei 1 g/cm³ (junge Braunkohle) und geht hoch bis zu 2,9 g/cm³ (Dolomit), wobei es hier immer eine Spanne aufgrund der oben genannten Faktoren gibt.

2) Bei porenraumfreien Gesteinen hängt die Dichte vom Mineralbestand ab. Zum Beispiel sind basische Gesteine reich an dunklen, schweren Mineralen, die Eisen enthalten. Das heißt hier nimmt die Dichte von sauren zu basischen Magmatiten zu. Die Gesteine, die am wenigsten dicht sind, haben eine Dichte von etwa 2,5 g/cm³, die ultrabasischen Gesteine haben eine DIchte von bis zu 3,4 g/cm³.

Sonderfälle bilden Salze und Erze.

Salze sind besonders leicht (Dichte von etwa 2 g/cm³), wodurch sich Salzdiapire bilden können. In der Messkurve zeigt sich dann ein “Tal” -> Massendefizit.

Erze sind durch ihre Erzminerale besonders eisenreich und daher besonders schwer. In der Messkurve zeigt sich dann ein “Berg” -> Massenüberschuss.

Mithilfe der Gravimetrie kann ein Modell des Untergrundes erstellt werden, wobei verschiedene geometrische Formen zur Darstellung der Objekte verwendet werden können, z.B. eine Zylinder- oder Kugelform. Für die Kartierung wird aber eher die Geoelektrik genutzt.

Mit dem Gravimeter wird die Schwerebeschleunigung gemessen, d.h. genauer die räumliche Variation des Schwerefeldes.

Relative Gravimeter messen die relative Schwerebeschleunigung zu einem Bezugspunkt.

Genauer wird die Kompensation der Längenänderung der Feder gemessen (nicht die Länge der Feder selbst).

Mit einem Pendel oder mithilfe von Falltürmen o.Ä. kann die absolute Schwerebeschleunigung gemessen werden.

Die Gravimetrie ist ein passives Potenzialverfahren. Es nutzt das Gravitationsfeld/Schwerefeld.

Die Gravimetrie ist ein Potentialverfahren. Es wird zwar das Feld gemessen, aber ein Rückschluss auf die genaue Quelle ist nicht immer möglich. Also nein.

Zum Beispiel kann nicht allein durch die Schwereanomalie die Form eines Störkörpers im Untergrund bestimmt werden.

Wenn von der Messung auf die geologische SItuation geschlossen wird (Inversion), dann ist das Verfahren mehrdeutig.

• Pendel

• Freier Fall

• Supraleitfähigkeitsgravimeter

Salzstöcke produzieren oft runde Anomalien. Sie steigen oft als Diapir auf, weshalb man ganz gut eine Kugelform annehmen kann. Da Salz eine geringe Dichte hat, geringer als das Umgebungsgestein, entsteht ein Massendefizit, was in einer negativen Anomalie resultiert.

Korrektur: Beseitigung zeitlicher Effekte

• Gangbestimmung/Drift-Korrektur: Temperatur- und Luftdruckschwankungen, Wirkung der Gezeiten, …

Reduktion: Beseitung örtlicher Effekte

• Normalschwerereduktion: Nur bei größerer Nord-Süd-Ausdehnung der Messprofile nötig

• Freiluftreduktion: Die Schwere nimmt mit der Geländehöhe ab, die Freiluftreduktion beseitigt diesen Effekt

• Bouguerreduktion: Eliminierung der Schwerewirkung des Gesteins zwischen dem Referenzniveau und dem Messpunkt (Bouguerplatte!)

• Geländereduktion: Beseitigung des EInflusses topographischer Unebenheiten (z.B. Gebäuden) -> Täler werden rechnerisch aufgefüllt, Berge rechnerisch abgetragen

Wenn der Messwert von allen zeitlichen und örtlichen Effekten beseitigt wurde, kommt man auf die Anomalien der Schwerebeschleunigung.

Gebräuchliche Schwereanomalien sind:

1) Freiluftanomalie: Das Messsignal wird um die Normalschwere, die topographische Reduktion und die Freiluftreduktion verringert. Gibt einen Hinweis auf die Massenbilanz unter dem Messpunkt.

2) Bougueranomalie: DIe Freiluftanomalie wird zusätzlich um die Bouguerreduktion reduziert. Reflektiert nur noch DIchtestörungen unter dem Bezugsniveau -> genauer!

Eine negative Bougueranomalie weist auf ein Massendefizit im Untergrund hin. Die negativen Werte könnten damit zusammenhängen, dass in den ALpen Sedimentgesteine aufgeschoben wurde, die eine realtiv geringe DIchte haben. (?)

Im oberen Erdmantel liegen die Anomalien im Bereich einiger Gal.

Im regionalen Bereich, also vom Mantel bis zur Grenze von Erdkruste und Mantel, liegen die Schwereanomalien im Bereich von mehreren 100 mGal. Beispiele sind das Alpenminimum (-170 mGal) und das Magdeburger Schwerehoch (+60 mGal).

Lokal gesehen, also auf oberflächennahe geologische Einheiten und geotechnische SItuationen (z.B. Hohlräume) bezogen, liegen die Amplituden bei 0,01 bis 10 mGal.

Die Schwere setzt sich aus der Gravitationsbeschleunigung und der Zentrifugalbeschleunigung zusammen.

Aufgrund der Erdrotation kommt in Äquatornähe die Zentifugalkomponente dazu, welche der Schwerkraft entgegenwirkt und sie am Äquator verringert. Damit wirkt die Erde “abgeflacht” -> daher kommt der Rotationsellipsoid. Aus genaueren Messungen entsteht dann der Geoid.

Allgemein sieht das Gravitationsfeld so aus:

Gravitationskraft F = G (m1*m2)/r²

Für die Erde: Gravitationsbeschleunigung g = G M/r²

Realtivgravimeter messen die Änderung der Schwerebeschleunigung gegenüber eines Basispunktes.

Es wird die Auslenkung einer Feder durch eine Kraft gemessen, die nötig ist, um die Masse wieder in die Ausgangsposition zu bringen.

Die Messgenauigkeit beträgt 0,01 mGal.

Das Erdmagnetfeld ist ein Potenzialfeld.

Die Feldanteile sind:

Hauptfeld T0 (Normalfeld): dominierender Feldanteil, Quelle im äußeren Erdkern, hat nur langsame zeitliche Veränderungen

Variationsfeld Tv (Außenfeld): Quelle liegt außerhalb der Erde (extraterrestrisch!), kleiner Feldanteil, z.B. durch Sonnenflecken, magnetische Stürme, Sonneneruptionen etc.

Anomaliefeld Ta (Residualfeld): kommt durch Magnetisierung der Gesteine in der oberen Erdkruste, i.d.R. kleiner Feldanteil, außer bei starken Magnetiterzen o.Ä.; Magnetisierung wird vom Anteil der ferro- und ferrimagnetischen magnetischen Mineralen bestimmt

Das Anomaliefeld bekommt man, wenn man das Gesamtfeld um das Total- und Variationsfeld reduziert.

So sieht das Erdmagnetfgeld aus:

Es ist um 11,5° gekippt. Auf der Nordhalbkugel befindet sich der magnetische Südpol, auf der Südhalbkugel der magnetische Nordpol. DIe Feldlinien verlaufen vom magnetischen Nordpol zum magnetischen Südpol.

Ortsabhängige Änderungen werden mithilfe der Normalfeldreduktion beseitigt; es gibt einen kontinuierlichen Nord-Süd-Gradienten, in Mitteleuropa liegt dieser bei etwa 2,5 nT/km.

Ferro- und ferrimagnetische Minerale.

Zu nennen sind dort zum Bespiel

• Magnetit

• Hämatit

• Ilmenit

Jedes dieser Minerale ist ein Fe-Ti-Oxid. Dementsprechend haben Gesteine mit einem hohen Anteil an ebendiesen Mineralen eine besondere Bedeutung für die Geophysik.

Die magnetische Suszeptibilität ist von dem magnetischen Ordnungszustand abhängig.

Diamagnetische Minerale haben eine negative magnetische Suszeptibilität (im Bereich -1 x 10^-5 bis -5 x 10^-5), dazu gehören zum Beispiel Quarz, Halit (Salze!) und Orthoklas. Wasser ist ebenfalls diamagnetisch.

Paramagnetische Minerale haben eine sehr geringe magnetische Suszeptibilität im Bereich von 10-500 x 10^-5. Zu ihnen gehören Amphibole, Pyroxene, Granate und Glimmer (“dunkle” Minerale!).

Ferro- und Ferrimagnetische Minerale haben die größe magnetische Suszeptibilität im Bereich von 10^-3 bis 25. Dazu gehören Magnetit, Hämatit und Ilmenit.

Die magnetische Suszeptibilität nimmt also zu, je basischer ein Gestein ist. Der Tongehalt spielt ebenfalls eine Rolle, ein hoher Tongehalt bedeutet oft eine höhere magnetische Suszeptibilität. Basalt hat z.B. eine sehr hohe magnetische Suszeptibilität.

Gemessen wird beim Erdmagnetfeld die magnetische Suszeptibilität (einheitslos) und die magnetische Flussdichte.

Beispiele für Messgeräte sind:

• Cäsiumdampf-Magnetometer (Absorptionszellenmagnetometer): beschleunigungsunempfindlich, hohe Genauigkeit, kann gut schwache Felder messen (deshalb sinnvoll für Archäologie), ist vergleichsweise teuer

• Kernpräzessionsmagnetometer KPM (Protonenmagnetometer): misst die Totalintensität, ist beschleunigungsunempfindlich, aber manchmal nicht genau gernug bei großen Totalintensitätsanomalien

• Sättigungskernmagnetometer SKM: relativ günstig, kann bewegliche Systeme messen, ist beschleunigungsunempfindlich. Problem: Die Kalibrierung

• Magnetometer mit Hall-Sensoren: sehr kleine Bauweise -> kann in Navigationsgeräten und Smartphones eingebaut werden, hat aber eine begrenzte Auflösung und ist richtungssensitiv

Historisch wurden magnetische Feldwaagen benutzt.

1) Die Messgeräte werden kalibriert (je nach Messgerät anders) und es wird eine Fehlerbestimmung gemacht

2) Das Messnetz wird hinsichtlich des Punkteabstands, der Profillänge und der Größe der Messfläche geplant. Bei 2D-Strukturen (Gesteinsgrenzen, Störungszonen, Leitungen) sollte das Profil senkrecht zum Streichen gewählt werden, damit die maximale Anomalie gemessen wird. Der Punktabstand sollte sehr viel kleiner sein als der Profilabstand. Bei starken Anomalien (über 100 nT) sollte der Profil- und Punktabstand etwa 1/10 der Wellenlänge betragen. Bei geringer Amplitude wird eine Punktabstandsschätzung gemacht. Bei 3D-Strukturen (Hohlräume, Intrusionen) ist eine flächenhafte Messung sinnvoll.

3) Es wird ein Basispunkt für Variationsmessungen festgelegt

4) Die Messpersonen werden geprüft, sie dürfen keine Smartphones oder sonstiges Eisen bei sich haben! Andere Störquellen sind z.B. Zäune, Gullideckel, Gebäude, Industrieanlagen… am besten einem ABstand von 5 - 25 m halten!

1) Gradientenmessung: regionale Anomalien von tiefen Quellen können nicht gemessen werden, dafür ist die Gradientenmessung aber für oberflächennahe Strukturen sehr gut geeignet.

2) Aeromagnetik: ?

1) Normalfeldreduktion: Beseitigung der ortsabhängigen Änderungen des geomagnetischen Hauptfeldes -> konstanter Nord-Süd-Gradient, in Mitteleuropa ca. 2,5 nT/km (an Polen ist Totalintensität am höchsten, am Äquator am niedrigsten)

2) Variationskorrektur: Eliminierung sonnentäger Variationen und Pulsationen, nimmt vom Äquator zu den Polen zu

3) Höhenreduktion: 0,02 bis 0,03 nT/m für Mitteleuropa, ist notwendig bei Messungen mit großen Höhendifferenzen (z.B. Gebirgen, Aeromagnetik)

4) Geländereduktion: Beseitigung der magnetischen WIrkung der Topographie in Messounktnähe, wird meist vernachlässigt. Notwendig in Gebieten mit hoher Magnetisierung des Untergrundes (z.B. Fe-Erze, Basalt)

Sonnenfleckenzyklus

Die Säkulärvariation ist die langsame zeitliche Veränderung des Erdmagnetfeldes mit Zeitkonstanten in der Größenordnung von 10^2 bis 10^3 Jahren.

Die Deklination ist der Winkel der Abweichung der magnetischen Nordrichtung von der geographischen Nordrichtung.

DIe Inklination ist der Winkel, mit denen die Feldlinien auf den Horizont treffen. SIe ist der WInkel zwischen Horizontal- und Totalintensität.

Umpolung beschreibt die Wanderung der magnetischen Pole. Die Pole haben sich in der Erdgeschichte mehrmals verändert bzw. getauscht, im Durchschnitt alle 500.000 Jahre.

1. passive Verfahren: keine eigenen Signalquellen -> Nutzung vorhandener natürlicher (z.B. Eigenpotenzialfelder, tellurische Ströme) / technischer (z.B. Radiosender) Signale

   • Magnetotellurik: Induktion im Untergrund durch Ionosphärenströme, gemessen werden elektromagnetische Felder als Funktion der Frequenz, sinnvoll für tiefe Strukturen z.B. für die Geothermie, aber auch für Kartierung und Sondierung

   • AFMAG: Induktion im Untergrund durch Ionosphärenblitze, gut für Kartierung v.a. von Störungszonen und für die Erschließung von Erzen

   • VLF: Nutzung von Längstwellen-Radiosendern, gut für Kartierung in der Ingenieur- und Umweltgeophysik

2. aktive Verfahren: nutzen eigene Signalquellen, zum Beispiel werden eigene elektromagn. Wellen erzeugt, aber es kann auch induktiv mittels Spulen oder galvanisch (chemisch -> elektrisch) mittels Elektroden angekoppelt werden

   • “DC”-Geoelektrik: 4-Elektrodenmessung, misst mit niederfrequentem Wechselstrom (=annähernd Gleichstrom), misst den spezifischen elektrischen WIderstand

   • induzierte Polarisation: messen spez. el. Widerstand und Kapazität, sind für Erze, hydraul. Eigenschaften von Sedimenten und Umweltprobleme nüzlich

   • Elektromagnetische Verfahren: misst die elektrische Leitfähigkeit, misst mit elektromagnetischen Wechselfeldern -> induziert Wirbelströme im Boden -> erzeugt sekundäres Magnetfeld

   • Georadar: bestimmt die Laufzeit der elektromagnetischen Welle

Mit vier Elektroden sind Strom- und Spannungsmessung räumlich getrennt, was den Übergangswiderstand an den Elektroden nichtig macht. Mit einer 2-Punkt-Messung wäre die Bestimmung des Gesteinswiderstands nicht möglich. Man braucht jeweils zwei Elektroden: Einmal zum Senden und einmal zum Empfangen.

Der Strom wird mit unterschiedlicher Polarität eingespeist.

Die elektrische Leitfähigkeit von Elektrolyten viel höher als die von den Isolatoren.

Der elektrische WIderstand bzw. die Leitfähigkeit hängt vom Verbidnungsgrad, dem ANteil und dem el. Widerstand der Wasserphase in den Porenräumen oder Klüften.

Der Zustand des Porenwassers wird durch die Konzentration an Ionen, der Temperatur und den Typ der Ionen (z.B. Mobilität, Durchmesser) bestimmt.

So ist die elektrische Leitfähigkeit von Wasser viel höher als die von gesteinsbildenden Mineralen.

Die Archie-Gleichung beschreibt den Zusammenhang zwischen der Leitfähigkeit eines Gestiens und der Leitfähigkeit des Wassers, mit dem die Poren vollständig gesättigt sind. Die GLeichung gilt NUR für nicht-tonhaltige Gesteine!

Der spez. el. WIderstand nimmt mit der steigenden Porosität im wassergesättigten Stein sowie mit steigender Wassersättigung im teilgesättigten Stein und mit steigender Leitfähigkeit des Porenwassers ab.

Tonhaltige Gesteine haben eine hohe Porosität. Das in den Poren enthaltene Wasser ist jedoch immobil, da es an den Poren haftet. Die Oberfläche der Tonpartikel erzeugt eine elektrische Grenzflächenleitfähigkeit.

Wenn die Archie-Gleichung mit dem Grenzflächenterm erweitert wird, erhält man die Waxman-Smits-Gleichung.

Meistens is der spez. el. Widerstand von Tonen gering. Der spezifische elektrische Widerstand nimmt mit dem Tongehalt ab und mit der Korngröße zu.

Die WIrkunsgtiefe ist vom Elektrodenabstand abhängig. Größere Elektrodenabstände sorgen für eine größere Wirkungstiefe, sodass auch tiefere Schichten erfasst werden können.

Bei der Wenner-Anordnung stehen die Elektroden in einer Linie mit dem gleichen Abnstand zueinander.

Bei der Schlumberger-Anordnung beträgt der Abstand der mittleren Elektroden 1, der der äußeren ist größer.

Bei der Dipol-Dipol-Anordnung haben die jeweils äußeren Elektroden denselben Abstand zu der nächstmittigeren Elektrode, die mittigen Elektroden haben einen anderen Abstand, der ein Vielfaches des Abstands von den äußeren zur nächstmittigeren ELektrode ist.

Die Stromlinien werden an den Schichtgrenzen gebrochen.

Zuerst müssen entsprechende geolektrische Messungen vorgenommen werden.

Dann werden Linien gleichen scheinbaren spezifischen WIderstands in die Karte eingezeichnet. Mithilfe dieser Linien können Schichten voneinander unterschieden werden. Mithilfe von BOhrungen kann das Ergebnis nochmal überprüft werden.

Beispiel Schlumberger-Sondierung:

Der Abstand der äußersten Elektroden wird systematisch nach jeder Messung erhöht. Die scheinbaren WIderstände werden gegenüber dem ELektrodenabstand aufgetragen, was die Sondierungskurve ergibt.

Ausgewertet werden die Ergebnisse durch die Berechnung von Modellkurven, wobei die Paramater so lange verändert werden, bis eine optimale Übereinstimmung von Sondierungs- und Modellkurve besteht.

Die Ergebnisse sind nicht eindeutig, es braucht also zusätzliche Informationen.

Der spezifische Widerstand beträgt zwischen 10 un 1000 Ohm*m.

Dort, wo der Widerstand besonders hoch ist, befindet sich die hochohmige Schicht.

Die Sensitivitäten. (?)

Die Schlumberge-Anordnung ist genauer, die Wenner-Anordnung besser für oberflächennahe Schichten geeignet.

Wenn der Untergrund eine geringere Porosität hat, eine geringere Wassersättigung sowie eine geringere Leitfähigkeit des Porenfluids.

In der Elektromagnetik wird ein Magnetfeld mithilfe von Wechselstrom (Messung im Frequenzbereich) oder mithilfe von Abschalten eines Gleichstroms (Messung im Zeitbereich) erezugt. Es gibt wie bei der Geoelektrik einen Sender und einen Empfänger, in dem Fall eine Sender- und eine Empfängerspule.

Somit werden Wirbelströme im Untergrund erzeugt, deren Stromdichte von der elektrischen Leitfähigkeit abhängt. Diese Wirbelströme erzeugen ein sekundäres Magnetfeld -> dies trägt die nötigen Informationen!

In der Elektromagnetik wird die elektrische Leitfähigkeit gemessen.

Die Skintiefe gibt das Eindringvermögen des Senders in der Geoelektrik an. Der Wert der Skin-Tiefe ist die Tiefe, bei der die Intensität des Primärfeldes auf 1/e abgeklungen ist.

1. Refraktionsseismik: Nutzung gebrochener Wellen

1. Reflexionsseismik: Nutzung reflektierter Wellen

1. seismische Tomographie: Transmissionsmessungen anhand von natürlichen Quellen, z.B. Erdbeben

1. passive Seismik: Nutzung spontaner Quellen, die z.B. beim Bergbau entstehen

Die Seismik erforscht mithilfe von seismischen Wellen die obere Erdkruste. Diese seismischen Wellen werden an Schichtgrenzen gebrochen oder reflektiert.

Die Seismik wird zur geologischen Strukturerkundung genutzt.

Dazu gehört:

1. Die Optimierung von Bohransatzpunkten

2. die Endlagerung (Salzstrukturen können erkannt werden)

3. die Grundwassererkundung (z.B. können mit der Seismik pleistozäne Rinnen, Schutzschichten, Störungen etc. ausfindig gemacht werden)

Ebenso wird die Seismik in der Ingenieurgeophysik zur Kennwertbestimmung genutzt.

Dazu gehört:

1. der Baugrund (z.B. Setzungsverhalten, Standfestigkeiten)

2. die Tunnelvorerkundung (Störungen, Wasseraustritte, Verkarstung)

1. Raumwellen

   • P-Wellen (auch Longitudinal- oder Kompressionswelle)

   • S-Wellen (auch Quer-, Transversal- oder Scherwelle), treten NICHT in Fluiden auf!

2. Oberflächenwellen

   • Raileigh-Wellen (eher smooth)

   • Love-Wellen (eher zackig)

Es lassen sich drei Fälle unterscheiden:

1. Reflektion: Einfallswinkel = Ausfallswinkel

2. Refraktion (Transmission): Brechung nach dem Brechungsgesetz von Snellius (sina/v1 = sinb/v2); wenn b = 90°, wird an der Grenzfläche entlang gebrochen -> Refraktion!

3. Konversion: Umwandlung an der Grtenzfläche von P- zu S-Welle oder andersrum

Weniger Porosität = schnellere Geschwindigkeit

1. Porosität: Eine höhere Porosität resultiert in einer geringeren Ausbreitungsgeschwindigkeit

2. Mineraldichte: Eine höhere Mineraldichte resultiert in einer höheren Ausbreitungsgeschwindigkeit. In Festgesteinen ist die Ausbreitungsgeschw. relativ hoch.

3. Wie basisch/sauer ein Gestein ist: Je dunkler das Gestein, desto größer ist die Ausbreitungsgeschwindigkeit. Ausnahme: Basalt

4. Wassergehalt: Ein wassergesättigter Sand hat eine größere Ausbreitungsgeschwindigkeit als ein trockener Sand; bei vollkommener Wassersättigung ist ein “plötzlicher” Anstieg der P-Wellen-Geschw. zu verzeichnen. Bei S-Wellen nicht.

5. Tongehalt: Ein hoher Tongehalt hemmt die Ausbreitung.

6. Lockergesteine: die Geschwindigkeit ist für unverfestigte Lockergesteine sehr niedrig

Quellen sollten kontrollierbare (vorhersagbar & reproduzierbar) Signale erzeugen, nur EINE Nutzwelle abstrahlen (meistens P-Welle)

Zwei Anregungstypen:

1. Impulsanregung: In einem kurzen Zeitraum wird viel Energie freigesetzt, z.B. Sprengungen (nicht reproduzierbar), Erdbeben (nicht kontrollierbar), Airgun, Hammerschlag (schwaches Signal, wird aber genutzt)

2. Vibrationsanregung: Wenig Energie wird über einen längeren Zeitraum freigesetzt, z.B. “Sweep”, ein zeitlich variables Signal, das mithilfe eines Vibrator-Trucks in den Erdboden abgetrahlt wird und die Frequenz ändert.

Geophon:

Prinzip der erwungenen Schwingung, das Geophon bewegt sich synchron mit dem Boden. Bei einer Bodenverschiebung wird der Magnet an der Feder ausgelenkt und in Schwingung versetzt, womit ein Strom in der Spule induziert wird - dieser Strom ist proportional zur Bodenbewegung und wird aufgezeichnet

Die Amplitude seismischer Wellen nimmt mit der Ausbreitungsentfernung ab.

Dies geschieht durch:

1. sphärische Divergenz: eine Folge der radialen Ausbreitung der Wellen -> die Wellenenergie verteilt sich mit wachsendem Abstand auf eine immer größer werdende Kugeloberfläche

2. Absorption seismischer Energie: Mit der Ausbreitung weicht die Welle vom ideal-elastischen Verhalten ab, was eine frequenzabhängige Absorption und Dispersion hervorruft. Die Form des seismischen Signals ändert sich; hochfrequente seismsiche Wellen werden schneller gedämpft. Der Energieverlust ist bei Granit am höchsten, bei Sandstein so mittel, und bei unverfestigten Lockergesteinen am niedrigsten.

Im geschichteten Untergrund passiert dann folgendes:

1. Tauchwellen: Die Geschwindigkeit nimmt kontinuierlich mit der Tiefe zu, die Wellen werden nicht gebrochen oder reflektiert

2. reflektierte + gebrochene Wellen: an einer Schichtgrenze ändert sich die seismische Geschwindigkeit

3. refraktierte Wellen: an einer Schichtgrenze nimmt die seism. Geschwindigkeit zu

1. Grundlage: Nutzung des Interzeptzeit-Verfahrens

1. spezifisch

• die Zeit und der Abstand von der direkten, reflektierten und refraktierten Welle

• den Knickpunkt

• den kritischen Winkel = 90°, Brechung entlang der Grenzfläche

• den Einfallswinkel des Refraktors

• die Refraktortiefen = Mächtigkeiten

• Refraktorgeschwindigkeit

Geneigter Refraktor: Geneigte/zu einer Seite hin einfallende Schicht.

Mit dem Schuss-Gegenschuss-Verfahren. Hierbei wird an zwei Stellen mit einem gewissen Abstand eine seismische Welle zueinander induziert:

Mithilfe von Geometrie kann man dann alles mögliche ausrechnen.

Die Laufzeiten und Geschwindigkeiten können aus einem Seismogramm abgelesen werden, die Refrakorgeschwindigkeit wird dann aus den scheinbaren Geschwindigkeiten berechnet:

1/v2 = 0,5 * (1/vu + 1/vd)

Die Geophonabstände sollten so gewählt werden, dass die direkte Welle mindestens auf 3 Geophonen abgegriffen werden kann.

Die Auslagenlänge sollte etwa 200 - 300 % der Knickpunktentfernung betragen (Knickpunkt: Da, wo im Laufzeitdiagramm die direkte Welle die refraktierte Welle kreuzt)

Die Refraktionsseismik ist ein aktives seismisches Verfahren zur Erkundung flacher Untergrundstrukturen und zur statischen Korrektur bei reflektionsseismischen Messungen. Dadurch, dass diese Methode zur Erkundung flacher Untergrundstrukturen geeignet ist, kann sie zur Kartierung von Schichtgrenzen genutzt werden. Es sind etwa 2-3 Schichten auflösbar.

CMP = common midpoint

CDP = common depth point

Bei einer Mehrfachüberdeckung wird ein Reflektionspunkt von mehreren Schusspunkten angeschossen. Die Spuren werden nach gemeinsamen Mittelpunkten zwischen den Geophonen und den schusspunkten sortiert. Bei einem horizontalen Reflektor ist CMP = CDP, bei einem geneigten Reflektor gibt es kein CDP.

Input der Daten -> Signaloptimierung -> CMP-Sortierung -> Geschwindigkeitsanalyse -> Stapelung -> Migration -> Tiefenschnitt plotten

Signaloptimierung:

• Amplitiudenausgleich: Die Amplituden nehmen mit der Laufzeit ab -> Verluste müssen ausgeglichen werden

• Dekonvolution zur Unterdrückung von Rauschen

das Produkt aus Dichte und seismischer Geschwindigkeit, das in den verschiedenen Gesteinsschichten unterschiedlich ist

Die Position des Scheitelpunkts der Hyperbel sagt, ob der Reflektor geneigt ist oder nicht; wenn keine Neigung vorliegt, liegt der Scheitelpunkt bei t0. Dann werden die Korrekturen vorgenommen (NMO-Korrektur, Stapeln)

Aus dem Diagramm kann der kritische Winkel, der Einfallswinkel, die Schein- und tatsächlichen Geschwindigkeiten berechnet werden.

• elektromagn. Wellenverfahren: Es wird eine elektromagnetische Welle in den Untergrund abgestrahlt

• kleinräumige Störkörper werden als Diffraktionshyperbel abgebildet

• Frequenzbereich 10 MHz bis 4 GHz

• für oberflächennahe Aufgabenstellungen sinnvoll -> Eindringvermögen meinst weniger als 10m

• hohe Auflösung

• sehr schnelles Verfahren

• nicht so gut für gut leitende Untergründe

• gut für technische Anwendungen, z.B. für Bauwerksprüfungen und Feuchtemessungen

  
  

1. Ausbreitungsgeschwindigkeit: Dielektrizitätszahl, für Ton und Wasser relativ hoch, für Quarz und Gas eher nicht so. Mit steigendem Wassergehalt = steigende Dielektrizitätszahl. D.h. die Dielektrizitätszahl ändert sich je nach Schicht -> dort wird die elektromagnetische Welle reflektiert -> ähnlich wie bei Reflektionsseismik

2. Dämpfung: elektrische Leitfähigkeit

• Luftwelle

• Bodenwelle

• Lateralwelle

• reflektierte Welle

• Erfassung der Grundwasseroberfläche

• Straßenbauüberwachung

• Bohrlochradar-Exploration

Das Ziel der Migration ist es, aus der Zeitsektion eine geologische Sektion zu erstellen.

Dafür werden geneigte Refraktoren in ihre tatsächliche Lage gebracht, Diffraktionsmuster beseitigt und die Auflösung verbessert. Einfallende Schichten werden dadurch steiler. Das ist die Zeitmigration.

Dann gibt es aber noch die Tiefemigration, in der die zeitmigrierte Sektion in einen Tiefenschnitt konvertiert wird.

“Reflektorelemente erscheinen in der Zeitsektion zunächst senkrecht unter demGeophon-Ort und werden durch Migration an den richtigen Raumpunkt gebracht.”