Praktikumsunterlagen Angewandte Geophysik im Modul TF3 Prof. Dr. A. Hördt, Institut für Geophysik und extraterrestrische Physik. A.

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1 1. Einleitung Praktikumsunterlagen Angewandte Geophysik im Modul TF3 Prof. Dr. A. Hördt, Institut für Geophysik und extraterrestrische Physik A. Geoelektrik Mit geoelektrischen Verfahren misst man den spezifischen Widerstand des Untergrundes. Der spezifische Widerstand wird in Ωm (Ohmmeter) gemessen und ist der Kehrwert der elektrischen Leitfähigkeit, welche ein Maß dafür ist, wie gut ein Material elektrischen Strom leiten kann. Der Widerstand kann um viele Größenordnungen variieren und hohe Kontraste aufweisen, er ist daher oft eine sehr gute diagnostische Größe. Die Anwendungsmöglichkeiten sind sehr vielfältig. Neben der Bestimmung der Lithologie eignet sich der Widerstand u.a. zur Erkundung von Erzkörpern, zur Grundwassererkundung und zur Untersuchung von Altlasten und Altstandorten. 2. Messprinzip Über zwei Stahlspieße, die Stromelektroden, wird ein elektrischer Strom in den Untergrund eingespeist. Mit zwei weiteren Spießen, den Spannungselektroden, wird die Spannung gemessen. Abbildung 1: Messprinzip der Geoelektrik (aus Knödel et al.). Die Stromeinspeisung erfolgt an den Elektroden A und B, die Spannungsmessung zwischen den Elektroden M und N. Die durchgezogenen Linien sind die Stromlinien für ein Modell, welches aus 2 Schichten besteht. Über das Verhältnis zwischen eingespeistem Strom I und gemessener Spannung ΔV bekommt man den spezifischen Widerstand ρ: ρ = k ΔV (1) I Die Proportionalitätskonstante k ist der Geometriefaktor, der von der Konfiguration der Strom- und Spannungselektroden abhängt. Wenn der Untergrund homogen ist, entspricht der nach Gl. (1) berechnete spezifische Widerstand dem spezifischen Widerstand des Untergrundes. Normalerweise ist der Untergrund inhomogen, und kann z.b. durch eine 1

2 Schichtung oder durch homogene Bereiche, die durch Verwerfungen getrennt sind, beschrieben werden. Der gemessene Widerstand wir daher als scheinbarer Widerstand bezeichnet, der einem gewichteten Mittelwert der wahren Widerstandsverteilung entspricht. Um die räumliche Verteilung des wahren Widerstandes zu ermitteln, muss man die Messung mit vielen verschiedenen Konfigurationen durchführen. 3. Durchführung Bei Geoelektrikmessungen unterscheidet man Sondierung und Kartierung. Bei der Sondierung versucht man, an einem Punkt den spezifischen Widerstand als Funktion der Tiefe zu bestimmen. Bei der Kartierung wird der spezifische Widerstand entlang eines Profils oder auf einer Fläche bestimmt. Welche der beiden Methoden wir bei dem Praktikum anwenden, wird vor Ort entschieden. Als dritte, und modernste Möglichkeit gibt es noch die Kombination von Sondierung oder Kartierung, die Sondierungskartierung oder Tomografie. Diese wird im Rahmen des Praktikums nicht durchgeführt. Schlumberger - Sondierung Die Sondierung eignet sich zur Bestimmung einer Schichtung an einem Ort. Meist benutzt man hierfür die Schlumberger- Auslage (Abb. 2) Abbildung 2: Die beiden bekanntesten Auslagen der Geoelektrik. Oben: Wenner-Auslage: der Abstand zwischen allen 4 Elektroden ist gleich. Unten: Schlumberger-Auslage. Der Abstand AB (auch mit 2L bezeichnet) zwischen den Stromelektroden ist wesentlich gößer, als der Abstand MN (auch mit 2 l bezeichnet) zwischen den Potentialelektroden. Die Stromeinspeisung erfolgt außen, die Spannungsmessung innen. Der Abstand der Stromelektroden wird vergrößert. Dadurch vergrößert sich die Eindringtiefe des eingespeisten Stromes. Man bekommt Informationen über den spezifischen Widerstand in immer größeren Tiefen. Der Geometriefaktor der Schlumberger-Auslage ist L 2 2 l k = π (2) 2l dabei stehen L und l jeweils für den halben Elektrodenabstand. Da meist l<<l gewählt wird, vereinfacht sich die Formel zu 2 L k = π (3) 2l Der Abstand AB wird nicht äquidistant vergrößert, sondern mit immer größer werdenden Intervallen. Als Beispiel nehmen wir an, man beginnt mit AB=1m, um die sehr 2

3 oberflächennahen Schichten zu erkunden, und endet mit AB=200 m, um eine Erkundungstiefe von ca. 50 m zu erreichen. Würde man am Anfang AB jeweils um 20 cm vergrößern, und dies bis zum Ende beibehalten, so müsste man, um am Ende 200 m zu erreichen, sehr viele Auslagen vermessen. Daher werden die AB-Abstände in etwa exponentiell vergrößert. Dabei nimmt allerdings die Spannung zwischen M und N immer weiter ab. Um dies auszugleichen, wird MN wiederum regelmäßig vergrößert. Dabei ist darauf zu achten, dass für 2 verschiedene MN jeweils eine Messung mit dem gleichen AB durchgeführt wird. Ein Beispiel für eine Vorgehensweise ist im beigefügten Messprotokoll zu finden. In das Messprotokoll werden die Lage und Bezeichnung des Messpunktes, Datum, und Namen der Gruppe eingetragen. Für jedes AB und MN wird der Messwert (je nach Gerät Strom und Spannung, oder direkt der Quotient) protokolliert. Es ist sinnvoll, schon im Feld mit Formeln (1) und (3) den spezifischen Widerstand abzuschätzen. Dieser sollte etwa zwischen 1 und 1000 Ωm liegen. Starke Abweichungen sind Hinweise auf Fehler in der Apparatur oder der Auslage. Die Auswertung erfolgt durch ein sogenanntes 1-D Inversionsprogramm. Dabei wird angenommen, dass der Untergrund aus horizontalen Schichten besteht. Das Programm bestimmt automatisch ein Schichtmodell so, dass die berechneten Daten dieses Modells möglichst gut mit den gemessenen Daten übereinstimmen. Hierzu werden die Abstände AB und die Messwerte in das Programm eingegeben. Außerdem wird ein Startmodell festgelegt, d.h eine Abschätzung eines Schichtmodelles aus dem scheinbaren Widerstand als Funktion der Auslage. Die Anzahl der Schichten richtet sich nach der Anzahl der Wendepunkte in der Kurve, die Widerstandswerte werden aus den scheinbaren Widerständen abgeschätzt. Abb. 3 zeigt ein Beispiel für ein Ergebnis einer solchen Inversionsrechnung. Die Daten werden doppelt logarithmisch dargestellt. Auf der Widerstandsachse ist dies sinnvoll, weil die spezifischen Widerstände um mehrere Größenordnungen variieren können und der Unterschied zwischen 1Ωm und 2 Ωm genau so deutlich sein soll, wie zwischen 1000 und 2000 Ωm. Auf der Abstandsachse entspricht die logarithmische Darstellung dem Vorgehen im Gelände. Die Darstellung des scheinbaren Widerstandes als Funktion des Abstandes AB/2 nennt man Sondierungskurve spez. Widerstand AB/2 (m) Abb. 3: Ergebnis einer 1-D Geoelektrik Inversionsrechnung. Dargestellt ist der spezifische Widerstand doppelt logarithmisch gegen den halben Stromelektrodenabstand. Die Symbole sind die gemessenen Daten, die durchgezogene Linie ist die berechnete Kurve. Die stufige Linie ist das Schichtmodell, welches vom Programm so berechnet wurde, dass die zugehörige 3

4 berechnete Kurve gut mit den gemessenen Daten übereinstimmt. In diesem Fall wurde ein Modell mit 5 Schichten gewählt. Wenner-Kartierung Die Kartierung eignet sich zur Bestimmung von Variationen entlang eines Profiles oder auf einer Fläche. Während die Sondierung Variationen mit der Tiefe auflöst, bestimmt man also mit der Kartierung laterale Variationen. Zur Kartierung benutzen wir die Wenner Auslage. Dabei sind die Elektrodenabstände gleich, und die gesamte Auslage wird mit festem Abstand entlang eines Profiles bewegt. Der Elektrodenabstand a entspricht ungefähr der Aussagetiefe. Der Geometriefaktor der Wenner-Auslage (siehe Abb. 2) ist k = 2π a (4) Ein Profil wird zunächst mit konstantem Abstand a vermessen. Will man Aussagen über unterschiedliche Tiefenbereiche, so wird das Profil mehrmals nacheinander mit verschiedenen a vermessen. Im Protokoll wird jeweils die Lage des Profiles und die Lage jedes Messpunktes auf dem Profil, sowie der Messwert (U/I oder U und I) notiert. Es ist darauf zu achten, dass die Richtung des Profile eindeutig protokolliert wird, z.b. indem man N, S vermerkt oder eine zusätzliche Skizze anfertigt. Es ist eine typische Fehlerquelle, dass man sich bei der Vermessung mehrere Profile nicht mehr erinnern kann, welches Profil in welcher Richtung verlaufen ist. 4. Geräte Wir arbeiten je nach Gegebenheiten mit 2 verschiedenen Geräten: 1. Die GEOLOG-Apparatur der Fa. GEOTOM ist speziell für Geoelektrikmessungen konzipiert. Strom- und Spannungselektroden werden über Bananenstecker mit dem Gerät verbunden. Die Buchsen für die Stromelektroden sind mit A und B gekennzeichnet, die für die Potentialelektroden mit M und N. Eine mit Z gekennzeichnete Buchse wird mit einem Erdungsspieß verbunden. Zusätzlich verfügt das Gerät über einen Drehschalter, um die Stromstärke einzustellen. Es wird immer mit der größtmöglichen Stromstärke gearbeitet. Diese hängt von den Ankopplungsbedingungen ab (z.b. trockener Boden, nasser Boden). Kann das Gerät eine gewünschte Stromstärke nicht realisieren, so gibt es einen Signalton ab. Es wird dann die nächst niedrigere Stromstufe gewählt. Die gemessene Spannung wird in einem digitalen Display angezeigt und zusammen mit der Stromstärke und den Konfigurationsparametern notiert. 2. Das Geohm wurde für die Messung von Erdungswiderständen z.b. von Strommasten entwickelt, kann aber auch für Geoelektrikmessungen eingesetzt werden. Es besitzt ebenfalls 4 Buchsen für Banannenstecker, die mit E1, E2, S und HE bezeichnet sind. Die Stromelektroden werden in E1 und HE eingesteckt, die Potentialelektroden in E2 und S. Zur Messung wird der weiße Knopf Messung gedrückt gehalten. Dadurch schlägt ein Zeiger nach rechts oder links aus. Mit dem Widerstands-Drehschalter wird nun der Zeiger wieder in die mittlere Stellung gebracht. Der Widerstand R=U/I lässt sich dann an der Anzeige oberhalb des Drehschalters ablesen. Bei großen Auslagen kann es vorkommen, dass der Zeiger sich bei Drücken des Messknopfes und Drehen des Widerstandsschalters nicht mehr bewegt. Dann ist die Leistungsgrenze des Gerätes erreicht und keine weitere Messung mehr möglich. Eine genauere Einwieung in die Geräte erfolgt vor Ort. 4

5 5. Auswertung Die Auswertung ist prinziell durch Modellrechnungen möglich. Wir werden uns jedoch darauf beschränken, die Messwerte graphisch darzustellen. Wenn ein Profil vermessen wurde, stellen wir den scheinbaren Widerstand entlang des Profiles dar. Dabei ist es wichtig, eine logarithmische Skala zu wählen, da der spezifische Widerstand über mehrere Größenordnungen variieren kann. Ebenfalls wichtig ist es, auf einer Karte den Profilverlauf und auch die Richtung genau einzuzeichnen. Abbildung 4 zeigt eine Beispiel für eine graphische Darstellung iner Wenner-Kartierung Profil 1 Profil 2 spezifischer Widerstand Distanz [m] Abb. 4: Ergebnis einer Wenner-Kartierung entlang zweier benachtbarter Profile. Wenn eine Fläche vermessen wurde, wird der spezifische Widerstand mit einen geeigneten Programm (z.b. Matlab) farbkodiert entlang der Fläche dargestellt, mit einer logarithmischen Skala für die Farbkodierung. 6. Interpretation Bei der Interpretation werden die Modelle des spezifischen Widerstandes den geologischen Einheiten zugeordnet. Wir versuchen, in den graphischen Darstellungn Zonen gleichen Widerstandes oder anomale Bereiche zu identifizieren und mit den geologischen Gegebenheiten zu korrelieren. Hierdurch werden Hypothesen bestätigt oder widerlegt, oder vermutete Schichtgrenzen genau lokalisiert. Eine Kenntnis der typischen spezifischen Widerstände ist dabei hilfreich. Bei Gesteinen hängt der Widerstand in erster Linie von der Porosität und von der Leitfähigkeit der Porenflüssigkeit ab. Dadurch variiert der Widerstand auch innerhalb des Gesteines stark, und es gibt große Überlappungsbereiche zwischen verschiedenen Gesteinen. Eine eindeutige Zuordnung ohne Zusatzinformationen ist daher meist nicht möglich. Allerdings weisen verschiedene Gesteine innerhalb eines Messgebietes 5

6 i.d.r. hohe Kontraste auf, so dass sie sich gut voneinander trennen lassen. Abb. 5 zeigt typische Bereiche einiger Gesteine und von Wasser. Abbildung 5: Typische Wertebereiche für spezifische Widerstände einiger Gesteine (verschiedene Quellen). Zur Interpretation können wir auch das Gesetz von Archie heranziehen. Dieses besagt, wie sich der spezifische Widerstand eines tonfreien Sedimentes als Funktion der Porosität und der Wassersättigung verhält. Es lautet: ρ b = aρ φ w m S n Dabei ist ρ b der spezifische Widerstand des gesamten Sedimentes, ρ w der des Porenfluides (in der Regel Salzwasser), φ ist die Porosität und S die Wassersättigung. Vorsicht: S unterscheidet sich von der Bodenfeuchte. Letztere wird in der Regel in Bezug auf das gesamte Volumen angegeben, während S sich nur auf den Porenraum bezieht. a, m und n sind empirische Konstanten, die an das jeweilige Sediment angepasst werden sollten. Wenn nichts anderes bekannt ist, benutzt man in der Regel a=1 und m=n=2. Tonhaltige Sedimente haben in der Regel einen niedrigeren Widerstand als tonfreie, da die negative Ladung der Oberfläche der Tonminerale und eine hohe innere Oberfläche einen zusätzlichen Leitfähigkeitsmechanismus ermöglichen. Archie s Gesetz ist dann nicht anwendbar, um z.b. die Porosität oder die Wassersättigung abzuschätzen. Man kann jedoch die Widerstandswerte sehr gut benutzen, um tonige von tonfreien Sedimenten abzugrenzen. 6

7 Anlage 1: Messprotokoll Schlumberger-Sondierung Datum: Messgebiet: Operator: Messpunkt - Nr.: Messpunkt - Nr.: AB/2 [m] MN/2 [m] R [Ω] k [m] ρ [Ωm] AB/2 [m] MN/2 [m] R [Ω] k [m] ρ [Ωm] 7

8 Anlage 2: Messprotokoll Wenner-Kartierung Datum: Profil - Nr.: Messgebiet: Profil- Nr. x [m] a [m] R [Ω] k [m] ρ [Ωm] x [m] a [m] R [Ω] k [m] ρ [Ωm] 8

9 1. Einleitung B. Magnetik Mit Magnetometern misst man örtliche Variationen des Magnetfeldes der Erde. Die wichtigsten Anwendungen sind neben dem Kartieren geologischer Strukturen das Auffinden von Erzkörpern, Leitungen oder metallischen Ablagerungen. 2. Grundlagen Das Magnetfeld macht sich durch die Kraft bemerkbar, die sie auf magnetische Objekte, z.b. eine Kompassnadel, ausübt. Es ist charakterisiert durch seine Stärke und seine Richtung, kann also durch einen Vektor beschrieben werden. Die Stärke des Magnetfeldes, also die Länge des Vektors, misst man in Nanotesla (1 nt= 10-9 Vs/Am). Sie nimmt von den Polen (ca nt) zum Äquator (ca nT ) ab und ist in hiesigen Breiten ca nt. Zur vollständigen Beschreibung des Magnetfeldes (also Stärke und Richtung) benötigt man 3 Parameter. Man kann entweder die 3 Komponenten (X,Y,Z) angeben, oder die Stärke, bzw. das Totalfeld F, sowie 2 Winkel, nämlich a) die Neigung gegen die Horizontale, die Inklination, bezeichnet mit I, und b) die Abweichung von der Nordrichtung, die Deklination, bezeichnet mit D. Zur Erkundung des Untergrundes in der Angewandten Geophysik verwendet man meist das Totalfeld F. Dieses ergibt sich aus den drei Einzelkomponenten zu: F = X + Y Z (1) Die einzelnen Komponenten werden nicht verwendet, weil zu ihrer genauen Bestimmung eine extrem genaue Orientierung des Instrumentes erforderlich ist. Eine Neigung des Sensors um 1 Grad erzeugt bereits einen Fehler in der Komponente von mehreren 100 nt und ist damit größer als die meisten typischen Anomalien. Das Totalfeld ist hingegen unempfindlich gegen Drehung der Sensoren. Das Magnetfeld der Erde sieht an der Oberfläche ungefähr so aus, als würde es durch einen geneigten Stabmagneten im Erdmittelpunkt erzeugt. In Wirklichkeit wird es allerdings durch Konvektionsströme im äußeren Erdkern hervorgerufen und sieht im Erdinneren vollkommen anders aus. Abbildung 1: Schematische Darstellung des Erdmagnetfeldes durch magnetischen Dipol im Erdinnneren 9

10 3. Magnetische Anomalien Magnetisierbare Körper erzeugen ein eigenes Magnetfeld, welches sich dem Erdmagnetfeld überlagert. Man subtrahiert also das Normalfeld von den gemessenen Daten und erhält das anomale Feld. Die Form der Anomalie hängt von Inklination des Erdmagnetfeldes und damit von der geografischen Breite ab. Außerdem ist wichtig, welche Komponente des Magnetfeldes gemessen wird (meist das Totalfeld, gelegentlich die Vertikalkomponente). Abbildung 3 veranschaulicht das Zustandekommen einer magnetischen Anomalie bei der Messung des Totalfeldes. Ein magnetitreicher oder eisenhaltiger Körper wird vom Erdmagnetfeld in dessen Richtung magnetisiert. Er erzeugt ein eigenes Magnetfeld, das Sekundärfeld, welches sich dem Erdmagnetfeld überlagert. Dies lässt sich als lokale Anomalie des Magnetfeldes messen (Abb. 3 oben). Etwas links von der Mitte des Körpers liegt das Maximum, weil dort das Sekundärfeld in Richtung des Erdmagnetfeldes zeigt und dieses verstärkt. Etwas rechts vom Körper schwächt das sekundäre Feld das Erdmagnetfeld ab, so dass dort ein Minimum entsteht. Abbildung 3: Magnetische Anomalie (schematisch). Oben: Gemessene Kurve über einem im Erdmagnetfeld magnetisierten Störkörper. Unten: Sekundäres Magnetfeld des in Richtung des Erdmagnetfeldes (F) magnetisierten Körpers. 10

11 4. Suszeptibilität Lokale Variationen des Magnetfeldes werden durch unterschiedliche Magnetisierbarkeit der Gesteine im Untergrund verursacht. Die Magnetisierbarkeit hängt überwiegend vom Gehalt an Eisen ab, welches in der Natur wiederum hauptsächlich in Magnetit vorkommt. Sie wird quantitativ durch die magnetische Suszeptibilität κ (dimensionslos) beschrieben. Die Suszeptibilität nimmt von Sedimenten über Metamorphite, saure Magmatite und basische Magmatite zu. Sie kann für eine Gesteinsart um Größenordnungen variieren. Typische Werte sind: Material Eisen 50 Magnetit 10 Basalt 0.1 Granit Sedimente Suszeptibilität 5. Geräte Uns stehen zwei Geräte zur Verfügung, deren Benutzung vor Ort erklärt wird. Welches der Geräte eingesetzt wird, hängt von der Gruppenstärke und der genauen Zielsetzung der Messung ab. 1. Overhauser- Magnetometer Das Overhauser-Magnetometer basiert auf dem Effekt der Nuklearmagnetischen Resonanz (NMR). Die eigentliche Sonde ist der weiße Zylinder, der mit einem protonenreichen Alkohol gefüllt ist. Es kann nur das Totalfeld F messen, nicht die einzelnen Komponenten. Die Genauigkeit ist ca. 0.1 nt. Das Overhauser-Magnetometer kann auch als Gradiometer eingesetzt werden. Dabei wird die Differenz des Magnetfeldes zwischen 2 vertikal übereinander angebrachten Sensoren gemessen. Der Vertikalgradient ΔF v ergibt sich aus der Differenz zwischen oberen und unterem Sensor (F 2 -F 1 ), dividiert durch den Abstand h der Sensoren: F2 F1 Δ F v = (2) h Gegenüber dem Totalfeld selbst ist der Gradient empfindlicher gegen oberflächennahe Strukturen. außerdem ist der Gradient nicht durch zeitliche Variationen des Erdmagnetfeldes gestört, da diese an beiden Sensoren gleich sind. 11

12 2. Fluxgate-Magnetometer Das Fluxgate-Magnetometer besteht aus drei Sensoren, welche die drei zueinander senkrechten Komponenten X,Y,Z des Erdmagnetfeldes messen. Hieraus wird das Totalfeld F nach Gleichung (1) berechnet. Zuvor ist allerdings eine Korrektur erforderlich. Die drei Sensoren stehen nicht exakt senkrecht zueinander. Kleine Abweichungen sind immer unvermeidbar. Diese leichte Fehlstellung muss vor der Berechnung des Totalfeldes korrigiert werden. Hierfür steht ein einfach zu bedienendes Computerprogramm zur Verfügung. 6. Durchführung Magnetische Messungen sind empfindlich gegen Störungen. Metall am Körper (Schlüsselbund, Portmonee, Armbanduhr) sollte möglichst abgelegt werden. Ist dies nicht möglich, so ist darauf zu achten, dass sich das Metall jedes Mal in gleicher Position relativ zur Sonde befindet. Den Einfluss der Störer auf die Messung kann man testen, indem man z.b. einen Schlüsselbund neben die Sonde hält. Sichtbare Metallkörper entlang des Profiles, z.b. Autos, Leitungen, Zäune, sind zu vermeiden oder im Protokoll zu vermerken. Auch Schotterwege können Magnetitreiches Material enthalten und sind zu vermeiden. 7. Auswertung Wir stellen das gemessene und korrigierte Magnetfeld graphisch entlang der Profile dar, oder farbkodiert auf einer vermessenen Fläche. Zur Interpretation identifizieren wir Bereiche mit Anomalien oder systematischen Variationen. Folgende Ursachen kommen in Frage: 1. Anthropogene Störkörper Metallische Körper wie Stahlträger, Fässer, Kabelstücke oder anderer Schrott erzeugen meist starke, räumlich gut abgegrenzte Anomalien, typischerweise größer als 100 nt. Straßenschotter oder anderes Baumaterial, sowie Schlacke oder anderer Müll, erzeugt ebenfalls recht große Anomalien. 2. Natürliche Körper hoher Suszeptibilität Dies sind meist magnetitreiche Körper, wie z.b. Erzkörper oder Vulkanische Gesteine. Sie erzeugen ebenfalls große Anomalien um 100 nt, die sich allerdings über große Bereiche von einigen hundert Metern erstrecken. Solche Anomalien sind im Rahmen des Praktikums nicht zu erwarten. 3. Schwache Variationen der Suszeptibilität Wenn keine Störungen durch Anthropogene Körper vorhanden sind, und die Messung sorgfältig durchgeführt wurde, lassen sich relativ geringe Variationen beobachten, in der Größenordnung von 10 nt oder darunter. Diese lassen sich zurückführen auf Variationen der Suszeptibilität des Bodens oder Gesteines. Beispielsweise hat Ton eine etwas höhere Suszeptibilität als Sand, so dass eine schwache, systematische Variation im Magnetfeld auf eine Variation im Tongehalt schließen lassen könnte. 12

13 Anlage 1: Messprotokoll Magnetik-Messung Datum: Messgebiet: Operator Gerät Nr.: x y Uhrzeit Magnetfeld [nt] x y Uhrzeit Magnetfeld [nt] 13