Oberflächengeophysik zur Grundwassererkundung

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Information
Oberflächengeophysik zur
Grundwassererkundung
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ISSN-Nr.: 0938-6114
Preisgruppe 7
© 1996 DVGW, Bonn, August 1996
DVGW Deutscher Verein des Gas- und Wasserfaches e. V.
Technisch-wissenschaftliche Vereinigung
Postfach 14 03 62
D-53058 Bonn
Telefon (0 2 28) 91 88-5
Telefax (0 2 28) 91 88-9 90
Nachdruck und fotomechanische Wiedergabe, auch auszugsweise, nur mit Genehmigung des
DVGW Deutscher Verein des Gas- und Wasserfaches e.V., Bonn, gestattet.
Vertrieb: Wirtschafts- und Verlagsgesellschaft Gas und Wasser mbH, Postfach 14 0151, 53056 Bonn
Information
Fachinformation des DVGW-Fachausschusses „Geohydrologie“
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Vorwort
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Oberflächengeophysik zur Grundwassererkundung
Die Oberflächengeophysik ist in der Lage Tiefe und
Mächtigkeit von Grundwasserleitern, Grundwassergeringleitern und der Grundwasserüberdeckung in
Locker- und Festgesteinen zu erkunden. Dafür sind
die Methoden der Geoelektrik und der Seismik besonders gut geeignet.
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Die Geoelektrik umfaßt Gleichstrom- und Wechselstrommethoden (Elektromagnetik). Sie zeichnet die
scheinbaren spezifischen Widerstände und ihre
Wechsel an Gesteins- oder Schichtgrenzen auf. Hieraus können qualitative Angaben über den Strukturaufbau des Untergrundes, die Porosität/Klüftigkeit
der Gesteine und über die Salinität des Grundwassers abgeleitet werden. Die Seismik ermöglicht es
ebenfalls qualitative Aussagen über den hydrogeologischen Bau des Untergrundes und über die Durchlässigkeit der Gesteine zu machen. Beide Verfahren
können allerdings nur in Ausnahmefällen den Flurabstand bestimmen. Einzelmessungen lassen sich zu
Profilen und Tiefenlinienplänen zusammenfügen,
wodurch die hydrogeologischen Strukturen von
Grundwasservorkommen räumlich, mit hoher Informationsdichte, dargestellt werden können.
geeicht werden, da die Anwendung der exakten
physikalischen Meßverfahren auf die wechselhaften
und unregelmäßig verteilten Eigenschaften und
Strukturen der Gesteine zu mehreren gleichwertigen Resultaten führen kann. Dennoch ist es möglich
Bohrungen einzusparen, da gleichbleibende geophysikalische Meßdaten einen einheitlichen Aufbau
des Untergrundes wiedergeben. Die geophysikalische Erkundung sollte deshalb vor dem Abteufen
von Bohrungen erfolgen, dann muß nur dort gebohrt werden, wo die Geophysik Änderungen im
Untergrund anzeigt.
Geophysikalische Ergebnisse sollten allerdings
immer durch einzelne Bohrungen überprüft und
Die Anwendungsmöglichkeiten der Geophysik werden in praktischen Beispielen veranschaulicht.
Außerdem wird die Eignung neuerer geophysikalischer Verfahren, wie z. B. Georadar, VLF und Induzierte Polarisation zur Grundwassererkundung
kritisch beurteilt. Tabellen unterrichten über die spezifischen physikalischen Eigenschaften der Gesteine,
welche die Grundlage geophysikalischer Erkundung
bilden.
Methoden wie Magnetik und Gravimetrie, die nur in
seltenen Sonderfällen zur Grundwassererkundung
eingesetzt werden können, werden nicht behandelt.
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Information
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Vorbedingungen
3
Geophysikalische Methoden
3.1
3.2
3.3
3.3.1
3.4
3.4.1
3.4.2
Möglichkeiten und Grenzen
Methodenwahl
Geoelektrik
Gleichstromverfahren
! Geoelektrische Tiefensondierung
! Geoelektrische Kartierung
! Eigenpotential
! Induzierte Polarisation
Wechselstromverfahren
! Elektromagnetische Kartierung
! Elektromagnetik ferner Sender
(VLF, Radio)
! Elektromagnetik aus der Luft
! Georadar
Seismik
Refraktionsseismik
Reflexionsseismik
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Kostenrelationen
Literatur
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3.3.2
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Einleitung und Zielsetzung
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Inhaltsverzeichnis
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Information
Einleitung und Zielsetzung
Die Grundwassererkundung mit geophysikalischen
Methoden begann etwa im dritten Jahrzehnt des
20. Jahrhunderts. Die Meß- und Auswerteverfahren
sind seither ständig verbessert worden.
Vorbedingungen
Vor Beginn eines Vorhabens ist zu prüfen, ob die
Geophysik überhaupt anwendbar ist und welche
Verfahren für die Grundwassererkundung sinnvoll
eingesetzt werden können.
Der Geophysiker benötigt bereits für die Planung
präzise gefaßte geohydrologische Fragestellungen
sowie alle verfügbaren Unterlagen über das Untersuchungsgebiet. Hierzu gehören insbesondere:
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Dieses Informationsblatt soll allen mit der Trinkwassererschließung befaßten Personen, Ämtern, Unternehmen und Firmen eine praxisorientierte, kritische
und verständliche Beschreibung der geophysikalischen Methoden an die Hand geben. Es soll bewirken, daß die Erkundung geohydrologischer Strukturen mit Hilfe der Geophysik zur Routine wird.
Diese Beschreibung der geophysikalischen Methoden orientiert sich an der Praxis; sie ist für jedermann verständlich. Komplizierte mathematischphysikalische Ableitungen sind nicht enthalten. Sie
können jedoch bei Bedarf der angegebenen Fachliteratur entnommen werden.
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1
geologische Karten und Profile
!
geohydrologische Karten
!
topographische Karten, Eigentumskataster
!
Bohrkarten
!
Luft- und Satellitenaufnahmen
!
Bebauungspläne
!
Verlegungspläne von Kabeln und Leitungen
!
Verzeichnis relevanter Berichte und Veröffentlichungen
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!
Die Erkundung von Grundwasservorkommen durch
Bohrungen ist mit hohen Kosten verbunden und ergibt zunächst punktbezogene Informationen. Erst
durch die Korrelation einzelner Bohrergebnisse,
unter Berücksichtigung geologischer Strukturen,
ergibt sich ein dreidimensionales Bild des Untergrundes.
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Geophysikalische Resultate beziehen sich demgegenüber integrierend auf die Fläche und die Tiefe.
Obwohl dabei weniger Einzelheiten festgestellt werden können als beim Bohren, vermittelt die Geophysik zusätzliche Erkenntnisse über den Aufbau des
Untergrundes, die Durchlässigkeit der Gesteine und
andere geohydrologisch und hydraulisch relevante
Daten.
Das Ziel geophysikalischer Untersuchungen ist
möglichst viele Informationen zu gewinnen, welche
Bohrresultate räumlich zu ergänzen sind, daß weitere kostspielige Bohrungen eingespart bzw. gezielter
angesetzt werden können. Hierbei stellt die Bohrung das Gerüst und die Geophysik die Verbindung
zwischen den einzelnen Bohrpunkten dar.
Außerdem sollte eine Begehung des Untersuchungsgeländes vor Beginn der Geländearbeiten
stattfinden. Hiernach kann für oder gegen geophysikalische Methoden entschieden und das geeignetste Verfahren bzw. die beste Kombination von
Verfahren ausgewählt werden.
Sowohl die Planung einer geophysikalischen Erkundung als auch ihre Auswertung und Interpretation
sollte in enger Zusammenarbeit mit dem Auftraggeber erfolgen. Dies ist u.a. erforderlich, weil geophysikalische Auswertungen gelegentlich zu mehreren
physikalisch richtigen und gleichwertigen Lösungen
führen können. Dann sollte gemeinsam, möglichst
mit einem Hydrogeologen, die plausibelste Lösung
ermittelt werden.
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Information
3
Geophysikalische Methoden
Im Folgenden werden die häufigsten Hindernisse
aufgeführt:
3.1
Möglichkeiten und Grenzen
Geoelektrik, Gleichstromverfahren:
!
flächige und räumliche Erfassung geohydrologischer Strukturen
Einsparungen von Arbeit und Kosten gegenüber Bohrprogrammen
!
beträchtliche Zeitersparnis
!
Ausdehnung der Untersuchung in Fläche
und Tiefe mit geringen zusätzlichen Aufwendungen
!
engmaschiges Leitungs- oder Kabelnetz
!
Asphaltierung, Betonierung
!
Flüsse, Teiche, Seen
Geoelektrik, Wechselstromverfahren:
!
Hochspannungsleitungen
!
metallische Zäune
!
Elektrische Bahnen
Refraktions- und Reflexionsseismik:
Langzeitbeobachtung von Veränderungen
des Flurabstandes und der Erstreckung von
Grundwasserressourcen
hohe Arbeitssicherheit
und hat folgende Grenzen:
Beschränkung auf Strukturen, an denen
sich physikalische Eigenschaften ändern
!
zunehmende Unschärfe mit fortschreitender
Tiefe
!
mehr als eine physikalisch gleichwertige,
geohydrologisch unterschiedliche Interpretation möglich
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!
!
nur näherungsweise Ermittlung der geohydrologischen Eigenschaften.
!
nur indirekte Ableitung des Grundwasserdargebotes aus den ermittelten Strukturen.
Grundsätzlich gilt: geophysikalische Untersuchungen sollten nicht für sich allein, sondern immer in
enger Kooperation mit Hydrogeologen geplant,
durchgeführt und interpretiert werden.
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!
!
schwingende und stampfende Maschinen
!
dicht befahrene Straßen und Autobahnen
!
schwingungsgefährdete Bauwerke
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!
Bebauung
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!
!
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Die geophysikalische Grundwasserkundung von
der Oberfläche bietet folgende Möglichkeiten und
Vorteile:
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3.2
Methodenwahl
In Tabelle 1 Entscheidungshilfe zur Methodenwahl
werden geeignete und erprobte geophysikalische
Verfahren zur Erkundung von Grundwasservorkommen zusammengestellt. Sie werden nachstehend
kurz erläutert:
Die Tiefe und die Mächtigkeit von Porengrundwasserleitern können mit Hilfe der auf horizontale
Schichten ausgerichteten Verfahren der geoelektrischen Tiefensondierung und der Seismik ermittelt
werden. Voraussetzung für die Geoelektrik ist ein
signifikanter Widerstand des Grundwasserleiters,
der sich meist von hohen (z.B. 800 1m) in der ungesättigten Zone auf geringere elektrische Widerstände (z.B. < 300 1m) im Grundwasserraum vermindert. Die seismischen Geschwindigkeiten der
Lockergesteine von Porengrundwasserleitern liegen häufig zwischen 500 und 1300 m/s. Sie sind
meist in der gesättigten Zone höher als in der ungesättigten Zone.
Information
und Kiesen besteht und bis an die Erdoberfläche
reicht. Eingeschaltete Ton- und Schlufflinsen verursachen verzerrende Mischwiderstände und verschleiern den Geschwindigkeitssprung zum Grundwasserleiter.
Die elektrischen Widerstände der Grundwassergeringleiter sind niedrig. Sie betragen in der Regel
weniger als 50 1m. Die Seismik findet häufig einen
Refraktor oder Reflektor, bzw. einen Geschwindigkeitssprung an der Oberfläche des Grundwassergeringleiters, wo die seismischen Geschwindigkeiten
toniger Sedimente auf über 3000 m/s ansteigen
können.
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Die Grundwasserstromrichtung kann u.a. aus der
Neigung der Oberfläche des liegenden Grundwassergeringleiters ermittelt werden. Mit den Methoden
der geoelektrischen Tiefensondierung und der Refraktionsseismik können die Tiefe und die flache
Neigung dieser Schichtgrenze erkundet und in Isolinienkarten oder Raumbildern veranschaulicht werden.
Die Grundwasserüberdeckung weist andere, häufig
kleinräumig wechselnde elektrische Widerstände
als der Grundwasserleiter auf. Ähnlichen Variationen unterliegen auch die seismischen Geschwindigkeiten, die in diesen Lockergesteinen meist kleiner als 1000 m/s sind. Für die Erkundung der
obersten Dezimeter kann auch das Georadar eingesetzt werden, das sein Handicap der geringen Eindringtiefe durch eine detaillierte Wiedergabe dünnster Schichten kompensiert.
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Die Grundwasserzusickerung von einem Stockwerk
zum anderen findet vorwiegend auf tektonisch vorgezeichneten Bahnen wie Verwerfungen oder Kluftzonen statt. Diese können indirekt aus geologisch
interpretierten geophysikalischen Schnitten abgeleitet werden. Die Tiefen- und Mächtigkeitsangaben
sind dabei aus geoelektrischen Tiefensondierungen
oder der Refraktionsseismik abzuleiten.
Die geoelektrische und seismische Bestimmung
des Grundwasserflurabstandes ist nur dann möglich, wenn die ungesättigte Zone aus reinen Sanden
Tabelle 1: Entscheidungshilfe zur Methodenwahl
Methoden
Geoelektrische Elektromagnetische
Georadar
Tiefensondierung
Kartierung
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Fragestellungen
Refraktionsseismik
Reflexionsseismik
T/M
T/M
T/M> 50m
Gw-Geringleiter
T/M
T/M
T/M> 50m
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Porengrundwasserleiter
Gw-Überdeckung
T/M
(!)
Gw-Flurabstand
(T)
Gw-Stromrichtung
(!)
Gw-Zusickerung
(!)
!
Gw-Einzugsgebiet
(!)
!
Kluft-, Karst Gw-Leiter
(!)
!
Hydrologischer Schnitt
T/M
(T/M)
(T/M)< 3m
(!)
(T)< 3m
(!)
(!)< 3m
(!)
(!)< 3m
T/M
T/M> 50m
T = Tiefe, M = Mächtigkeit, ! = anwendbar, ( ) = bedingt möglich, < 3 m = nur bis 3 m Tiefe, > 50 m = ab 50 m Tiefe
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Grundwasserleitende, steilstehende tektonischen
Elemente treten insbesondere in Kluftgrundwasserleitern als Minima der elektromagnetischen Kartierung hervor. Flachgründig kann auch hier das
Georadar angewendet werden. Auch salinar gekennzeichnete Tracer lassen sich mit Hilfe der Elektromagnetik verfolgen.
Für die Erkundung von Grundwasser in Locker- und
Festgesteinen werden verschiedene Methoden angewendet. In Lockergesteinsschichten haben sich
die geoelektrischen Gleichstromverfahren, insbesondere die geoelektrische Tiefensondierung (GTS),
bewährt. In Festgesteinen liefern dagegen die
Wechselstromverfahren, insbesondere die elektromagnetische Kartierung (EM) bessere Ergebnisse.
Im Folgenden werden diese beiden Verfahren eingehend erörtert. Weitere Methoden werden nur erwähnt; Details müssen bei Bedarf der aufgeführten
Fachliteratur entnommen werden.
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Bei der Untersuchung von Grundwassereinzugsgebieten können Gebiete mit überdeckenden geringleitenden Schichten durch flache geoelektrische
Tiefensondierungen, durch elektromagnetische oder
Gleichstromkartierungen und/oder durch Refraktionsseismik nachgewiesen werden.
3.3 Geoelektrik
Die Gleichstromverfahren der Geoelektrik machen
sich die unterschiedlichen spezifischen elektrischen
Widerstände der Minerale und Gesteine unter Erzeugung künstlicher Gleichstromfelder zunutze. Die
maßgebende Materialeigenschaft ist der spezifische elektrische Widerstand R, der in 1m (Ohm
Meter) angegeben wird.
Grundlage der Messungen ist das Ohm’sche Gesetz. Dieses beschreibt den Zusammenhang zwischen Stromstärke und Spannung, wenn durch
einen räumlich begrenzten Leiter ein Gleichstrom
fließt.
Eine Ausnahme bildet die Versalzung des Grundwassers. Hier findet man extrem niedrige Widerstände. Demzufolge können die Widerstände toniger
Geringleiter und salinarer Grundwässer gleich sein.
Es wird z.Zt erforscht, ob sich durch Messungen der
Induzierten Polarisation (IP) Tone und Salzwasser
unterscheiden lassen.
Die Größe R, der Ohm’sche Widerstand [1], ist proportional der Länge b und umgekehrt proportional
dem Querschnitt q des Leiters und enthält den spezifischen Widerstand ! [1m]. Es gilt
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Geolektrische Messungen beruhen auf den Unterschieden der elektrischen Widerstände der Gesteine und ihrer Porenraumfüllungen. Verschiedene
Widerstände drücken unterschiedliche Permeabilitäten bzw. wechselnde Porenvolumina und
Wassergehalte aus. Obwohl sich hieraus keine
mathematisch faßbare Regeln ableiten lassen, gilt
allgemein, daß höhere Widerstände (> 200 1m) eine
Zunahme der Permeabilität und des Porenvolumens
anzeigen, die charakteristisch für Grundwasserleiter
sind. Dagegen weisen niedrigere Widerstände
(< 50 1m) in der Regel auf geringere Durchlässigkeit
bzw. auf Grundwassergeringleiter hin.
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3.3.1 Gleichstromverfahren
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Geohydrologische Tiefenlinienpläne und -Schnitte
können ebenfalls mit Hilfe von geoelektrischen Tiefensondierungen und seismischen Messungen erstellt werden. Eine zusätzliche elektromagnetische
Kartierung kann den Verlauf von Kluft- und Verwerfungszonen, als „Lineare“ hinzufügen.
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Gegeben sei ein Quader mit dem Querschnitt q und
der Länge b. Wenn ein Gleichstrom der Stärke I [A]
in Längsrichtung durch diesen Quader fließt, beträgt die Spannung U [V] zwischen den Enden des
Quaders
U=IR
b
R = __ · !
q
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Aus der Messung des Potentialunterschiedes
(elektrische Spannung) U [V] zwischen zwei geerdeten und nichtpolarisierbaren Sonden können Angaben über die Verteilung spezifischer Widerstände
und zugehöriger Strukturen im Untergrund abgeleitet werden.
für einen homogenen „Halbraum“ gilt.1 Der so
errechnete Wert wird als scheinbarer spezifischer
Widerstand !s bezeichnet und in 1m gemessen.
Diese Umrechnung geschieht, indem der spezifische Widerstand mit einem „K- oder GeometrieFaktor“ multipliziert wird. Die wichtigsten Geometriefaktoren für gebräuchliche Meßanordnungen
werden berechnet mit:
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In unterschiedlichen Meßanordnungen wird dem
Untergrund über zwei geerdete Metallelektroden ein
Gleichstrom zugeführt, wodurch sich ein Potentialfeld ausbildet. Dieses wird von der Verteilung des
spezifischen Widerstandes im Untergrund bestimmt. Mit wachsendem Elektrodenabstand wird
das Feld von tiefer liegenden Strukturen beeinflußt.
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2
K Schlumberger = "/a[(L/2) -(a/2) ]; K Wenner = 2"a;
K Dipol-Dipol = "a·n(n+1)(n+2)a
L = Elektrodenabstand, a = Sondenabstand,
n = Multiplikator des Sondenabstandes a.
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Für die Darstellung und Auswertung geoelektrischer
Meßergebnisse ist es üblich, daß für einen beliebigen Untergrund gemessene Verhältnis der Spannung U zur Stromstärke I unter Berücksichtigung
der Elektroden und Sondenabstände in den Wert
des spezifischen Widerstandes umzurechnen, der
U
! = K · __ 1m
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1 Als „Halbraum“ wird der Bereich des Untergrundes bezeichnet,
der in Halbkugelform in die Messungen eingeht
Bild 1: Meßprinzip der geoelektrischen Gleichstromverfahren
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Geoelektrische Tiefensondierung
Tabelle 2: Spezifische Widerstände
Für die Zwecke der Hydrogeologie wird die Gleichstrom-Geoelektrik vorwiegend in dieser Meßanordnung, auch Schlumberger-Sondierung genannt,
eingesetzt (Bild 1). Ihre Aufgabe ist die Ermittlung
des Widerstandes und der Mächtigkeit horizontal
liegender Schichten. Das Verfahren wird durch metallische Leitungen bzw. metallische Installationen
im Untergrund beeinträchtigt.
Gestein/Material
Neben der erprobten Schlumberger Meßanordnung
können Tiefensondierungen auch in den Anordnungen Wenner und Dipol-Dipol erfolgen. Die Meßergebnisse einer Anordnung können in entsprechende Daten der anderen Anordnungen umgerechnet
werden.
Kies, Sand, im Grundwasser
200 – 400
Kies, Sand, trocken
800 – 5000
Spez. Widerstand
(1m)
10 – 30
Ton, Mergel, geringer Tonanteil
20 – 45
Ton, schluffig – sandig
25 – 150
50 – 300
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Sand, tonig – schluffig
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Ton, Mergel, hoher Tonanteil
Grobkies, trocken
Kalk, Gips
500 – 2500
Sandstein
300 – 4000
Die Zusammenstellung der spezifischen Widerstände in Tabelle 2 geht auf bisher bekannte Einzeluntersuchungen zurück. Sie kann nur grobe Anhaltspunkte liefern, da sehr unterschiedliche Vermischungen
auftreten können. Daneben wird durch die großen
spezifischen Unterschiede der große Rahmen der
Einsatzmöglichkeiten geoelektrischer Erkundungsverfahren deutlich.
Salzlager u. -Stöcke
> 10000
Aus geoelektrischen Tiefensondierungen werden
bestimmt:
1. Die spezifischen Widerstände von horizontal
gelagerten Schichten.
Makulatur von Papier u. Pappe
70 – 180
Schadstoffahne von Hausmüll
5 – 10
Granit
2000 – 10000
Gneis
400 – 6000
Bauschutt, Erdaushub
200 – 350
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2. Die Mächtigkeiten oder Tiefen der Schichtgrenzen, an denen sich die Widerstände ändern.
Die Schlumberger Aufstellung ist eine Vierpunkt-Anordnung, bei der ein stationäres elektrisches Feld
künstlich erzeugt wird (Bild 1). Über zwei gut geerdete Elektroden wird dem Untergrund ein Gleichstrom
mit der Stromstärke I zugeführt. Die Potentialunterschiede U werden zwischen zwei eng benachbarten
Sonden, die sich in der Mitte der Meßanordnung befinden, gemessen. Um eine Aussage über die Tiefenlage einzelner Schichten machen zu können, sind
viele Einzelmessungen mit unterschiedlichen Elektrodenabständen L erforderlich.
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1000 – 3000
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Industrieschlämme
40 – 200
Metallschrott
0,5 – 12
Scherben von Glas u. Porzellan
100 – 550
Gießereisand
400 – 1600
Altöl
150 – 700
Teer
300 – 1200
Aus Stromstärke I, Spannung U und dem Geometriefaktor K wird der scheinbare spezifische Widerstand !s berechnet und auf doppeltlogarithmischem Papier als Funktion aller gemessenen halben
Elektrodenabstände (L /2) als Punkt eingetragen.
Die einzelnen Punkte der Widerstandswerte werden
zu einer „Sondierungskurve“ verbunden (Bild 2). Die
Auswertung der Sondierungskurven erfolgt entweder durch ein Hilfspunktverfahren oder einen Vergleich mit Modellkurven in Kurvenatlanten oder
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Tabelle 3: Schichttiefen und Widerstände (Bild 2)
Tiefe
(m)
Widerstand
1m
Boden
0,0-1,0
300
Kies, trocken
1,0-3,0
2700
3,0-17,0
300
> 17,0
40
Kies, Sand im Gw
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Ton
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Gestein
Bild 2: Sondierungskurve, Maximumtyp mit digitaler
Interpretation
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auch durch die Anwendung von DV-Programmen
mit Inversionsverfahren, z.B. INGESO. Auf diese
Weise werden die Anzahl der Schichten, die
Schichtmächtigkeiten und die Schichtwiderstände
ermittelt.
Der Grundwasserflurabstand wird durch eine Verminderung des Widerstandes um von 2700 auf 300 1m
deutlich herausgehoben (Bild 2). Der Grundwasserleiter bzw. seine Kiese und Sande weisen 300 1m
und 14 m Mächtigkeit auf. Im liegenden, tonigen
Grundwassergeringleiter geht der Widerstand auf
40 1m zurück.
Die Tiefensondierung unterliegt zwei Einschränkungen:
Die Sondierungskurven werden in den Typ Minimum
„H“ und in den Maximumtyp „K“, eingeteilt. Außerdem gibt es die doppeltaufsteigenden „A“-Kurven
mit zweifacher Zunahme des Widerstands mit der
Tiefe und die doppeltabsteigenden „Q“-Kurven mit
doppelter Widerstandsverminderung.
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1. Prinzip der Schichtunterdrückung: Geringmächtige Schichten zeichnen sich u. U. nicht
in den Sondierungskurven ab.
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2. Äquivalenzprinzip: Die Auswertung einer
Sondierungskurve liefert häufig mehrere
äquivalente Lösungen (Bild 3), aus denen diejenige, welche den Schichtaufbau des Untergrundes am besten wiedergibt, ausgewählt
wird. Das geschieht durch Korrelation benachbarter Sondierungen und unter Berücksichtigung geologisch hydrogeologischer
Gesichtspunkte.
In der Sondierung des Bildes 2 wurden die in Tabelle 3 aufgeführten scheinbaren spezifischen Widerständen und Schichttiefen festgestellt:
Bild 3: Äquivalente Ergebnisse einer Sondierungskurve (oben), optimales Ergebnis (unten)
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weil geoelektrische Tiefensondierungen mehrere
gleichwertige (äquivalente) Ergebnisse aufweisen
können. Auszuwählen ist nicht die mathematisch
beste, sondern die geologisch passendste Lösung.
Zur Konstruktion eines Schnittes, wie im Bild 5, ist
wiederum eine enge Zusammenarbeit zwischen
dem auswertenden Geoelektriker und einem Hydrogeologen anzustreben.
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Aus den Ergebnissen der Einzelauswertungen von
Sondierungskurven werden geoelektrische Profilschnitte oder Tiefenlinienpläne konstruiert in denen
alle erkennbaren Schichtwiderstände und Schichtmächtigkeiten enthalten sind (Bilder 5 und 6). Diese
Interpretation sollte möglichst gemeinsam vom
Geophysiker und einem Hydrogeologen vorgenommen werden.
Unter jedem Sondierungspunkt, der mit einem nach
unten gerichteten Keil im Profil markiert und mit der
Sondierungsnummer versehen wird, werden die
Schichtteufen mit einem Strich eingezeichnet und
ihr scheinbarer Widerstand in 1m als Zahl in die
Mitte der Schicht geschrieben. Nun müssen diejenigen Teufenstriche miteinander verbunden werden,
die Bereiche mit ähnlichen Widerständen umschließen und die sich außerdem zu einem geologisch plausiblen Strukturbild zusammenfügen lassen.
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Zur gemessenen Sondierungskurve, die auf Transparentpapier gezeichnet wird, sucht man durch Auflegen und Verschieben in einem Modellkurvenatlas
(MUNDRY & Homilius 1979) die passende Modellkurve. Die Mächtigkeit der zweiten Schicht, die hier
den 7-fachen !s-Wert der ersten Schicht hat (siehe
Zahlen rechts oben), ergibt sich aus der Nummer
der Kurve, im Bild 4 ist das Nummer 13. Im Mächtigkeitsbalken über den Modellkurven kann die
Mächtigkeit h2 dann abgegriffen werden. Dasselbe
Resultat kann durch die Anwendung eines DV-Programmes erzielt werden.
Im Folgenden machen zwei Beispiele aus der Praxis
die Anwendungsmöglichkeiten der geoelektrischen
Tiefensondierungen deutlich:
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In diesem geoelektrischen Profil sind in Bild 5 oben
vier Schichten von Lockersedimenten mit verschiedenen spezifischen Widerständen geoelektrisch
nachgewiesen worden:
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Tabelle 4: Schichtfolge und Widerstände (Bild 5)
Bezeichnung
Spez. Widerstand
(1m)
Boden / Überdeckung
55 – 350
Bild 4: Doppeltlogarithmische Dreischicht-Modellkurve, Schichtwiderstände verhalten sich
1 : 7 : 0,1
Schluff, tonig-schluffiger Sand
65 – 90
Der nächste und schwierigere Schritt der Interpretation ist die Zusammenfügung der Resultate einzelner Sondierungen zu einem geologisch plausiblen Profil. Hierbei muß der bisher bekannte
geologisch/hydrologische Aufbau des Untersuchungsgebietes unbedingt berücksichtigt werden,
Tonige Sedimente der Molasse,
Grundwasser-Geringleiter
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Kiese, Sande,
Grundwasserleiter
150 – 400
25 – 55
In der Kurve Nr. 40 wurden im Boden bzw. in der
verwitterten Überdeckung 220 1m festgestellt. Darunter fällt der Widerstand zu dem Minimum des
Information
Tabelle 5: Schichttiefen und Widerstände der Sondierungen Nr. 4 und 40 (Bild 5)
Gestein
Tiefe (m)
!s (1m)
GTS 4
GTS 40
GTS 4
0,0 – 1,8
0,0 – 1,2
220
125
Schicht 2 Sandiger Ton
- 10,0
- 5,0
Schicht 3 Sand, Kies (Gw-Leiter)
- 39,0
- 64,0
> 39,0
> 64,0
65
300
250
30
30
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Schicht 4 Ton (Gw-Geringleiter)
90
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Schicht 1 Boden/Überdeckung
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GTS 40
Bild 5: Geoelektrisches Profil mit gesättigter Zone (gepunktet) und Sondierungskurven
Schluffs von 90 1m ab, um danach im sandig-kiesigen Grundwasserleiter wieder auf ein Maximum von
300 1m anzusteigen. In der liegenden, tonigen
Schicht sind geringe Widerstände von 30 1m nachgewiesen worden.
In der Sondierung Nr. 4 betragen die entsprechenden Widerstände 130 1m Deckschicht, 65 1m
Schluff, 250 1m Sande und Kiese des Grundwasserleiters und 30 1m toniger Grundwassergeringleiter. Aus dem liegend eingezeichneten Säulen-
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Information
In den beiden Sondierungskurven 12 und 19, die im
Bild 6 wiedergegeben werden, fällt der Widerstand
des Kieses erherheblich ab, sobald der Grundwasserspiegel erreicht ist. Im tonigen Liegenden verringert sich der Widerstand nochmals auf < 40 1m.
Dieses Beispiel zeigt wie durch geoelektrische Tiefensondierungen Flurabstand, Mächtigkeit und
Ausdehnung von Grundwasserleitern erkundet werden können.
profilen des Bildes 5 können die in Tabelle 5 aufgeführten Schichttiefen und Mächtigkeiten abgelesen
werden.
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Im Bild 5 ist deutlich sichtbar, daß die Mächtigkeit
und der Verlauf der Schichtgrenzen im Hangenden
und Liegenden starken Veränderungen unterliegen.
Um dieselben Informationen nur durch Bohrungen
zu erhalten, würden im vorliegenden Beispiel erhebliche Mehrkosten anfallen.
Als Bestätigung dieser geoelektrischen Interpretation ist zu werten, daß die starke Verminderung der
Mächtigkeit des trockenen Kieses in dem Flußtal, in
dem die Sondierung 19 liegt, die Tiefenlage der
Grundwasseroberfläche nicht wesentlich beeinflußt
hat.
Im Bild 6 wird ein Lockergesteinsprofil wiedergegeben, das auch nach den Ergebnissen von geoelektrischen Tiefensondierungen konstruiert worden ist.
Hier konnte sogar der Grundwasserspiegel geoelektrisch erfaßt werden. Dies war in diesem besonderem Fall möglich, da hier ein deutlicher Widerstandssprung zwischen trockenen und wassererfüllten
Kiesen und Sanden von 1200 – 2800 1m zu 300 –
400 1m besteht.
ck
ge
Dieses Verfahren der geoelektrischen Tiefensondierungen (GTS), muß auf die Erkundung von horizontal oder nahezu horizontal lagernden Schichtfolgen
beschränkt werden. Steil einfallende Schichten
oder steilstehende Verwerfungen führen zu nicht interpretierbaren Kurven und zu gravierenden Fehlinterpretationen. Käufliche digitale Auswerteprogramme liefern häufig auch bei steilem Einfallen
Schichttiefen und Schichtwiderstände, da auch
Meßwerte, die weit von der berechenbaren Kurvenform abweichen, durch unzulässige Interpolationen
und Glättungen verfälscht werden können.
zu
rü
In diesem geoelektrischem Schnitt sind auch zwei
Brunnen eingezeichnet. An den Bohrprofilen dieser
Brunnen konnten die geoelektrischen Tiefenangaben „geeicht“ werden. Eine solche Überprüfung der
geoelektrischen Interpretation an Hand von Bohrungen und Aufschlüssen führt immer zu größerer
Sicherheit und Genauigkeit der Angaben über
Schichttiefen und Widerstände. Dies wirkt sich
auch abseits der Bohrungen aus, da sich Schichtwiderstände meist nur allmählich ändern.
Die Auswertung und Interpretation von geoelektrischen Sondierungskurven sollte deshalb auf keinen
Fall nur durch die Anwendung digitaler Auswerte-
Tabelle 6: Schichttiefen und Widerstände der Sondierungen 12 und 19 (Bild 6)
Gestein
El. Widerstand (1m)
GTS 12
GTS 19
GTS 12
GTS 19
0 – 1,8
0 – 1,0
700
300
Schicht 2 Kies, trocken
- 7,0
- 3,0
2800
2700
Schicht 3 Kies (Gw-Leiter)
- 18,0
- 17,0
350
300
Schicht 4 Ton (GW-Geringleiter)
> 18,0
> 17,0
30
40
Schicht 1 Boden/Überdeckung
14
Tiefe (m)
Wasser-Information Nr. 43 • 8/96
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Information
Bild 6: Geoelektrisches Profil eines Grundwasserleiters mit nachgewiesener Grundwasseroberfläche und
2 charakteristischen Sondierungskurven
programme vorgenommen werden. Ohne die Einschaltung eines auf diesem Gebiet erfahrenen Geophysikers, sind selbst ansprechend und farbig gestaltete Ergebnisse nur von geringem Wert und
können durch den Fehlansatz von nachfolgenden
Bohrungen, Pumpversuchen etc., zu großen finanziellen Verlusten führen. Es wird nochmals darauf
hingewiesen, daß die Einbindung von Hydrogeologen bei der Interpretation geoelektrischer Meßergebnisse zur Grundwassererkundung unbedingt
notwendig ist.
Aus den Sondierungskurven 12 und 19 des Bildes 6
lassen sich die in Tabelle 6 aufgelisteten Schichttiefen und Widerstände ableiten:
Wasser-Information Nr. 43 • 8/96
15
Information
Geoelektrische Kartierung
zo
ge
n
Die elektrischen Widerstände werden flächenhaft
mit einer festen, von Meßpunkt zu Meßpunkt als
Ganzes zu verschiebenden Meßanordnung gemessen. Durch die Wahl der Elektroden/Sondenabstände wird nur ein Tiefenbereich von allen Messungen
erfaßt. Um die Eindringtiefe der Messungen auf bestimmte Schichten, z. B. einen Grundwassergeringleiter, einzustellen zu können, ist es ratsam, einige geoelektrische Tiefensondierungen vor der
Kartierung vorzunehmen, um die vertikale Abfolge
der Schichtwiderstände und -Tiefen kennenzulernen.
ck
ge
Die geoelektrische Kartierung ergänzt die nur auf
einen Punkt bzw. eine Tiefensäule beschränkte
Sondierung in der Fläche. In Bild 7 wird wiedergegeben, wie die Ausdehung einer Tonschicht als geringleitende Grundwasserüberdeckung geoelektrisch kartiert wurde. Diese Schicht war in zwei weit
entfernten Tiefensondierungen entdeckt worden
und überdeckte gespanntes Grundwasser. Im artesischen Quellgebiet, das in einem nach Westen geneigten Hang liegt, wiesen die nach den geoelektrischen Ergebnissen angelegten Brunnen, deren
Filter unterhalb der Tonschicht eingebaut worden
waren, starke artesische Schüttungen auf.
zu
rü
In diesem Meßbeispiel wurde die Wenner Anordnung
verwendet, mit einem konstantem Abstand von 10 m
zwischen Elektroden und Sonden und einer Gesamtauslage von 30 m. Bei dem niedrigen elektrischen Widerstand der Tonschicht von ca. 10 1m
entspricht dies einer mittleren Eindringtiefe von 12 m.
Allerdings wird die geoelektrische Kartierung für
geohydrologische Zwecke selten angewendet, da
das Umsetzen, einschließlich der erneuten Erdung
von Elektroden und Sonden an jedem Meßpunkt,
einen hohen Arbeitsaufwand erfordert.
Ähnliche Ergebnisse lassen sich rascher und kostengünstiger mit dem Wechselstromverfahren
„Elektromagnetische Kartierung“ erzielen, das keine
Erdungen erfordert.
16
Wasser-Information Nr. 43 • 8/96
Bild 7: Geoelektrische Kartierung artesischen
Grundwassers. Pfeile = Grundwasserstrom
Eigenpotential
Natürliche elektrische Gleichstromfelder (Eigenpotentiale) können Hinweise über Inhomogenitäten im
Untergrund liefern. Eigenpotentiale (EP) entstehen
bei elektrochemischen Prozessen, die sich zwischen
Erzen, metallischen Einlagerungen, Gesteinen einerseits und dem Grundwasser bzw. den Gesteinsfluiden andererseits abspielen. Durch derartige Reduktions- und Oxidationsvorgänge entstehen die
„Redoxpotentiale“.
Information
Induzierte Polarisation
n
Die Methode der Induzierten Polarisation (IP) beruht
auf der Um- und Anlagerung von Ionen und Elektronen an Wänden oder Grenzflächen des Porensystems im mikroskopischen Bereich der Gesteine
in einem Gleich- oder Wechselstromfeld. Die dabei
entstehende Aufladung bzw. ihre Entladung sind die
Meßparameter des Verfahrens.
zo
ge
Außerdem bilden sich Eigenpotentiale bei der
schnellen Strömung von Wässern oder Gasen
durch Dämme, Gesteine und Böden. Diese werden
als Fließ- oder Strömungspotentiale bezeichnet. Sie
werden z. B. durch das Versickern von starken Niederschlägen in Karststrukturen oder bei Leckagen
an Dämmen und Deichen hervorgerufen. Fließpotentiale sind meist kleiner (< 20 mV) als die Redoxpotentiale (20 – > 100 mV).
1.
Metallische Polarisation in Gegenwart von
Mineralen mit metallischer Stromleitung und
hohem Glanz.
2.
Grenzschichtpolarisation als ein Effekt einer
elektrischen Doppelschicht im Porenraumbereich.
Die metallische Polarisation erzeugt starke IPAnomalien. Sie kommt jedoch für die Grundwassererkundung nicht in Betracht. Die Grenzschichtpolarisation entsteht an Grenzflächen zwischen Gesteinsmineralen und Flüssigkeiten. Sie bringt nur
schwache IP-Anomalien hervor. Salinare bzw. ionisierte Porenwässer verhindern auch diese schwache
Aufladung durch Ableitung der Potentiale. Ob sich
daraus ein Verfahren entwickeln läßt, das Grundwasser-Versalzungen von Tonschichten gleichen elektrischen Widerstandes unterscheiden kann, ist z. Zt.
noch eine Fragestellung für die Forschung.
ck
ge
Die EP-Messung ist technisch relativ einfach durchzuführen. Sie besteht aus einer Spannungsmessung
zwischen zwei unpolarisierbaren Sonden, wobei
eine Sonde als Referenzelektrode dient, die in einem
elektrisch ungestörten Bereich in den Boden gesteckt wird. Mit der zweiten Sonde, die als Wandersonde entlang eines Profils versetzt wird, werden
Betrag und Vorzeichen der jeweiligen Potentialdifferenz, d.h. der Spannung U, gegen die Referenzelektrode bestimmt. Bei der „Skannermethode“ wird
auch nur eine Referenzelektrode verwendet. Die
Spannung wird jedoch nahezu gleichzeitig digital
gegen > 200 Feldsonden aufgezeichnet.
Man unterscheidet:
zu
rü
Das Verfahren kann nur bedingt zur Erfassung von
Fließvorgängen im Untergrund eingesetzt werden.
Ineinander greifende elektrochemische und elektrokinetischen Wechselwirkungen führen zu Schwierigkeiten bei der Interpretation der Meßergebnisse.
Grundwasservorkommen erzeugen i.a. keine Eigenpotentiale, mit Ausnahme rasch strömender Karstgrundwässer.
Außerdem weist jede Eigenpotentialquelle einen
Plus- und einen Minuspol auf, deren Raumlage die
Form der EP-Anomalien bestimmen. Da diese Lage
normalerweise nicht bekannt ist und aus den
Meßergebnissen auch nicht hervorgeht, kann der
Ort, wo sich eine EP-Quelle befindet, nur bedingt
aus der Form der Anomalien abgeleitet werden.
Dies gilt auch für die Skanneranordnung. Obwohl
dabei eine große Sondenzahl abgefragt wird, verbessert sich dadurch nur die Meßgenauigkeit, nicht
aber die Aussage.
3.3.2 Wechselstromverfahren
Elektromagnetische Kartierung
Die Elektromagnetische Kartierung, kurz mit „EM“
bezeichnet, kann auch dann erfolgreich angewendet werden, wenn einfallende Gesteinsgrenzen auftreten. Es ist insbesondere zum Nachweis steil stehender Strukturen in Kluftgrundwasserleitern, z. B.
von Verwerfungen, Karstspalten oder Kluftzügen,
geeignet.
EM-Messungen lassen sich jedoch schneller durchführen und sind kostengünstiger als Gleichstromkartierungen, da keine Elektroden geerdet werden
Wasser-Information Nr. 43 • 8/96
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Information
Meßpunkte zu Geländekennzeichen wie Wegkreuzungen, Bahnüberführungen oder Waldränder sind
einzumessen, um die Meßpunkte so genau in Lagepläne eintragen zu können, daß sie jederzeit wieder
aufgefunden werden können, um z.B. nachfolgende
Bohrungen richtig ansetzen zu können.
Vertikal polarisierte Sinusschwingungen werden
von einer Sendespule mit vertikaler Achse abgestrahlt und nach dem Lauf durch den Untergrund
vom Empfänger aufgenommen, verstärkt und mit
dem Primärfeld verglichen. Das EM-System besteht
aus je einer koplanaren, d. h. meist horizontal getragenen Sende- und Empfangsspule. Das entstandene Feld induziert bei seinem Lauf durch die Erde in
Gesteinskörpern unterschiedlichen elektrischen Widerstandes sekundäre Felder. Diese können dem
Primärfeld entgegen oder gleichgerichtet sein.
Durch Überlagerung beider Felder entsteht ein drittes Feld, das resultierende, welches schließlich vom
Empfänger aufgenommen wird.
Da auch metallische Kabel, Telefon- und Wasserleitungen starke elektromagnetische Anomalien hervorbringen, die denen natürlicher Gesteinskörper
gleichen, sind alle Meßlinien und ihre Umgebung mit
induktiv arbeitenden Leitungssuchgeräten zu überprüfen, um Fehlinterpretationen auszuschließen.
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n
müssen. Die Ankoppelung des elektromagnetischen Wechselfeldes erfolgt induktiv, d.h. ohne Bodenkontakt. Es werden ebenfalls Widerstände bzw.
ihr Kehrwert, die „Leitfähigkeit“ berechnet, wobei
sich Gesteine oder Bereiche mit guter Leitfähigkeit,
wie z.B. tonige Spaltenfüllungen, herausheben.
rü
Aus den Veränderungen von Inphase- und Outphasedaten gegenüber dem Primärfeld kann man auf
die Lage elektrisch besonders gut oder schlecht leitender Körper im Untergrund schließen. Als Inphasekomponente wird der Feldanteil mit der gleichen
Phasenlage wie die primäre elektromagnetische
Welle bezeichnet. Der Anteil, der um 90° phasenverschoben ist, wird Outphasekomponente genannt.
Das Meßprinzip der (EM-) Kartierung veranschaulicht Bild 8.
zu
Es können nacheinander mehrere Frequenzen vom
Sender abgestrahlt werden. Im Empfänger werden
die resultierenden Felder aufgenommen, verstärkt
und durch eine Kompensationsschaltung mit dem
über ein Kabel direkt übermittelten Primärfeld verglichen.
Der Meßpunkt, auf den sich die gemessenen Daten
beziehen, liegt stets in der Mitte der Auslage. Diese
kann je nach Größe des gesuchten Körpers 12,5,
25, 50, 100, 150 und > 200 m lang sein. Die Meßpunktabstände dürfen höchstens 1/4 der Auslagenlänge betragen. Der Abstand und die Lage einzelner
18
Wasser-Information Nr. 43 • 8/96
Bild 8: Meßprinzip der elektromagnetischen Kartierung
Die Beziehung zwischen spezifischem Widerstand,
Eindringtiefe und Meßfrequenz einer homogenen
Welle zeigt das Nomogramm in Bild 9. Im einge-
zu
rü
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n
Information
Bild 9: Das Nomogramm gibt die Beziehungen zwischen dem spezifischen Widerstand, der Eindringtiefe
und der Frequenz wieder
Wasser-Information Nr. 43 • 8/96
19
Information
n
zeichneten Beispiel entspricht der Meßfrequenz von
3555 Hz und dem spezifischen Gesteinswiderstand
von 30 1m eine Eindringtiefe der EM-Messung von
maximal 50 m. Bei gleichem Widerstand würden z.B.
bei 10.000 Hz nur noch 20 m Eindringtiefe erzielt.
ck
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ge
Einer Vergrösserung der Eindringtiefen durch die
Verminderung der Frequenz sind indessen auch
Grenzen gesetzt, da für die Abstrahlung von Frequenzen < 200 Hz viel mehr Sendeenergie benötigt
wird als tragbare NICAD-Akkumulatoren liefern
können. In der Praxis haben sich die Frequenzen
zwischen 800 und 7000 Hz bewährt. Bei Frequenzen >12 kHz, die z.B. in der „VLF-Methode“ eingesetzt werden, kann es jedoch geschehen, daß
bereits geringmächtige, tonige Grundwasserüberdeckungen nicht mehr durchdrungen werden können.
zu
rü
Bild 10 stellt eine typische elektromagnetische
Meßkurve der Inphase-und Outphasekomponenten
über einer steil einfallenden, elektrisch gut leitenden, plattenförmigen Struktur vor. Das Einfallen dieser Verwerfung, die Muschelkalk gegen Buntsandstein abgesenkt hat, zeichnet sich durch höhere
In- und Outphasen-Werte in Richtung des Einfallens
ab.
Bild 10: EM-Profil und spezifische Widerstände an
einer Verwerfung
20
Wasser-Information Nr. 43 • 8/96
Bild 11: EM-Modellkurven über Verwerfungen bzw.
Kluftzonen mit wechselndem Einfallen
Bild 11 zeigt typische EM-Kurven der In- und Outphasen über elektrisch gut leitenden, plattenförmigen Körpern mit wechselndem Einfallen. Diese Modelle repräsentieren Verwerfungen, Kluftzonen, aber
auch eine horizontale Schicht. Es ist ersichtlich, daß
Veränderungen des Einfallens unterschiedliche Veränderungen der EM-Kurven bewirken.
Die EM-Kartierung wird vornehmlich zur Erkundung
lateraler Leitfähigkeitsunterschiede eingesetzt.
Mögliche Zielobjekte sind steilstehende, grundwasserleitende Strukturen im Festgestein wie Verwerfungen, Spalten oder Kluftzonen. Aus der Korrelation einzelner EM-Minima von Profil zu Profil gehen
„Lineare“ hervor, welche dem Grundwasser im
Festgestein als Sicker- und Fließwege dienen (Bil-
Information
n
Nicht alle EM-Minima über steilstehenden, plattenförmigen Strukturen entstehen durch grundwasserleitende Strukturen. Tonig-lehmige Spaltenfüllungen haben die gleichen geringen Widerstände,
wirken jedoch als Grundwassergeringleiter. Vor
allem im Buntsandstein und in devonischen Massenkalken haben Bohrungen derartige Strukturen
unter EM-Minima angetroffen. In einem Fall trennte
eine nur 5 m breite Spaltenfüllung unterschiedliche
Flurabstände von 12 und 95 m.
zo
ge
der 12, 13). Bild 12 verdeutlicht wie ausgeprägt das
EM-Minimum über einer wassererfüllten Karstspalte
sein kann. Durch die Korrelation einzelner EM-Minima von Profil zu Profil zu „Linearen“ lassen sich
sogar komplexe Karstsysteme genau verfolgen. Es
ist auf diese Weise möglich, verzweigte Fließwege
des Karstgrundwassers aufzuspüren.
Elektromagnetik ferner Sender (VLF, Radio)
zu
rü
ck
ge
Die Very Low Frequency (VLF)-Methode arbeitet mit
Frequenzen zwischen 12 und 24 KHz. Diese sind
aus Sicht der Kommunikationstechnik sehr niedrig,
für die Geophysik indessen zu hoch, denn sie erreichen zu geringe Eindringtiefen. Bei den LangwellenRadiosendern, die neuerdings ebenfalls geophysikalisch genutzt werden, vermindert sich diese
Eindringtiefe nochmals (Bild 9).
Bild 12: EM-Profil über der Aachspalte
In Bild 13 werden zahlreiche Lineare wiedergegeben, welche die Wässer der Donau unterirdisch
12 km weit von der Versickerung bei Immendingen
bis zur Aachquelle leiten. Bohrungen und Taucherkundungen haben diese EM-Interpretation nachträglich bestätigt.
Die VLF-Signale werden von extrem starken, weit
entfernten Sendern für die U-Boot Navigation ausgestrahlt und induzieren Stromsysteme in elektrisch
leitenden Körpern im Untergrund. Aus deren Anomalien kann man auf die räumliche Lage leitfähiger
Körper schließen. In der Tabelle 7 werden einige
VLF-Sender genannt.
Tabelle 7: VLF-Sender
Sender Standort
Frequenz Leistung
(kHz)
(kW)
FUO
Bordeaux, Frankreich
15,1
500
GBR
Rugby, Großbritannien
16,0
750
UMS Moskau, GUS
17,1
1000
NAA
Cutler, Maine USA
17,8
1000
NLK
Seattle, Washington USA
18,6
300
IVC
Tavolara, Italien
20,3
500
22,3
1000
NWC Cape, Australien
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n
Information
Bild 13: EM-Lineare des Donau-Aach Karstsystems
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Wasser-Information Nr. 43 • 8/96
Information
1. geringe Eindringtiefe
2. homogenes Feld durch großen Senderabstand, deswegen Erfassung weniger Details
Dem stehen folgende Vorteile gegenüber:
1. rascher Meßfortschritt
Ein Anwendungsgebiet der elektromagnetischen
Messungen aus der Luft ist die Kartierung der Salzwasser/Süßwassergrenze in küstennahen oder ariden Gebieten. Zur Grundwassererkundung wird das
Verfahren, insbesondere wegen der hohen Kosten,
selten eingesetzt.
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3. Profile in Richtung der Feldlinien, d.h. senkrecht zur Richtung Sender-Meßort liefern
keine oder falsche Resultate.
stände aus den registrierten Werten mittels spezieller Rechenprogramme ermittelt werden
n
Obwohl man bei VLF-Messungen den eigenen Sender einspart, hat das Verfahren folgende Einschränkungen:
2. durch Verwendung verschiedener Sender mit
unterschiedlichen Frequenzen können Tiefen
abgeschätzt werden
Das Elektromagnetische Reflexionsverfahren (EMR)
wird als Bodenradar zur Erkundung des Erdbodens
in geringer Tiefe angewendet. Dabei wird die Reflexion hochfrequenter elektromagnetischer Wellen
mit Frequenzen von 10 MHz bis 4 GHz an Schichtgrenzen genutzt, an denen sich die elektrische Leitfähigkeit und die Dielektrizitätskontante ändern.
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3. VLF kann in gleicher Weise wie die elektromagnetische Kartierung in der Grundwassererkundung eingesetzt werden.
Georadar
Elektromagnetik aus der Luft
zu
rü
Elektromagnetische Messungen vom Hubschrauber oder Flugzeug aus, werden meist mit Schleppkörpern durchgeführt. Dabei wird eine ca. 6 bis 10
m lange, bombenförmige Meßsonde an einem 20
bis 30 m langen Kabel hinter dem Fluggerät hergezogen. Der Sender und der Empfänger des Meßsystems sind an den beiden Enden der Sonde angebracht. Das Prinzip des Verfahrens entspricht in
etwa dem der elektromagnetischen Kartierungen
auf dem Erdboden.
Allerdings sind die Anforderungen an die Genauigkeit der Meßgeräte um bis zu 3 Zehnerpotenzen
höher als bei Bodenmessungen. Es wird ein Meßraster mit parallelen Meßprofilen geflogen, deren Abstände sich nach dem jeweiligen Untersuchungszweck richten. Gebräuchlich sind 50 bis 200 m. Die
Flughöhe der Meßsonde sollte möglichst niedrig
sein; zwischen 30 bis 50 m sind gebräuchlich. Die
Darstellung der Ergebnisse erfolgt meist in Isolinienkarten, wobei die scheinbaren spezifischen Wider-
Die elektrische Leitfähigkeit des Bodens bestimmt
die Eindringtiefe. Hohe Leitfähigkeit bzw. niedriger
Widerstand dämpft die Energie so stark, daß z.B. in
gut leitenden Tonschichten nur Tiefen < 0,2 m
durchdrungen werden. Dagegen können Radarsignale Gesteine mit sehr schlechter Leitfähigkeit bzw.
sehr hohem Widerständen wie Salzlagerstätten
oder Gletschereis bis zu mehreren Hundertmetern,
durchdringen.
Da Wasser die sehr große Dielektrizitätskonstante
von 80 besitzt, wird das Radargramm durch unterschiedliche Boden- oder Gesteinsfeuchtigkeiten
wesentlich verändert. Die Interpretation von Bodenradarergebnissen muß deshalb berücksichtigen, ob
während der Messung Regen gefallen ist. In Bild 14
wird dargestellt wie stark sich die unterschiedliche
Durchfeuchtung eines Torfvorkommens in Ontario,
Kanada in einer Profilauswertung von Radargrammen abzeichnet.
Von einer Quelle oder Sendeantenne werden Impulse
der o.g. Frequenzen abgestrahlt. An der Empfangsantenne werden die nicht im Boden absorbierten,
sondern reflektierten Impulse zeitgenau aufgezeichnet. Bei den Messungen werden Sender und Emp-
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Information
Bild 14: Radarbild eines Torflagers mit unterschiedlicher Feuchte
fänger gemeinsam über den zu untersuchenden Untergrund gezogen, wobei ein kontinuierliches Profil,
das Radargramm, registriert wird.
zu
rü
Der Empfänger registriert die an Diskontinuitätsflächen reflektierten Signale nach einer bestimmten
Laufzeit, die von dem durchstrahlten Gestein abhängig ist. Dieses Verfahren gleicht der Reflexionsseismik. Und es ist sogar möglich, deren Auswerteprogramme bei der Bodenradar-Interpretation zu
verwenden. Wie in der Seismik kann aus der Laufzeit, bei Kenntnis der Ausbreitungsgeschwindigkeit,
auf die Tiefenlage der Reflektoren geschlossen werden. Bodenradarmessungen sind eine schnelle und
hochauflösende Untersuchungsmethode für Objekte in 0,1 bis ca. 3 m Tiefe. Voraussetzungen sind
trockener oder homogen durchfeuchteter Untergrund mit hohem elektrischen Widerstand und geringer Objekttiefe. Mit dem Bodenradar kann die Ortung von Einzelobjekten, insbesondere von
nichtmetallischen Rohrleitungen, Kabeln, Fundamenten sowie von Hohlräumen erfolgen.
24
Wasser-Information Nr. 43 • 8/96
Tabelle 8: Dielektrizitätskonstanten (K) bei einer
Frequenz von 100 MHz
Material
Luft
K
#
$
a
(mS/m) (m/ns) (db/m)
1
0
0,30
Wasser
80
0,01
0,33
2x10
Meerwasser
80
3.0 10
0.01
0,10
4
0,01
0,15
0,01
25
0,1
-1
0,06
0,03
0,5
-2
0,12
0,04
Sand, trocken
Sand (Gw-Leiter)
Kalk
Ton, fett
Granit
Steinsalz
Tonschiefer
6
5-35
5
6
5-15
0,05
4
0
-1
0,06 1.0-300
0,1
-1
0,13
0,01
0,1
-1
0,13
0,01
0,03
# = Elektrische Leitfähigkeit
$ = Elektrische Geschwindigkeit
a = Dämpfung
0,09 1,0-100
Information
n
seismischen Geschwindigkeiten im Liegenden wird
im Kapitel Refraktionsseismik beschrieben. Sie
dient vornehmlich der Erkundung des räumlichen
Verlaufs der Oberfläche von Grundwassergeringleitern. Im Gegensatz dazu werden bei der Reflexionsseismik die an vielen Schichtgrenzen reflektierten
Wellen ausgenutzt.
Beim Erzeugen einer seismischen Welle wird das
Gestein auf Druck, Dehnung und Schub beansprucht. Dabei entstehen verschiedene Typen elastischer Wellen, die sich mit verschiedenen Geschwindigkeiten ausbreiten. Die Fronten der
Raumwellen pflanzen sich vom Anregungszentrum
aus gleichmäßig nach allen Seiten im Gestein fort.
zo
ge
Die Radar-Methode eignet sich nur selten zur Lösung geohydrologischer Fragen. Die Bestimmung
des Flurabstandes gelingt nur, wenn reine Sande
oder Kiese des Grundwasserleiters bis zu Tage anstehen. Lehmig-tonige Überdeckung oder eingelagerte Tonlinsen führen zu falschen Angaben der Flurabstände. Aus Tabelle 8 ist abzulesen, wie sehr die
für das Radar wichtigen physikalischen Eigenschaften des Wassers und des Tones von denen anderer
Gesteine abweichen.
3.4 Seismik
Es gibt zwei verschiedene Raumwellen: Die Kompressions- oder Longitudinalwelle und die Scheroder Transversalwelle. Die Kompressionswelle, die
sich mit größerer Geschwindigkeit fortbewegt als
die Scherwelle, erreicht daher ein Ziel zuerst. Sie
wird dementsprechend als Primärwelle (P-Welle)
bezeichnet und die langsamere Scherwelle als Sekundärwelle (S-Welle).
ck
ge
Die seismischen Verfahren beruhen auf den unterschiedlichen elastischen Eigenschaften der Gesteine. Eine an der Erdoberfläche künstlich durch Hammerschlag, Fallgewicht, Vibratoren oder Sprengung
erzeugte seismische Welle durchläuft den Untergrund mit einer materialabhängigen Geschwindigkeit und wird an Grenzflächen, an denen sich die
seismische Geschwindigkeit oder die Dichte ändern, gebeugt, gebrochen und reflektiert.
rü
Auf diese Weise gelangen Anteile der ausgesandten
Welle nach verschieden langen Laufwegen zurück
an die Erdoberfläche, wo sie durch eine Schar von
Empfängern, sog. Geophonen, registriert werden.
Diese werden meist entlang einer Profillinie angeordnet. Aus der Laufzeit der Wellen vom Anregungspunkt zu den Geophonen kann die seismische Geschwindigkeit und die Tiefenlage der seismisch
wirksamen Grenzflächen errechnet werden.
zu
Die Seismik kann relativ genaue Kenntnisse über
den Schichtaufbau des Untergrunds liefern. Sie ist
darüberhinaus in der Lage auch die geologischen
oder hydrogeologischen Strukturen zu finden, die
sich im elektrischen Widerstand nicht abzeichnen
und deshalb geoelektrisch nicht nachgewiesen
werden können.
Die Ausbreitung seismischer Wellen im Untergrund
erfolgt nach den Gesetzen der geometrischen
Optik. Die Brechung von seismischen Wellen an
einer oder wenigen Schichtgrenzen mit höheren
S-Wellen ermöglichen durch ihre geringere Wellengeschwindigkeit eine höhere Auflösung von Strukturen. Allerdings können sich S-Wellen im Lockergestein nur sehr schwach und in Flüssigkeiten gar
nicht ausbilden. Zur Anregung und Registrierung
dieses Wellentyps ist deshalb ein hoher meßtechnischer Aufwand notwendig. Neben den Raumwellen
gibt es die Oberflächenwellen oder direkten Wellen,
die sich an der Erdoberfläche ausbreiten. Sie können bei flachgründigen Untersuchungen störend
wirken.
Beim Abschätzen seismischer Geschwindigkeiten
gelten folgende Regeln:
1. Innerhalb der meisten Schichten nimmt die
Geschwindigkeit mit wachsender Tiefe allmählich zu. Dies ist bei oberflächennahen
Schichten besonders ausgeprägt, da ihre
Verfestigung mit wachsender Tiefe deutlich
größer wird.
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zu
rü
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n
Information
Bild 15: Schema der Refraktionsseismik
26
Wasser-Information Nr. 43 • 8/96
Information
Die unterschiedlichen Laufwege seismischer Wellen
bei Refraktion und Reflexion werden in Bild 16
schematisch veranschaulicht. Allerdings ist die
gleichzeitige Messung von seimischen Refraktionen
und Reflexionen in einer Aufstellung nicht möglich.
zo
ge
3. Die seismischen Geschwindigkeiten hängen
u.a. von der Verfestigung der Schichten ab.
Sie sind um so größer, je älter die Schichten
sind. Dies gilt jedoch nicht in der Nähe der
Erdoberfläche, da die Gesteine hier durch
Druckentlastung bzw. Verwitterung stärkere
Auflockerungen aufweisen und dementsprechend geringere Geschwindigkeiten besitzen.
Geschwindigkeiten von 400 m/s folgt eine Schicht
mit 1500 –1700 m/s, die als Kies interpretiert werden kann. Darunter liegt mit einer unregelmäßigen
Oberfläche eine dichte und verfestigte Schicht, die
mit 3500 – 4600 m/s als Grundwassergeringleiter
angesehen wird.
n
2. Normalerweise ist die Geschwindigkeit in
einer tiefer liegenden Schicht größer als in der
überlagernden Schicht.
4. Außerdem sind Mineralbestand (Matrix), Porosität und Feuchte von Einfluß.
3.4.1 Refraktionsseismik
ck
ge
Dieses Verfahren beruht auf der Auswertung von refraktierten Wellen, die an den Grenzflächen zweier
Gesteinsschichten entlanglaufen und dabei ständig
Energie nach oben abstrahlen. Voraussetzung für
ihr Zustandekommen ist, daß die Wellen unter
einem kritischen Winkel auf die Grenzfläche einfallen und die seismische Geschwindigkeit in der tiefer
liegenden Schicht größer ist als in der überlagernden Schicht.
zu
rü
Im Bild 15 (oben) wird die Messanordnung im
Gelände mit Meßfahrzeugen, einschließlich des
Seismogramms, als Meßergebnis dargestellt. In der
Bildmitte folgt die Auswertung, die mit der Konstruktion des Laufzeitdiagramms beginnt. Auf der
horizontalen Achse wird der Abstand Anregungspunkt – Beobachtungspunkt aufgetragen und auf
der vertikalen Achse die Zeit, welche die seismische
Welle benötigt, um vom Anregungspunkt zum Beobachtungspunkt zu gelangen. Als Endergebnis
wird hieraus ein Profil konstruiert, in dem seismische Geschwindigkeiten und Schichttiefen eingetragen und zu geologischen Strukturen verbunden
worden sind. Es wird dargestellt, daß auch mehrere
Schichten erfaßt werden können. Einer obersten
Lockergesteinsschicht mit geringen seismischen
Bild 16: Vergleich der Laufwege seismischer Wellen
bei Refraktion und Reflexion
An der Erdoberfläche registrieren die Geophone sowohl die refraktierte als auch die direkte Welle, die
innerhalb der oberen Schicht entlangläuft. Da die refraktierte Welle sich mit der größeren Geschwindigkeit der unteren Schicht ausbreitet, wird ab einer
bestimmten kritischen Entfernung von der Anregungsquelle diese vor der direkten Welle registriert.
Aus dieser Entfernung können die Tiefenlage der
Grenzfläche und die Werte für die seismischen Geschwindigkeiten beider Schichten abgeleitet werden.
Die gewünschte Erkundungstiefe der Untersuchung
bestimmt die Wahl sowohl der Gesamtlänge der
Geophonauslage als auch der Abstände zwischen
den einzelnen Geophonen. In der Regel sollte die
Länge der Geophonauslage mindestens das 5-fache
der Erkundungstiefe betragen. Wenn die Erkundungstiefe gering ist, sollte der Geophonabstand bei ca. 1
Wasser-Information Nr. 43 • 8/96
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Information
zo
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Von besonderer Bedeutung ist die Refraktionsseismik für die Untersuchung der Lagerungsverhältnisse in geringen Tiefen, da hierbei die Reflexionsseismik nur bedingt angewendet werden kann. Die
Refraktion ermöglicht die Untersuchung des Untergrundes, auch unter Grundwasserleitern. Hierbei
können detaillierte Bilder von Grundwassergeringleitern erarbeitet werden. Sollten z. B. in der
Oberfläche der geringleitenden Schicht Rinnenstrukturen eingeschnitten sein, so können diese erkannt und daraus ggf. die Fließwege des Grundwassers konstruiert werden. Die Refraktionsseismik
kann aber auch eingesetzt werden zur Bestimmung
der Mächtigkeit von Lockersedimenten oder von
Verwitterungsdecken.
seimischen Geschwindigkeit von ~ 1500 m/s stellen
einen guten Grundwasserleiter dar, der sich deutlich
von den Malmkalken mit ~ 4300 m/s unterscheidet.
Dadurch können Mächtigkeit und Struktur dieses
Grundwasserleiters seismisch bestimmt werden.
Hingegen würde eine geoelektrische Erkundung
trockene Kiese und Malmkalke mit ähnlichen hohen
Widerständen nicht unterscheiden können.
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bis 2 m liegen, für größere Erkundungstiefen werden
2 bis 5 m empfohlen.
Gestein
Überdeckung
Geschwindigkeit
(m/s)
200 – 400
Kiese, Schotter
1150 – 1800
Malmkalke
3100 – 5400
Die geohydrologisch wichtige Bestimmung der
Grundwasseroberkante ist auch mit der Refraktionsseismik nur äußerst selten möglich. Bild 18 gibt
eine seismisch ermittelte Grundwasseroberfläche
wieder, an der ein Geschwindigkeitssprung von
ca. 1000 m/s auf >1600 m/s erfolgt. In diesem Fall
besteht die Grundwasserüberdeckung nur aus kiesig-sandigen Sedimenten, d. h. einer homogenen
Schichtfolge. Bei Einlagerungen von Ton oder Lehm
in der Grundwasserüberdeckung würde dieser Geschwindigkeitssprung verwischt. Ähnliche Einschränkungen wurden im Kapitel 3.3.1 bei geoelektrischen Tiefensondierungen aufgeführt.
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Die Qualität der seismischen Signale wird durch
Stapelung, d. h. Mehrfachmessungen, verbessert.
Bei modernen Refraktionsapparaturen geschieht
z. B. die Stapelung der einzelnen Hammer-, Fallgewichtsschläge oder von Vibrationen durch speziell
entwickelte DV-Geräte und Programme mit großer
Stapelkapazität und Präzision. Ein älteres, jedoch
bewährtes Verfahren, ist die optische Stapelung auf
einem Film.
Tabelle 9: Gesteine und Geschwindigkeiten
(Bild 17)
Bild 17: Refraktionsseismisches Bild einer eiszeitlichen Flußrinne
Bild 17 stellt ein gutes Beispiel für die seismische
Erkundung einer grundwasserleitenden Rinnenstruktur vor. Kiese und Schotter mit einer mittleren
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Bild 18: Mit der Refraktionsseismik ermittelte
Grundwasseroberfläche
Information
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von ~ 2000 m/s auf 4500 m/s deutlich abzeichnet.
Aus der Kombination beider Methoden geht hervor,
daß sich im Südteil unter einer ca. 35 m mächtigen
Tonschicht mit 25 – 50 1m Widerstand, die bis in die
Tiefe von 60 m reicht, noch eine hochohmige
Schicht, d.h. ein zweites Kieslager von ca. 15 m
Mächtigkeit befindet, dessen Unterkante der refraktionsseismisch nachgewiesene Weißjurakalk ist.
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Im Bild 19 wird dargestellt, daß u.U. auch einfallende und komplizierte Strukturen refraktionsseismisch erfaßt werden können. Außerdem wird hier
das seismische Resultat mit dem Ergebnis der Geoelektrik verglichen. Die Refraktionsseismik hat zwei
Refraktoren nachgewiesen, von denen der obere
z.T. mit der Unterkante eines oberen Kieslagers
übereinstimmt.
3.4.2 Reflexionsseismik
Im Bild 20 ist die Meßanordnung im Gelände mit
Meßfahrzeugen, einschließlich eines Einzelseismo-
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Die wertvollste seismische Information ist jedoch
die genaue Festlegung der Oberkante der Weißjurakalke, die sich durch den Geschwindigkeitssprung
Bild 19: Vergleich seismischer und geoelektrischer Resultate
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Information
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Schichten bekannt sein. Im Gegensatz zur Refraktionsseismik treten Reflexionen auch dann auf, wenn
an einer Schichtgrenze die Geschwindigkeit zum
Liegenden abnimmt oder sich nur die Dichte des
Schichtgesteins ändert. Von Vorteil sind die kürzeren Geophonauslagen, d.h. die Geophone befinden
sich bei der Reflexionsseismik näher an der Signalquelle, so daß bei gleicher Auslagelänge eine
größere Erkundungstiefe als in der Refraktion erreicht werden kann.
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gramms, als Meßergebnis dargestellt. In der Bildmitte folgt das Ergebnis der Filterung, Stapelung
und anderer Auswerteschritte als seismisches Profil. Das Endergebnis ist das unten im Bild gezeigte
Profil, in dem Reflexionshorizonten, geologische
Schichtgrenzen, die aus Bohrungen bekannt sind,
tiefenmäßig zugeordnet werden. Dadurch entsteht
letztendlich ein recht genaues geologisch plausibles Stukturbild.
Um auch Reflexionen aus Tiefen < 50 m sichtbar zu
machen, sind seismische Empfänger mit extrem
hohen „Sampling-Raten“ und hochfrequente Anregungsverfahren erforderlich. Seit Kurzem sind derartige seismische Empfänger verfügbar, welche die
Reflexionsseismik auch in geringen Tiefen erlauben.
Darüber sollte indessen nicht vergessen werden,
daß die herkömmliche, auf die Tiefe ausgerichtete
Reflexionsseismik auch in der Grundwassererkundung gute Ergebnisse geliefert hat, insbesondere
bei der Erkundung des geologischen Schichtaufbaues und der tektonischen Strukturen im tieferen
Untergrund.
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Die Reflexionsseismik wurde bisher vorrangig in der
Erdöl- und Erdgasprospektion zur Erkundung des
tieferen geologischen Untergrundes von ca. 100 m
bis > 3000 m eingesetzt. Die dabei entwickelte
Meß- und Auswertetechnik ist auf große Tiefen ausgerichtet und weit fortgeschritten. Die Anwendung
der Reflexionsseismik auf oberflächennahe Grundwasservorkommen befindet sich dagegen noch in
der Entwicklung. Die besondere Schwierigkeit besteht darin, daß Reflexionssignale aus geringen Tiefen so schnell zur Erdoberfläche zurückkommen,
daß die Oberflächenwelle mit ihren sehr großen Amplituden noch nicht weit genug abgeklungen ist, um
Reflexionssignale erkennen zu lassen.
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In der Reflexionsseismik werden von einer seismischen Quelle an der Erdoberfläche abgestrahlte,
seismische Wellen an Diskontinuitäten im Untergrund, d.h. an Flächen, wo Änderungen der seismischen Impedanz auftreten, reflektiert. Unter der
seismischen Impedanz I versteht man das Produkt
aus der Dichte ! des betreffenden Materials und der
Geschwindigkeit v einer sich darin ausbreitenden
seismischen Welle:
I=!v
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Reflexionsseismische Messungen werden meist
digital auf Magnetbändern gestapelt und ihre Auswertung erfordert die Bearbeitung immenser Datenmengen in folgenden Routineschritten:
1. Editieren (Kontrolle der Felddaten)
2. Demultiplexen (Zeilenordnung > Spaltenordnung)
3. Amplitudenkorrektur (Gemeinsames Niveau)
4. Statische Korrektur (Topographie, Deckschichten)
Die reflektierten Wellen werden beim Wiederauftreffen auf die Erdoberfläche, entlang einer Profillinie,
von Geophonen registriert (Bild 20 oben). Aus den
empfangenen Signalen werden mittels graphischer
Auswerteverfahren oder DV-Programme Laufzeiten
abgeleitet.
5. CDP-Sortierung (Bezug zum gemeinsamen
Zentrum)
Für die Angabe von Tiefen der Reflexionshorizonte
müssen die seismischen Geschwindigkeiten der
8. Bandpassfilterung (Eliminierung von Störsignalen)
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6. Stapeln (Addition von Einzelseismogrammen)
7. Dekonvolution (Ausschaltung von Mehrfachreflexionen)
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Information
Bild 20: Schema der Reflexionsseismik
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Information
terlage eines Tales mit einer modernen ReflexionsApparatur wiedergegeben. Diese Struktur wurde mit
der Methode „constant offset“ erkundet. Hierbei wird
zunächst durch reflexionsseismische Testmessungen der Schußpunkt-Geophonabstand ermittelt, bei
dem die klarsten Reflexionseinsätze auftreten. Dabei
werden die seismischen Geschwindigkeiten der
Schichten ermittelt, welche für die Tiefenbestimmung der Reflektoren erforderlich sind. Abschließend werden die Messungen mit dem ermittelten,
meist sehr kleinen Geophonabstand wiederholt.
Bei der Einplanung der Reflexionsseismik muß beachtet werden, daß sie die kostspieligste Methode
der angewandten Geophysik ist. Nicht nur die beschriebenen Auswertungs- und Interpretationsarbeiten kosten viel Geld, auch die Geländemessungen sind sehr aufwendig und kostenintensiv!
Außerdem ist zu beachten, daß die Reflexionsseismik meist erst in Tiefen > 50 m gute Resultate liefert.
Tabelle 10: Seismische Geschwindigkeiten
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Hieran schließt sich die Interpretation der ausgewerteten Daten an. Dabei sind für die digitale Bearbeitung der sehr großen Datenmengen entsprechend dimensionierte und schnell arbeitende
Computer erforderlich. Das Ziel ist, aus einer großen
Anzahl von anscheinend ungeordneten Schwingungen diejenigen herauszuarbeiten, die Reflexionen
an Schichtflächen darstellen. Aus der Vielzahl der
möglichen Verfahren soll nur die Migration, die in
der Berechnung eines theoretischen seismischen
Wellenfeldes zur Zeit der Anregung besteht, erwähnt werden.
Gesteine
300 – 800
Löß, Lehm
250 – 600
Sand, trocken
200 – 400
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Böden, Humusdecke
Sand im Grundwasser
Kies trocken
Kies im Grundwasser
Torf
1000 – 1300
800 – 1200
1000 – 1300
200 – 600
2500 – 5000
Sandstein
2300 – 4000
Bild 21: Reflexionsseismisches Bild eines grundwasserführenden Tales
Kalkstein, Dolomit
4100 – > 6000
Tonschiefer
3900 – 5000
Dennoch sollte auf dieses Verfahren nicht verzichtet
werden, da nur die Reflexionsseismik den Schichtaufbau im tieferen Untergrund, auch bei dünnen
Schichtpaketen, erfassen kann. Hinzu kommt, daß
seit wenigen Jahren seismische Apparaturen gebaut
werden, die auch imstande sind verläßliche Informationen aus Tiefen < 50 m zu liefern. Aus der Tabelle
10 geht hervor, daß die Unterschiede der seismischen Geschwindigkeiten der Gesteine, welche
die Grundwasserspeicherung beeinflussen können
ausreichen, um durch Reflexionsseismik geohydrologisch aktive Strukturen zu erkunden. Im Bild 21
wird eine seismische Erkundung der Festgesteinsun-
Schiefer, Grauwacke
3000 – 6000
Gips
5000 – 5500
Steinsalz
4400 –
Basalt
5100 – 5600
Diabas
5800 – 6800
Granit
4000 – 5700
Gneis
3000 – 6000
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Mergel, Tonstein
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m/s
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Die Reflexionsseismik sollte insbesondere dann zur
Klärung hydraulisch aktiver Strukturen angewendet
werden, wenn die Geoelektrik keine Antwort geben
Information
Kostenrelationen
Bild 22 verdeutlicht das Kostenverhältnis zwischen
geophysikalischen Meßmethoden und Bohrungen.
Die Darstellung basiert auf dem Vergleich der
Kosten für eine Bohrstrecke mit jenem für eine
gleichlange geophysikalische Meßstrecke an der
Erdoberfläche. Dieser Vergleich soll nur eine allgemeine Entscheidungshilfe sein.
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Die unterschiedlichen seismischen Geschwindigkeiten der Gesteine in Tabelle 10 geben eine weiteren Hinweis auf die Anwendungsmöglichkeiten der
seimischen Verfahren, die nur dort Refraktoren oder
Reflektoren finden, wo ein Geschwindigkeitssprung
bzw. ein Dichtesprung an einer Schichtgrenze auftritt.
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kann. Dies ist z.B. der Fall wenn eine geringmächtige Tonschicht oder -Linse mit geringem elektrischen Widerstand und höherer seismischer Geschwindigkeit in höherohmige Sande mit niedrigerer
seismischer Geschwindigkeit eingebettet ist. Meist
stellen die Oberflächen solcher Grundwassergeringleiter gute Reflektoren dar.
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Wichtig ist der Grundsatz: Es gilt nicht Bohrungen
oder Geophysik einzusetzen, sondern Bohrungen
und Geophysik kostensparend zu kombinieren.
Während jede Bohrung nur eine Gesteinssäule erkundet, kann die Geophysik den Raum zwischen
den Bohrungen, wenngleich nicht mit derselben
Präzision, durchleuchten. Es lassen sich auf diese
Weise zahlreiche Bohrungen und damit Kosten
einsparen.
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Ein Vergleich der Geophysik-Kosten mit den Auf-
Bild 22: Kostenverhältnisse geophysikalischer Methoden und Bohrungen
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Information
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