Skript (komplett) - Schweizerischer Erdbebendienst - ETH Zürich

Allgemeine InformationenHammerschlagseismikSeismik (Bodenunruhe)GeoelektrikGravimetrieMagnetikGeothermikAppendix

Institut für GeophysikSonneggstrasse 58092 ZürichSchweizTelefon : 044-633 26 06Telefax : 044-633 10 65G E O P H Y S I K A L I S C H E SF E L D P R A K T I K U M 2 0 1 3Einführung in die Grundlagen der Seismik, Geoelektrik,Gravimetrie, Magnetik und Geothermik.(651-3581-00P)Erster Kurs: 17. - 20. Juni 2013Zweiter Kurs: 24. - 27. Juni 2013Birrfeld AGHausen AGObfelden bei Affoltern ZHETH Hönggerberg ZHLeitung:Dr. Urs Kradolfer3

Allgemeine Informationen________________________________Das geophysikalische Feldpraktikum wird auch dieses Jahr doppelt durchgeführt:– Erster Kurs: 17. - 20. Juni 2013– Zweiter Kurs: 24. - 27. Juni 20131. LeitungsteamGesamtleitung: Dr. Urs Kradolfer (Urs.Kradolfer@seismo.ifg.ethz.ch)a) HammerschlagseismikLeitung: Dr. Stephan Husen (s.husen@sed.ethz.ch)b) Seismik: (Bodenunruhe)Leitung: Dr. Valerio Poggi (v.poggi@sed.ethz.ch)c) GeothermikLeitung: Dr. Toni Kraft (t.kraft@sed.ethz.ch)d) Geoelektrik (Widerstandsgeoelektrik)Leitung: Dr. Aurélie Guilhem (aurelie.guilhem@sed.ethz.ch)e) Gravimetrie:Leitung: Dr. Gregor Golabek (gregor.golabek@erdw.ethz.ch)f) GeomagnetikLeitung: Dr. Andreas Gehring (gehring@mag.ig.erdw.ethz.ch)4

2. Bekleidung, Material, Ungfallgefahr, TestaterteilungBekleidung:Verpflegung:Material:Feldtüchtig !! Ein zweites Paar Schuhe mitbringenDas Mittagessen kann jeweils in der Mensa der ETH eingenommenwerden.Es sind von jedem Teilnehmer für die Feldarbeiten mitzubringen:- Skript (wird am ersten Tag abgegeben)- Feldbuch- Massstab- Taschenrechner mit geladenem Akku- Schuhe für die Arbeiten im Gelände- Unbedingt ein zweites Paar leichte Schuhe für die Auswertungenim Arbeitszimmer mitbringen!Wichtig:Testaterteilung:Wegen Unfallgefahr und im Interesse einer sachgemässenBehandlung der teuren Apparaturen haben die Teilnehmer denAnordnungen der Übungsleiter strikt Folge zu leisten.Das Schlusstestat für das Geophysikalische Feldpraktikum wird beivollständigem Besuch des Praktikums und nach Ablieferung desnach den Richtlinien abgefassten schriftlichen Berichts darübererteilt. Studierenden der ETH wird das Testat elektronisch vergeben.3. SkriptAm ersten Tag der Kurswoche wird bei der Einführungsveranstaltung ein Skript gegeneine Gebühr von Fr. 20.- abgegeben. In dieser Gebühr sind auch die Transportkosten zuden Experimenten inbegriffen.5

Gemietete Busse müssen am Abend des letzten Miettages wieder in der ETH-Parkgarage (HG) abgegeben werden. Vor der Rückgabe muss der Treibstofftankaufgefüllt werden. Zu diesem Zweck ist vorgängig mit André Blanchard Kontaktaufzunehmen, um eine Tankkarte zu erhalten. Diese ist nach der Rückgabe desFahrzeuges sofort an André Blanchard zu retournieren. In dringenden Fällen kann ertelephonisch erreicht werden: Bei Anrufen auf seine Nummer (044 633 2603) muss manmindestens zehn Mal klingeln lassen, damit der Sucher aktiviert wird. Im Notfall kann erüber sein Handy erreicht werden: 079 828 02 54.Nach dem Abschliessen des Fahrzeuges kann der Schlüssel neben der Schlüsselbox ineinen Kasten mit einer Klappe geworfen werden.Achtung: Es ist in der Vergangenheit mehrmals zu Schäden bei den Fahrzeugengekommen, speziell bei der Aus- oder Einfahrt in die Tiefgarage, denn die Busse sindrelativ gross und breit. Bitte fahrt in der Parkgarage langsam und vorsichtig; lasst Euchbeim Einparken allenfalls von jemandem ausserhalb des Busses einweisen.5.6 MittagessenMittagspause ist jeweils von 12:30 bis 13:30 Uhr. Sowohl auf dem Hönggerberg wie auchim Zentrum hat es eine Mensa, wo gegen Vorweisung der Legi vergünstigte Mahlzeiteneingenommen werden können.9

Freitag21.6.2013V Na: Hammerschlagseismik b: Bodenunruhe c: Geothermik d: Geoloektrik e: Gravimetrie f: Geomagnetikc&d: Versuche c und d kombiniert: Feldarbeiten vormittags, Auswertungen nachmittagsGruppeneinteilung Feldpraktikum Geophysik 2013 (Woche 1)Montag17.6.2013Dienstag18.6.2013Mittwoch19.6.2013Donnerstag20.6.2013Gruppe 1Gruppe 2Gruppe 3Gruppe 4Gruppe 5Gruppe 6V N V N V N V NEin-füh-rungNO C60aHIT J52bHIT J53eML H44fNO D11c&dNO E11bHIT J53aHIT J52fNO D11eML H44eHG D3.3fHG D5.1aHIT J52bHIT J53c&dNO E11fHG D5.1eHG D3.3bHIT J53aHIT J52eHG D3.3fHG D5.1aHIT J52bHIT J53c&dNO E11fHG D5.1eHG D3.3bHIT J53aHIT J52Legende:V: Vormittag (ab 8:30 Uhr) N: Nachmittag (ab 13:30 Uhr, am Montag 14:00 Uhr)Die Gruppenleiter überprüfen jeweils die Anwesenheit.

Freitag28.6.2013a: Hammerschlagseismik b: Bodenunruhe c: Geothermik d: Geoloektrik e: Gravimetrie f: Geomagnetikc&d: Versuche c und d kombiniert: Feldarbeiten vormittags, Auswertungen nachmittags2Gruppeneinteilung Feldpraktikum Geophysik 2013 (Woche 2)Montag24.6.2013Dienstag25.6.2013Mittwoch26.6.2013Donnerstag27.6.2013Gruppe 1Gruppe 2Gruppe 3Gruppe 4V N V N V N V N V NEin-füh-rungML F36aHIT J52bHCI J6c&dNO E11bHCI J6aHIT J52eNO C60fNO D11c&dNO E11fNO D11eNO C60eNO E11fNO D11aHIT J52bHIT H51fNO D11eNO E11bHIT H51aHIT J52Legende:V: Vormittag (ab 8:30 Uhr) N: Nachmittag (ab 13:30 Uhr, am Montag 14:00 Uhr)Die Gruppenleiter überprüfen jeweils die Anwesenheit.

Woche 1: 17.6. - 20.6.2013ID Vorname Nachname Uni E-Mail Gruppe1 Josephine Reichlin ETH Zürich jreichli@student.ethz.ch 12 Philip Reger ETH Zürich regerp@student.ethz.ch 13 Felix Marxer ETH Zürich fmarxer@student.ethz.ch 14 Laura Arnold ETH Zürich laarnold@student.ethz.ch 15 Michael Weiss ETH Zürich weissmi@student.ethz.ch 16 Tanja Schmid ETH Zürich taschmid@student.ethz.ch 17 Seraina Klaus ETH Zürich sklaus@student.ethz.ch 18 Stephanie Schnydrig ETH Zürich schny_steph@bluewin.ch 29 Anea Schmidlin ETH Zürich aneas@student.ethz.ch 210 Géraldine Zenhäusern ETH Zürich geraldine@zenhausern.net 211 Nathan Dutler ETH Zürich ndutler@student.ethz.ch 212 Janine Aebischer ETH Zürich aejanine@student.ethz.ch 213 Andrea Winter ETH Zürich winteran@student.ethz.ch 214 Delia Wolf ETH Zürich dewolf@student.ethz.ch 215 Enrico Zweifel ETH Zürich ezweifel@student.ethz.ch 316 Marc Hottarek ETH Zürich hotmarc@student.ethz.ch 317 Adrian Ammon ETH Zürich adi_ammon@bluewin.ch 318 Nicola Krake ETH Zürich nkrake@student.ethz.ch 319 Tanja Schenker ETH Zürich fanytanja_91@hotmail.com 320 Tobias Nicollier ETH Zürich tobiasni@student.ethz.ch 321 Susanne Togni - Müller ETH Zürich susanne.togni@mac.com 422 Jerome Hoerler ETH Zürich jerome.hoerler@bluewin.ch 423 Fabian Ammann ETH Zürich ammanfab@student.ethz.ch 424 Simone Zaugg ETH Zürich szaugg@student.ethz.ch 425 Lorena Fischer ETH Zürich lofische@student.ethz.ch 426 Marco Loretz ETH Zürich mloretz@student.ethz.ch 427 Tobias Schwestermann ETH Zürich tobisch91@bluewin.ch 528 Nathan Metthez ETH Zürich namet@bluewin.ch 529 Rebecca Keusch ETH Zürich rekeusch@student.ethz.ch 530 Catharina Dieleman ETH Zürich cdielema@student.ethz.ch 531 Tom Maessen ETH Zürich maessent@student.ethz.ch 532 Rico Näf ETH Zürich rnaef@student.ethz.ch 533 Claudia Deuber ETH Zürich claudia.deuber@gmx.ch 634 Miriam Grossenbacher ETH Zürich miriamg@student.ethz.ch 635 Katja Rutz ETH Zürich krutz@student.ethz.ch 636 Elena Leisibach ETH Zürich elenal@student.ethz.ch 637 Giuliano Calendo ETH Zürich calendog@student.ethz.ch 638 Benjamin Hansmann ETH Zürich bhansman@student.ethz.ch 639 Cyrill Bösch ETH Zürich cyboesch@student.ethz.ch 6

Woche 2: 24.6. - 27.6.2013ID Vorname Nachname Uni E-Mail Gruppe1 Efraim Hall Andere efraim.hall@students.unibe.ch 12 Eva Alexandra Bischof Andere eva.bischof@students.unibe.ch 13 Gabriel Glaus Andere gabriel_glaus@students.unibe.ch 14 Thomas Zengaffinen ETH Zürich t1990@gmx.ch 15 Rafaela Bernet ETH Zürich bernetr@student.ethz.ch 16 silvan bergamin Andere silvan.bergamin@students.unibe.ch 27 Debora Buess Andere debora.buess@yahoo.com 28 Fabian André Frischknecht ETH Zürich frifabia@student.ethz.ch 29 Samuel Weber Andere saemiweber@students.unibe.ch 210 Karin Scherz Andere karin_scherz@students.unibe.ch 311 Nicolas Vilela Andere vilela.nicolas@gmx.ch 312 Silja Erne Andere siljaerne@hotmail.com 313 Yolanda Langenegger Andere yolanda.langenegger@gmx.ch 314 Alexandra Kälin ETH Zürich alexandra.kaelin93@gmail.com 415 Philippe Küng ETH Zürich pkueng@student.ethz.ch 416 raeto raselli Andere raeto.raselli@students.unibe.ch 417 Irena Burek Andere irena.burek@students.unibe.ch 4

Programmablauf des FeldkursesSeismik (Explorationsseismik)Seismik (Bodenunruhe)GeoelektrikGravimetrieMagnetikGeothermikAppendix

SEISMIK (EXPLORATIONSSEISMIK)Inhaltsverzeichnis:1 Allgemeine Einführung.......................................................................................................................... 21.1 Grundzüge................................................................................................................................... 21.2 Anwendung und Gegenüberstellung seismischer Verfahren...................................................... 32 Theorie................................................................................................................................................... 52.1 Die Fortpflanzung der seismischen Wellen ................................................................................ 52.2 Wellenfronten, Wellenstrahlen ................................................................................................... 62.3 Refraktion und Reflexion............................................................................................................ 73 Akquistion und Auswertung seismischer Daten.................................................................................... 93.1 Refraktionsseismik (Ersteinsatzseismik) .................................................................................... 93.2 Reflexionsseismik..................................................................................................................... 104 Technische Beschreibung .................................................................................................................... 154.1 Die Geophone ........................................................................................................................... 154.2 Auslösen der Sprengung, Übertragen des Sprengmoments...................................................... 165 Praktikum Refraktionsseismik............................................................................................................. 175.1 Auswertung des geneigten n - Schichtenfalls ........................................................................... 175.2 Auswertung bei ebenem n - Schichtenfall ................................................................................ 185.3 Aufgaben................................................................................................................................... 196 Literatur ............................................................................................................................................... 20Anhang.................................................................................................................................................... 21Anhang I: Frontgeschwindigkeiten in verschiedenen Gesteinsarten.............................................. 21( Longitudinalwellen ) .................................................................................................................... 21Anhang II: Eigenschaften Refraktion + Reflexion ........................................................................ 22

21 Allgemeine Einführung1.1 GrundzügeDie seismische Erkundung stützt sich auf die physikalischen Gesetze, denen die Fortpflanzungelastischer Wellen im Erdinnern unterliegt. Elastische Wellen oder Schallwellen werden auf oder naheder Erdoberfläche auf verschiedene Arten erzeugt.In der Landseismik kommen Sprengladungen zur Anwendung, die in verdämmten Bohrlöcherngezündet werden. Wo dies aus technischen Gründen (Gebäude-beschädigungen etc.) oder desUmweltschutzes (Grundwasser, Flurschäden, Lärmemmissionen) nicht zulässig ist, bedient man sich,vor allem in der Reflexionsseismik, anderer Methoden zur Anregung seismischer Signale. Dieverbreitetsten davon sind1 VIBROSEIS ® (Anregung durch gesteuerte Vibrationen) undImpaktanregungen entweder durch Fallgewichte oder durch oder durch das Aufschlagen einesStempels (hydraulischer oder pneumatischer Hammer) oder eines Projektils auf der Erdoberfläche.Die marine Reflexionsseismik kennt vor allem die Anwedung von Airguns.Wegen der geringeren Anzahl Schüsse und der durch die grossen Schuss-Empfängerabständebenötigten grossen Energie, werden in der Seerefraktionsseismik für ErdkrustenuntersuchungenSprengladungen von einigen 100 kg gezündet.Die Fortpflanzungsgeschwindigkeit seismischer Wellen ist eine Materialkonstante und ist fürverschiedene Gesteinstypen recht unterschiedlich (siehe Anhang I). Das Produkt derFortpflanzungsgeschwindigkeit und der Gesteinsdichte bezeichnet man als Schallhärte oder akustischeImpedanz. Der Kontrast der Schallhärte an einer Schichtgrenze bestimmt wieviel der auftreffendenseismischen Energie durch Reflexion und Refraktion wieder an der Erdoberfläche registriert werdenkann.Diese Aufzeichnung oder Seismogramme geben bei der Landseismik die Geschwindigkeit derBodenbewegung, bei der Seeseismik die Druckänderungen an den ausgewählten Punkten (z.B. entlangeines Profils) wieder.Die Auswertung der Seismogramme hat zum Ziel,− reflektierende odere refrakierende Schichtgrenzen geologisch zu identifizieren;− deren räumliche Lage und geometrische Form festzulegen,− elastische Eigenschaften gewisser Formationen untersuchen, um Hinweise auf dieZusammensetzung und Porosität des Gesteins zu erhalten.1 ® Markenzeichen der Continental Oil Companie

3Die Festlegung eines seismischen Programms, ob z.B. Refraktionsseismik oder/und Reflexionsseismikangewendet wird, sowie die Wahl der Aufnahmeparameter müssen umsichtig auf die zu lösendeAufgabe abgestimmt werden (siehe Anhang II).Jedem Signalanteil auf einem Seismogramm sind zwei Grössen zugeordnet:− Durch die Lage des Empfängers (Geophon oder Hydrophon) ist derräumliche Abstand zum Schusspunkt, und− durch die Messung der Zeit zwischen der Schussauslösung und dem Eintreffen desSignalanteils ist die Laufzeit gegeben.Die Schuss/Empfängerentfernung, die Laufzeit bestimmter Signalanteile und deren Form, die durch dieAmplituden, den Frequenzinhalt und das Phasenverhalten definiert ist, sind die Rohdaten für dieSeismogrammauswertung.Die wichtigste und aufwendigste Arbeit, die jeder erfolgreichen Seismogramm-auswertung zugrundeliegt, besteht in der möglichst genauen Bestimmung der seismischen Ausbreitungsgeschwindigkeitenin den Formationen des zu untersuchenden Untergrundes.1.2 Anwendung und Gegenüberstellung seismischer VerfahrenDer apparative und personelle Aufwand, vor allem der reflexionsseismischen Methoden, ist imVergleich zu anderen geophysikalischen Prospektionsverfahren um ein Mehrfaches höher.Entsprechend grösser ist aber auch das Auflösungsvermögen und die Genauigkeit der Resultate. Sowerden in der Erdölexploration über 95% der Prospektionskosten allein für seismische Verfahrenausgegeben.Im Anhang I sind die Frontgeschwindigkeiten von verschiedenen Gesteinstypen aufgelistet. Die imAnhang II nachgestellte Zusammenstellung soll die wesentlichsten Unterschiede zwischen derRefraktions- und Reflexionsseismik in Bezug auf Anwendung, Aufwand und Methodik einandergegenüberstellen:Im Feldkurs beschäftigen wir uns, aus praktischen Erwägungen, nur mit refraktionsseismischenMethoden, welche mit bescheidenen Datenmengen aufwarteten und von Hand bewältigt werdenkönnen. Die Auswerteverfahren der Reflexionsseismik laufen nur computergestützt und sprengen denRahmen des Feldkurses. Nichts desto weniger hat die Reflexionsseismik einen bedeutendenStellenwert, z.B. im Bereich der Erdölprospektion. Aus diesem Grund werden beide Verfahrenkursorisch vorgestellt.

41.3 Schematische Darstellung der Strahlengeometrie und der Laufzeitkurven für reflektierte undrefraktierte WellenAbbildung 1 Beziehung zwischen Reflektions- und Refraktions- Strahlenpfaden und deren LaufzeitkurvenS : Laufzeitkurve der refraktierten Welle entlang der Schichtgrenze v 1 /v 2E : Laufzeitkurve (Hyperbel) der reflektierten Welle von der Schichtgrenze v 1 /v 2F : Laufzeitkurve der direkten Welle in der Schicht v 1t o : Lotzeit der Schichtgrenze v 1 /v 2t 1 : Interceptzeit der Laufzeitkurve Sx’ : kritischer Schuss/Geophonabstand, erstmaliger Einsatz (Punkt D) der refraktiertenWelle (Laufzeitkurve S)θ : kritischer Winkelx c : Schuss/Geophonentfernung bei der die direkte Welle F von der refraktierten WelleS eingeholt wird (Punkt W)(siehe auch Abbildung 5)

52 Theorie2.1 Die Fortpflanzung der seismischen WellenDie Ausbreitung seismischer Wellen in einem Körper hängt von dessen elastischen Eigenschaften ab.Neben Raumwellen (Kompressions- oder P-Wellen und Scher-, oder S-Wellen) können auchWellentypen auftreten, die sich nur entlang der Erdoberfläche fortpflanzen (Oberflächenwellen). DerFrequenzbereich der Raumwellen liegt bei feldseismischen (Erdölprospektion) Anwendungenzwischen 10 und 50 Hz und unter 20 Hz für krustenseismische Erkundung der Erdbebenseismik. Fürdie Oberflächenwellen liegt der Frequenzbereich i.a. unter 15 Hz.Als Nutzsignal kommt in der Prospektionsseismik meistens nur die Kompressionswelle in Frage. Eswird aber in zunehmendem Masse auch mit Scherwellen gearbeitet. Diese werden durch horizontalgerichtete Impulse angeregt und durch Geophone erfasst, die nur auf horizontale Bodenbewegungenansprechen.Die Fortpflanzungsgeschwindigkeit der Kompressionswellen hängt von den Lamé’schen Konstanten λund µ sowie von der Gesteinsdichte ρ ab:λ + 2µvp=[m/s]ρDie Geschwindigkeit der Scherwellen ist gegeben durchµvs= [m/s]ρFür den ideal elastischen Körper (λ=µ) gilt:vvps=3Tabelle 1 (Anhang I) gibt Auskunft über die Variationsbreite der Geschwindigkeiten derKompressionswellen in den verschiedenen Gesteinstypen. Die Geschwindigkeiten können im Labor anGesteinsproben, aus akustischen Bohrlochmessungen sowie aus Reflexions- undRefraktionsmessungen bestimmt werden.

62.2 Wellenfronten, WellenstrahlenDie vom Sprengpunkt ausgehende Störung erfasst immer grössere Teile des elastischen Mediums. DieWellenfront ist diejeneige Fläche, welche das ungestörte vom ungestörten Gebiet trennt. Sie hat ihrenUrsprung im Explosionszentrum und breitet sich mit der Geschwindigkeit c r (normal zur Fläche) überden ganzen Körper aus.Abbildung 2 Die Front zur Zeit t 2 (F [t 2 ] ) kann aus F t 1 gefunden werden, indem jeder Punkt von F [t 1 ] als Herd einer zurZeit t 1 einsetzenden Störung betrachtet wird. Zur Zeit t 2 bildet die Gesamtheit der Wellenfronten eine Flächenschar, derenUmhüllende F [t 2 ] ist. Dabei ist zu beachten, dass i.a. die Frontengeschwindigkeit ortsabhängig (in homogenen Medien) undrichtungsabhängig (in anisotropen Medien) sein kann (Konstruktion von Huygens).Jedem Punkt von F [t 1 ] ist ein Punkt von F [t 2 ] zugeordnet. Die Bahn, auf der sich ein Punkt derWellenfront im Laufe der Zeit bewegt, ist ein Wellenstrahl, und die Geschwindigkeit, mit der sich derPunkt fortbewegt, ist die Strahlgeschwindigkeit v r .In isotropen Körpern steht v r senkrecht auf den Frontflächen, und v r und c r sind identisch imGegensatz zu den Verhältnissen in anisotropen Körpern. In der Laufzeitseismik kann man dieuntersuchten Körper praktisch immer als isotrop betrachten.Die einzelnen Bestandteile der Gesteine (Kristalle) sind zwar anisotrop, das unregelmässige Gefüge,welches das Gestein bildet, ist jedoch in sehr guter Näherung isotrop. Nur wenige Gesteine (Schiefer)zeigen auch im Grossen eine ausgeprägte Anisotropie..

7Abbildung 3 Die Schnittgeschwindigkeit v p einer Wellenfront mit einer Fläche, z.B. der Erdoberfläche, hängt vomEinfallswinkel ε der Front zur Fläche abvpEs gilt:v=sinεundv p≥ vfür ε → 0 v → ∞!In diesem Fall trifft die Wellenfront überall gleichzeitig an der Grenzfläche auf.p2.3 Refraktion und ReflexionIn der angewandten Seismik ist es sehr zweckmässig, sich das Erdinnere aus isotropen, stückweisehomogenen Körpern, die durch Unstetigkeitsflächen voneinander getrennt sind, aufgebaut zu denken.Geometrische Betrachtungen werden häufig anhand der Wellenstrahlen durchgeführt.Fällt eine Longitudinalwelle auf eine Grenzfläche G, die zwei Körper mit den Schallgeschwindigkeitenv 1 und v 2 (für Longitudinalwellen) bzw. v s1 und vs 2 (für Transversalwellen) voneinander trennt, sospaltet sich die einfallende Welle in vier Teilwellen auf, nämlich zwei reflektierte (eine longitudinale,eine transversale) und zwei refraktierte (ebenfalls je eine longitudinale und transversale). Dies ergibtsich aus der Forderung nach Stetigkeit der Spannungen und Verrückungen an der Unstetigkeitsfläche.

8Abbildung 4 Abbildung zum Brechungs- und Reflexionsgesetz nach SnelliusBerechnungs- und Reflexionsgesetz lauten:vsin1v1v1= = sv2v=s 2α sinα1sinαs1sinα =2sinαs2α = α 1Fällt eine Longitudinalwelle mit der Amplitude A E senkrecht auf eine Unstetigkeitsfläche, so entstehtje eine durchgehende und eine reflektierte Longitudinalwelle, deren AmplitudenAA=DA E=RA E2⋅1+ κ1−κ⋅1+κbetragen. κ ist das Verhältniss der Schallhärten der beiden Körper,ρ2ν2κ =ρ ν11wobei ρ 2 und ρ 1 die Dichten bezeichnen.

93 Akquistion und Auswertung seismischer Daten3.1 Refraktionsseismik (Ersteinsatzseismik)In der Refraktionsseismik misst man die Laufzeit der zuerst bei den Messpunkten ankommendenWellen längs eines Profils auf der Erdoberfläche. Ein in jedem Messpunkt aufgestellten Geophonerzeugt eine elektrische Wechselspannung, welche der Geschwindigkeit der Bodenbewegungproportional ist. 24 oder mehr Geophone, die über eine vorgegebene Distanz verteilt sind, werdendurch Kabel an das Aufnahmegerät angeschlossen. Die Länge der Auslage ist ein Mehrfaches der zuuntersuchenden Tiefe. Nach der geeigneten Verstärkung und einer eventuellen Filterung zurUnterdrückung unerwünschter Frequenzen werden die Signalspannungen der 24 “Kanäle” zusammenmit einer Zeitmarkierung analog oder digital aufgezeichnet. Bei zeitgemässen Apparaturen werden dieankommenden Signale in der Registrierapparatur digitalisiert und in einem Standardformat aufFestplatte abgespeichert. Sie sind damit sofort für eine Verarbeitung auf dem Computer verfügbar. Einseismischer Kanal besteht aus: Geophongruppe + Verstärker (mit Filter etc.) +. Der Sprengmomentwird ebenfalls registriert, bzw, ist durch den Beginn der Registrierung gegeben (Triggerung).Das Prinzip der Refraktionsseismik wird am einfachsten Beispiel, dem horizontalen Zweischichtenfall,erläutert.Abbildung 5 Laufzeitdiagramm und StrahlengangDer Untergrund besteht aus zwei homogenen, durch eine horizontale Trennfläche in der Tiefe d 1getrennten Körpern mit den Geschwindigkeiten v 1 und v 2 , wobei v 1 < v 2 .Zur Zeit t = 0 wird im Nullpunkt der Auslage eine Explosion ausgelöst und die Ankunft der direktenund gebrochenen Wellen längs eines Profils in x-Richtung beobachtet.Für die Auswertung werden die Einsätze der Wellen auf dem Registrierfilm bestimmt und dieLaufzeiten gegen die Geophon-Distanz aufgetragen (Laufzeitdiagramm).

10Im Laufzeitdiagramm erscheint die direkte Welle als Gerade durch den Nullpunkt mit der Neigung 1/v 1.Der Strahl, welcher die Grenzfläche unter dem Grenzwinkel α der Totalreflexion(sinα = v 1 /v 2 ) trifft, läuft unter der Trennfläche mit der Geschwindigkeit v 2 fort (Kopfwelle) und strahltdabei ständig Energie unter dem Winkel α nach oben ab.Diese Strahlen ergeben im Laufzeitdiagrammeine weitere Gerade mit der Neigung 1/v 2 und dem Zeitachsenabschnitt T1 = 2d1⋅ cosα/ v1, welcheaber erst bei xr= 2d1⋅ tgαbeginnt und vom Knickpunkt x K an vor der direkten Welle eintrifft. Ausder Neigung der beiden Geraden im Laufzeitdiagramm sowie aus dem Zeitachsenabschnitt der zweitenGeraden können somit die Geschwindigkeiten aus den beiden Schichten und die Tiefe der Trennflächebestimmt werden.Der geneigte Zweischichtenfall kann analog behandelt werden, wobei aber zur Bestimmung derNeigung der Trennfläche die Aufnahme von zwei Laufzeitkurven mit Schusspunkten an den beidenEnden des Profils notwendig ist (Schuss und Gegenschuss).Für den ebenen Mehrschichtenfall (“eben” bedeutet, dass alle Schichten gleiche Streichrichtung habenund dass man in einer Ebene senkrecht zur Streichrichtung arbeitet) mit beliebig vielen Schichten sinddie Auswerteformeln beigelegt.Inhomogener Untergrund: Refraktionsseismik kann auch über inhomogenem Untergrund mit stetigvariierender Geschwindigkeit v betrieben werden. Der Auswertung gut zugänglich ist der Fall deseinachsig inhomogenen Körpers, in dem v nur eine Funktion der Tiefe ist, v = v (z). DieWellenstrahlen beschreiben dann ebene, gekrümmte Bahnen. Für die Berechnung und Auswertung derLaufzeitkurven siehe GRANT and WEST (1965), s. 138 ff..3.2 ReflexionsseismikDie Zielsetzung der Reflexionsseismik besteht im Verfolgen von Unstetigkeitsflächen der Schallhärtev ⋅ ρ (= Schichtgrenzen) im Untergrund. Dies wird erreicht durch eine möglichst dichte Abfolge vonPunkten auf der Unstetigkeitsfläche, die die erzeugten Impulse zurück an die Erdoberflächereflektieren. Ein solcher Punkt wird dabei von mehreren Schuss- Empfängerkonfigurationen anvisiert.Die Signale von einem gemeinsamen Punkt (“common depth point”, CDP ) werden dann aufsummiert(“horizontal stacking”). Die dadurch erhaltene enorme Verbesserung des Nutz-/Störsignalverhältnisseshat der Reflexionsseismik zum eigentlichen Durchbruch verholfen.Je nach der Aufgabenstellung und logistischen Gegebenheiten gestalten sich die Feldarbeiten undDatenerfassung unterschiedlich. Die Länge der Geophonauslage ist ein Bruchteil der Sondiertiefe. Diegebräuchlichste Art der Anordnung der Geophonauslage erfolgt symmetrisch um den Sprengpunkt(“split spread”). Anordnungen wie “in-line offset spread” und “end-on spread” werden auch häufigangewendet.

11Abbildung 6 Beispiele einiger ReflexionsprofilauslagenAn einer Empfängerstation werden in der Regel mehrere Geophone in einem bestimmten Muster(“pattern array”) ausgelegt. Damit erreicht man eine Antennenwirkung, die unerwünschte Signalteile,wie die Bodenunruhe, unterdrückt. Die reflektierten Wellen treffen nämlich immer steil von unter aufdie Erdoberfläche, erreichen also praktisch gleichzeitig eine grössere Fläche, während dieBodenunruhe, auf derselben Fläche betrachtet, mehr oder weniger zufälligen Charakter hat. DieOberflächenwellen, die eine shr grosse Amplitude erreichen können, werden durch die Verwendungspezieller Reflexionsgeophone, welche für die niedrige Frequenz der Oberflächenwellenunempfindlich sind, unschädlich gemacht. Entlang eines Messprofils werden in regelmässigenAbständen, die in der Regel höchstens das 4-fache der Empfängerabstände betragen, Schusspunkteeingesetzt. Dabei wird der active Teil der Geophonauslage kontinuierlich entlang dem Profilverlauffortgesetzt. Durch diese “roll-along” – Methode erreicht man eine Mehrfachüberdeckung desUntergrundes (“multiple subsurface coverage”).Der Umstand, dass reflektierte Wellen während einer Horchzeit von mehreren Sekunden aufgezeichnetwerden, bedingt eine besonders hochentwickelte elektronische Verstärkungs- und Registriertechnik,um die Reflexionseinsätze von bis zu mehreren hundert Kanälen (Geophonstationen) aufzuzeichnen.Wesentlich sind die Anwendung von Verstärkern mit einer automatischen, sehr rasch ansprechendenVerstärkungsregelung und elektrische Filter mit einstellbaren Grenzfrequenzen und Flankensteilheit.Die so analog verstärkten und gefilterten Signale werden in der Registrierapparatur digitalisiert, wobeii.a. die Abtastrate 1, 2 oder 4 m/s beträgt. Zusammen mit verschiedenen Hilfsdaten, wie Abriss undSchusszeit, digitalisierte Verstärkerkurve, erste und letzte active Empfängerstation in der Auslage,Profilbezeichnung, Projektnummer, Datum, etc., werden die gewonnenen Daten zu einem Datenblock(“seismic record”) zusammengefasst und auf Festplatte gespeichert. Die Daten werden schliesslich aufverschiedenen Speichermedien LTO/DAT-Tape/ CD archiviert.Der Weg zur Auswertung reflexionsseismischer Daten führt wegen der Datenmenge oft über dedizierteUnix Workstations und PC’s.

12Die Abfolge der einzelnen Verarbeitungsschritte (“seismic processing sequence”) kann vereinfachtetwa so aussehen:1. True Amplitude Recovery (TAR)Korrektur der Signalamplituden für Abschwächungen durch Absorption und sphärischeDivergenz (“spherical spreading”).2. Field Static CorrectionsFür jede Schuss- und Empfängerstation werden topographische Höhen-korrekturen undKorrekturen, die den verschiedenen Geschwindigkeits-verteilungen zwischen der Oberflächeund einem festgelegten Bezugsniveau Rechnung tragen, errechnet und auf die Reflexionszeitenangewendet.3. Common Depth Point (CDP-) GatherEs erfolgt eine Umsortierung der Daten, indem alle Seismogramme von verschiedenen Schuss-/Empfängerkonfigurationen, die sich aber auf gemeinsame Tiefenpunkte beziehen,zusammengefasst werden. Das Hauptziel der Datenverarbeitung ist eine spätereAufsummierung dieser Seismogramme unter Punkt 7.4. DekonvolutionEliminierung von multiplen Reflexionen und Erhöhung der vertikalen Auflösung (entlang derLaufzeitachse) durch eine zeitliche Raffung der einzelnen Reflexionssignaturen. Auf denRohseismogrammen sind die zu verschiedenen Zeiten eintreffenden Einsätze stark geprägtdurch die Signalform des erzeugten Eingangsimpulses. Dieser unterliegt mit zunehmenderLaufzeit Amplituden- und Phasenverzerrungen, welche durch die Absorptions- undDispersionseigenschaften des Gesteins hervorgerufen werden. Idealerweise sollte diesenVerzerrungen kontinuierlich Rechnung getragen werden. Durch die Ableitung eines derjeweiligen Impulsform inversen Operators wird eine Antwort der Erde auf den erzeugtenImpuls angestrebt, welche jeden Schallhärtekontrast (= Schichtgrenze) möglichst scharfwiedergibt.5. Velocity AnalysisBestimmung der mittleren Geschwindigkeit zwischen jedem Reflexionshorizontund der Erdoberfläche. Für einen gemeinsamen Tiefenpunkt aufeinem Reflektor liegen die Einsatzzeiten auf den unter Punkt 3 zusammengefasstenSeismogrammen für verschiedene Schuss-/ Empfängerabstände auf einer Hyperbel. EineAufsummierung der einem CDP zugeordneten Seismogramme kann aber nur dann erfolgen,wenn die Einsatzzeiten aller Reflektoren gleich sind, d.h. wenn die Hyperbeln ”begradigt”werden.6. Normal Moveout (NMO) CorrectionAnwendung einer für jeden Reflektor je nach Laufzeit und Schuss-/ Empfängerabstandunterschiedlichen Laufzeitkorrektur für die zu einem CDP gehörenden Seismogramme. DieseKorrektur wird allein durch die unter Punkt 5 ermittelten mittleren Geschwindigkeitenbestimmt.

13Abbildung 7 Wirkung der NMO-Korrektur7. Common Depth Point (CDP-) StackingStapelung aller zu einem gemeinsamen Tiefenpunkt gehörenden Seismogramme. Dadurch wirdeine Reduktion der Datenmenge um den Faktor der Untergrundsüberdeckung (”subsurfacecoverage” oder ”multiplicity”) reduziert.8. Migration (nach Bedarf)Die nach der Stapelung in Punkt 7 erhaltenen Seismogramme ergeben aneinandergereiht einZeitprofil, das, je nach Komplexität der Geologie, die Wirklichkeit mehr oder weniger getreuwiedergibt. Bei nicht horizontaler Schichtabfolge werden Tiefen und Neigungen verzerrtwiedergegeben, scharfe Änderungen in der Topographie eines Reflektors erzeugen auf einemZeitprofil Diffraktionshyperbeln. In Kenntnis der Geschwindigkeitsverteilung wird dasverzerrte Zeitprofil durch die Migration in ein unverzerrtes übergeführt (s.Abbildung). Manerreicht dadurch eine Verbesserung der lateralen Auflösung.9. Band-pass FilteringUnterdrückung unerwünschter Frequenzanteile in den Daten. Kosmetische Operation vor demAusdrucken des fertig verarbeiteten Profilschnittes (”final section”). Band-pass Filter werdenauch in früheren Stadien der Datenverarbeitung benutzt, um gewisse Reflexionszonen bessersichtbar zu machen.

14Abbildung 8 Beispiel eines Reflexionsprofils vor (a) und nach (b) der Migration der Daten nach Telford et al. 1976.Für die manuelle Auswertung ”einfach” vermessener Profile kommen folgendePrinzipen zur Anwendung:Der horizontale Zweischichtenfall: In der Figur zur Refraktionsseismik ist auch die Laufzeitkurve der2 2 2 2reflektierten Wellen eingezeichnet. t = 2dv ist die Lotzeit. Die Laufzeitkurve t = ( 4d+ x ) / vstellt eine Hyperbel dar mitdie Hyperbel.t = x / v 10 1/1als Asymptote. Die Gerade der refraktierten Wellen tangiert in x RTrägt man die quadrierten Laufzeiten gegen die Quadrate der Schuss-Geophon-Distanz auf, so stelltsich die Hyperbelgleichung der Laufzeitkurve in t 2 und x 2 als Gerade dar (siehe Abbildung 9).Die inverse Steigung dieser mittleren Geraden durch die gemessenen Laufzeitwerte derReflexionseinsätze ergibt dann die angenäherte Durchschnittsgeschwindigkeit v rms (Root-Mean-Square Geschwindigkeit) für alle Schichten über dem betrachteten Reflexionshorizont.Die Zeit (Lotzeit) im Schnittpunkt dieser Geraden mit der Zeitachse ergibt mit der zuvor bestimmtenDurchschnittsgeschwindigkeit die Tiefe des Reflektorsd 2 = t 2 v 2 / 4.Bei zwei horizontalen Reflektoren mit den Lotzeiten t 1 und t 2 und den so bestimmten angenähertenDurchschnittsgeschwindigkeiten v 1 und v 2 erhält man die Intervallgeschwindigkeit(Schichtgeschwindigkeit) v i1,211

152v i 1,22 2v2t2− v12t1=t − t21Der geneigte Zweischichtenfall:S ist der Sprengpunkt und zugleich Nullpunkt der Auslage. S’ ist das an der Grenzfläche gespiegelteBild von S.Für die Laufzeit findet mant2=2 22( x + 4d'−4xd'sinφ) / v1Dies ist die Gleichung einer Hyperbel, welche asymmetrisch zum Nullpunkt liegt.Die Lotzeit ist t0= 2d'/ v1Abbildung 9 Quadrierte Laufzeiten gegen quadrierte Schuss-Geophon-Distanz der Reflexionseinsätze4 Technische Beschreibung4.1 Die GeophoneDie Geophone sind im Prinzip kleine, wasserdicht verschlossene Federpendel, die etwa aperiodischgedämpft sind. Eine Tauchspule, welche sich in einem starken Magnetfeld bewegt, erzeugt eine zurGeschwindigkeit der Relativbewegung zwischen Gehäuse und Spule proportionale elektrischeSpannung. Refraktionsgeophone haben eine Eigenfrequenz ( ≅ untere Grenzfrequenz) von etwa 2-10Hz, Reflexionsgeophone eine solche von 10-30 Hz.

16Die Empfindlichkeit eines Geophons liegt in der Grössenordnung 1 v/(cm/s) . Die Geophone werdenetwa 20 cm tief in den Boden eingegraben, damit sich Lärm (Flugzeuge) und Bodenunruhe (vom Windbewegtes Gras) weniger störend bemerkbar machen.Abbildung 10 Schematische Darstellung eines Geophons : 1 Ringmagnet, achsial magnetisiert; 2 Eisenschluss zur Führungdes Magnetfelds; 3 Spalt mit radialem Magnetfeld, darin Tauchspule, zur Dämpfung auf Aluminiumträger gewickelt; 4Tragfeder4.2 Auslösen der Sprengung, Übertragen des SprengmomentsFür die Refraktionsseismik mit Profillängen bis einige 100 m werden Sprenggelatineladungen von derGrössenordnung 1 kg in etwa 2 m Tiefe gezündet. Die Ladungen sollen nur so stark sein, das derBoden nicht abgedeckt wird, sonst dringt nur wenig Energie in den Boden. Meistens wird die Ladungin mehreren Löchern verteilt (500 m Beobachtungsdistanz ergeben etwa 100 m Eindringtiefe).Für die Reflexionsseismik werden Ladungen von 10 bis 50 kg in 10 bis 50 m Tiefe gezündet. Für dieErzeugung brauchbarer Reflexionen sind Grösse und Tiefe der Ladung wichtige Parameter. Mit diesenLadungen werden Eindringtiefen bis zu 8 km erzielt.Zum Zünden der Ladung und Übertragen des Sprengmoments bestehen zwei Möglichkeiten:Wird in der Nähe des Registrierwagens gesprengt, erfolgt das Zünden der Ladung mit dem ”Blaster,derüber ein Kabel mit dem Verstärker verbunden ist. Mit dem Blaster kann die Ladung von Hand oderautomatisch, vom Registriergerät gesteuert, ausgelöst werden. Bei der Auslösung wird gleichzeitig dieRegistrierung gestartet. Die Registrierdauer kann in einem vorgegebenen Bereich gewählt werden. Beider Zündung wird im Blaster ein Spannungsstoss erzeugt, der über das Verbindungskabel in dieRegistrierapparate gelangt.Findet die Sprengung in grösserer Entfernung vom Registrierwagen statt, so wird sie über dasFunksprenggerät von Hand ausgelöst.

175 Praktikum Refraktionsseismik5.1 Auswertung des geneigten n - SchichtenfallsAbbildung 11 Laufzeit-Diagramm für den geneigten n-Schicht FallIm Rahmen des Feldkurses begnügen wir uns mit einem leicht geneigten Refraktor. Für die kompletteBehandlung des Allgemeinfalls siehe Keary und Brooks (1991) Seiten 98 -101.Wenn nur kleine Neigungen vorliegen (d.h. die Scheingeschwindigkeiten für Schuss und Gegenschuss,c i und c ig , unterscheiden sich nur wenig (max. 10-20%)) genügt die Näherungvi=1ci21+cig

18(c i und c ig : Scheingeschwindigkeiten fur Schuss und Gegenschuss). Die Zeitabschnitte (T i ) werdengemittelt (Schuss und Gegenschuss).5.2 Auswertung bei ebenem n - SchichtenfallMan nehme an, es liege keine Neigung der Schichtgrenzen vorDann gilt für die Schichtmächtigkeitenwobeidn−1φφ = ... φ1=2 n=n⎡= ⋅ ⎢ − ⋅∑ − 2vn2Tnd2ctgαn−1,n ⎣ vnk = 10k⋅ctgαk , n⎤⎥⎦αk , n⎡v= arcsin⎢⎣vkn⎤⎥⎦Hierbei ist : n= Anzahl Grenzflächen, beginnend mit der Oberfläche n=lV n = Gemessene Schichtgeschwindigkeiten, beginnend mit der ersten Schicht(m/ms), die aus den inversen Steigungen der korrelierten Laufzeitkurvenberechnet werden.T= Interceptzeiten / Zeitabschnitte (ms)α n,m = arc sin v n /v m , BrechungswinkelDaraus folgt für die Schichtmächtigkeiten:n = 1 , T 1 = 0 , d 0 = 0v2n = 2 , T 2 , d1= ⋅T22ctgαv3⎡ 2 ⎤n = 3 , T 3 , d2= ⎢T3− d1ctgα1,3 ⎥2ctgα2,3 ⎣ v3⎦1,2v4⎡ 2⎤n = 4 , T 4 , ( ) ⎥⎦d3= ⎢T4− d1ctgα1,4+ d2ctgα2, 42ctgα3,4 ⎣ v4Aus dem Diagramm der Laufzeitkurven entnimmt man die Werte der Interceptzeiten in Millisekunden(ms) und die Schichtgeschwindigkeiten von Kompressionswellen in Metern/ Millisekunde (m/ms).Damit lassen sich die Brechungswinkel berechnen.Die Tiefen der Grenzflächen unter dem Sprengpunkt

19∑Z j= d iji=1(m)Der Ansatz des ebenen n-Schichtfalls lässt sich auf den leicht geneigten Refraktor erweitern indemman die Tiefen unter dem Gegenschuss-Sprengpunkt ermittelt. Hierzu werden die Berechnung derGegenschuss-Mächtigkeiten in die Formel für d n-1 die entsprechenden Gegenschuss-Zeitabschnitte T 2g ,T 3g … etc. einsetzt. Letztere werden ebenfalls aus dem Laufzeit-Diagramm entnommen.5.3 AufgabenBeschreibung des Messprinzips mit korrekter schematischer Darstellung von Strahlwegen undLaufzeitkurven (ca 1 Seite)Skizze der Messanordnung.Lage des Profils mit Messrichtung in die Karte eintragen, Koordinaten von Anfangs- und Endpunkt desProfils bestimmen.Messprotokoll, Messdaten und Laufzeitdiagramm mit eingetragenen Laufzeitwerten und korreliertenLaufzeitgeraden mit Beschriftung beifügen.Bestimmen Sie die Schichtgeschwindigkeiten, Interceptzeiten und Brechungswinkel aus denMessdaten.Berechnen Sie daraus die Schichtmächtigkeiten und Tiefen der erfassten Grenzflächen.Machen Sie eine grobe Fehlerbetrachtung. Welche Genauigkeit ist bei der Schlussangabe derErgebnisse sinnvoll?Zeichnen Sie ein Schichtmodell des untersuchten Gebietes. Versuchen Sie eine Identifizierung dereinzelnen Schichten mit einer kurzen Diskussion der Ergebnisse.

206 LiteraturBurger, H.R., 1992. Exploration Geophysics of the Shallow Subsurface. (mit Programm-Disketten),Prentice Hall, p. 7-240.Dobrin, M.B. and Savit, C.H., 1988. Introduction to Geophysical Prospecting. McGraw Hill Book Co.,p. 25-497.Griffiths, D.H. and King, R.F., 1988. Applied Geophysics for Geologists and Engineers. PergamonPress, 230 p. *Keary, Ph. and Brooks, M., 1991. An Introduction to Geophysical Exploration. Blackwell Science Ltd.,p. 44-118. *Militzer, H. und Weber, F. (Herausgeber), 1987. Angewandte Geophysik. Springer Verlag, (3 Bände),Bd. 3: Seismik, 420 p.Milson, J., 1992. Field Geophysics. John Wiley and Sons, p. 136-179. *McQuillin, R., Bacon, M. and Barday, W., 1984. An Introduction to Seismic Interpretation. GulfPublishing Company, 287 p., 1984.Sheriff, R.E., 1984. Encydopedic Dictionary of Exploration Geophysics. Society of ExplorationGeophysicists, P.O. Box 702740, Tulsa, OK 74170-2740.Sheriff, R.E. and Geldart, L.P., 1995. Exploration Seismology. Cambridge University Press, 592 p.Telford, W.M., Geldart, L.P. and Sheriff, R.E., 1993. Applied Geophysics. Cambridge UniversityPress, p. 136-282.Yilmaz, Oe., 1988. Seismic Data Processing. Society of Exploration Geophysicists, P.O. Box 702740,Tulsa, OK 74170-2740, 526 p.* Einführende Texte

21AnhangAnhang I: Frontgeschwindigkeiten in verschiedenen Gesteinsarten( Longitudinalwellen )Lockermaterialm/secOberflächen- resp. Verwitterungsschicht 250... 800Lockerer Schotter, trocken 600... 900Verkitteter Schotter, trocken 900... 2500Schotter, grundwassergefüllt 1500…2500Seebodenlehm 1500... 1900Löss 300... 600Wallmoräne (kohäsionslos) 1200... 1700Grundmoräne 1700…2400Feste SedimenteMergel 1800... 3200Sandstein 1400…4500Konglomerate 3000... 5000Kalk 3000... 6000Dolomit 5000...6000Salzgestein von Salzhorsten 4400...6500Gipsgesteine 3000...4000Anhydritgesteine 3000...6000Flysch 3400...4400Bündner Schiefer 3800...4400Kristalline GesteineGranit 4000...5700Gabbro 6700...7300Dunit 7900...8400Diabas 5800...7100Basalt 4900...6400Gneis 3100...5400Quarzit 5000...6100VerschiedenesLuft330,8 + 0,66 TT = Temperatur in CelsiusgradenSüsswasser 1435...1500Meerwasser 1480...1530Gletschereis 3300...3900Petroleum 1300...1400

22Anhang II: Eigenschaften Refraktion + ReflexionAnwendungsgebieteREFRAKTION: Grobabklärung der seismischen Geschwindigkeitsverteilung zu Tiefen von einigen 100 m bismehreren 100 km (grossräumige Struktur von Erdkruste und oberem Erdmantel). Geo- technischeAnwendungen für Baugrunduntersuchungen, z.B. Bestimmung der Quartärmächtigkeit mitHammerschlagseismik.REFLEXION: Detaillierte Untersuchungen von Sedimentbecken; fast ausschliesslich in der Erdö1- undKohleprospektion angewandt. Zunehmende Anwendung auch fiir Untersuchungen der Struktur der Lithosphäre.VorteileREFRAKTION: Relativ kleiner Aufwand zur Datengewinnung und -Aufbereitung. Gute Bestimmung derseismischen Geschwindigkeiten.REFLEXION: Sehr gute Auflösung der geologischen Strukturen erreichbar.NachteileREFRAKTION: Beschränktes Auf1ösungsvermögen.REFLEXION: Extrem hoher Aufwand an Material, Personal und logistischen Vorkehrungen. Nur beschränktanwendbar für Reflexionshorizonte auf Tiefen < 100 m .DatenerfassungREFRAKTION: Im Allgemeinen weitmaschiges Profilnetz. Profilnetz relativ engmaschig, bei 3-dimensionalerSeismik sind die Abstände zwischen parallelen Profillinien in der Grössenordnung der Empfängerabstände aufden einzelnen Profilen.Sehr lange Profile verglichen mit der Tiefe der anvisierten Zielhorizonte. Wenige weit auseinanderliegendeEmpfängerstationen (ausgenommen bei Bestimmung der Mächtigkeit der Verwitterungsschicht).Schuss/Empfängerentfernung klein verglichen mit den Tiefen der anvisierten Zielhorizonte. Sehr hohe Anzahldicht beieinanderliegender Empfängerstationen (Abstände i.a. zwischen 5 m und 50 m).Meistens nur Schuss/Gegenschussmethode, d.h. 2-fach Überdeckung des Untergrundes. DieSchuss/Gegenschussmethode erlaubt die Berechnung der allgemeinen Neigung eines Refraktors projiziert aufdie vertikale Ebene entlang der Profillinie zwischen den Schusspunkten.REFLEXION: Hohe Anzahl Schusspunkte, welche mitsamt dem aktiven Teil der Empfängerauslage entlangdem Profil verlegt werden („roll along”- Technik). Dadurch wird eine möglichst hohe Untergrundsüberdeckung(”multiplicity” oder subsurface coverage ”) angestrebt, d.h. dass derselbe Punkt auf einem Reflektor durchmehrere Schuss/Empfängerkonfigurationen aufgezeichnet wird. Ein solcher Punkt wird gemeinsamerTiefenpunkt (”common depth point”, kurz CDP) genannt.

23DatenverarbeitungREFRAKTION: Da meist in der angewandten Seismik nur das erste eintreffende Störsignal (p-Welle) undeventuell einige dominante spätere Einsätze ausgewertet werden, beschränkt sich die Datenaufbereitung auf dieeindeutige Laufzeitbestimmung dieser Ersteinsätze und all- fälliger leicht zu identifizierender spätererSignalankünfte.REFLEXION: Der ganze Wellenzug aller Schuss/Empfängerkonfigurationen wird analysiert. Daher ist dieAufbereitung der Datenmenge nur mit dedizierten Computern möglich. Das Kernstück in der EDV ist dieStapelung der Seismogramme von gemeinsamen Tiefenpunkten (”common depth point stacking”), was 1. dasNutz-/Störsignalverhältnis entscheidend anhebt, und 2. die Datenmenge um den Faktor derUntergrundsüberdeckung reduziert (wichtig für weitere Verarbeitungsschritte). Entscheidend für die Qualität derEndresultate sind die vor der Stapelung anzuwenden- den Korrekturen, die auf der Analyse der seismischenGeschwindigkeiten beruhen.Auswertung und InterpretationREFRAKTION:Bei grossräumigen Studien sind meistens weitreichende Modellsimulationen nötig, um für diegewonnenen Resultate eine passende Interpretation zu finden.REFLEXION: Die seismischen Daten können durch die EDV in Profilschnitten (”seismic sections”) sodargestellt werden, dass sie direkt ein Erscheinungsbild der geologischen Strukturen vermitteln. FürDetailabklärungen kleinräumiger und komplexer Strukturen, wie z.B. rund um einen Salzdom oder beikomplizierten Bruchsystemen, werden Modellstudien (”ray tracing”) gemacht,die wiederum für Personal undComputer sehr arbeitsintensiv sind.


GEOPHYSIKALISCHER FELDKURS - NATÜRLICHE BODENUNRUHE ALS INSTRUMENT DER SEISMISCHEN MIKROZONIERUNGDIE NATÜRLICHE BODENUNRUHE ALS INSTRUMENTDER SEISMISCHEN MIKROZONIERUNGHans-Balder Havenith, Donat Fäh (2006) nach einer Vorlage von Sibylle SteimenEINFÜHRUNGErdbeben sind seltene Ereignisse, die aber verheerende Folgen für ganze Landstriche haben können.Besonders in der heutigen Zeit, wo sich in industriellen Ballungszentren immer mehr Menschen undSachwerte konzentrieren, sind hochtechnisierte Gesellschaften äusserst verletzbar. Es ist heute nichtmöglich, ein Erdbeben vorherzusagen – und wird es auch nach Auffassung eines Teils der Fachweltnie sein – aber dennoch sind wir Erdbeben nicht einfach hilflos ausgeliefert. Die Erfahrung ausvergangenen Katastrophen hat uns schon einiges gelehrt und konsequentes Umsetzen desgesammelten Wissens bezüglich Einfluss des lokalen Untergrundes auf die Bodenbewegung(Mikrozonierung) und Erkenntnisse im Bereich Erdbebeningenieurwesen können helfen,Katastrophen zu vermeiden.Im vorliegenden Versuch wird die natürliche Bodenunruhe als Instrument der Mikrozonierungvorgestellt. Ausserdem soll auf die Wichtigkeit der Mikrozonierung als ein Baustein vonErdbebenszenarien hingewiesen werden.ERDBEBENSZENARIEN UND MIKROZONIERUNGERDBEBENSZENARIENErdbebenszenarien sind ‚Was-Wenn’ Analysen und sie erlauben das Abschätzen von Auswirkungenmöglicher Erdbeben auf eine Region. Solche Berechnungen haben in letzter Zeit mit den grossenFortschritten in den Bereichen Informationstechnologien und geographische Informationssysteme(GIS) an Bedeutung gewonnen. Es existieren bereits kommerziell erhältliche Softwarepackete umsolche Szenarien zu berechnen. Auch wenn sich die Methoden zur Berechnung vonErdbebenszenarien unterscheiden können, haben sie dennoch ein gemeinsames Grundgerüst.Dieses wird in der Folge kurz erläutert.Das allgemeine Vorgehen zur Abschätzung des Schadens als Folge eines Erdbebens ist inAbbildung 1 schematisch dargestellt. Die beitragenden Faktoren können demgemäss in einzelneModule eingeteilt werden, die jedoch stark miteinander verknüpft sind. Das Einbinden dieserverschiedenen Module in ein geographisches Informationssystem (GIS) erlaubt es, den kombiniertenEffekt der einzelnen Einflussgrössen auszuwerten und kartographisch darzustellen.Abbildung 1 Vorgehen zur Abschätzung des Erdbebenrisikos (Fäh, 2000).1

GEOPHYSIKALISCHER FELDKURS - NATÜRLICHE BODENUNRUHE ALS INSTRUMENT DER SEISMISCHEN MIKROZONIERUNGModul 1. Die Abschätzung der regionalen Erdbebengefährdung stellt naturgemäss den erstenSchritt in einer Risikoabschätzung dar. Einerseits werden historische Ereignisse oder maximal zuerwartende Erdbeben als Eingabe verwendet, andererseits kann auch der Zufälligkeit von ErdbebenRechnung getragen werden. Ein wesentlicher Ausgangspunkt dieser Modelle ist die Erkenntnis, dassdie Seismizität der Vergangenheit das zukünftige Auftreten von Erdbeben wiederspiegelt.Ausschlaggebend für die Zuverlässigkeit des Ergebnisses ist die Qualität der vergangenenBeobachtungen und die Vollständigkeit des verwendeten Erdbebenkataloges.Traditionell wird die seismische Gefährdung entweder als Intensität, entsprechend einer der gängigenmakroseismischen Intensitätskalen (z. Bsp. Mercalli, MSK oder EMS98), oder alsSpitzenbeschleunigung (PGA) der zu erwartenden Erschütterung ausgedrückt. Moderne Methodenarbeiten mit vollständigen Zeitreihen oder mit spektralen Werten der Bodenbewegung.Modul 2. Die Erfahrung zeigt, dass die tatsächlich auftretenden Erschütterungen lokal um das ZweibisVierfache, in Extremfällen sogar um das Zehn- bis Dreissigfache, gegenüber derjenigen einesfesten Untergrundes verstärkt. Zudem führen solche Aufschaukelungsphänomene sowohl zu einerfrequenzabhängigen Verstärkung als auch zu einer Verlängerung der Dauer der Erschütterungen.Dies wirkt sich besonders verheerend aus, wenn die dominierende Schwingungsfrequenz imUntergrund mit der Resonanzfrequenz der Gebäude übereinstimmt. In Mikrozonierungsstudien mussdaher die lokale Erschütterungsfähigkeit als Funktion der geotechnischen Eigenschaften desUntergrundes erarbeitet und dokumentiert werden.Modul 3. Als weitere geologisch bedingte Folgen von starken Erdbeben sindBodenverflüssigungen, Hangrutschungen und Bergstürze sowie kleinräumige Terrainveränderungenwie Sackungen, Hebungen und Rissbildung zu berücksichtigen.Modul 4. Für den Menschen wirkt sich die Erdbebengefährdung erst dann verheerend aus, wenndadurch die Gesellschaft und insbesondere Gebäude in Mitleidenschaft gezogen werden. Um dastatsächliche Schadenspotential abzuschätzen ist es daher notwendig, eine Inventarisierung derpotentiell gefährdeten Bauten durchzuführen.Modul 5. Um die direkten Schäden abzuschätzen, werden die Resultate der ersten vier Modulekombiniert. Die lokal zu erwartenden Bodenbewegungen aus den Modulen 1 und 2 erlauben esabzuschätzen, welche sekundären Effekte an der Erdoberfläche (Modul 3) in welchem Ausmasseintreffen könnten. Modul 4 erlaubt dann die direkt betroffenen Bauten und das Ausmass derBeschädigung abzuschätzen. Die direkten Schäden beinhalten nur diejenigen Schäden, die alleindurch die Erdbebenerschütterungen oder durch direkte Einwirkungen sekundärer Phänomene, wieBodenverflüssigung und Bergstürze, verursacht werden.Modul 6. Neben den direkten Schäden sind auch diejenigen Schäden zu berücksichtigen, die alsFolge des Versagens der betroffenen Bauten entstehen (indirekte Schäden). Tatsächlich kommt eshäufig vor, dass Brände im Zusammenhang mit der Beschädigung von Netzen der Gas- undStromversorgung eine verheerendere Wirkung haben als die Erdbebenerschütterungen selber.Weitere indirekte Schäden können auch durch Überschwemmungen nach dem Versagen vonStaudämmen oder durch unkontrollierte Freisetzung von gefährlichen Stoffen aus Industrieanlagenaller Art verursacht werden.Modul 7. Die Ausgangsgrössen der Module 5 und 6 müssen schliesslich in eine Abschätzung des zuerwartenden Verlustes umgerechnet werden. Auch hier gibt es sowohl direkte Kosten, die bei derSchadensbehebung anfallen, als auch wirtschaftliche Folgekosten, wie Produktionsausfall undArbeitsplatzverluste. Zusätzlich zu diesen volkswirtschaftlich quantifizierbaren Verlusten gilt es, auchdie Folgen von Todesfällen und die mehr qualitativen mittel- und langfristigen gesellschaftspolitischenAuswirkungen zu berücksichtigen.MIKROZONIERUNG (MODUL 2)Entsprechend der geotechnischen Eigenschaften des Untergrundes können innerhalb von wenigenhundert Metern Unterschiede in der Erdbebengefährdung vorliegen, die grösser sind als dieUnterschiede zwischen weit auseinanderliegenden Landesteilen. Neben Erdbebengefährdungskarten,welche die regionalen Gefährdungsunterschiede aufzeigen, muss daher auch dielokale Erschütterungsfähigkeit des Untergrundes erarbeitet und dokumentiert werden. Solche2

GEOPHYSIKALISCHER FELDKURS - NATÜRLICHE BODENUNRUHE ALS INSTRUMENT DER SEISMISCHEN MIKROZONIERUNGMikrozonierungsstudien erlauben es den Bauingenieuren die Gebäude so zu dimensionieren, dasssie den zu erwartenden Erschütterungen auch wirklich standhalten können. Die Mikrozonierung istdaher eine essentielle Massnahme zur Minderung des Erdbebenrisikos.Einer der Schritte zur Mikrozonierung, der hier vor allem behandelt wird, besteht in der Bestimmungder Resonanz-Grundfrequenz der Lockersedimente. Diese Frequenz kann mit Hilfe derEigenschaften der natürlichen Bodenunruhe bestimmt werden (H/V Methode).Weiterhin können mit Hilfe rechnerischer Verfahren Resonanzen und daraus resultierendeVerstärkungen von seismischen Wellen bestimmt werden. Die Geschwindigkeit, mit welcher sichScherwellen in den Sedimenten ausbreiten (S-Wellengeschwindigkeit), ist der ausschlaggebendeParameter, der in die Berechnung einfliessen muss. Diese Materialeigenschaft kann durch aktiveseismische Methoden gemessen werden, oder sie kann wiederum unter Ausnutzung derEigenschaften der natürlichen Bodenunruhe bestimmt werden. Passive Methoden sind vor allem inStädten von grosser Bedeutung, wo weder Sprengungen noch die Auslage von seismischen Profilenmöglich sind.DIE H/V METHODEALLGEMEINESNATÜRLICHE BODENUNRUHEDie natürliche Bodenunruhe wird durch Maschinen und Verkehr, durch Meeresbrandung und starkeWinde erzeugt. Sie ist überall vorhanden und wird in aktiven seismischen Messungen als Störungempfunden. Das Wellenfeld wird von der lokalen geologischen Struktur beeinflusst und zeigt an derStelle der Grundfrequenz systematisch eine Polarisation auf der horizontalen Komponente.Die Schwingungen der natürlichen Bodenunruhe werden vom Menschen im allgemeinen nichtwahrgenommen, köennen aber mit hochempfindlichen Messgeräten aufgezeichnet werden.In Messkampagnen der aktiven Seismik (Sprengseismik, Hammerschlagseismik) und auch inseismologischen Untersuchungen (z. B. Lokalisierung von Erdbeben) gilt die natürliche Bodenunruheals Störsignal. Im weiter unten vorgestellten Versuch dagegen wird die natürliche Bodenunruhe alsseismisches Nutzsignal verwendet mit Hilfe dessen eine Aussage über die Eigenschaften desStandorts gemacht werden kann.H/V-VERHÄLTNISSEUnter dem Begriff H/V-Verhältnisse versteht man die Verhältnisse der Fourierspektren vonhorizontaler zu vertikaler Komponente der natürlichen Bodenunruhe.Dieses Analyseverfahren wurde in den frühen siebziger Jahren von verschiedenen japanischenWissenschaftern entwickelt. Erst mit dem Review von Kudo (1995) wurden die vorgängig injapanischer Sprache publizierten Arbeiten aus den frühen siebziger Jahren auch in Europa bekannt.Diese Arbeiten zeigen, dass man das Maximum der H/V-Kurve zur Bestimmung der fundamentalenS-Wellen Resonanzfrequenz des lokalen Untergrundes verwenden kann.Der theoretische Hintergrund der H/V-Methode ist noch heute Gegenstand von wissenschaftlichenDiskussionen und muss noch weiter erforscht werden.Eine Interpretation der Methode fusst auf der Annahme, dass die natürliche Bodenunruhe vor allemaus Oberflächenwellen besteht. Unter dieser Annahme sind folgende Punkte in weiten Kreisen derFachwelt akzeptiert:- das H/V-Verhältnis steht im Zusammenhang mit der Elliptizität der Rayleighwellen- die Elliptizität der Rayleighwellen ist frequenzabhängig und zeigt einen scharfen Peak in derNähe der Fundamentalfrequenz der Lockergesteinsschicht. Voraussetzung ist ein genügendhoher Impedanzkontrast zwischen Oberflächensedimenten und untenliegendem ‚Fels’. DieImpedanz ist definiert als das Produkt von Dichte und seismischer Geschwindigkeit. DasMaximum im H/V Verhältnis hängt mit dem Verschwinden der Vertikalkomponente derRayleighwelle zusammen. An dieser Stelle ändert der Rotationssinn der fundamentalenRayleighwelle von Gegenuhrzeigersinn im tiefen Frequenzbereich auf Uhrzeigersinn immittleren Frequenzbereichen (siehe 2, Elliptizität der Rayleighwellen in einem geschichtetenMedium)3

GEOPHYSIKALISCHER FELDKURS - NATÜRLICHE BODENUNRUHE ALS INSTRUMENT DER SEISMISCHEN MIKROZONIERUNGAbbildung 2Elliptizität und Partikelbewegung der Grundmode der Rayleighwelle in Abhängigkeitvon der Frequenz (Stamm, 2006). Die Fundamentalfrequenz f 0 liegt bei 1 Hz.Gewisse Autoren glauben, dass die oben erwähnten Punkte nur für einfache Strukturen Gültigkeithaben (d. h. eine Schicht über einem homogenen Halbraum). Neuere Untersuchungen bestätigenallerdings, dass sich die Methode auf beliebige eindimensionale Geschwindigkeitsprofile ausweitenlässt.Wichtige Voraussetzungen für die Methode sind:1. ein genügend hoher Impedanzkontrast zwischen Lockersedimenten und untenliegendem Fels– ein Impedanzkontrast von 3 scheint auszureichen2. der Untergrund muss mit ausreichender Genauigkeit eindimensional (1D) sein, das heisst, dieSchichten sollten horizontal gelagert sein und keine starken Neigungen oder Ondulationenaufweisen. Falls diese Voraussetzung NICHT erfüllt ist, muss damit gerechnet werden, dass2- oder 3D Effekte die H/V-Analysen verfälschen. Als Test können mehrere Messungen imAbstand von 1-2 Wellenlängen (entsprechend der Fundamentalfrequenz) um denHauptstandort gemacht werden. Wenn sich der H/V-Peak nicht wesentlich ändert, so ist die1D Bedingung hinreichend gut erfüllt. Abbildung 3 zeigt ein Beispiel einer sich leichtändernden Fundamentalfrequenz (entlang der gestrichleten Linie) aufgrund einer langsamenZunahme der Mächtigkeit der Lockersedimente.Abnehmende f 0= zunehmende MächtigkeitAbbildung 3Vergleich von 9 H/V-Messungen, welche auf einer Linie von 500 m Längedurchgeführt wurden. (Kind, 2002)4

GEOPHYSIKALISCHER FELDKURS - NATÜRLICHE BODENUNRUHE ALS INSTRUMENT DER SEISMISCHEN MIKROZONIERUNGBERECHNUNG VON H/V SPEKTRENH/V-Verhältnisse sind im Wesentlichen Verhältnisse der Fourierspektren der horizontalen (H) und dervertikalen (V) Komponente der natürlichen Bodenunruhe. Das Gesamtsignal wird in Teilstücke (sog.Fenster) aufgeteilt und die Fourieranalyse wird für die Komponenten der einzelnen Abschnitteberechnet. Schliesslich wird das gemittelte Fourierspektum der horizontalen Schwingung durch dasgemittelte Spektrum der vertikalen Komponente geteilt.Natürlich spielen bei der oben beschriebenen Berechnung verschiedene Parameter eine Rolle: Somuss zum Beispiel aus den beiden Horizontalkomponenten eine resultierende Horizontale berechnetwerden; auch müssen i.a. die Spektren geglättet werden.WELCHE EIGENSCHAFTEN DES LOKALEN UNTERGRUNDES KÖNNEN MIT DER H/V METHODE BESTIMMTWERDEN?1) Fundamentalfrequenz f 0 der Lockersedimente aus den Messkurven.In einem einfachen Medium, d. h. eine Schicht von Lockersedimenten über einem homogenenHalbraum (siehe Abbildung 4) gilt die folgende Formel:f0=wobei f 0 die gemessene Fundamentalfrequenz, v s die Scherwellengeschwindigkeit und h dieMächtigkeit der Sedimentschicht darstellt.vs4 hβ 1weiche Sedimentschichthhomogener HalbraumS-WellenAbbildung 4Geschichtetes Medium2) Bei bekannter Fundamentalfrequenz kann entweder die Scherwellengeschwindigkeit oder dieSedimenttiefe abgeschätzt werden, sofern für die andere fehlende Grösse ein guter Schätzwertbekannt ist.3) Die Amplifikation als Funktion der Frequenz kann qualitativ abgeschätzt werden. Wellen mitFrequenzen viel kleiner als f 0 erfahren keine Verstärkung. Für Standorte mit hohemImpedanzkontrast ist die Verstärkung im Bereich von f 0 maximal. Wellen mit f > f 0 erfahren imallgemeinen eine Verstärkung. Die Amplitude der Verstärkung hängt nicht nur vom Standort,sondern auch vom einfallenden Wellenfeld ab.BEMERKUNGDie Amplifikation kann NICHT direkt aus der Höhe des H/V-Peaks abgeleitet werden. Es gibtallerdings Hinweise, dass die mittels der H/V-Methode festgestellte Polarisation einen unterenGrenzwert für die tatsächliche S-Wellen Amplifikation darstellt. Im 1-D Fall kann die Amplifikation ander Frequenz f 0 mit der folgenden Formel abgeschätzt werden:0β 251=⎛ 1 ⎞⎜ + 0.5π⋅ξ1⎟⎝ C ⎠A mitwobei C der Impedanzkontrast darstellt, mitρ ⋅ β2 2C =undρ1⋅ β1ξ =112* Qρials Dichte und β i als Geschwindigkeit im Medium i (i1

GEOPHYSIKALISCHER FELDKURS - NATÜRLICHE BODENUNRUHE ALS INSTRUMENT DER SEISMISCHEN MIKROZONIERUNGgleich 1 für Sedimente und gleich 2 für Fels), ξ 1 ist die Dämpfungskonstante der Sedimente, Q derenQualitätsfaktor.Die Formel zeigt, dass im Falle einer sehr kleinen Dämpfung die maximale Amplifikation demImpedanzkontrast C entspricht, und da die Dichte verschiedener Schicht nur wenig variiert, ist dieAmplifikation oft gleich dem Verhältnis der S-wellen Geschwindigkeiten.Diese Spitzenamplifikation kann gemäss empirischen wie auch theoretischen Studien Werte zwischen2 und 6 und in Extremfällen (z. B. Mexiko City, San Francisco) bis zu 20 erreichen. Die Resultatedieser Formel können uns als Hinweis dienen. Für eine genaue Bestimmung der Verstärkung alsFunktion der Frequenz müssen numerische Verfahren verwendet werden.ANWENDUNGSBEISPIELEFUNDAMENTALFREQUENZKARTEFür die Region Basel wurden insgesamt mehr als 400 H/V-Messungen durchgeführt und in eineFundamentalfrequenzkarte der Region verarbeitet. Die Karte ist in Abbildung 7 wiedergegeben. DieMessergebnisse erlaubten eine grobe Klassifizierung des geologischen Untergrundes in dreiRegionen, welche sehr gut mit den tektonischen Gegebenheiten korrelieren.Abbildung 5Gemessene Resonanz-Grundfrequenzen der Lockersedimente für das Gebiet vonBasel (Kind et al., 2000). Grosse Punkte bezeichnen Resonanzfrequenzen grösserals 2 Hz, mittlere Punkte stehen für den Bereich 0.75-1.2 Hz und kleine Punkte für0.3-0.75 Hz.VERSUCHSBESCHREIBUNGZIELEIm vorliegenden Feldversuch soll die Funktionsweise der H/V-Methode anhand von zweiBeispielmessungen der natürlichen Bodenunruhe demonstriert werden. Die Resultate werden dannmit Blick auf Mikrozonierungsverfahren ausgewertet und sollen kritisch diskutiert werden. Einwichtiges Ziel dieses Versuches ist es, ein Gefühl für die Bedeutung der Mikrozonierung imZusammenhang mit Erdbebenszenarien zu erhalten. Die Auswertungsverfahren sollen eine Übersichtüber die Interpretationsmöglichkeiten der Bodenunruhe geben.6

GEOPHYSIKALISCHER FELDKURS - NATÜRLICHE BODENUNRUHE ALS INSTRUMENT DER SEISMISCHEN MIKROZONIERUNGSTANDORTALLGEMEINESDie Messstandorte liegen im Gebiet der ETH Hoenggerberg, sowohl im HPP Turm wie auch entlangdes nördlichen Hanges. Da hier die wesentlichen Prinzipien von H/V-Messungen demonstriert werdensollen, ist es wichtig an diesen Standorten den geologischen Untergrund zu kennen. Dazu bedienenwir uns der unten aufgeführten Beschreibung der Geologie des ETH Standortes. Entlang des Hangesdienen die Messungen dazu die Mächtigkeitsveränderungen der unten beschriebenen geologischenSchichten zu verfolgen.Die Messungen innerhalb des Turms dienen zur Erkennung des Schwingverhaltens, insbesondereder Resonanzfrequenz desselben. Diese hängt hauptsächlich von seiner Grösse und Bauweise ab.Auch soll verglichen werden, ob die Resonanz des Turmes und der des Untergrundesübereinstimmen – dies kann nämlich zu Resonanzkopplungen führen.GEOLOGIEDer geologische Fels des Hönggerbergs besteht ausschliesslich aus fast horizontal gelagertenMergeln und Sandsteinen der oberen Süsswassermolasse. Ältere Formationen der oberenMeeresmolasse liegen ca. 300 m tiefer, das kristalline Grundgebirge steht in Zürich bei ca. 2500 mTiefe an (Versuchsanstalt für Wasserbau, 1960, 1961, 1966). Von Bedeutung für die seismischeGefährdungsanalyse sind die Eigenschaften der Oberen Süsswassermolasse und der Moräne.Im Bereich der ETH Hönggerberg wird die Molasse von mächtiger würmeiszeitlicher Linthmoräneüberdeckt (Abbildungen 6, 7). Bohrungen zeigen, dass die überlagernde Moräne in ihrer Mächtigkeitstark variiert. Beim HPP Gebäude liegt der Übergang zur Molasse bei ca. 45 m, beim HPH bei ca. 35-40 m. 500 m östlich ist die Moräne nur noch gerade 3 m mächtig. Generell ist anzunehmen, dass dieMächtigkeit der Moräne auch gegen Norden hin relativ schnell abnimmt.In den Berichten der geotechnischen Untersuchungen im Gebiet der ETH Hönggerberg wird dieMoräne als sehr kompakt und mächtig beschrieben. Sie besteht vorwiegend aus leicht- bis mässigsiltigem Fein- bis Mittelsand mit reichlich Kiesen.Die kompakte Moräne wird von einer inhomogenen Deckschicht überlagert.Die Geologie des Hönggerbergs kann zusammenfassed also in drei Gesteinstypen unterteilt werden.Deckschicht:Moräne:Molasse-Fels:Rund 2 m stark, resp. 8 m in Hanglage, Humus 0.3-0.4 m; aufgelockertes,organisch verunreinigtes Moränenmaterial bis 2.0 m Tiefe.Mindestens 30 m stark, sehr mächtig und kompakt. In siltig- bis sandig-tonigerGrundmasse sind gröbere Komponenten von Kies- bis Blockgrösse in zufälligerVerteilung eingestreut. Auftreten von lokalen Linsen von Grundmasse,Grobmaterial und sortiertem Sand. Die Moräne ist im grossen Massstab homogen,kleinmasstäblich in vertikaler und horizontaler Richtung hingegen inhomogen.Der Molasse-Fels bildet den Kern des Hönggerbergs. Auf dem Plateau steht er inca. 30 Tiefe m an, am Nordhang in mehr als 20 m Tiefe (siehe Appendix A:Bohrprofile Versuchsanstalt für Wasserbau, 1960, 1961, 1966).Mögliches S-wellen Geschwindigkeitsprofil :Modell ETH HPPMächtigkeit (m) v s (m/s) Kommentar / Geologie6-10 m 300-400 Deckschicht (variable Mächtigkeit)ca. 20 m 500-600 Moräneca. 20 m 600-700 Moräne1350-2000 Molassefels7

GEOPHYSIKALISCHER FELDKURS - NATÜRLICHE BODENUNRUHE ALS INSTRUMENT DER SEISMISCHEN MIKROZONIERUNGAbbildung 6Geologie des Stadt Zürich. Der Standort ETH Hönggerberg ist markiert wie auch dieStandorte (rote Kreise).Abbildung 7Geologischer Querschnitt des Hönggerbergs.8

GEOPHYSIKALISCHER FELDKURS - NATÜRLICHE BODENUNRUHE ALS INSTRUMENT DER SEISMISCHEN MIKROZONIERUNGMESSGERÄTAm Institut für Geophysik wurde zur Messung der natürlichen Bodenunruhe ein Messgerät entwickelt,um Messungen im Feld zu machen und nach kurzer Messzeit (~5-20 min) gleich auszuwerten. DasMessgerät ist für einen einfachen Einsatz konzipiert, weshalb es sich um ein leichtes, robustes undschnell zu installierendes Gerät handelt.AUFBAU DES MESSGERÄTESDas Messgerät besteht aus einem Laptop mit der entsprechenden Messsoftware, einer Batterie fürden Vorverstärker und den GPS-Empfänger sowie einer GPS-Antenne. Diese Bestandteile sind ineinen Plastikkoffer integriert. Dazu kommt ein Seismometer, das an eine Buchse, die in derAussenwand des Plastikkoffers eingelassen ist, angeschlossen werden kann. Der Laptop wird aufeiner Plastikplatte im Koffer befestigt. Rechts neben dem Laptop befindet sich ein Schalter (on,off/charge), mit dem die batteriebetriebene Stromversorgung des Vorverstärkers und des GPSeingeschaltet wird. Im eingeschalteten Zustand leuchtet die sich daneben befindliche rote LED. In derSchalterstellung off/charge kann die Batterie wieder aufgeladen werden. Das Messgerät ist inAbbildung 87 dargestellt.Abbildung 8Messgerät (Laptop Computer mit Vorverstärker, Seismometer)ALLGEMEINES ZU SEISMOMETERNSeismometer, in der Explorationsgeophysik oftmals Geophone genannt, sind prinzipiell kleine,wasserdicht verschlossene Federpendel, die aperiodisch gedämpft sind. Ein Seismometer ist dazukonzipiert, die Bodenbewegung kontinuierlich sehr sensitiv aufzunehmen.Ein Seismometer besteht im Prinzip aus einer sich in einem starken Magnetfeld relativ zum Gehäusebewegenden Tauchspule, die eine zur Geschwindigkeit der Relativbewegung zwischen Tauchspuleund Gehäuse proportionale elektrische Spannung erzeugt. Diese Spannung wird in dieGeschwindigkeit der Bodenbewegung umgerechnet; die Umwandlung erfolg aufgrund der vorherbestimmten Empfindlichkeit des Seismometers (Grössenordnung 1 Volt / cm/s). Je nach Bauartbesitzen Seismometer eine sogenannte Eigenfrequenz welche im Bereich zwischen 0.1 – 20 Hz liegt.Damit das H/V-Verhältnis der natürlichen Bodenunruhe bestimmt werden kann, muss ein 3-Komponenten-Seismometer verwendet werden, mit dem eine Vertikalkomponente (Z) und zweiHorizontalkomponenten (N wie North, E wie East) registriert werden. Das im Versuch verwendeteSeismometer ist ein Lennartz 5s 3-Komponenten-Seismometer (Eigenfrequenz f = 0.2 Hz). JedeKomponente wird einzeln registriert, so dass die gesamte Bodenbewegung durch die Aufnahme derdrei Komponenten vollständig reproduzierbar ist. Für Bodenunruhe-Messungen ist wichtig einSeismometer zu verwenden, dessen Eigenfrequenz unterhalb des interessanten Frequenz-Messbereichs liegt.MESSAUFBAUZum Aufbau der Messstation gehören das korrekte und sorgfältige Aufstellen eines Seismometersund das Starten der Messsoftware auf dem Laptop. Weiterhin sollte darauf geachtet werden, dassdas Seismometer eine gute Ankopplung an den Untergrund besitzt. Ein guter Tipp ist ein kräftigesStampfen auf den Boden, um mal zu hören und zu fühlen auf welchem Untergrund man sich befindet.Obwohl die Seismometer für den Einsatz im Freien konzipiert sind, sollten sie doch vorWitterungseinflüssen möglichst geschützt werden (Plastiktüte). Das Seismometer darf nur imOriginalbehälter transportiert werden!Beim Aufstellen müssen folgende Punkte beachtet werden:9

GEOPHYSIKALISCHER FELDKURS - NATÜRLICHE BODENUNRUHE ALS INSTRUMENT DER SEISMISCHEN MIKROZONIERUNG1. Das Seismometer muss nach Norden ausgerichtet sein (Pfeil auf dem Deckel desSeismometers muss nach Norden zeigen, Nordkomponente). Beim Verwenden einesKompasses zur Orientierung des Seismometers nicht zu nahe am Gerät stehen, da dasSeismometer selbst ein Magnetfeld erzeugt und damit den Kompass beeinflusst.2. Das Seismometer muss horizontiert sein (Luftblase der Wasserwaage im schwarzen Ring).Als Hilfsmittel bei der Horizontierung kann das Dreibein verwendet werden. Falls man sichz.B. auf einer Rasenfläche befindet, kann ein Rasenziegel ausgegraben werden und dasDreibein in der Erde versenkt werden.3. Das Seismometerkabel (Anschlüsse nicht verschmutzen oder nass werden lassen!) kannnun an der am Deckel dafür vorgesehenen Buchse angeschlossen und mit demDatenaufnehmer an der entsprechenden Buchse des roten Plastikkoffers verbunden werden.Das Seismometerkabel sollte ganz und möglichst dicht am Boden ausgelegt sein sowie anmanchen Stellen (z.B. mit dem Behälter des Seismometers) fixiert sein, um eventuelleStörsignale durch Wind oder ähnliches zu vermeiden.LAPTOP UND MESSSOFTWARENach dem Aufstarten des Laptops wird die Messsoftware gestartet. Zur Online-Bestimmung des H/V-Verhältnisses dient das Programm ‚SeismoNoise’, welches am Schweizerischen Erdbebendienst aufder Basis der Software LabVIEW entwickelt worden ist. Das Programm kann nicht nur zur quasionlineBerechung von H/V-Verhältnissen benutzt werden, sondern erlaubt auch die Betrachtung vonbereits gemessenen Zeitreihen zu Demozwecken.Abbildung 9 zeigt das Startfenster des Programms. Das Startfenster umfasst drei wesentliche Teile‣ die Buttonleiste‣ die Tab-Leiste mit den entsprechenden Fenstern‣ das ‚Polarisation Analysis Settings’ FensterDiese drei Teile werden im nachfolgenden Abschnitt ‚Programmelemente von SeismoNoise’ genauerumschrieben.Abbildung 9Setzen der Parameter und Auslösung der Messung10

GEOPHYSIKALISCHER FELDKURS - NATÜRLICHE BODENUNRUHE ALS INSTRUMENT DER SEISMISCHEN MIKROZONIERUNGPROGRAMMELEMENTE VON SEISMONOISEDie Buttonleiste:Über die Buttons können verschiedene Programmfunktionalitäten sehr schnell angesteuert werden.Die wichtigen Buttons sind in der Folge kurz beschrieben.Run: Mit diesem Button wird eine Messung gestartet oder es wird nacheinem Datenfile gefragt, welches für Demozwecke gezeigt werdensoll (im Falle, wenn der ‚Read Data From File’ Button vorhergedrückt wurde)Stop: Die Messung wird gestoppt. Wenn vorher im Programm dieFunktionalität ‚Write Raw Data’ und ‚Write Analysis Data’ aktiviertworden ist, werden die gemessenen Daten in ein File geschrieben.Save Data To File: Während der laufenden Messung kann dieser Buttonbenutzt werden, um die bisher erfassten Daten in ein File zuschreiben. Dieser Button ist nicht aktiv, wenn Daten von einembestehenden File gelesen werden.Exit ProgramDie Tab-Leiste:Über die Tabs werden einzelne Programmfenster aufgerufen, in welchen die aufgezeichneten Datenin verschiedenen Formen dargestellt werden. Die Bedeutung ist unten kurz umschrieben:Das Settings Fenster dient zur Navigation in den verschiedenen Fensternausserdem können hier die wichtigsten Messparameter gesetzt werden.Die beiden Fenster (H/V und V/H) dienen dazu, die berechneten H/V resp.V/H Verhältnisse zu betrachten. Die Daten werden auf zwei Arten normiertund entsprechend dargestellt. Normierung auf die Horizontalkomponentewird in der Legende mit einem Suffix ‚_h’ symbolisiert, jene auf dieVertikalkomponente mit dem Suffix ‚_v’.Im Time Series Fenster werden die Rohsignale aller drei Komponentenund des GPS-Zeitsignals dargestellt. Die Knöpfe auf der rechtenFensterseite erlauben eine Auswahl der darzustellenden Komponenten.Im Spectrum-Fenster werden die Roh-Fourierspektren dargestellt.Im XY-Motion Fenster werden aus den aufgezeichnetenHorizontalkomponenten die Verschiebungsvektoren berechnet unddargestellt.Die in diesem Versuch wichtigen Fenster sind das ‚Settings’ und das ‚H/V’-Fenster. Alle wichtigenParametereinstellungen können auf dem Startfenster im Tab Settings – ‚Main Settings’ und ‚HeaderInput’ mit ‚Polarisation Analysis Settings’ Fenster eingegeben werden, im H/V Fenster können die sichherauskristallisierenden spektralen Peaks im Laufe der Messung betrachtet werden.11

GEOPHYSIKALISCHER FELDKURS - NATÜRLICHE BODENUNRUHE ALS INSTRUMENT DER SEISMISCHEN MIKROZONIERUNGPARAMETEREINSTELLUNGEN UND AUSLÖSUNG DER MESSUNGVor jeder Messung werden die Parameter der Messung gesetzt. Abbildung 90 zeigt den Ablauf undTabelle 1 gibt die Parametereinstellungen wieder.Fenster Parameter WertSettings -Main settingSettings -Header InputPolarizationSettingsButton-LeisteAnalysisWrite Raw DataWrite Analysis DataStop ModeOnOnTime in sec. 900Scan rate 250LocationOperatorRemarksSmoothing factor 1WindowLower frequency / [Hz] 0Upper Frequency / [Hz] 20Averaging modeTime in sec[Ortsname][Verantwortlicher für Messung][Bemerkungen falls notwendig]Cosine taperedAllBlock size for FFT 1024Tabelle 1 Ablauf der Eingabe der Parameter, Auslösen der Messunglöst die Messung ausWichtig für die Versuchsdurchführung sind vor allem die Parameter im Fenster Settings- Mainsettings. Damit die Messdaten abgespeichert werden können, müssen die Parameter Write RawData und Write Analysis Data auf `on` gesetzt sein. Die Rohdaten (raw data), also die gemesseneBodenunruhe aller drei Komponenten, wird in eine Datei mit der Endung BIN abgespeichert, dieDaten der Polarisationsanalyse (analysis data) in eine Datei mit Endung POL gespeichert (nähereshierzu im Abschnitt Ablauf der Messung). Die Zeitdauer der Messung (Stop mode) sollte aufmindestens 300s und die Scan rate auf den Wert 250Hz gesetzt werden. Die Scan rate gibt Anzahlder pro Sekunde aufgenommenen Datenpunkte an. Die Headerinformationen, welche mit in die Filesabgespeichert werden, helfen bei der späteren Identifizierung der Daten.ABLAUF DER MESSUNGZu jeder Messung gehört ein ausführliches Messprotokoll, in dem alles enthalten ist, was bei derMessung als wichtig angesehen wird, vor allem die Nennung von Störquellen (Verkehr, Pumpen,Fluss) ist essentiell. Messprotokolle sind beigelegt. Damit die hier durchgeführte kurze Messung guteErgebnisse erzielen kann, sollte während der Aufzeichnungsphase möglichst wenig „human noise“ inunmittelbarer Nähe des Seismometers herrschen, da bei der gegebenen kurzen Messdauer dieseStöreinflüsse das Ergebnis stark beeinflussen können.Vorgehen:1. Aufbau des Seismometers2. Einschalten der Batterie für den Vorverstärker. Die rote LED muss leuchten.3. Einschalten des Laptops und Start der Software ‚SeismoNoise’. Setzen der Parameter (sieheAbschnitt Parametereinstellungen und Auslösen der Messung)4. Starten der Messung in der Buttonleiste auf dem Startfenster. Es erscheint ein neues Fensterin dem der Name der Polarisationsanalysedatei *.POL und das Verzeichnis eingegebenwerden kann. Die Datei der Rohdaten mit der Endung BIN wird im gleichen Verzeichniserzeugt.5. Die Messung startet nach dem Bestätigen der Eingabe mit OK.12

GEOPHYSIKALISCHER FELDKURS - NATÜRLICHE BODENUNRUHE ALS INSTRUMENT DER SEISMISCHEN MIKROZONIERUNG6. Über die Tabs im Hauptfenster können die aufgezeichneten Daten in den verschiedenenDarstellungsarten betrachtet werden (siehe Abschnitt Programmelemente von SeismoNoiseund darin ‚Die Tabs’).7. Im H/V-Fenster erscheint nach einigen Messsekunden die erste Kurve der spektralenVerhältnisse. Mit zunehmender Messdauer kann man hier beobachten, wie sich der spektralePeak der Grundfrquenz herauskristallisiert.8. Die Messung endet nach der angegebenen Zeit und die Dateien werden in das entsprechendfestgelegte Verzeichnis geschrieben (Überprüfen!).9. Messung beendet. Messprotokoll fertigstellen und das Messgerät sowie das Seismometerwieder abbauen.AUSWERTUNGAUFGABEN1. Wo liegen f 0 in den verschiedenen Messungen?2. Welches sind die gemessenen H/V Verhältnisse (Amplituden), was bedeuten sie ?3. Wie unterscheiden sich die H/V-Messungen an den Teststandorten? Welches sind diewichtigsten Parameter und Voraussetzungen (an der Oberfläche und im Turm)?4. Vergleicht die im Turm gemessene Fundamentalfrequenz mit einer groben Schätzung dertheoretischen Resonanzgrequenz (10/Anzahl Etagen).5. Wie variiert die Mächtigkeit der lockeren Schichten.6. Stimmen die Resonanzfrequenz des Turms und die des Untergrundes überein? Wie wirktsich das aus auf die Gefährdungsanalyse.ANMERKUNGENDie oben gestellten Fragen sollen im Bericht nicht bloss beantwortet, sondern auch diskutiert werden.Aus dem Bericht muss hervorgehen, dass das Thema auch im Kontext verstanden worden ist!LITERATURFäh, D., Deichmann, D., Kind, F. und D. Giardini (2000). Von der Gefährdung zurSchadensabschätzung. SI+A, Nr.40, 857-861 (2000).Kind F. (2002).Development of microzonation methods: application to Basel, Switzerland, DissertationETH No. 14548.Kind, F., D. Fäh, S. Steimen, F. SalamÍ, D. Giardini (2000). On the potential of microtremormeasurements. Proc. XII World Conference on Earthquake Engineering, New Zealand,Feb. 2000, Paper number 204.Kudo K. (1995). Practical estimations of site response, State-of-the-Art report, In: Proceedings of theFifth International Conference on Seismic Zonation, October 17 – 19, Nice, France, OuestEditions Nantes, 3, 1878 – 1907.Stamm, G. (2006): Verwendung horizontaler Komponenten aus Bodenunruhe-Messungen zurBestimmung von Dispersionskurven und S-Wellen-Profilen. Diplomarbeit, Institut fürGeophysik, ETH Zürich.13

GEOPHYSIKALISCHER FELDKURS - NATÜRLICHE BODENUNRUHE ALS INSTRUMENT DER SEISMISCHEN MIKROZONIERUNGANHANGMESSPROTOKOLLORT:PROTOKOLLFÜHRER:DATUM:GERÄTENUMMER:MESSPUNKT BEZEICHNUNG:ZEIT:START:ENDE:LAGEPLAN, BESCHREIBUNG GEWÄHLTER STANDORTBEMERKUNGEN, BESONDERES, MÖGLICHE STÖRQUELLEN (NAHE BAUSTELLE, AUTOBAHN USW.):UNTERGRUND (KIES, SCHOTTER, HUMUS USW.):BESONDERE EREIGNISSE (FLUGLÄRM, PRESSLUFTHAMMER U. Ä.):ZEIT:EREIGNIS:14


Electrical conductivity1. IntroductionRock formations exhibit significant contrast in electromagnetic properties compared to theirneighboring formations. Understanding these contrasts helps for investigating the shallowsubsurface of the Earth. A large part of the current that flows through the uppermost Earth’ssurface is attributed to electrolytic conduction induced by the movement of ions in the porefluids. Ions move through the connected pore space (i.e., importance of the permeability of rocksand soil), along the grain boundaries, in cracks and joints, and practically never through the rockand the loose sediment matrix.1.1 TheoryThe purpose of electrical surveys is to determine the subsurface resistivity distribution bymaking measurements on the ground surface. It is usually done by injecting an electric current inthe subsurface in one site and by recording the variation of current in another site. From thesemeasurements, the true resistivity of the subsurface can be estimated. The ground resistivity isrelated to various geological parameters such as the mineral and fluid content, porosity anddegree of water saturation in the rock. Electrical resistivity surveys have been used for manydecades in hydrogeological, mining and geotechnical investigations. More recently, it has beenused for environmental surveys. The fundamental physical law used in resistivity surveys isOhm’s Law that governs the flow of current in the ground. The equation for Ohm’s Law invector form for current flow in a continuous medium is given by:J = σ E (1)where σ is the conductivity of the medium, J is the current density, and E is the electric fieldintensity. In practice, what is measured is the electric field potential. We note that in geophysicalsurveys the medium resistivity ρ, which is equals to the reciprocal of the conductivity (ρ=1/σ), ismore commonly used. The relationship between the electric potential and the field intensity isgiven by:E= − ∇Φ (2)Combining Equations 1 and 2, we get:J = − σ∇Φ (3)The simplest case is a homogenous subsurface and a single point current source on theground surface (Figure 1). In this case, the current flows radially away from the source, and thepotential varies inversely with the distance from the current source. The equipotential surfaceshave a hemispheric shape, and the current is perpendicular to the equipotential surface (Figure1). Then, the potential is given by the following relationship:Φ = ρ I / (2 π r) (4)where r is the distance of a point in the medium from the source electrode.

Figure 1: Flow of current from one point and its resulting potential distribution.All resistivity measurements are obtained using at least two current electrodes (a positiveand a negative current sources) (Figure 2). The potential values have a symmetric pattern aboutthe vertical plan at the mid-point between the two source electrodes. The potential value in themedium from such a pair of electrodes is given by:Φ = !! !− ! (5)!" ! !" ! !"where r C1 and r C2 are distances of the point from the first and second current electrodes.In practice, in all surveys the potential difference between two points (usually located onthe ground surface) is measured. This leads to a classical arrangement of four electrodes asshown in Figure 2. In which case, the potential difference is given by:ΔΦ = Φ(M) - Φ(N) (6)ΔΦ = !!!"!− !− !− !!" !" !" !"where R1, R2, S1, and S2 are shown in Figure 2.= !!!"!− !− !+ !!" !" !" !"Using Equations 4 and 7, it is possible to link the potential value (ΔΦ) and the current (I)to the apparent resistivity (ρ a ):ρ a = k (ΔΦ / I) (8)orρ ! = !"#$!!!" − !!" − !!" + !!" (9)(7)

aIVA M N BgroundS1 R2R1S2aaFigure 2: Schematic of four-electrode set up and lines of current flow (Wenner configuration). ais the distance between each electrode. I is the electric current from the current electrodes A andB. M and N denote the electrodes where the difference of potential is measured.1.2 Various methods for geoelectric prospectionThere exist many different methods for prospecting the resistivity of the subsurface. In mostcases, a constant current is fed in the subsurface by a pair of electrodes like shown in Figure 2.At the same time, the generated potential difference is measured at two other electrodes as anelectric field generated by the build-up of the potential difference. The separate electrode pair isnecessary since unwanted polarization voltages due to high charge density can arise, if one triesto measure the potential difference with the current electrodes.In addition to the potential difference, the injected current I is also measured in order tocalculate the electric resistance according to Ohm’s law (Equation 1). After taking into accountthe geometry of the electrodes’ spacing, we obtain the apparent resistivity (Equation 9). Thismeans that the distance between the current (injection, A and B) and potential (voltage, M andN) electrodes is important. If the electrodes are placed close to each other, the largest fraction ofthe current that will be measured flows in the uppermost layers of the earth, and one obtains anintegrated value for the most shallow subsurface. On contrary, for largest electrode spacing, thecurrent will flow in deeper layers, and one will thus sample the resistivity of deeper layers.Continually increasing the electrode spacing samples resistivities of successively deeper layers.In general, at least 50% of the current flow through rocks shallower than the current electrodespacing.Many arrangements of the electrodes are used in geoelectric surveys (Figure 3). Each hasadvantages and disadvantages, particularly in the field deployment. The most commonarrangements are the Schlumberger and Wenner methods.I

The Schlumberger array requires to only moving the current electrodes while the measuringelectrodes (voltage) stay fixed. The outer electrodes are displaced until little to no currentdifference can be measured by the voltage electrodes. To continue to sample deeper portion ofthe subsurface one needs to change the spacing between the voltage electrodes and to continuethe experiment.In the Wenner array, all the electrodes are moved at each measurement when using only fourelectrodes because the distance a between electrodes has to stay the same. This method is thusused for mapping at constant geometry. The target penetration depth depends on the separationof the current electrodes.To remotecurrent electrodeIIVVDipole dipolePole dipoleTo remotecurrent electrodeIVTo remotecurrent electrodePole poleIaVaaWennerIn x aVan x aSchlumbergerVoltage measuring electrodeCurrent electrodeFigure 3: Examples of the most common electrode arrangements.2. Electrical properties of earth materialsElectric current flows in earth material at shallow depth either through electronic conduction(i.e., the current flows via free electrons, like in metals) or electrolytic conduction (i.e., via themovement of ions in groundwater). In environmental and engineering surveys, electrolyticconduction is the most common mechanism.The electrical resistivity for common geologic materials has been measured either in thelaboratory or in the field (in situ). Figure 4 shows a compilation of the resistivity of some typicalgeological materials. One can see that the resistivity of rocks and soils covers a large range,

etween 10 -4 and 10 9 Ω.m for the graphitic slate and schist, respectively. In addition, somematerials have overlapping values like sandstone and limestone (Figure 4). Even though theseare completely different geologic materials, without additional information (preliminarygeological exploration, information from drilling or other geophysical methods, preliminaryknowledge of the geologic setting), it is not always possible to use resistivity to differentiate rocktypes.Figure 4: Resistivity of rocks and soils.Moreover, the resistivity for a single material also covers a large range of values. This is thedirect consequence of multiple factors such as the different degrees of pore fluid saturation.Small changes in the composition and content of the solutions in materials can be identified.Thanks to this specificity, resistivity surveys can be used in environmental studies.The electrical resistivity of materials in the ground depends predominantly on:- porosity- degree of saturation in fluids- composition of the solution within the pore spaces.Typical near-surface materials such as clay, sand, silt, etc, can sometimes have reduced electricalresistance (so, an increased conductivity) because of a larger water content, a larger percentage

of dissolved substances in water (salts for example), a larger clay fraction, smaller grain size ofthe rock matrix, and increase temperature that reduces the viscosity of the liquid and thereforeenhances ion transport. In general, resistivity is increased by compaction, and with concomitantreduction in porosity, and cementation. It is therefore important to note the condition of the soilbefore making a measurement (i.e., dry conditions compared to wet/muddy conditions) as thiscan strongly affect the results.3. 1-D and 2-D resistivity surveys3.1 1-D resistivity surveysThe 1-D resistivity surveys make use of the electrode configurations shown in Figure 3.In this type of survey, one considers a horizontally layered Earth structure (Figure 5) and tries toestimate the resistivity of each layer. The depth profile is obtained by increasing the distancesbetween the electrodes in order to sample deeper layers. The measured apparent resistivity valuesare then normally plotted in a log-log graph paper (Figure 5). The apparent resistivities of thelayers are found by comparing the measured data to curves of various known models. Fromthem, one can try to constrain the type of rock/soil forming each layer.Figure 5: Example of a 1D resistivity analysis. Right) 1D resistivity profile of three layers. Left)log-log plot of the measured and modeled data.

The disadvantage of such approach is that it does not consider possible lateral changes inresistivity along the measured profile. Failure to include such effects of lateral changes can resultin errors in the interpreted layer resistivity and/or thickness.3.2 2-D resistivity surveysIn a 2-D resistivity survey the changes in resistivity in the vertical direction and in thehorizontal direction are taken into account. However, it is assumed that the resistivity does notchange in the direction perpendicular to the survey line.Two-dimensional electrical imaging/tomography surveys are usually carried with a largenumber of electrodes as opposed to the simple configurations shown in Figure 3. Indeed, it isfrequent to use 25 or more electrodes all connected to a multi-core cable (Figure 6). A fieldlaptop together with an electronic switching unit is used to automatically select the relevant fourelectrodes of the chosen configuration. With this setup, a sequence of measurements is takendepending on the type of array and other survey parameters. Most of the field work consists inlaying out the electrodes and the cables. After that, the measurements are taken automaticallyand stored in the field laptop.Figure 6: Example of the arrangement of 20 electrodes following the Wenner configuration for a2-D imaging setup. C1 and C2 mark the position of the current electrodes. P1 and P2 indicatethe potential/measuring electrodes.

For the first measurement, the two current electrodes are #1 and #4, and electrodes #2and #3 are the measuring electrodes. The distance between each electrode is equal to a. For thesecond measurement the two current electrodes are #2 and #5, and the two measuring electrodesare #3 and #4. This approach is repeated down the line until electrodes 17, 18, 19, and 20 areused. After completing the first line with a “1a” spacing between electrodes, one can continuethe measurements by taking a larger spacing of “2a”. In this case, the first set of electrodes is 1,3, 5, and 7 (Figure 6). By increasing the spacing we can sample deeper part of the subsurface.Similarly, once the second line is completed, the spacing can increase to “3a” by using electrodes1, 4, 7, and 10. The same process is repeated for measurements with “4a”, “5a”, etc until thenumber of electrodes becomes insufficient.With the field laptop it is possible to follow the acquisition of the results by using apseudo-section contouring method. In this case, the horizontal location of the point is placed atthe mid-point of the set of electrodes used to make the measurement (Figure 6). The verticallocation of the plotting is placed at a distance that is proportional to the separation betweenelectrodes. The pseudo-section method gives a very approximate picture of the true subsurfaceresistivity distribution. However, this stays a distorted image of the subsurface because the shapeof the contours depends on the type of array used as well as to the true subsurface resistivity.The pseudo-sections are the starting points for further data inversions. In the field course,such inversions make use of existing programs. In principle the inversion of the measured datahas the goal of minimizing the discrepancy between the measured and synthetic (computed) data.From the inversions one can estimate the type of rock/soil and thickness of layers mapped withthe 2-D experiment.

Ausschnitt aus der Grundwasserkarte des Kantons Aargau (Stern = Messgebiet)


1G R A V I M E T R I EE. KlingeléCh. Hollenstein27 September 2005, with modifications by J. van HunenEinleitungDie Gravimetrie beruht auf der Messung der Schwerebeschleunigung g, auch kurz Schweregenannt. Man unterscheidet absolute und relative Schweremessungen. Während die modernen8 2absoluten Messungen eine Genauigkeit von 3 10 ms haben, erreicht man mit relativen7Schweremessungen eine Genauigkeit von 10 8 2bis 10 ms. Theorie und Praxis haben gezeigt,dass man verlässliche Schlüsse auf die Massenverteilung im Untergrund nur ziehen kann, wenn die7 2Schwereunterschiede mindestens mit einer Genauigkeit von 10 msbekannt sind.Die Messinstrumente bezeichnet man als Gravimeter. Sie beruhen fast alle auf dem Prinzip derFederwaage und lassen sich auf die Theorie des einarmigen Hebels zurückführen.Die cgs-Einheit der Schwerebeschleunigung ist 1 cm sec . Zu Ehren von GALILEI bezeichnet3man sie gegenwärtig mit „Gal“. Schwereunterschiede gibt man meistens in 10 Gal = 1 Milligal6(mgal) an. 1 mgal ist ungefähr 10 g. Nach internationalem Beschluss wird die Schwere zukünftig5 2nicht mehr in mgal, sondern in 10 ms- Einheiten angegeben.2Das Schwerefeld der ErdeDie Schwerebeschleunigung g am Beobachtungsort setzt sich aus verschiedenen Anteilenzusammen. Man unterscheidet:1. g E = Anziehung der gesamten Erdmasse2. g Z = Zentrifugalbeschleunigung infolge der Erdrotation3. g tide = Einfluss der Himmelskörper, insbesondere von Sonne und Mond, auchGezeitenwirkung genannt (engl.: tides)Es gilt:g = g + g + gEZtide1

2Die Schwere g nimmt vom Äquator zum Pol um etwa 5.2 Gal zu und hat im Mittel einen Wert von980.6 Gal (ETH Hönggerberg (HIL A 55.4): 980.647967 Gal; Paris (Sèvres): 980.92590 Gal). DieZunahme mit wachsender geographischer Breite hat zwei Ursachen:1. Infolge der Rotation wurde die Erde zu einem abgeplatteten Rotationsellipsoid deformiert.Wegen der Abplattung nimmt g mit der geographischen Breite um ~1.8 Gal zu.2. Die nach aussen gerichtete Zentrifugalbeschleunigung g Z wird mit wachsender Breite wegender Abnahme des Dreharms kleiner. Das bewirkt eine Zunahme von g um ~3.4 Gal.Die an der Erdoberfläche gemessene Schwerebeschleunigung wird mit der Schwere eines Modellsder Erde verglichen. Abweichungen von der Normalschwere bezeichnet man als Schwereanomalien.Allgemeines über die Deutung der gravimetrischen Auswertung und ihregrundsätzliche EinschränkungZiel der gravimetrischen Auswertung ist es, aus den Schwereanomalien Auskünfte über dieVerteilung der im Untergrund verborgenen Störungsmassen zu erhalten. Man denkt hierbei an ihreGestalt, ihren Ort und ihre Tiefe und setzt die Dichteunterschiede als bekannt voraus.Da es aus potentialtheoretischen Gründen unendlich viele Massenverteilungen gibt, die dieselbeSchwereanomalie hervorrufen, ist die Auswertung im mathematischen Sinn unendlich vieldeutig.Vielfach kann man jedoch aus geologischen Untersuchungen obere und untere Grenzen für diemöglichen Dichteunterschiede angeben und erhält dann aus den Schwereanomalien Abschätzungenüber das Volumen und die Mächtigkeit der Störungsmasse. Ergänzt man die Schweremessungenmit seismischen Verfahren, so kann man recht sichere Aufschlüsse aus Messungen des Schwerefeldserhalten.Beispiele:Aufgefülltes Tal unter einer Ebene:Unter der Voraussetzung, dass Felsuntergrund und Schotterauffüllung eine homogene,bekannte Dichte F bzw. S besitzen, kann die Form der Talfüllung angenähert bestimmtwerden (Fig. 1).2

4g F > SS FFig. 1 Talfüllung mit LockersedimentenLokalisierung einer Antiklinale:Sind 1 und 2 konstant und verschieden, so kann man die Lage derAntiklinale in Profilrichtung bestimmungen (Fig. 2).g 1 2Fig. 2 AntiklinaleBestandteile des SchwerefeldesDer Schwerewert, den man an einem Beobachtungsort P in der Höhe h über NN messen kann, setztsich aus zeitlich unveränderlichen und zeitlich veränderlichen Bestandteilen zusammen.Zeitlich unveränderliche Bestandteile:1. Normalschwere :() gnormal4

5Die Normalschwere bezieht sich auf eine normalisierte Erde. Ihre Figur ist ein abgeplattetesRotationsellipsoid, auch Erdellipsoid genannt, das im Allgemeinen um weniger als ± 100 mvon einer Äquipotentialfläche im Meeresniveau abweicht. Für die Abhängigkeit derNormalschwere() gnormal von der geographischen Breite gilt die Schwereformel:() 22= g ( 1 + bsin sin2)gnormalÄqumit g Äqu = Schwere am ÄquatorDie Abmessungen des Erdellipsoids sind mehrmals berechnet worden. Eine Übersicht über diefür Europa wichtigen Erdellipsoide sowie über die Koeffizienten der Schwereformeln gibt Tab.1. Nach internationalem Beschluss werden in Zukunft die Schwerewerte auf die Schwereformelnach dem „Geodätischen Referenzsystem“, WGS 84, bezogen.EllipsoidInternationalesEllipsoid, 1930Krassowski,1938IUGG-Ellipsoid„Geodetic Refe-rence System“Zürich, 1967IUGG-EllipsoidGrenoble, 1975Äquatorradiusa[km]Polradiusc[km]6378.3880 6356.912 1/297Tabelle 1: ErdellipsoideAbplattunga ca(genau)Äquatorschwereg Äqu ( Gal)978.0490 5.28846378.245 6356.863 1/298.3 978.0490 5.30296378.388.160 6357.0022 1/298.25 978.0318 5.30246378.140 6356.755 1/298.257 978.0320 5.30233WGS 84 6378.137 6356.752 1/298.257222 978.0326772 5.30233b 10 3 5.87 10 3 5.85 10 3 5.87 10 3 5.89 10 3 5.89 10 6 10 6 10 6 10 6 10 62. Einfluss der Stationshöhe (= Niveau- oder Freiluftwirkung): ( g) Frei( g)Frei=2g() normalrEh0.3088mgal/ m5

6bei = 45°mit h = Höhe über NNund r = mittlerer ErdradiusEDieser Freiluftgradient gilt für den Näherungsfall, dass die Erde eine Kugel ist.3. Wirkung der zwischen dem Stationsniveau und dem Bezugsniveau (i.a. Meeresniveau)liegenden Gesteinsplatte (= Bouguer-Platte): ( g) BP1.Es gilt: ( ) = 2 GhMerke:g BP11 mgal ist z.B. die Schwerewirkung einer 10 m mächtigen Gesteinsplatte mit derDichte 2.39 gcm 34. Einfluss der Geländegestalt (= Gelände- oder topographische Wirkung): ( g) TopBestimmung der topographischen Wirkung wird auf S. 6 beschrieben.. Die5.-6.Einfluss der variablen Schwerewirkung des Mondes und der Sonne (Gezeiten)Zeitlich veränderlicher Bestandteil:Einfluss der Bewegungen von Sonne und Mond = Gezeitenwirkung: ( g) tide .Die Gezeitenwirkung beruht auf der kombinierten Wirkung der Zentrifugal- und Gravitationskräfteder Erde und des gezeitenerzeugenden Gestirns (Mond und Sonne). Während die Zentrifugalkräftedes Systems Erde – Mond (Sonne) konstant sind (Revolution ohne Rotation), hängen dieGravitationskräfte vom Abstand der Messpunkte zum Mond (Sonne) ab. Dadurch gibt es zwei„Flutberge“ an einem Tag: Bei dem einen überwiegt die Gravitationskraft, bei dem anderen dieZentrifugalkraft. Die Schwankung der Mondgezeiten kann bis zu 0.2 mgal, die der Sonnengezeitenbis zu 0.09 mgal betragen. Bei Neu- und Vollmond addieren sich die beiden Wirkungen(Springflut), so dass 0.29 mgal erreicht werden. Bei Halbmond (Nippflut) betragen die Gezeitendagegen nur 0.11 mgal. Die Periode der Mondgezeiten beträgt etwa 12.5 Stunden, die derSonnengezeiten 12 Stunden. Die Gezeiten weichen für kleinere Zeitintervalle als zwei Stunden umnicht mehr als 0.01 mgal vom linearen Verlauf ab.Die Reduktion der SchweremessungenUm auf vergleichbare Schwerewerte zu kommen, muss man sie mit einem Modell vergleichen.Hierzu müssen die Einflüsse 1. bis 6. bestimmt und von der gemessenen Schwere gbeobachtet6

7abgezogen werden. Diese Rechnung bezeichnet man als Schwerereduktion. Das Ergebnis wirdBOUGUERsche Schwereanomalie g genannt:BouggBoug=gbeo+( ) [() g g ( g) + ( g) ( g) ]tidenormalFreiBP1TopoDie Schwerereduktion stellt keine Schwerekorrektion dar, sondern eine Umrechnung aufSchwereunterschiede, die man mit einem theoretischen Modell messen würde. Daraus ergibt sich,dass die Genauigkeit der reduzierten Schwereanomalie von dem angenommenen Modell derMassenverteilung in der Umgebung der Messpunkte, insbesondere zwischen dem Stationsniveauund der Bezugsfläche, abhängt. Von besonderer Bedeutung ist die richtige Abschätzung derGesteinsdichte.Prinzip der topographischen (= Gelände-) Reduktion:Die topographische Wirkung kann man mit denselben Methoden berechnen, mit denen man dieSchwerewirkung beliebig gestalteter Massen bestimmt. Häufig genügt es, die sichtbaren Massendurch Prismen mit quadratischem Querschnitt zu ersetzen und die Wirkungen aller dieserMassenelemente zu summieren.Zur Ermittlung der Geländegestalt teilt man die Umgebung des Messortes in verschiedene Zonenein:Zone 0 - 2.5 km Korrektur mit DTM mit quadratischer Masche von 25 x 25 mZone 2.5 - 26 km Korrektur mit DTM in geografischen Koordinaten mit Masche von 1° x 1°Zone 26 - 167 km Korrektur mit DTM in geografischen Koordinaten mit Masche von 3° x 3°Die Korrekturen erfolgt in der Regel anhand eines digitale Gelände Modell (DTM)Feldarbeiten1. Auswahl und Vermessung der MesspunkteDie grössten Fehler der Schwere ergeben sich bei der Reduktion durch Höhenfehler. Daraus folgt,dass für die Höhenbestimmung des Messpunktes hautpsächlich Nivellement in Frage kommt. Fürdie Lagekoordinaten genügt eine Genauigkeit von etwa 1.2 m (0.001 mgal).Die Vermessung der Messpunkte und der umliegenden Topographie erfordert wesentlich mehr Zeitals die Schweremessungen mit dem Gravimeter. Bei der Anlage des Profils muss man daraufachten, dass in der Umgebung keine Massenverlagerungen vorkommen.7

8LaCoste & Romberg - GravimeterLaCoste & Romberg - Gravimeter beruhen auf dem Prinzip eines langperiodischen Seismometers.Fig. 3 zeigt schematisch den Aufbau eines solchen Gerätes.Fig. 3 Prinzip des LaCoste & Romberg - Gravimeters nach HartleyEs handelt sich im Wesentlichen um eine astasierte Federwaage, die aus einer Metallegierunggefertigt und mit Hilfe eines Thermostaten auf einer konstanten Messtemperatur gehalten wird.Für vollständiges Gleichgewicht muss das Gesamtdrehmoment des Systems (welches sichzusammensetzt aus dem Drehmoment der Schwerkraft und dem rücktreibenden Drehmoment desFedersystems) gleich 0 sein. Das Drehmoment der Ablesefeder muss jeweils vergrössert/verkleinertwerden, bis das System wieder bei waagrechtem Balken im Gleichgewicht ist. Die Grösse derVeränderung des Drehmoments der Ablesefeder ist ein Mass für die Änderung der Schwere g.Bei der Messung wird der Zeiger des Instrumentes, der durch ein Fernrohr beobachtet werden kann,stets in Nullage eingespielt. Dies erreicht man durch Verstellen der Messspindel, die am oberenEnde der Hauptfeder angreift. Die Stellung der Messspindel ist ein Mass für die Schwere.Da das Gravimeter die Komponente der Schwere in Richtung der Instrumentenachse misst, wird dasGravimeter mit Hilfe von eingebauten Libellen vertikal gestellt. Bei vertikaler Lage desGravimeters ist die gemessene Schwere am grössten.Um Ausdehnung und Kontraktion der Metallteile zu verhindern, wird der Innenraum desInstrumentes mit einem Thermostaten immer auf einer konstanten Geräte-spezifischen Temperatur(ca. 50 °C) gehalten. Die Instrumente besitzen zudem einen kapazitiven Abgriff der Messlage desWaagebalkens, Dämpfungseinrichtungen zur Unterdrückung der hochfrequenten Bodenunruhesowie ein Galvanometer an der Oberseite des Gerätes, welches dem Beobachter die Nullpunkt-Ablesung erleichtert. Die Drift der Instrumentenfeder ist kleiner als 1mgal pro Monat. LaCoste &Romberg - Gravimeter gibt es in zwei verschiedenen Ausführungen:8

9 G-Modelle (Messbereich > 7000 mgal, Ablesegenauigkeit 0.01 mgal) D-Modell Mikrogal-Gravimeter (Messbereich 200 mgal, Messgenauigkeit bis 1μgal)Im Praktikum wird ein LaCoste & Romberg-Gravimeter (Modell D) mit elektronischemFeedbacksystem und einer Ablesegenauigkeit von 0.0015 (mgal) 10 9 g verwendet.Dieses Gerät lässt sich Schwereunterschiede bis zu 200 mgal messen.Zeitlicher Gang (Drift)Die Gravimeter-Messwerte sind mit einem zeitlichen Gang behaftet. Die Ursachen liegen zum Teilin den periodischen Gezeitenschwankungen, aber hinzu kommen auch elastische Nachwirkungen,nicht erfasste Temperatur- und Luftdruckeinwirkungen, Justierungsfehler und Erschöpfung derStromquellen. Den zeitlichen Gang kann man eliminieren, wenn man hinreichend vieleWiederholungsmessungen macht. Hierzu eignen sich z.B. Stern- und Schleifenmessungen oderSprungstepp-Verfahren.gM 1g1 g2BBM2tFig. 4: Zur Eliminierung des zeitlichen GangesAufgrund der doppelten Messung an der Basisstation B erhält man eine angenäherte Driftkurve,wenn man die Punkte B – B geradlinig verbindet. Die wahren Schwereunterschiede in M 1 und M2gegenüber B sind g 1 und g2.Die Drift des LaCoste & Romberg-Gravimeters ist relativ klein ( < 1 mgal pro Monat).Die gravimetrische Methode wird haupsächlich in der Ölschürfung verwendet, um geologischeStrukturen zu ermitteln, die potentielle Hydrokarbon-Reservoirs enthalten könnten. DieserVerwendungszweck macht 99% aller Anwendungen dieser Methode aus. Da immer schwerereGebäude, grössere Autobahnen und schnellere Züge konstruiert werden, erscheint die Detektionvon unbekanntem Untergrund aus Sicherheitgründen immer notwendiger.Erreichbare resp. erforderliche Genauigkeiten einzelner Faktoren9

10Die tatsächliche Genauigkeit der gemessenen Werte wird durch verschiedene Faktoren verschlechtert.Die Ungenauigkeit der Horizontierung, instabiler Boden und nicht konstanteUmgebungsbedingungen können schnell einmal zu Ungenauigkeiten von 3–10 μgal führen. DieMessungen sind also „so genau wie möglich“ durchzuführen ( gute Horizontierung, Instrumentund Beobachter bei jeder Messung gleich plaziert, ...).Die Genauigkeit der Gezeitenkorrektur beträgt ca. 3-5 μgal; sie ist am grössten bei maximalemKorrekturbetrag ( Fehler nimmt proportional zur Grösse der Korrektur zu).Damit die Gesamt-Genauigkeit des Resultates (der Anomalie) durch die Ungenauigkeit derReduktionsterme nicht mehr wesentlich ( mehr als 2–3 μgal) verschlechtert wird, sollten letztereeine Genauigkeit < 2–3 μgal haben. (Es wird < 2 μgal genommen, dann ist auch die relativeGenauigkeit ( 2 ) kleiner als 3 μgal.)10

11Das bedeutet für die erforderlichen Genauigkeiten der geometrischen Messungen, der Zeit und derDichte:MessgrösseLage derSchweremesspunkteHöhe derSchweremesspunkteLage derTopographiepunkteHöhe derTopographiepunktewird gebraucht für BerechnungvonNormalschwereFreiluft-Wirkung, Bouguer-PlattenwirkungWirkung der TopographieWirkung der Topographieerforderliche Genauigkeit Begründung2.3 m(in Nord-Süd-Richtung)6 mmrelativ zueinanderNahbereich:ab 1 m: > 8 cmab 2 m: > 60 cmab 5 m: > 1 mrelativ zu denSchweremesspunktenNahbereich:ab 1 m: > 8 cmab 2 m: > 60 cmab 5 m: > 1 m1 m Nord-Süd-Änderung bewirkt eineÄnderung der Normalschwere um ca. 0.84μgal.Eine Höhenänderung von 1 m bewirkt eineÄnderung der Freiluftwirkung um ca. 0.3mgal. Da die Bouguer-Plattenwirkung kleinerist als die Freiluftwirkung, genügt dort dieHöhengenauigkeit von 6 mm sowieso.Unter der Annahme einer maximalen lokalenSteigung von 45 %, würde bei einemLagefehler von 30 cm eine um 30 cm falscheHöhe für die registrierte Lage resultieren. MitHilfe der Formel für die Berechnung derTopographiewirkung wurde geschaut, abwelcher Höhenänderung die Differenz derSchwerewirkung > 2 μgal ist.siehe 2. Satz obenZeitpunkt derMessungDichterelativ zu denSchweremesspunktenGezeitenkorrektur 3 min Maximale vorkommende Änderung derGezeitenwirkung gemäss Gezeiten-Korrektur-Tabelle: 8 μgal in 15 minBouguer-Plattenwirkung, Für 1 mgemäss Formel für die Bouguer-Wirkung der Topographie Höhenunterschied Plattenwirkung.Da die Dichte kaum so genau bekannt ist,zwischen zweimuss sie bei der Auswertung solange variiertMesspunkten:werden, bis eine Lösung gefunden ist, bei der0.04 g/cm 3 die Anomalien nicht mehr mit den Höhenkorreliert sind.11

12Bruttodichte von Gesteinen (nach GASSMANN, 1962 und DALY et al., 1966)Bruttodichte inLockere SedimenteVerwitterungslehm und Erde 1,4 - 2,2Schotter (Kies und Sand, z.T. mit Lehm, lokal verkittet) trocken 1,5 - 2,3nass 1,9 - 2,5Schutt (Bergsturz und Gehängeschutt) 1,5 - 2,5Moräne 2,0 - 2,6Verfestigte SedimenteSandstein 2,0 - 2,6Mergel 2,0 - 2,6Konglomerate (Molassenagelfluh) 2,4 - 2,75Mergelige Kalke, Kalke, Kieselkalke 2,3 - 2,7meist 2,55 - 2,65Dolomite 2,6 - 2,8Anhydrit 2,8 - 3,0Gips 2,2 - 2,4Steinsalz 2,0 - 2,3Flysch (Mergelschiefer bis Kalkphyllite, SandsteineBreccien, Quarzite, Sandkalke, Kalke, Tonschiefer) 2,3 - 2,6ErgussgesteineRhyolith 2,2 - 2,6Trachyt 2,3 - 2,7Basalt 2,6 - 3,1TiefengesteineAnorthosit 2,64 - 2,92Granit 2,52 - 2,81Diorit (einschl. Quarz Diorit) 2,65 - 2,96Gabbro (einschl. Olivin Gabbro) 2,85 - 3,12Peridotit (frisch) 3,15 - 3,35Dunit (BIRCH, 1960) 3,20 - 3,31Syenit 2,63 - 2,90Pyroxenit 3,10 - 3,32Metamorphe GesteineBündnerschiefer (Kalkphyllite bis Kalkglimmerschiefer, sandigeKalmarmore, Dolomite, Quarzite, kalkarme Phyllite) 2,4 - 2,7Quarzit 2,5 - 2,65Feldspatreiche Gneise 2,55 - 2,7Biotitreiche Gneise und Glimmerschiefer 2,5 - 2,9Amphybolit 2,8 - 3,1Grünschiefer 2,7 - 3,1Serpentin 2,65 - 2,85Eklogit 3,1 - 3,5Granulit (Lappland) 2,6 - 3,1g3cm12

13ÜbungEinleitungIn der Ingenieurgeologie werden häufig gravimetrische Methoden angewandt, um alte Stollen, Gänge undHohlräume zu detektieren. So wird zum Beispiel beim Bau der TGV-Linie Paris-Lille dieMikrogravimetrie eingesetzt, um Schützengräben aus dem 1. Weltkrieg zu orten und so allfälligenErdrutschungen vorbeugen zu können. Bedingung zur Bestimmung von Hohlräumen ist, dass dieHohlräume genügend gross und genügend nahe an der Oberfläche sind.AufgabenstellungIm Gebiet der ETH-Hönggerberg verlaufen einige unterirdische Gänge, deren Lage bekannt sind. In dieserArbeit versuchen wir, mit gravimetrischen Methoden die Lage und Grösse eines Ganges unabhängig zubestimmen. Dazu werden entlang eines Profils quer zum betreffenden Gang Schweremessungendurchgeführt. Der Ort der Untersuchung wird in Abbildung 5.1 und 5.2 wider gegeben.Die Grösse und Tiefe dieses unterirdischen Ganges wurde zudem von Hand ausgemessen und wird mit denResultaten der Gravimetrie verglichen.Karte der ETH Hönggerberg13

14Plan der Untersuchungsgebietes mit Angaben zum Unterirdischen Gang.Um keine unnötig komplizierte und lange Berechnung durchführen zu müssen, wurde für dir Abschätzungder die Schwerewirkung eines unendlich langen Zylinders in einer unendlich ausgedehnten Platteberechnet. Als Dichtekontrast zwischen Platte und Zylinder wurde = 2.5 g/cm gewählt. Für eineAbschätzung der Grössenordnung ist dieses Vorgehen genügend genau.Die Berechnungen ergaben, dass in günstigen Fällen und einer mittlere Gangtiefe von etwa 3 MeternSchwereunterschiede von 50 bis 150 μgal zu erwarten sind.Das bedeutet, die Schwere muss genauer als auf 10 μgal gemessen werden, da sonst das Signal (50-150μgal) im Messrauschen untergehen dürfte. Mit einem Mikrogravimeter (Messgenauigkeit < 2 μgal) sollteman das gesuchte Signal jedoch klar erkennen können. Das bedingt aber auch, die Höhe und die Gezeitenentsprechend genau zu bestimmen, da sonst das Messrauschen bereits wieder zu hoch wird.Wenn der Schweregradient auf ein Mikrogal genau bestimmt werden soll, muss die Höhe auf gg= 1μgal mm = h= 3,25mm0.3086μgalgenau bestimmt werden. Die Zeit muss auf zwei Minuten genau bestimmt werden, um dieGezeitenkorrektur auf 1μgal genau erhalten zu können.14

15Gemäss der Berechnung der Normalschwere für das Referenzellipsoid mit einer Äquatorschwere von g Äqu= 9.7803267715 m/s 2 bewirkt ein Meter Nord-Süd Verschiebung bei uns etwa 0,81μgal. (Das ergibt einenEinfluss von 13 μgal auf unser ganzes Profil oder 0,41μgal/m.) Wenn das Profil geradlinig verläuft, kanndieser kleine Einfluss als Trend eliminiert werden. Für die Lage genügt es darum, die Breite auf 0.5° genauund die Richtung des Profilverlaufs zu kennen.Als Abtastrate entlang des Profils wird 1 Meter Abstand gewählt. Dieser Wert ist aus a-priori-Berechnungen der zu erwartenden Schwerewirkung hergeleitet. Um die Höhe der Messpunkte zubestimmen, wird nivelliert. Sowohl die Punkthöhen als auch die Stativhöhen des Gravimeters sollenMillimeter genau bestimmt werden. Zudem sind die Messungen direkt auf einer Stativplatte auf demBoden auszuführen, damit das gesuchte Signal noch möglichst stark ist.Für die Gezeitenkorrektur muss der Zeitpunkt der Messungen auf zwei Minuten genau bestimmt werden.Die Lage und Höhe der Messpunkte werden nur relativ bestimmt. Da sich das Messgebiet nur über 30Meter erstreckt und die Topographie in diesem Bereich recht monoton ist, ist dieses Vorgehen zulässig.Zudem spielen für die Mikrogravimetrie die absoluten Hauptanteile der Ferntopographie, derFreiluftanomalie und der Bougerplattenwirkung nur insofern eine Rolle, dass sie die Resultate um einenkonstanten Betrag verschieben. Die Wirkung ist auf alle Punkte im Messbereich aber gleich gross. DieWirkung des Ellipsoides und die Wirkung der Alpen sowie die Freiluftanomalie, die Ferntopographie unddie Bougerplattenwirkung rufen auf den Messdaten noch einen Trend hervor.Bestimmung des regionalen Trends des Profils a prioriDurch die Lage und Höhe des Profils unterliegen die Messwerte einem regionalen Trend. Dieser Trendstammt zum Teil von der Zunahme der Schwerewirkung vom Äquator zu den Polen, wegen derEllipsoidform der Erde und der Abnahme der Zentrifugalbeschleunigung. Ein weiterer Teil der Wirkungkommt durch den Höhenunterschied zum Ellipsoid, also durch die Freiluftwirkung und dieBougerplattenwirkung zustande.Der mittlere Normalschwegradient auf einer Breite von 47° beträg:glB=47°=0.81μgalmDas Profil verläuft mit einem Azimut von 300°. Daraus folgt als Schweregradient entlang des Profils: g lB=47°; Az=300° g= lB=47°0.81μgal0. 41μgal cos Az = 0,5 =mmDie durchschnittliche Höhenänderung entlang des Profils beträgt -24.3mm/m. Die Freiluftwirkung ist nachDefinition –0.3086 mgal/m. Damit wird die Freiluftwirkung entlang des Profils 7.48 μgal/m. g sprofil0.41μgal7.48μgal7. 89μgal= + =m m mDazu muss man noch die Wirkung der Alpenwurzel berücksichtigen. Diese beträgt entlang des Profils 1.7μgal/mDer theoretische Trend entlang des Profils (in Richtung SN) wird damit 9.59 μgal/m15

16Korrektur der DatenAnschliessend an die Messungen müssen die Daten noch korrigiert werden. Als erstes werden dieAblesungen transformiert, d.h. jeder Messwert des Gravimeters wird mit dem Faktor 1,1538 multipliziert(Instrumenten abhängiger Faktor). So werden die Schwerewerte in μgal erhalten.Als nächstes werden die errechneten Gezeitenwirkungen berücksichtigt. Des weiteren wird noch dieStativhöhe reduziert.Aus Messwerten des zu Beginn und am Ende gemessenen ersten Punktes des Profils wird dieInstrumentendrift bestimmt. Dann wird jede Messung proportional zum ihren Zeitunterschied zur erstenMessung korrigiertAuswertung der Messungen, Vergleich mit der TunnelausmessungMethode 1Die Schwerewirkungen von unendlich langen Tunneln mit verschiedenen Ausmassen wurden berechnetund alle im selben Massstab aufgezeichnet. Die Diagramme beinhalten die Wirkung von Tunneln mit 3 bis5 Metern Breite, 3 bis 5 Metern Höhe und der Tiefe der Oberkante von 1,5 bis 5 Metern. Alle Diagrammesind im Anhang dargestellt.Von den Messwerten wird der berechnete Trend subtrahiert. Weiter werden die Schwerewerte als Funktiondes Abstandes im selben Massstab wie in den Diagrammen auf einer Folie aufgetragen.Nun versucht man durch Überlagerung der Diagramme mit der Folie die Kurve mit der bestenÜbereinstimmung zu finden.Methode 2Durch die Punkte wird approximativ eine Kurve gezeichnet.Danach legt man je eine Tangente in die Wendepunkte der Kurve (Tangentenmethode). Von Auge wirddann der Bereich bestimmt, wo sich die Tangente gut an die Kurve annähert (Abbildung). DerAbszissenwert dieses Bereiches entspricht dann der Tiefe der Oberkante des Tunnels.Approximierte Kurve mit Tangenten (Tangentenmethode)16

17Tunnelquerschnitt und NebenschachtRequired tasks1. Make a minimum of 15 field measurements. Begin measuring at 2 meter intervals. If time permits,resample the profile with a 1 meter offset. For example, if you originally measured at x=0, 2, 4, 6,etc. meter, resample at x= 1, 3, 5, etc. meters.2. Process the data with the supplied Excel spreadsheet.3. Prepare a report detailing the experiment and your results. The report should including thefollowing:a. Overview of the experimentb. Detailed list of who did whatc. Explanation of data processing. This should be thorough. Include an explanation of each ofthe data corrections. Some questions to answer include (but are not limited to): Whichcorrections are most important to this particular study?; What is the sign (+ or -) of eachcorrection, and why?d. Summary of experiment: What did you do? What are your conclusions? This section shouldinclude presentation of your results, explaining both method 1 and method 2. Attach andexplain the fitted curves. Attach your spreadsheet.e. Discussion: What are the problems or limitations of the experiment? Given the precision ofyour measurements, what is the smallest feature you could resolve (assuming the samedensity difference)? Are gravity interpretations unique? Why or why not?17

18LiteraturvezeichnisHOLLENSTEIN, CHRISTINE; Mikro-Gravimetrie zur Detektion unterirdischer Gänge; Bericht zumVertiefungsblock; Bichwil; 1999.LACOSTE & ROMBERG GRAVITIY METERS, INC.; Instruction Manual for Gravimeter Typ G and D ;Austin Texas.PAVONI, N., RYBACH, L.; Geophysikalischer Geländekurs; Geologische Übersicht und Aufgabenstellung,ETH Zürich.WAGNER, JEAN-JACQUES; Elaboration d’une carte d’anomalie de Bouguer, étude de la vallée du Rhône deSt-Maurice à Saxon (Suisse); Kümmerly & Frey, Geographischer Verlag, Bern; 1970.BENTZ, A., Lehrbuch der angewandten Geologie, Bd. I, S. 424-484, Enke Verlag, Stuttgart, 1961.BIRCH, F., Journal of Geophysical Research, 65, p. 1083, 1960.DALY, R.A., MANGER, G.E. and S.P. CLARK, Density of rocks. In: Handbook of physical constants,Geological Society of America Memoir 97, p.20, 1966.DOBRIN, M.B., Geophysical Prospecting, p.169-262, McGraw-Hill, New York, 1960.GARLAND, G.D., The Earth‘s Shape and Gravity, Pergamon Press, London, 1965.GASSMAN, F. und M. Weber, Einführung in die angewandte Geophysik, S. 28-79, Verlag Hallwag, Bern,1960.HAALCK, H., Lehrbuch der angewandten Geophysik, Teil I, S. 27-155, Gebr. Borntraeger, Berlin-Nikolassee,1953.JORDAN-EGGERT-KNEISSL, Handbuch der Vermessungskunde, Bd. V und Va, MetzlerscheVerlagsbuchhandlung, Stuttgart, 1967 und 1969.JUNG, K., Über die Bestimmung der Bodendichte aus den Schweremessungen, Beiträge zur angewandtenGeophysik, Bd. 10, Heft 2, S. 154-264, 1943.JUNG, K., Angewandte Geophysik, 104 S., Wolfenbütteler Verlagsanstalt, Wolfenbüttel-Hannover, 1948.JUNG, K., Schwerkraftverfahren in der angewandten Geophysik, 348 S., Geest & Portig, Leipzig, 1961.KAHLE, H.-G., KLINGELE, E. und St. MUELLER, Zur Bedeutung der Schwerereduktion bei der Bestimmungder Figur und Massenverteilung der Erde, Zeitschrift für Vermessung, Photogrammetrie, Kulturtechnik, III/IV,S. 157-162, 1975.NETTLETON, L.L., Determination of density for reduction of gravity observations, Geophysics 4, p. 176-183,1939.NETTLON, L.L., Geophysical Prospecting for Oil, McGraw-Hill, New York und London, 1940.NETTLON, L.L., Elementary Gravity and Magnetics for Geologists and Seismologists, Monograph Series ofSociety of Exploration Geophysicists, 1, 1971.PARASNIS, D.S., Principles of Applied Geophysics, Methuen, London, 1962.TELFORD, W.M., GELDART, L.P., SHERIFF, R.E. and D.A. KEYS, Applied Geophysics, p. 7-104,Cambridge University Press, Cambridge, 1976.18


M A G N E T I S C H E P R O S P E K T I O N1A. ZielDie Gemeinde Obfelden bei Affoltern (ZH) hat eine längere Geschichte, die bis in dieSteinzeit zurückreicht. Als Zeuge römischer Kultur wurde im Jahr 1741 inzerfallenem altem Gemäuer auf freiem Feld der berühmte Goldschatz vonUnterlunnern entdeckt, der mit zerstreuten Mauerresten und einer Unzahl vonKeramikscherben und Ziegelstücken das Bestehen eines römischen Vicus (mitTöpferwerkstätten?) am Rande der Reussebene belegt hat.Magnetfeldkarte Unterlunnern (Landesamt f. Denkmalspflege, Kanton ZH; Dr. J. Leckebusch)Die heutige Aufgabe während des geophysikalischen Geländekurses besteht darin,solche Mauerstrukturen im Ortsteil Unterlunnern mit magnetischen Messmethodenzu orten und ihre Grösse und Tiefenlage zu eruieren.

B. Das Erdmagnetfeld - Grundlagen2Das erdmagnetische Feld wird an jedem Ort durch einen Vektor F dargestellt, derdurch die sogenannten erdmagnetischen Elemente beschrieben wird: dieTotalintensität F (F = ⏐F⏐), die Vertikalintensität Z, die Horizontalintensität H, dieDeklination D und die Inklination I.Dabei gilt: F 2 = Z 2 + H 2tg I = Z / HDie erdmagnetischen Elemente sind orts- und zeitabhängig. Im August 1999 wurdenin Zürich durch das Internationale Geomagnetische Referenzfeld (IGRF, s. Ref. (4))folgende Durchschnittswerte ermittelt:F = 47322 nT D = 0° 2´ östl. I = 63° 13´Im Lauf der Jahre und Jahrhunderte ändern sich die erdmagnetischen Elementeallmählich (sog. Säkularvariation). So beträgt die Deklinationsänderung dD/Jahr inZürich z.Z. ca. 5´ Ost. Die erdmagnetischen Elemente zeigen aber auch imZusammenhang mit dem Sonnenstand einen täglichen Gang. In der Schweizbetragen diese täglichen Schwankungen grössenordnungsmässig 50 nT für H, 10 nTfür Z und 0.2° für D. Dazu können unregelmässige Störungen auftreten, die alserdmagnetische Aktivität bezeichnet werden. Sie stehen in engem Zusammenhangmit der Sonnenfleckentätigkeit.Im angewandten Geomagnetismus geht es darum, örtliche Änderungen, d.h. lokaleAnomalien des erdmagnetischen Feldes möglichst genau zu bestimmen, die durchmagnetische Störkörper im Untergrund verursacht werden. Dabei müssen i.a. dietäglichen Variationen und eventuell auftretende erdmagnetische Aktivität beobachtetund berücksichtigt werden. Aus dem Verlauf der Anomalien und unter möglichstweitgehender Berücksichtigung geologischer Daten können Rückschlüsse auf dieTiefenlage, Grösse und Form der Störkörper gezogen werden.C. Magnetische MessinstrumenteFür die Feststellung lokaler Anomalien sowie zur Messung der zeitlichen Variationenkönnen die relativen Änderungen bestimmter erdmagnetischer Elemente gemessenwerden. Solche Differenzmessungen werden mit sogenannten magnetischenVariometern durchgeführt. Heute wird vor allem mithilfe desProtonenmagnetometers der Absolutbetrag der Totalintensität des geomagnetischenFeldes rasch und mit grosser Genauigkeit gemessen.

Das Protonenpräzessions-Magnetometer (Abk.: Protonenmagnetometer)3ArbeitsweiseDas Proton ist ein Elemantarteilchen. Es ist Bestandteil der Atomkerne. Der Kerndes Wasserstoffatoms ist mit einem Proton identisch. Das Verhalten der Protoneneines Protonenmagnetometers kann man sich folgendermassen vorstellen:Ein Proton entspricht einem kleine Stabmagneten, der sich schnell um seine eigeneLängsachse dreht. Das Proton versucht sich deshalb in die Richtung eines äusserenFeldes einzustellen. Die Einstellung in Feldrichtung wird zeitweilig verhindert, sodass das Proton um die Feldrichtung präzessiert (vgl. Spielkreisel unter demEinfluss der Erdanziehung). Dabei ist die Präzessionsfrequenz genau proportionalzur Feldstärke:ωProton = ηp Fmit ηp = gyromagnetische Verhältniszahl des Protons, F = TotalintensitätTechnische AusführungIn einem kleinen Plastikbehälter ist eine protonenreiche Flüssigkeit (Kerosen,Dekan) von einer Messspule umgeben. Bei der Messung wird in der Spule durcheinen Polarisationsstrom zunächst ein starkes Feld erzeugt, das die magnetischenMomente der Protonen in Richtung der (gewöhnlich horizontal E-W-gerichteten)Spulenachse ausrichtet. Nach Abschalten des Stromes beginnen die Protonen eineKreiselbewegung um die Richtung des äusseren Feldes, wobei für kurze Zeit eineWechselspannung von ca. 1 µV in der Messspule erzeugt wird. Deren Frequenz(=Präzessionsfrequenz) ist proportional zur Intensität des Feldes.

4D. Magnetische Feldmessungen mit Protonenmagnetometer GEOMETRICSG8561. SensorspuleVerbinde Sensor mit Elektronik. Der Sensor ist mit einem Pfeil und demBuchstaben "N" markiert. Der Pfeil sollte während der Messung ungefähr nachSüden oder Norden zeigen. Dadurch steht die Spulenachse in etwa senkrecht zumErdmagnetfeld und produziert ein optimales Signal.Genaue und konsistente Positionierung der Messspule beeinflusstdieWiederholbarkeit der Messungen. Ein 0.1 nT Magnetometer (G856) kannwegen hoher Feldgradienten, schneller Tagesvariation oder magnetischerVerschmutzung am Sensor leicht gestört werden. Natürlich muss die magnetischeUmgebung nicht durch den Operateur selbst gestört werden. Messer, Schlüssel,Uhren, Reissverschlüsse, Gürtelschnallen, Schmuck können gewaltig stören (Testeden Einfluss solcher Gegenstände!). Der Sensor sollte stest auf dasAluminiumrohr montiert sein, so dass er nicht zu nahe am Boden steht.Messungen direkt am Boden werden nicht befriegende Resultate erbringen.Bedienungsanleitung für GEOMETRICS G-856

2. Messungen6OperationEs werden zwei Protonenmagnetometer eingesetzt für synchrone Messungen. Daseine wird an einem bestimmten Ort fixiert und dient als Basisstation zurBeobachtung zeitlicher Variationen des Feldes (z.B. Tagesvariation). Es wird inautomatischem Messmodus gestartet, sobald die Vermessung vermuteterAnomalien mit dem anderen beweglichen Magnetometer beginnt. Beide Gerätewerden vor Messbeginn vom Assistenten/in für synchrone Messungeneingerichtet.Der eigentliche Messvorgang wird durch Drücken der READ-Taste gestartet. Istdie Messung akzeptabel, wird der Wert durch Drücken der STORE-Tastegespeichert. RECALL erlaubt Wiederaufrufung eines oder mehrerer Messwerte,ERASE,ERASE entfernt unerwünschte oder falsche Daten.Line NumberDie Speichermöglichkeit des G-856 erleichtert die Datenregistrierung. Dabei kannjede Vermessungslinie durch den line number Modus (3-stellige Zahl wird gesetztdurch Drücken von TIME, SHIFT, Zahl, und ENTER) leicht markiert werden.Linienzahl und Messabstand können als Kodierung angegeben werden. Jedemgespeicherten Messwert wird eine Stationszahl zugewiesen.DatenerfassungNach Beendigung der Messungen im Gelände kann das Magnetometer über eineRS-232-Schnittstelle an einen Drucker oder einen PC angeschlossen werden. NachDrücken von OUTPUT, SHIFT, beliebiger Stationszahl, ENTER wird eine Liste mitLine Number, Julianischem Datum, Tageszeit, Stationsnummer undFeldmesswert wird ausgedruckt oder auf den PC zur weiteren Bearbeitungüberspielt.

E. Interpretation magnetischer Geländemessungen7Lokale Anomalien des Erdmagnetfeldes variieren stark in Form und Amplitude. Eineunendliche Zahl von möglichen Störkörpern kann eine gegebene Anomalie erzeugen.Qualitative und quantitative Interpretationen einer Anomalie sind deshalb aufgeologische Stützargumente bezüglich des magnetischen Charakters einesStörkörpers angewiesen.Anomalien können mithilfe zahlreicher Anordnungsformen von magnetischenDipolen und Monopolen erklärt werden. Die Feldlinien eines Dipols und einesMonopols (letzterer spielt als "entarteter" Dipol eine wichtige Rolle ingeophysikalischen Modellrechnungen) sowie geologisch sinnvolle Anordnungendieser beiden Grundelemente sind in der folgenden Abbildung dargestellt:

F. Einfache Anomalienquellen8F1. Feld eines Monopols oder Punktpols (Geologisches Modell: z.B. Vulkanschlot)+ xS0F xP•INzrFF z•- MF Erde∆F-Anomalie beobachtet auf N-S-Profil; Monopol mit Moment -M in Tiefez;Beobachtungspunkt P im Horizontalabstand x vom Aufpunkt 0.F : Monopolfeld in Radialrichtung (r); Fx, Fz : Horizontal-, resp. Vertikalfeldkomponentevon F (Totalfeld); F Erde : Totalfeld der Erde mit Inklination I.Monopolfeld: Totalfeld F = - M / r2mit: Fz = F . z / r = - M . z / r3 = - M . z / (z2 + x2) 3/2Fx = - M . x / (z2 + x2) 3/2 für [ - ∞ < x < ∞ ]Da Tx im obigen Fall T Erde auf der Profilnordseite entgegengesetzt gerichtet ist, wird∆H (Horizontalfeldstörung) in diesem Bereich negativ. Da Tz das Erdfeld verstärkt,wird ∆Z (Vertikalfeldstörung) positiv:∆H = - M . x / (z 2 + x 2 ) 3/2∆Z = M . z / (z2 + x2) 3/2Für die Totalfeldanomalie gilt:∆F = ∆Z . sin I + ∆H . cos I= M . (z . sin I - x . cos I) / (z2 + x2) 3/2oder mit Substitution: x 1 = x / z∆H = - (M / z2) . x 1 / (1 + x 12) 3/2∆Z = (M / z 2 ) . 1 / (1 + x 12 ) 3/2

F2. Feld eines Dipols (Geologisches Modell: z.B. Erzlinse;Archäologisches Modell: z.B. Feuerstelle, Brennofen)9Dipolfeld allgemein: Totalfeld F = M / r 3Die Feldrichtung und -grösse durch Radial- und Tangentialkomponente gegebenmit:F r = 2 M cosθ /r 3(radial)F θ = M sinθ /r 3 (tangential)so dass F = ( F r2 + Fθ 2 ) 1/2 = M / r 3 ( 1 + 3 cosθ 2 ) 1/2Das Dipolfeld wird aus dem Feld zweier benachbarter Monopole verschiedenenVorzeichens durch infinitesimale Annäherung entwickelt. Vereinfacht kann das Feldeines Dipols aus der Differenz benachbarter Monopole berechnet werden. Damitkann aus den im Praktikum gemachten Totalfeldmessungen die Tiefenlage z m unddas magnetische Moment m des Dipols bestimmt werden.Beispiel:150100Monopol -> DipolM+Modellparameter:M = ± 1000 nTm 2M+: z=2.5 m; M-: z=3.5 mInklination I = 65°Totalfeld (nT)500-50M--100-30 -20 -10 0 10 20 30Horizontalabstand (m)

10F3. Feld einer Monopol- oder Punktpollinie(Geologisches Modell: z.B. Nach unten nicht begrenzter Gang oderStufe)Die Punktpollinie besteht aus einer unendlichen Anzahl infinitesimalerPunktpolelemente mit der Polstärke dM = M . dy (y-Richtung = Linienrichtung)und der dazugehörigen Totalfeldstärke dT = M . dy / r 2 . Dann ergibt sich nachIntegration über die Linie:∆H = - 2 . M . x / (z 2 + x 2 )∆Z = 2 . M . z / (z 2 + x 2 )Für die Totalfeldanomalie gilt:∆F = ∆Z . sin I + DH . cos I . cos ε= 2 . M . (z . sin I - x . cos I . cos ε) / (z 2 + x 2 )wobeiε = Profilrichtung quer zum Streichen derMonopollinieoder mit Substitution:x 1 = x / z∆H = - (2 . M / z) . x 1 / (1 + x 12 )∆Z = (2 . M / z) . 1 / (1 + x 12 )MERKE:Anomalien von Punktpollinien fallen ab mit der 1. Potenz von z.Anomalien von Monopolen fallen ab mit der 2. Potenz von z.Anomalien von Dipolen fallen ab mit der 3. Potenz von z.

EMPFOHLENE ODER BENUTZTE LITERATUR11(1) Dobrin, M.B. and Savit, C.H. (1988): Introduction to Geophysical Prospecting.McGraw-Hill, NewYork.(2) Grant, W.S. & West, G.F. (1965): Interpretation Theory in Applied Geophysics.McGraw-Hill, NewYork.(3) Haalck, H. (1956): Ein Torsionsmagnetometer zur Messung derVertikalkomponentedes erdmagnetischen Feldes. Askania-Warte Nr. 50, Berlin.(4) http://www.ngdc.noaa.gov:80/seg/potfld NOAA National Data Centers,NGDC bietet diverse Daten und Modelle des heutigen und desvergangenen geomagnetischen Feldes.(5) SCINTREX Instruction Manual (1974): MP-2 Proton Precession Magnetometer,Concord (Ontario, Kanada).(6) Telford, W.M., Geldart, L.P. & Sheriff, R.E. (1990): Applied Geophysics,CambridgeUniversity Press, Cambridge.(7) Gemeinde Obfelden, Ortsbeschreibung, 28 S., Steiner Druck Obfelden, 1999.FH/24. September 2002


GeothermikGeophysikalischer FeldkursTEMPERATUR- UND WÄRMELEITFÄHIGKEITSMESSUNGEN FÜRWÄRMEFLUSSBESTIMMUNGENJ.-C. Griesser und L. Rybach(Überarbeitet von D. Bächler und S. Signorelli)INHALT1. Einleitung2. Der Wärmefluss3. Temperaturmessung im Bohrloch4. Messung der Wärmeleitfähigkeit5. Aufgabenstellung6. Literaturverzeichnis1. EINLEITUNGDie Geothermik befasst sich mit den thermischen Zuständen und Vorgängen im Erdinneren.Die GeothermikerInnen versuchen, das Temperaturfeld im Untergrund (d.h. die räumlicheTemperaturverteilung bzw. die Temperaturzunahme mit der Tiefe) zu erfassen, z.B. durchTemperaturmessungen in Tiefbohrungen. Ein weiteres Ziel der Geothermik ist die Abklärungder Vorgänge, die zu einer gegebenen Temperaturverteilung geführt haben.Dabei kann es sich um reine Wärmeleitung handeln oder um Effekte von konvektivemWärmetransport, beispielsweise durch zirkulierende Tiefenwässer.Geologische Prozesse, wie etwa die Vorgänge der Plattentektonik, haben ihre spezifischengeothermischen Hintergründe, wie z.B. die temperaturabhängige Viskosität im Erdmantel.Der an der Erdoberfläche messbare terrestrische Wärmefluss q enthält Informationen über diegeothermischen Verhältnisse im Erdinneren, bzw. über die Erzeugung, Transport undSpeicherung von Wärme. Diese Zusammenhänge können durch die folgende generelleBeziehung zwischen Temperaturverteilung und den geothermischen Prozessen ausgedrücktwerden:1

GeothermikGeophysikalischer Feldkurs∂T− ∇q= ∇( λ ⋅∇T) − A + cρ+ c′ρ′v ⋅∇T(1)∂tWo T die Temperatur, t die Zeit, λ, c und ρ die Gesteins-Wärmeleitfähigkeit, -Wärmekapazität, -Dichte und A die Wärmequellendichte bezeichnen, ferner c' und ρ' dieentsprechenden Parameter für Material in Bewegung (z.B. Wasser oder Magma) mit derGeschwindigkeit v . Im eindimensionalen Fall (z-Achse nach unten) reduziert sich (1) zu∂q∂z2∂ T= λ2∂z∂T= cρ − c′ρ′v∂tz∂T− A∂z(2)(v z ist positiv bei Aufwärtsbewegung)Unter stationären Bedingungen entfällt der erste Term auf der rechten Seite von (2), ohnekonvektiven Wärmetransport der zweite Term. Analytische Lösungen mit denFragestellungen entsprechenden Anfangs- und Randbedingungen oder numerischeRechenverfahren erlauben die Behandlung von kleinräumigen bis globalen geothermischenVorgängen.Nebst wissenschaftlichen Interessen (z.B. Geodynamik) ist die Temperaturverteilung in denobersten Kilometern der Erdkruste auch von zunehmend praktischer Bedeutung: alsPlanungsgrundlage für unterirdische Bauten, für die Speicherung von Kohlenwasserstoffenund von Wärme, für die Bewirtschaftung von Grundwasservorkommen,für die Lagerung von radioaktiven Abfällen in geologischen Formationen.Für die Abschätzung des geothermischen Potentials einer Gegend, sowie für die Nutzunggeothermischer Energie ist die Kenntnis der Temperaturverteilung im Untergrund ebenfallsvon entscheidender Bedeutung.2. DER WÄRMEFLUSSDer vertikale konduktive Wärmefluss q z berechnet sich nach folgender Beziehung:q zdT= λ ⋅(3)dzwobei:λ= Gesteinswärmeleitfähigkeit [Wm -1 °C -1 ]dTdz=Temperaturgradient [°Cm -1 ](positiv bei zunehmender Temperatur mit der Tiefe)2

GeothermikGeophysikalischer FeldkursZur Wärmeflussbestimmung sind also zwei unabhängige Messungen notwendig:1) Temperaturmessungen (meist in Bohrlöchern) zur Gradientenermittlung2) WärmeleitfähigkeitsmessungBei horizontal geschichteten Medien mit verschiedenen Wärmeleitfähigkeiten gilt :dT dTdT⋅ λ1= ⋅ λ2= ..... = ⋅ λi= qz(4)dz dzdz12Die Temperatur als Funktion der Tiefe kann bestimmt werden durch:wobeiidziT (z) = T0+ qz⋅∑ [°C] (5)λiT 0 = Oberflächentemperatur (= mittlere Jahrestemperatur)λ i = Wärmeleitfähigkeit der Schicht idz i = Mächtigkeit der Schicht iist.i3. TEMPERATURMESSUNG IM BOHRLOCHTemperaturmessungen in Bohrlöchern erlauben die Bestimmung des Temperaturgradientenund zusammen mit der Wärmeleitfähigkeit die Berechnung des Wärmeflusses.Der durchschnittliche Temperaturgradient liegt bei ca. 30°C/km. Er nimmt im allgemeinenmit der Tiefe ab. Dies ist in Oberflächennähe eine Folge der zunehmenden Kompaktion derplastischen Sedimente und damit einer generellen Zunahme der Wärmeleitfähigkeit mit derTiefe (vgl. Gleichung (4)). In der kristallinen Erdkruste hat die Abnahme desTemperaturgradienten seine Ursache in der Wärmeproduktion dieser Gesteine (Zerfall derradioaktiven Isotope U, Th, K).3

GeothermikGeophysikalischer FeldkursFür das Schweizerische Mittelland wurden folgende mittlere Gradienten als Funktion derTiefe ermittelt (BEW, 1981).Tiefe [m] Gradient [°Ckm -1 ]0 - 200 38.4200 - 500 35.4500 - 1000 33.21000 - 3000 29.43000 - 5000 23.0Der durchschnittliche Wärmefluss liegt in der Schweiz bei 90 mWm -2 (BODMER &RYBACH, 1984), wobei im Jura etwas höhere und gegen die Alpen hin abnehmende Wertebestimmt wurden.In einem konduktiven Milieu, das heisst in Gebieten ohne Wärmetransport durchWasserzirkulation, reflektieren Änderungen des Temperaturgradienten, Änderungendes Wärmeflusses und/oder der Wärmeleitfähigkeit.In konvektiven Gebieten (mit einer ausgeprägten Wasserzirkulation in gut durchlässigenHorizonten (= Aquifere) oder entlang von Klüften) findet eine mehr oder weniger starkeStörung des konduktiven Temperaturfeldes statt.Temperaturmessungen in Bohrlöchern dienen aber nicht nur dazu Auskunft über dieTemperaturverteilung im Untergrund zu erhalten, sondern können auch folgendeInformationen liefern :• Detektion von Wassereintrittsstellen und damit verbunden:Detektion von Klüften oder hochpermeablen Zonen.• Bei Temperaturmessungen während eines Pumpversuchs:Bestimmung der Wassermengen, die in den einzelnen Niveaus eintreten.• Lage der Zementation von Verrohrungen:Beim Abbinden des Zements entsteht Wärme.• Lage von Gaseintrittszonen:Abkühlung bei der Expansion des Gases im Bohrloch.• Verwendung der Temperatur zur Korrektur temperaturabhängiger Parameter, wieDichte, Salinität und elektrische Leitfähigkeit der Bohrlochflüssigkeit.4

GeothermikGeophysikalischer Feldkurs3.1. Der Messvorgang / Aufbereitung der MesswerteDie Temperaturmessungen werden, wenn immer möglich, in wassergefüllten Bohrlöcherndurchgeführt.An einem Kabel wird eine Temperatursonde (siehe nächstes Kapitel) in das Bohrlochgelassen, wobei die Temperatur entweder in diskreten Abständen (0.1 – 10 m) registriert oderkontinuierlich auf Papier aufgezeichnet wird.Im Gegensatz zu den meisten andern bohrlochgeophysikalischen Messungen erfolgt dieMessung von oben nach unten, um eine Störung der Bohrlochtemperatur durch die Bewegungder Sonde zu vermeiden.In Oberflächennähe ist das Temperaturfeld durch die tageszeitlichen und jahreszeitlichenLuft-Temperaturschwankungen nachhaltig gestört. Diese Störungen sind bis in etwa 20 mTiefe bemerkbar. Deshalb sollten Bohrungen, die für regionale Temperaturmessungenvorgesehen . sind, mindestens 100 m tief sein.Das Temperaturfeld ist aber auch heute noch bis in grosse Tiefen (km-Bereich) durch dasPaläoklima (Eiszeiten, Warmzeiten) gestört.BIRCH (1948) entwickelte eine Methode zur paläoklimatischen Korrektur des Gradientfeldes.Das Temperaturfeld wird weiter durch die Topographie beeinflusst (Figur 1). Unter Tälernwerden die Isolinien geschart und unter Hügeln gespreizt.G U : Ungestörter GradientG B : Gradient unter einem BergG B : Gradient unter einem TalG B < G UG T > G UFig. 1: Einfluss der Topographie auf das Temperaturfeld (schematisch)Eine Beschreibung der Topographiekorrektur, von Temperaturmessungen mit Beispielen ausden Zentralalpen ist in BODMER et al. (1979) enthalten.5

GeothermikGeophysikalischer FeldkursZur Berechnung des Wärmeflusses in einer Bohrung müssen die oben beschriebenen Effektekorrigiert werden. In unserer Bohrung in Hausen wird allerdings darauf verzichtet, da derUnterschied zwischen korrigiertem und unkorrigiertem Temperaturgradient weniger als 10%ausmacht.Die Beurteilung, ob die gemessenen Temperaturen kleinräumig durch zirkulierende Wässergestört sind, erfolgt visuell. Weichen die gemessenen Werte stark von einem linearenTemperatur-Tiefenverlauf ab, muss mit einem konvektiven Wärmetransport im umgebendenGestein gerechnet werden.Einen starken Einfluss auf die Genauigkeit einer Temperaturmessung hat die Konve-ktion imBohrloch selber. Sobald der gemessene Temperaturgradient G grösser als ein gewisserkritischer Gradient G c ist, bilden sich Konvektionszellen im Bohrloch im dm-m-Bereich, dieWärme umlagern.Nach GRETENER (1967) gilt für G c :Gcg ⋅ α ⋅ T R ⋅ ν ⋅ κ= +(6)4cpg ⋅ α ⋅ r123 14243ABEs gilt:In wassergefüllten Löchern ist B>>Ag= Schwerebeschleunigung [9.81 m s -2 ]T= Absolute Temperatur [°K]α= Thermischer Expansionskoeffizient der Bohrlochflüssigkeit [3*10 -4 K -1 ]c P = Spezifische Wärme vom Wasser [4100 J kg -1 K -1 ]ν= Kinematische Viskosität vom Wasser [10 -6 m 2 s -1 ]κ= Temperaturleitfähigkeit vom Wasser [10 -6 m 2 s -1 ]r= Radius des Bohrlochs [m]R= Rayleigh-ZahlR= 216 für Zylinder mit einer Länge >>2r und für laminare Strömung6

GeothermikGeophysikalischer FeldkursEine Abschätzung der maximalen Temperaturvariation δT A als Folge der Konvektion gabenDIMENT & URBAN, 1983):δT A ≅ C⋅G⋅r (7)wobei:C= Konstante: 5 - 10G= Temperaturgradient [°Cm -1 ]R= Bohrlochradius [m]Mit Hilfe der gemessenen Temperaturgradienten lässt sich direkt der konvektions-bedingteFehler abschätzen.3.2. Das TemperaturmessgerätDie wichtigsten Komponenten eines Gerätes zur Messung von Temperaturen in einemBohrloch sind:• Sonde mit Kabelrolle und Tiefenmesser• Elektronisches Verarbeitungs- und RegistriergerätDie Sonde besteht aus einem druckresistenten und wasserdichten Gehäuse, in welchem derTemperaturfühler enthalten ist. Es handelt sich hierbei um einen temperaturabhängigenWiderstand, einen sogenannten Thermistor. Das angeschlossene Kabel ist 2-, 3- oder 4-adrigund isoliert. Für grössere Tiefen und Temperaturen werden Teflon-armierte Kable verwendet.Der Kabeltransport erfolgt entweder mit Hilfe eines elektronisch gesteuerten Motors odermanuell. Das Kabel wird in jedem Fall über einen Tiefenmesser geführt, der die aktuelle Tiefeder Sonde anzeigt.Es gibt verschiedene Methoden der Temperaturmessung. Im Feldkurs werden Messungenbasierend auf der "4-Leiter-Technik" durchgeführt: diese Anordnung besteht aus zweiStromkreisen (vgl. Figur 2):7

GeothermikGeophysikalischer FeldkursFigur 2: Schema der "4-Leiter-Technik". A: Speisekreislauf, B: MesskreislaufIm Stromkreis A, dem Speisekreislauf, fliesst ein konstanter Strom. Im Stromkreis B, demMesskreislauf, fliesst kein Strom, es ergibt sich somit kein Spannungsabfall aufgrund derLeitungswiderstände R L in B, und es können niedrigohmige temperatur-abhängigeWiderstände verwendet werden. Die gemessene Spannungsänderung ist also nur durch dieWiderstandsänderung des Thermistors bedingt. Als Thermistor wird ein Pt 100-Messwiderstand mit hoher Stabilität eingesetzt. Es handelt sich hierbei um eine sehr feingearbeitete Spirale aus Platin, welche bei 0 °C einen Widerstand von 100 Ohm aufweist. Mitzunehmender Temperatur nimmt der Widerstand nicht linear zu. Zwischen 0 °C und 50 °Cerhöht sich der Widerstand jedoch mit einer beinahe konstanten Rate zwischen 0.38 und0.39 Ohm°C -1 .Jeder Thermistor hat eine gewisse Drift. Dies bedingt, dass die Sonde alle paar Monate ineinem Wasserbad mit genau bekannter Temperatur (Eichbad) neu kalibriert werden muss. Imin diesem Kurs interessierenden Temperaturbereich (0 °C – 50 °C) ist die Beziehungzwischen der gemessenen (T g ) und der wahren Temperatur (T w ) als linear anzunehmen(analog zur Beschreibung im letzten Abschnitt). Aus der Eichung der Sonde erhält manSteigung a und Offset b der Eichbeziehung:T w = a.T g +b (8)Generell versorgt das elektronische Verarbeitungs- und Registriergerät die Sonde mit derbenötigten Spannung und berechnet aus den gemessenen Spannungen (oder Frequenzen) eineerste Temperatur (T g ) . Mittels der Eichformel (8) kann dann die wahre Temperatur (T w )8

GeothermikGeophysikalischer Feldkursbestimmt werden. Falls vorhanden steuert diese Einheit auch die Ausgabe der Messwerte aufPlotter oder Speichermedium.Im Feldkurs wird ein Hand-Registriergerät des Typs P550 verwendet (vgl. Figur 3). DieCharakteristik dieses Präzisionsmessgerätes ist folgende: Es besitzt eine Anzeige-Auflösungvon 0.01 °C. Die Messgenauigkeit beträgt über den gesamten Messbereich (-200 °C bis+200 °C) ±0.03 °C. Es bietet die Möglichkeit der Speicherung von Minimal-, Maximal- undDurchschnittswert.Wichtig ist, dass eine spezielle Kalibrierfunktion im Gerät integriert ist. Die Werte a und bwerden während dem Eichvorgang im Gerät bestimmt und somit erübrigt sich dienachträglich Umrechnung der Werte T g in T w anhand der Formel (8).Der Messvorgang ist grundsätzlich sehr einfach. Die Messwerterfassung geschieht mit demEinschalten des Gerätes. Es gilt stets zu warten bis sich der Wert stabilisiert hat.Am Institut für Geophysik der ETHZ stehen 2 verschiedene Typen von Mess-Apparaten zurVerfügung: Eine automatische Apparatur für Temperaturmessungen bis 2 km Tiefe, sowieeine manuelle Sonde mit 500 m Kabellänge. Diese 500 m-Sonde wird für dasGeländepraktikum eingesetzt.Die gemessene Temperatur wird digital auf einem Display angezeigt und muss von Handnotiert werden.9

GeothermikGeophysikalischer FeldkursFigur 3: Präzisionstemperaturmessgerätes des Typs10

GeothermikGeophysikalischer Feldkurs4. MESSUNG DER WÄRMELEITFÄHIGKEITDie Wärmeleitfähigkeitsmessungen an Bohrkernproben werden mit Hilfe eines QTM-Gerätes("Quick Thermal Conductivity Meter") ausgeführt. Das Messprinzip der Apparatur beruht aufder transienten Methode und erlaubt, Messungen in sehr kurzer Zeit auszuführen. EineLinienquelle (Heizdraht) wird an eine ebene Fläche einer Gesteinsprobe angedrückt, so dassdiese mit konstanter Leistung aufgeheizt wird. Ein Thermoelement misst dieTemperaturzunahme (ca. 10 - 20 °C) in der Mitte des Heizdrahtes; dieser Anstieg erlaubt dieWärmeleitfähigkeit der Probe zu bestimmen. Der Messwert (Wm -1 °K -1 ) wird nach ca. 30Sekunden am Gerät digital angegeben. Die Genauigkeit der Apparatur beträgt etwa +/- 5 %,die Reproduzierbarkeit um +/- 2 % des gemessenen Wertes.Die untenstehende Tabelle zeigt eine Zusammenstellung der durchschnittlichenTabelle 1: Wärmeleitfähigkeit von Gesteinen der Schweiz aus (SCHAERLI (1980)):Lithologie Wärmeleitfähigkeit [Wm -1 °C -1 ]Sandsteine 3.27 ± 0.96Kalke 2.89 ± 0.49Dolomite 3.95 ± 0.84Mergel 2.07 ± 0.68Tone 1.54 ± 0.46Tonige Anhydrite 4.44 ± 1.42Kristalline Gesteine 3.21 ± 0.5611

GeothermikGeophysikalischer Feldkurs4.1. MessprinzipDie Messung der unbekannten Wärmeleitfähigkeit λ p basiert auf dem Prinzip der Linienquelle(siehe CARSLAW and JAEGER, 1959). Der Heizdraht ist dabei zur Hälfte umgeben voneinem Material mit bekannter Wärmeleitfähigkeit Κ 0 (in der Messsonde) und zur Hälfte vonder zu messenden Probe (siehe Figur 4).Die gesuchte Wärmeleitfähigkeit λ p lässt sich dabei folgendermassen bestimmen:Kp2 ln(t2/ t1)= K ⋅ I − H(9)V − V21I= Heizstrom [Amp]wobei K und H spezifische Konstanten der Sonde sind. V 1 und V 2 bedeuten dieAusgangsspannungen des Thermoelements zur Zeit t 1 bzw. t 2 . V 2 -V 1 ist proportional zu∆T= T 2 -T 1 :(V 2 -V 1 ) = η -∆T (10)η = thermoelektrische Kraft [mV°C -1 ]Figur 4: Schematische Darstellung des Prinzips einer Wärmeleitfähigkeitsmessung.12

GeothermikGeophysikalischer Feldkurs4.2. GerätekomponentenDas QTM-Gerät besteht aus 2 Komponenten :• einer bügeleisenförmigen Mess-Sonde• eines elektronischen Regel- und VerarbeitungsgerätesDie QTM-Sonde besteht aus einem Heizdraht und einem Thermoelement, welche auf derUnterseite der Fussplatte aufgespannt sind (Figur 5).Das Thermoelement liegt im Zentrum derFussplatte in direktem Kontakt mit der Oberfläche des Heizdrahtes. Die Fussplatte, mitsamtden Drahtanschlüssen, ist in einem Metallgehäuse mittels Schrauben aufgehängt und wirddurch zwei Federn leicht nach aussen gedrückt, so dass durch Anpressen der Sonde an dieProbenoberfläche ein guter Kontakt zwischen Probe und Fussplatte gewährleistet ist. Umauch feuchte Proben messen zu können, ist die Fussplatte durch eine dünne Folie abgeschirmt.Figur 5: Schematische Darstellung des Wärmeleitfähigkeitsmesssonde.Das elektronische Regel- und Verarbeitungsgerät steuert die Aufheizung des Heizdrahts,registriert die Messungen des Thermoelements und führt nach Formel (9) die Berechnung dergesuchten Wärmeleitfähigkeit durch.Durch die kurze Aufheizzeit von maximal 50 sec wird nur ein Volumen von max. 8 mmRadius um das Thermoelement durch die Messung erfasst. Durch kleinräumige Änderungender Wärmeleitfähigkeit in der Probe, wie verschiedenartige Mineralkörner, Poren und Klüfte,können grosse Streuungen in den Einzelwerten auftreten.13

GeothermikGeophysikalischer FeldkursDie Leitfähigkeit einer Probe kann somit erst durch Mittelung mehrerer Einzelmessungen anverschiedenen Punkten der Probenfläche bestimmt werden.4.3. Bedienungsanleitung zum QTM-GerätFigur 6: Schematische Darstellung des elektronische Regel- und Verarbeitungsgerät.1. Gerät einschalten 1/2 h warten2. Eichung HEATER 8MODE CALZERO 0RESETSTART Anzeige muss zwischen 0.98 und 1.02 liegen3. Messung des Standards1.32 ± 0.07 (Wm -1 °K -1 ) HEATER 4MODE HIGHZERO 0 (Sonde auf Platte)RESETSTART14

GeothermikGeophysikalischer Feldkurs0.229 ± 0.011 (Wm -1 °K -1 ) HEATER 2MODELOWZERO 0 (Sonde auf Platte)RESETSTART0.049 ± 0.002 (Wm -1 °K -1 ) HEATER 0.5MODELOWZERO 0 (Sonde auf Platte)RESETSTARTWenn die gemessenen Werte ausserhalb des angegebenen Bereiches liegen, müssen dieSondenkonstanten neu eingestellt werden.4. Messung der Proben HEATER (gemäss Tabelle 2)MODE (gemäss Tabelle 2)ZERO 0 (Sonde auf Platte)RESETSTARTNach jeder Messung Sonde 3 Minuten auf Kühlplatte stellen.Bei feuchten Proben ist darauf zu achten, dass diese nicht austrocknen.Tabelle 2: Einstellung der HEATER- und MODE-WählerWärmeleitfähigkeit der Probe HEATER- Position MODE- Position0.1 oder tiefer 0.5 oder 1 LOW0.1 - 0.3 2 LOW oder HIGH0.3 - 2.0 4 HIGH2.0 oder höher 8 HIGHBei unbekannter Wärmeleitfähigkeit mit tiefster Einstellung beginnen!15

GeothermikGeophysikalischer Feldkurs4.4. Wärmeleitfähigkeit senkrecht und parallel zur SchichtungIn texturierten Gesteinen ist die Wärmeleitfähigkeit richtungsabhängig ("Anisotropie").Figur 7: Wärmeleitfähigkeitsmessungen senkrecht und parallel zur SchichtungDer gemessene Wert (K gs )entspricht nicht direkt derWärmeleitfähigkeit senkrecht zurSchichtung (K S ).Der gemessene Wert entspricht derWärmeleitfähigkeit parallel zur Schichtung(K P )Nach SCHAERLI (1980)berechnet sich K S nach:K =S(KKgsP)2Wenn keine Schichtung erkennbar ist, wird die Sonde senkrecht bzw. parallel zum Bohrkerngehalten.5. AUFGABENSTELLUNGDie Bohrung Hausen HH1 mit einer Tiefe von 408 m wurde im Rahmen einesgeothermischen Forschungsprojektes im Jahre 1983 erstellt und durchfährt das Mesozoikumvom Lias bis in den Mittleren Muschelkalk. Eine genaue stratigraphische Einteilung derdurchfahrenen Schichten zeigt Beilage 1.Die Bohrung liegt ca. 500 m südlich der Jura-Hauptüberschiebung, welche sich von Dielstorfim Osten bis gegen den Passwang im Westen verfolgen lässt und den Falten- vom Tafeljuratrennt (siehe Beilage 2).16

GeothermikGeophysikalischer FeldkursDiese Überschiebungszone bildet ein bedeutendes Warmwasseraufstiegsgebiet.Oberflächliche Indikationen sind die Thermalquellen von Baden, Schinznach und Lostorf;Warmwasser-Eintritte im Hauensteintunnel.Dieser grossräumige konvektive Wärmetransport schlägt sich auch im regionalenTemperaturfeld nieder. Entlang der Trogränder des Nordschweizerischen Permokarbontroges(Südrand: Jura-Hauptüberschiebung) werden sehr hohe Gradienten und Wärmeflüssegemessen (siehe Beilage 3).Im Laufe des zur Verfügung stehenden halben Tages werden folgende Arbeiten durchgeführt:A) im Feld (Bohrung Hausen HH1)• Bestimmung des Wasserspiegels (mit Lichtlot).• Messen der Temperatur alle 10 m bis 400 m Tiefe.• Bestimmen der wahren Temperatur mit Hilfe der Eichformel (8) (wird im Praktikumverteilt).B) im „Büro“• Graphische Darstellung der Messungen.• Bestimmung des Temperaturgradienten.• Abschätzung des Einflusses der Bohrlochkonvektion auf die Mess-Genauigkeit(Bohrlochdurchmesser = 149 mm, 5 7/8").• Messung der Wärmeleitfähigkeit an Gesteinsproben.• Berechnung des Wärmeflusses der Bohrung Hausen, Interpretation.• Abschätzung der Temperatur in 5 km Tiefe6. LITERATURVERZEICHNISBEW (1981): Geothermische Datensynthese der Schweiz, Schriftreihe des Bundesamtes fürEnergiewirtschaft, Studie Nr. 26, 122 S.BIRCH, F. (1948): The effect of pleistocene climatic variations upon geothermal gradient,Am. J. Sci. 246, 729-760.BODMER, Ph. & RYBACH, L. (1984): Geothermal Map of Switzerland (Heat FlowDensity). Beitr. Geol. Schweiz, Ser. Geophys. Nr. 22, 48 S.17

GeothermikGeophysikalischer FeldkursBODMER, Ph., ENGLAND, P.C., KISSLING, E., RYBACH, L. (1979): On the correction ofsubsurface temperature measurements for the effects of topographic relief, Part 11:Application to temperature measurements in the Central Alps, p. 78-87; in: Cermak, V. &Rybach, L. (eds.): Terrestrial heat flow in Europe, Springer Verlag, Heidelberg, New York.CARLSLAW, H.S., JAEGER, J.C. (1959): Conduction of heat in solids. Oxford UniversityPress, 510 pp.DIMENT, W.H., URBAN, Th.C. (1983): A simple method for detecting anomalous fluidmotions in boreholes from continous temperature logs; Geothermal Resources CouncilTransactions 7, 485-490.GRETENER, P.E. (1967): On the thermal instability of large diameter wells – anobservational report; Geophysics 32, 727-738.SCHAERLI, U. (1980): Methodische Grundlagen zur Erstellung eines Wärmeleitfähigkeitskatalogesschweizerischer Gesteine. Diplomarbeit am Institut für Geophysik derETH Zürich.SCHAERLI, U. (1989): Geothermische Detailkartierung (1:lOO'OOO) in der zentralenNordschweiz mit besonderer Berücksichtigung petrophysikalischer Parameter. Diss. ETHZürich Nr. 8941.Zusätzliche Literatur zur Geothermik (Bücher)BUNTEBARTH, G. (1980): Geothermie, Springer Verlag, Heidelberg, NewYork,156S.EDWARDS, L.M., CHILINGER, G.V., RIEKE 111, H.H., FERTL, W.H. (1982): Handbookof Geothermal Energy, Gulf Publishing Company, Houston, 613 pp.HAENEL, R., RYBACH, L., STEGENA, L. (1988): Handbook of Terrestrial Heat-FlowDensity Determination, Kluwer Academic Publishers, Dordrecht, Boston, London, 486 pp.RYBACH, L., MUFFLER, L.J.P. (1981): Geothermal Systems - Principles and case histories,John Wiley & Sons, New York, Toronto, 359 pp.VARET, J. (1982): Geothermie basse énergie, Masson, Paris, 201 pp.18

GeothermikGeophysikalischer FeldkursGEOLOGISCHES PROFIL DER BOHRUNG HAUSEN HH1Tiefe [m] Stratigraphische Einheit Litholoqie0 – 30 Quartär Kies, Sand, Silt, Ton30 – 62 Lias Mergel, z.T. Kalke62 –108 Ob. Keuper Sandige Mergel, z.T. Kalk108-267 Gipskeuper Tone, Anhydrit/Gips267-380 Ob. Muschelkalk (incl. Lettenkohle) Dolomite, Kalke380-396 Mittl. Muschelkalk anhydritischer Dolomit396 Überschiebungszone396-408 Ob. Muschelkalk KalkBeilage 119

GeothermikGeophysikalischer FeldkursTektonische Übersicht des Projektgebietes. Die Hauptüberschiebung des Faltenjura auf denTafeljura zieht von Linnerberg über Baden nach Dielsdorf.Beilage 220

GeothermikGeophysikalischer FeldkursBeilage 321

GeothermikGeophysikalischer FeldkursDATENBLATT: GEOTHERMIE – TEMPERATURMESSUNGBohrung: Temperatureichung (Formel 8):Tiefe T gem. T korr. Tiefe T gem. T korr. Tiefe T gem. T korr.22

GeothermikGeophysikalischer FeldkursWÄRMELEITFÄHIGKEITSBESTIMMUNG AN GESTEINSPROBENGesteinsserie: Raumtemp.: Datum:Standardwerte [W/m°C]: 1) 2) 3)Probe Probenbeschreibung K [W/m°C] Messrichtung Wassergehaltt fMittelwert:Mittelwert:23


BärenbohlstrasseBahnhofZürich AffolternS637Unter-AffolternSchwandenholzAFFOLTERNWaidhofSEEBACHZehntenhausplatzSchauenbergLerchenrainGlaubtenstrasseHürststrasseChaletwegMax-Bill-PlatzHÖNGGETH HönggerbergHönggerbergLerchenhaldeSchumacherweg82BirchstrasseOERLIKONBahnhofOerlikonS2, S5, S6, S7,S8, S14, S16ZwielplatzWinzerstrasseHohenklingensteigWartauWinzerhaldeMeierhofplatzTüffenwies80Bucheggplatz81ImWingert69WaidbadstrasseUNTERSTRASSKrankenheimKäferbergWaidspitalWeihersteigMilchbuckWIPKINGENOBERSTRASSBahnhof AltstettenS3, S9, S12BristenstrasseINDUSTRIE-QUARTIERDirektbusPendelbusLindenplatzNRautistrasseALBISRIEDENAUSSERSIHLZürichHauptbahnhofETHZentrumDas ganze Angebot im Ü berblick.Die Verbindungen zur ETH Hönggerberg:Linie von/nach Betriebstage Abfahrtszeiten Ticket37Waidhof, Bhf. Zürich Affoltern ganzjährig, täglich alle 30 Minuten ZVV-Ticket69 Milchbuck ganzjährig, täglich in kurzen Intervallen ZVV-Ticket*80 Triemli, Bhf. Altstetten bzw. ganzjährig, täglich in kurzen Intervallen ZVV-TicketBhf. Oerlikon Nord81 Bhf. Altstetten während Semester 7.15 bis 8.45 Uhr und 16.15 bis 17.45 Uhr ZVV-Ticket82 Bahnhof Oerlikon NordMontag bis Freitag alle BINZ 10 Minutenwährend Semester 7.15 bis 8.45 Uhr und 16.15 bis 17.45 Uhr ZVV-TicketMontag bis Freitag alle 10 MinutenPendelbus ETH Zentrum FRIESENBERG während Semester ETH Hönggerberg ab: stündlich 9.52 bis 16.52 Uhr Legi oderMontag bis Freitag ETH Zentrum ab: stündlich ENG 10.22 bis 16.22 Uhr PersonalausweisDirektbus Zürich Hauptbahnhof während Semester Hauptbahnhof ab: 7.43 und 8.10 Uhr ZVV-Ticket(vor Hotel Schweizerhof) Montag bis Freitag ETH Hönggerberg ab: 16.40, 16.55 und 17.40 Uhr*Für Fahrten zwischen ETH Hönggerberg und ETH Zentrum mit Bus 69 und Tram 9/10 via Milchbuck ist während des Semesters,Montag bis Freitag von 9.45 bis 17.15 Uhr, auch die Legi gültig.

Universitätsstr.12ATURSonneggstr.SOXSumatrastr.CLYSECScheuchzerstr.SOWB C DENarzissenstr.FLINELStapferstr.Nelkenstr.Universitätstr.Bolleystr.Vogelsangstr.Huttenstr.HUTGladbachstr.VOGSpyristr.Spyri -PlatzZentrumVeloabstellplätze15Öffentlicher VerkehrVeloabstellplätzeHaupteingangAnlieferungHausnummerToblerstr.Hadlaubstr.Im SchilfFliederstr.3Stampfenbachstr.4LimmatquaiWeinbergstr.WETWESWeinbergstr.HAWIFW4WEHWEC6/10Auf der MauerClausiusstr.59RZCLWCLVCLP6/10ADMLEACLUCLDLEBLeonhardstr.LEHSonneggstr.Culmannstr.Tannenstr.Polybahn 101HRSSOLSOPSOKCLXCLTHaldenbachstr.Rämistr.Spönd16CHNlistr.Schmelzbergstr.Bolleystr.Uni Spital NordUniversitätsspitalSternwartstr.Hochstr.Siriusstr.Str.Schmelzberg -5 3NW NO256 CABSTWCNB9/10STS325LECLFHETACLALEDLFOLFGLFV 9ETZMLLFW 7LEOETF3227357GEPSOI1TANMM34UNGHGUNO6/109/106/9HADETLGloriastr.Gladbachstr.37/39Voltastr.Voltastr.HCWHCHVOCVOBVAW5/6HAAHCAHACMoussonstr.HCBVOAHochstr.5Niederdorfstr.Zähringerstr.ZAESEISeilergrabenHRGKarl Schmid-Str.KünstlergasseUniversitätZürich-Gloriastr.5/6RotkreuzspitalPestalozzistr.ZentrumPlatzZähringer-HirschengrabenSOBKantonsschule6RindermarktNeuma rktFlorhof-G.5/9Freiestr.Zürichberg- Str.ZUEPlattenstr.0 100200 mInstitut für Kartographie der ETH Zürich, 2003Bearbeitet von Stab Portfoliomanagement, 2009

6H I K LLRNLRRLRILHXLRLLHZLRGLROLRA LHVLHTLerchenrainHönggerbergLerchenhaldeSchauenbergstr.37Glaubtenstr.58080 37HEZ4HZCHZBHZAHZDHIKHIFHDBHKKSchafmattstr.HITHIQ HIPHIRHPFHPK HPLHPMHPGHPW37HPTHPZHPP3HIG80 69HIL HPIHPRHPVHPSHCIHPHHXDEinsteinstr.HXE2Emil- KlötiHXC- StrasseHXAHXBWolfgang-Pauli-Str.N0100200m1806980 69©Institut für Kartographie der ETH Zürich, 2003Bearbeitet von Stab Portfoliomanagement 2010

www.geo.admin.chgeo.admin.ch, das Geoportal des BundesMassstab 1: 20,0000 200 400 600m(c) Daten:swisstopowww.geo.admin.ch ist ein Portal zur Einsicht von geolokalisierten Informationen, Daten und Diensten, die von öffentlichen Einrichtungen zur Verfügung gestellt werdenHaftung: Obwohl die Bundesbehörden mit aller Sorgfalt auf die Richtigkeit der veröffentlichten Informationen achten, kann hinsichtlich der inhaltlichen Richtigkeit, Genauigkeit, Aktualität, Zuverlässigkeit und Vollständigkeit dieser Informationen keineGewährleistung übernommen werden.Copyright, Bundesbehörden der Schweizerischen Eidgenossenschaft, 2007. http://www.disclaimer.admin.ch

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