Geophysik Zusammenfassung

Welche der remanenten magnetisierungen ist am höchsten ?

Die Ferromagnetika ist die remanente magnetisierung, die am höchsten ist .Die Magnetisierung (Formelzeichen M) ist eine physikalische Größe zur Charakterisierung des magnetischen Zustands eines Materials, die sich

berechnet als das magnetische Moment pro Volumen V: . Die Magnetisierung beschreibt den Zusammenhang zwischen der magnetischen Flussdichte und der magnetischen Feldstärke : B = µ0.( H + M ) = µ0 . ( 1 + k ).H , mit ( 1 + k ) = µ0 und M = k.H . Die Größe κ bezeichnet man als magnetische Suszeptibilität , sie bestimmt zu welchem Magnetisierungstyp ein Stoff zuzuordnen ist.

- Paramagnetika : κ > 0 ; Größenordnung 10-6 . B > µ0.H : Das teilweise Ausrichten der atomaren Dipolmomente führt zu einer Magnetisierung in Richtung des äußeren Feldes. Es gilt folgende Temperaturabhängigkeit: κ = cp·T-1 (Curie-Gesetz)

- Diamagnetika : κ < 0 , Größenordnung 10-6 , Bei Diamagnetika wird die magnetische Induktion geringfügig verringert, da M und H entgegengestzt sind. Diamagnetika sind temperatur unabhängig.

- Ferromagnetika: κ > 0 , größer als bei Paramagnetika

Was ist ein Protonenmagnetometer ?

Ein Kernpräzessionsmagnetometer (Protonenmagnetometer, Kerninduktionsmagnetometer) nutzt als Messgröße die kernmagnetische Resonanz sowie die freie Präzession von Protonen (Wasserstoffkerne) im erdmagnetischen Feld aus.Ein Kernpräzessionsmagnetometer ist ein hochgenaues Protonenmagnetometer, welches zur exakten Bestimmung des Erdmagnetfeldes auf etwa ein halbes Nanotesla genau verwendet werden kann. Ein Kernpräzessionsmagnetometer besteht im Wesentlichen aus folgenden Baugruppen:

- Sonde, bestehend aus einem Gefäß(einige100cm3)mit einer wasserstoffreichen Flüssigkeit (Wasser, Methanol, Äthylalkohol, Petroleum etc.), umgeben von einer Zylinder oder Toroidspule zur Polarisation (Feldstärke 105 ...106 A/m) und einer zweiten Wicklung

zum Empfang des Signals(heute meist nur eine Wicklung für Polarisation und Empfang).

- Steuerteil (Zeitschalter) zur Regelung der Arbeitstakte Polarisation und Signalempfang, manuell schaltbar (Bodenmagnetometer) oder automatisch über stufenweise regelbare Schaltzeiten. Der gesamte Messzyklus dauert in modernen Geräten ca. 1s.

- Signalverstärker (Niederfrequenzverstärker mit geringer Bandbreite, stufenweise umschaltbar für größere Unterschiede der Totalintensität.

- Frequenzmessung, entweder durch Zählprozess (Periodenmessverfahren) oder über Phasenvergleich mit einer stabilen Frequenz bestimmt.

Allgemeine Merkmale von Kernpräzessionsmagnetometern sind:

- beschleunigungsunempfindlich, daher in bewegten Systemen einsetzbar- jede Messung ist Absolutbestimmung von T, da nur das gyro- magnetische

Verhältnis als Naturkonstante eingeht, gibt es keine geräteabhängige Messwertdrift wie beim Gravimeter (kein Gang).

- keine Temperaturabhängigkeit- keine Orientierung notwendig, zufällige exakte parallele Ausrichtung der

Magnetisierungsspule zum Erdfeldvektor wird durch horizontale bzw. vertikale Messsysteme wirksam verhindert.

- schnelle Messung ≤10 s pro Meßpunkt (nicht kontinuierlich)- Schwellwert von 0.1...1 nT- Bei großen Gradienten des erdmagnetischen Feldes nimmt die Amplitude

des Präzessionssignals rasch ab, so dass eine Messung unmöglich wird (je

nach Sondenkonstruktion bei 100...5000 nT/m) - Messung ist empfindlich gegenüber äußeren elektrischen Störungen

(Signalspannungen des Präzessionssignals liegen bei wenigen µV (unverstärkt))

Wie Funktioniert ein Geophon ?

Ein Geophon ist, ganz einfach gesagt, ein Mikrofon, mit dem man die Erde abhört. Grob gesagt werden dabei die Schwingungen in der Erde in elektrische Signale umgewandelt. Sie bestehen, vereinfacht, aus einer Spule und einem Permanentmagneten, der mit einer feder gekoppelt ist. Jede Bewegung des Bodens führt dazu, dass sich der Permanentmagnet in der Spule bewegt und dadurch eine Spannung induziert. Sie ähneln im Aufbau und auch in der Anwendung einem Seismografen. Angewendet werden sie in der Geophysik zur Erforschung von Erdbeben und auch in der Erkundung von Lagerstätten.

Was ist die Aufgabe von widerstsandsverfahren ?

Bestimmung des Gesteinswiderstandes im Untergrund . Der Widerstand im Messkreis setzt sich zusammen aus dem Widerstand des Bodens RBoden und den Koppelwiderständen der Elektroden RA und RB:R = RBoden + RA + RB Für die gemessene Spannung gilt demnach: U = RBoden ·I +(RA + RB)·I

Widerstandsortierung / Widerstandkartierung :

Bei Geoelektrikmessungen unterscheidet man Sondierung und Kartierung. Bei der Sondierung versucht man, an einem Punkt den spezifischen Widerstand als Funktion der Tiefe zu bestimmen. Bei der Kartierung wird der spezifische Widerstand entlang eines Profils oder auf einer Fläche bestimmt.

Die Sondierung eignet sich zur Bestimmung einer Schichtung an einem Ort. Meist benutzt man hierfür die Schlumberger- Auslage.

Die Kartierung eignet sich zur Bestimmung von Variationen entlang eines Profiles oder auf einer Fläche. Während die Sondierung Variationen mit der Tiefe auflöst, bestimmt man also mit der Kartierung laterale Variationen. Zur Kartierung benutzen wir die Wenner –Auslage.Dabei sind die Elektrodenabstände gleich, und die gesamte Auslage wird mit festem Abstand entlang eines Profiles bewegt.

Methoden der elektrischen Feldmessung

• Widerstandskartierung( Abbildung 4.14: Prinzip der Widerstandskartierung )Eine Kartierung liefert eine profilmäßige, flächenhafte Darstellung von ρs. Die Geometrie der Elektrodenanordnung muss dabei so gewählt werden,dass sich der interessierende Teufenbereich in der Widerstandsverteilung hinreichend deutlich abbildet. Da für eine Kartierung alle Elektroden gleichzeitig versetzt werden müssen, ist ein zeitlich akzeptabler Messfortschritt nur mit genügend Leuten oder aber genügend Elektroden, welche computergesteuert durchgeschaltet werden, möglich.

• Widerstandssondierung (Folien: Elektrik 6+7+8) : Bei der Widerstandssondierung wird der Bezugspunkt für den gemessenen spezifischen Widerstand festgehalten (meist Mittelpunkt zwischen den Potenzialelektroden) und nur der Abstand zwischen den Stromeinspeiseelektroden variiert. Eine Vergrößerung des Elektroden- abstandes bewirkt eine größere Eindringtiefe des Stroms und somit erhält man einen teufenabhängigen scheinbaren spezifischen Widerstand

Vor und Nachteile verschiedener Elektronenanordnungen :

Anhand des Vergleichs zwischen der Wenner und der Schlumberger- Anordnung sollen die Unterschiede zwischen verschiedenen Elektrodenanordnungen demonstriert werden:

Eindringtiefe:Der Strom dringt tief in die Erde ein, wobei die Stromdichte mit der Tiefe abnimmt. Die Eindringtiefe ist ein Maß dafür, aus welcher Tiefe das größte Signal kommt. Für die verschiedenen Elektroden konfigurationen hängt die Eindringtiefe vom Abstand b = AB der Stromelektroden ab. Nach Beck gilt für die Eindringtiefen: • Wenner-Anordnung 0.11·b mit b = 3·a (mögliche andere Definition: ≈0.5·a = 0.166·b) • Schlumberger-Anordnung 0.125·b • 2-Elektroden-Anordnung: 0.35·b

Auflösungsvermögen:

Als Auflösungsvermögen bezeichnet man die Fähigkeit, zwei untereinder liegende Schichten aufzulösen. Hierbei ist die Wenner-Anordnung etwa 10% besser als die Schlumberger-Anordnung, die ihrerseits wiederum besser als die Pol-Pol-Anordnung ist.

Praktische Vorteile bei der Meßdurchführung:

• Schlumberger – Es müssen nur die beiden Stromelektroden bewegt werden. – Lokale Inhomogenitäten an den Spannungselektroden bleiben un- verändert während der gesamten Messung. – Bei großen Auslagen wird das Umsetzen des Paares MN notwendig, da sonst die Messspannungen sehr klein werden.)

• Wenner – Durch die Vergrößerung aller Elektrodenabstände wird auch die Spannungsdifferenz größer, weshalb man bei der Messung mit geringeren Stromstärken auskommt.

Was ist die Dielektrizitätskonstante ?

Die Dielektrizitätskonstante ist für die Entstehung von Verschiebungsströ- men verantwortlich. Sie entstehen bei folgenden physikalischen Vorgängen: • Raumladungspolarisation • Dipol- oder Orientierungspolarisation • Atom-, Gitter-, Ionenpolarisation • Elektronenpolarisation

Die genannten physikalischen Vorgänge treten frequenzmäßig nacheinander auf, die Frequenz nimmt von der Raumladungspolarisation bis zur Elektronenpolarisation kontinuierlich zu (man kann auch sagen, dass die Relaxationszeit τ dieser Prozesse abnimmt).er : relative Dielektrizitätskonstante, dimensionslos e0 ≈8.8511·10−12 As/Vm : absolute Dielektrizitätskonstante des Vakuums

• Die wichtigsten gesteinsbildenden Minerale, insbesondere die meisten Silikate und Karbonate weisen für f > 100 Hz bis in den MHz-Bereich nur eine geringe Dispersion auf (e = 4...9). • bei Oxiden und Sulfiden treten höhere Werte auf • Ein deutlich höheres e hat reines Wasser (e ≈81)⇒zunehmender Was- sergehalt im Gestein führt zu einem deutlichen Anstieg von e (Wasser- gehalt, Sättigung) ⇒ Wassergehalt und Feuchtebestimmung • die Ausbreitungsgeschwindigkeit elektromagnetischer Wellen ergibt sich aus c = 1 √µe= 1 √µrµ0ere0 (c0 = 1/√µ0e0: Lichtgeschwindigkeit) ⇒ Gesteinsradar (Georadar)

Was ist die Aufgabe der Gravimetrie ?

Aufgabe der Gravimetrie : • Messung: regional oder lokal begrenzte Abweichungen der Schwerebeschleunigung von ihrem normalen Verlauf zu messen • Interpretation: aus Messergebnissen auf das Vorhandensein, die Größe und Tiefenlage geologischer Strukturen, geotechnischer Situationen o.ä, zu schließen. Wirksamer petrophysikalischer Parameter: Dichte

Newtonsches Gravitationsgesetz , wofür gilt das ?

Gravitation = MassenanziehungNewtonsches Gravitationsgesetz F = f (m1 ·m2) / r2

gültig für Punktmassen, also räumlich kleine, wenig ausgedehnte Massen. Die Größe f heißt Gravitationskonstante (f = 6,67·10−11 m3 kg·s2) .In der Gravimetrie messen wir jedoch nicht die Schwerkraft sondern die Schwerebeschleunigung.

Zentrifugalkraft / ZentrifugalBeschleunigung ? Fz = m·ω2 ·s Zentrifugalkraft bzw z = ω2 ·s Zentrifugalbeschleunigung Der Abstand s ist hierbei nicht der Abstand zum Erdmittelpunkt (Mas- senschwerpunkt), sondern der senkrechte Abstand von der Drehachse, ist also abhängig von der geographischen Breite ϕ.Es gilt: cos(ϕ) = s/RE somit erhalten wir für die Zentrifugalbeschleunigung:

z = ω2·RE·cos(ϕ) Die Zentrifugalbeschleunigung ist am Äquator am größten (größter Abstand von der Drehachse) und verschwindet an den Polen.Durch die Plastizität des Erdkörpers und die breitenabhängige Zentri- fugalbeschleunigung entsteht eine Abplattung der Erde, der Erdradius am Äquator ist größer als an den Polen (am Äquator ist die Zentrifugalbeschleu- nigung maximal, während sie an den Polen verschwindet).

Was ist Isostasie ?

Der Begriff der Isostasie ist in der Gravimetrie sehr wichtig, weil die Iso- stasiedieWirkungvonGebirgenaufdieMessungderSchwerebeschleunigung bestimmt.Begriffsdefinition: Isostasie bedeutet Gleichgewichtszustand (≡ Schwimmgleichgewicht) Für die Erde bedeutet dies ,dass Gebirge aus leichterem Material auf dem dichteren Material des Erdmantels schwimmen, hierbei taucht das leichtere Gebirgsmaterial in den Mantel ein und trägt durch den dadurch entstehen- den Auftrieb die herausragenden Gebirgsteile. (Beispielsweise haben die Alpen eine Gebirgswurzel von 50 - 60 km Tiefe)

Was ist ein Geoid ?

Betrachtet man Bilder der Erde, aufgenommen aus dem All (beispielsweise von den bemannten Raumflügen aus), so erscheint einem die Erde zunächst als Kugel. (Folie: Ergänzung 3)

Wie wir aber bereits wissen, ist die Erde abgeplattet, allerdings ist diese Abplattung so gering, dass sie selbst mit geübtem Auge nicht erkennbar ist (Maßstabsgerecht verkleinert würde ein Ball von 30 cm Durchmesser eine Abplattung von 1 mm besitzen).

Eine bessere Näherung der Erdfigur ist ein Rotationsellipsoid, also ein dreidimensionaler Körper, der sich bei Rotation einer Ellipse um ihre kurze Halbachse ergibt.

Ein dem Rotationsellipsoid sehr ähnliches Gebilde ist das sogenannte Ni- veausphäroid, ein Körper, der in der minimalen und maximalen Achse mit dem Rotationsellipsoid zusammenfällt und dazwischen vollständig außerhalb des Rotationsellipsoids liegt.

Die endgültige Form der Erde wird beschrieben durch das Geoid, einer Niveaufläche des Gravitationspotentials auf Meeresniveau. Anschaulich lässt sich das Geoid als die Oberfläche eines unter die Kontinente fortgesetzten Meeres auf mittlerem Meeresniveau beschreiben. (Folien: Ergänzung 4, Gravimetrie 3) Geoidundulationen = Abweichungen des Geoids vom Ellipsoid(≺100m!) Minimum: -93 m im indischen Ozean bei Sri Lanka Maximum: +76 m bei Papua-Neu Guinea. Das Geoid ist eine Äquipotentialfläche des Gravitationspotentials.

Dichte der Gesteine :

Definitionsgleichung:d = m / V( kg/m3) Die Dichte der Gesteine ist abhängig von: • Mineralbestand • Volumenanteile • Größe des Porenraums (Porosität) • Poreninhalt

Methoden der Dichtebestimmung:

Generell gibt es drei Möglichkeiten zur Bestimmung der gravimetrisch relevanten Dichte:

• im Labor an Handstücken d = m V

– Massenbestimmung

– Volumenbestimmung

• im Bohrloch mittels γ −γ-Dichtemessung

• aus gravimetrischen Messungen (im Gelände)

Generell lassen sich für die Dichte eines Gesteins folgende Abhängigkeiten erkennen:

• die Dichte der Gesteine nimmt mit zunehmendem basischen Charakter der Gesteine zu Granit - Syenit - Diorit - Gabbro - Peridotit

• poröse Gesteine besitzen generell niedrigere Dichten als dichte / kompakte Gesteine

• Lockersedimente mit organischen Bestandteilen weisen niedrige Dichten auf

• die Dichte zeigt eine Druck- und Tiefenabhängigkeit, weil die Deformierbarkeit / Kompressibilität dazu führt, dass sich Klüfte im Gestein schließen bzw. der Porenraum reduziert wird. Formal beschreibbar (Stegena 1964):

d(z) = d(0)+[dmax −d(0)]·1−e-a.z ) Für sehr große Teufe z konvergiert die Dichte gegen die maximale Dichte des porenfreien Gesteins.

• kluftfreie oder kluft arme Magmatite/Metamorphite und chemogene Se- dimente zeigen keine/geringe Tiefen- und Druckabhängigkeit

Einflüsse auf den gravimetischen Messwert :

Angewandte Gravimetrie: → relativer Schwerewert • Differenz zum absoluten Schwerewert eines Anschlusspunktes • RelativmessungMessgeräte: Gravimeter (Folie: Gravimetrie 12) Messprinzip: empfindliche Federwaage Messgenauigeit: 0,1 µm/s2 →0,05 µm/s2 = 5µGal relative Messgenauigeit:∆g/g = 0,1 µm·s2 ≈ 10 m·s2 = 0,01·10−6 = 1·10−8

Zur Interpretation gravimetrischer Messungen hinsichtlich einer unbe- kannten Dichteverteilung im Untergrund ist es notwendig, sich zunächst darüber Gedanken zu machen, wovon der gravimetrische Messwert generell beeinflusst wird. Einflüsse auf den gravimetrischen Messwert:

1. Ortsabhängigkeiten

• Normalschwere γ0 (abhängig von geographischer Länge(s. Geoid) und Breite • Höhe des Messpunktes über einem Bezugsniveau

• Wirkung bekannter Störmassen (Gebirge / Täler)

2. Zeitabhängigkeiten

• Gezeiteneinfluss • Instrumentengang

3. Einfluss der Dichteverteilung im Untergrund (geologische Struktur / geotechnische Situation) Zur Separierung der unter 3) genannten Einflüsse müssen alle anderen Einflüsse vor der Interpretation durch Korrekturen und Reduktionen rechnerisch beseitigt werden.

Korrekturen und Reduktionen in der Gravimetrie :

1. Normalschwerereduktion γ0 Berechnet die Wirkung der regularisierten Erde auf den gemessenen Schwerewert (verwendet Erdellipsoid) → unterschiedliche Normalschwereformeln

2. Freiluftreduktion δgF

• beseitigt Einfluss der Geländehöhe auf den gemessenen Schwere- wert durch • Reduzierung auf ein gemeinsames Bezugsniveau – regionale Aufnahme → Meeresniveau – Spezial- oder Mikromessungen → tiefster Messpunkt

• Normalschwere nimmt mit der Höhe ab Freiluftgradient ∂γ/∂h = −3.086 (µm/s2 )/m Bei einer Gravimetermessgenauigkeit von 0.1 µm/s2 ⇒ Genauigkeit der Höhenmessung sollte besser 0,03 m = 3 cm sein.

δgF = ( ( −∂γ/∂h ).h) positiv

Der Korrekturwert δgF ist positiv und muss auf den Messwert addiert werden.

2. Geländereduktion δgR

Diese Reduktion korrigiert den Einfluss topographischer Unebenheiten auf die gemessenen Schwerewerte:

• Massenanziehung eines Gebirges (neben dem Gravimetermesspunkt) ⇒ Verringerung des Messwerts durch Massen oberhalb des Gravimeters

• Fehlende Massenanziehung durch fehlende Massen in einem Tal- einschnitt neben dem Gravimeter ⇒ Verringerung des Messwerts durch fehlende Massen unterhalb des Gravimeters.

• Untertagemessung – Streckennetz unterhalb des Gravimeters ⇒ Verringerung des Messwerts – Streckennetz über dem Messpunkt ⇒ Erhöhung des Messwerts. Generelles Prinzip :Massen ausgleich bezogen auf eine Ebene durch den Messpunkt. In der Praxis modelliert man die Korrekturmassen mit einfachen Elementarkörpern, deren Schwerewirkung man einzeln bestimmt und aufsummiert. Zur Festlegung der Körper werden Kreisringschablonen um den Messpunkt mit nach außen größer werdenden Elementen verwendet(Schleusener-Spinne)

4. Gesteinsplattenreduktion = Boguer-Reduktion

Die Gesteinsplattenreduktion korrigiert den Einfluss der zwischen dem Mess-und dem Bezugsniveau gelegenen Gesteinsschicht auf den Schweremesswert.

δgB = 2·π·f ·d·h f = 6,67·10−11 m3 kg·s2 praktisch :

δgB = 0,4193·d·h

Korrekturwert in obiger Formel ergibt sich direkt in µm/s2, wenn man d in 103 kg/m3 und die Höhe in m einsetzt. Ein Problem stellt hierin die Wahl der richtigen Dichte dar:

• kleine Reduktionshöhe → einheitliche Dichte

• große Reduktionshöhe → Einführung eines Zwischenniveaus Bei Wahl einer zu kleinen Dichte in der Gesteinsplattenreduktionerhält man eine Schwerekurve ,in der sich das Relief des Messprofiles abbildet, ist die Korrekturdichte zu groß gewählt, kehrt sich das Relief um, ein Tal im Gelände wird zu einem Maximum in der Schwerekurve und umgekehrt. Diese Wirkung der Korrekturdichte auf den Verlauf der Schwerekurve wird im Nettleton-Verfahren (1939) zur Bestimmung der Gesteinsdichte im Untergrund ausgenutzt.

5. Gangbestimmung:

Unter der Gangbestimmung werden alle Effekte auf den Schweremess- wert zusammengefasst, die einer zeitlichen Variation unterliegen. Im Einzelnen können dies sein:

• Gezeitenwirkung

• Temperatur- und Luftdruckschwankungen

• Ermüdungs- und Nachwirkerscheinungen Während die Wirkung der Gezeiten für jede Zeit und jeden Ort aus Tabellen oder durch Berechnung bestimmbar sind, sind die anderen Einflüsse gerätebedingt und müssen individuell für das verwendete Gravimeter bestimmt werden.

Aufgaben für die Verwendung der Gravimetrie :

• Ermittlung der Ausdehnung und Mächtigkeit von Deckschichten • Bestimmung der Relief-Gliederung des Grundgebirges • Nachweis verdeckter Störungen • Erkundung von Erosionsstrukturen • Ortung oberflächennaher Hohlräume (Schächte und Strecken) • Erkundung von Baustoffvorkommen • Anlage und Kontrolle unterirdischer Speicher

Im Vorfeld von Tagebauen (Braunkohle) sind weiterhin denkbar:

• Verwerfungen/Flexuren (Mächtigkeit, Tiefe und Sprunghöhe von tek- tonischen Störungen) • Mächtigkeitsänderungen und Schwankungen der Tiefenlage • Senkungstrichter und Mulden • kohlefreie Gebiete

In der Untertagegravimetrie sind zusätzlich folgende Anwendungen von Bedeutung:

• Erkundung wasser gefüllter Schlote und Kavernen(Kupferschiefer/Kali)

• Nachweis und Abgrenzung von Basaltgängen und -schloten (Kalilager- stätten, Prognose CO2-Ausbrüche)

• Salzlinsen im Kupferschiefer-Bergbau

• Ermittlung von Blockdichten

Probleme bei der Auswertung der Boguer-Anomalie ( Äquivalenzprinzip/ Schweremessungen ) :

• Äquivalenzprinzip: Verteilung der Störmassen ist nicht eindeutig bestimmt, es gibt mehrere äquivalente Lösungen. Zur Einschränkung der Äquivalenz sind Zusatzinformationen notwendig.

• Schweremessungen messen integralen Effekt, die Anomalien mehrerer Störkörper überlagern sich und sind unter Umständen nicht als mehrere Störkörper identifizierbar.