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Refraktionsseismik Messprinzip Anwendung. Einführung I Klassisches geophysikalisches Verfahren mit geringem technischem Aufwand seismische Quelle (Impulsquelle)

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Präsentation zum Thema: "Refraktionsseismik Messprinzip Anwendung. Einführung I Klassisches geophysikalisches Verfahren mit geringem technischem Aufwand seismische Quelle (Impulsquelle)"—  Präsentation transkript:

1 Refraktionsseismik Messprinzip Anwendung

2 Einführung I Klassisches geophysikalisches Verfahren mit geringem technischem Aufwand seismische Quelle (Impulsquelle) > elastische Wellen ausbreitendes Wellenfeld wird mit Schwingungssensoren aufgezeichnet (Aufzeichnung liefert Einsatzzeiten) Bestimmung v über Laufzeitinversion Gut zu erfassen sind bspw. Auflockerung über Fels und in grobkörnigen Böden die Lage des Grundwasserspiegels Einsatz zum Beispiel bei: Baugrunduntersuchungen, Hangabrutschungen, Erprobung der Erdkruste

3 Einführung II Mit refraktionsseismischen Messungen lassen sich Aussagen über die Tiefe von Schichtgrenzen und den seismischen Wellengeschwindigkeiten der Schichten treffen. Erfassung der Ausbreitungsgeschwindigkeit elastischer Wellen > Aussagen über die Lithologie

4 Grundlagen I Grundsätzlich Kompressionswellen (P-Wellen) und Scherwellen (S-Wellen), die Raumwellen der Seismik Sonst noch Oberflächenwellen (Love-, Releigh-, Scholte-Wellen) durch Erdbeben (Seismologie) oder künstlich durch Sprengungen, bzw. Hammerschlag, Fallgewicht erzeugt. Hauptaugenmerk P-Wellen, weil schneller Laufzeitbestimmung entscheidend, Amplitude/Energie nicht (siehe Reflexionsseismik) Impedanz (v*p)>Reflexionskoeffizient

5 Grundlagen II Snelliussches Brechungsgesetz: Kritischer Winkel: Lotrecht gebrochen (refraktiert) bei

6 Grundlagen III 2-Schichten-Modell mit ebenem Refraktor v2 > v1 ist Voraussetzung für Entstehung der Kopfwelle, sonst keine Brechung nach Oben Welle mit v2 erzeugt Sekundärwellen, die nach dem Huygensschen Prinzip unter dem kritischen Winkel Energie zur Oberfläche (nur) hin abstrahlen > E-Abgabe nur nach Oben bedeutet Ersparnis (statt Zunahme der Verbreitungsfläche um r^2), größer Distanzen möglich

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8 Laufzeitkurven Strahlenverlauf und Laufzeitkurven (Laufzeitast) von direkter Welle, Reflexion und Kopfwelle Kritische Entfernung (abhängig von Mächtigkeit der Schicht) entspricht 2*tan(ikrit)*d Überholentfernung > Ersteinsätze Interzeptzeit Kehrwert der Anstiege entspricht der Geschwindigkeit An Seismometer angeschlossene Geophone (lineare Kette) zeichnen Signal auf

9 LZK-Funktion und Schichtdicke-Funktion Ableitung der Schichtdicke h bei einem Refraktor parallel zur Messebene aus der Interzept-Zeit t und der Überholentfernung mit sin α = V 1 / V 2 und folgt die Gleichung für die Laufzeit Aus kritischer Entfernung und Wellengeschwindigkeit kann die Tiefenlage des Refraktors abgeleitet werden

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11 2-Schichten-Modell Bestimme v 1 aus der Steigung (1/ v 1 ) der direkten Welle Bestimme v 2 aus der Steigung (1/ v 2 ) der refraktierten Welle Bestimme kritischen Winkel aus v 1 und v 2 Lies Interzeptzeit t i aus Laufzeitkurve der refraktierten Welle Bestimme Tiefe h mit Ermittle Überholdistanz aus Laufzeitkurve und bestimme h mit

12 Ebener Mehrschichtfall Geschwindigkeiten der Schichten steigen stets in dieser Abbildung Laufzeitkurven zeigen immer flachere Neigung Je mächtiger die erste Schicht ist, desto später erscheint der Knickpunkt als Schnittpunkt von direkter und refraktierter Welle macht größere Entfernungen nötig, über die Geophone ausgelegt werden Regionale Untersuchungen der Erdkruste, die bis in eine Tiefe von km reichen sollen, erfordern Geophonauslagen von vielen Hundert Kilometern Länge! Theoretisch lassen sich auf diese Weise beliebig viele Schichten berechnen In der Praxis beschränkt sich die Auswertbarkeit auf vier bis fünf Schichten Faustzahl: Aussagen bis zu 1/7 der Auslagenlänge sinnvoll

13 - v 1-3 aus Steigungen (1/v 1-3 ) der Laufzeitkurven - Lies Interzeptzeit t i2 der Refraktion in Schicht 2 - Bestimme Höhe h 1 mit der Gleichung für t 2 - Lies Interzeptzeit t i3 der Refraktion in Schicht 3 - Berechne mit h 1 eine Zwischeninterzeptzeit t* - Mit t * berechne h 2 der Schicht 2

14 Geneigte, ebene Schichtgrenzen Geneigter Refraktor ist allgemeiner Fall (Profile siehe Hangabrutschungen) Liefert Scheingeschwindigkeiten Messungen an beiden Profilenden nötig (mindestens) (Schuss und Gegenschuss) Zusätzliche Laufzeitkurve in Gegenrichtung Interzeptzeiten von Schuss und Gegenschuss unterscheiden refraktierte Welle ist langsamer, wenn der Refraktor in Ausbreitungsrichtung abwärts geneigt ist, und umgekehrt S > Kehrwerte scheinbarer Geschwindigkeiten Tiefe des Refraktors unter Schuss-punkten durch Interzeptzeit Erst jeweils v1 und v2, dann Tiefen Testen welches Beta das liefert Mit diesem Beta neu rechnen, bis sich keine Änderung mehr vollzieht cosβ = 1

15 Wellengeschwindigkeit > Gesteinslithologie Neben Tiefe der Schichtgrenzen, Geschwindigkeiten Abhängig von Dichte, elastischen Eigenschaften Deutliche Unterschiede durch vorhandenes Wasser in Medien (keine Ausbreitung von S-Wellen) Beeinflussung der Dichte durch Klüftigkeit, Porosität, Fluidgehalt und die Komponenten des Festgesteins Aussage über Gestein durch v nicht ohne Weiteres möglich > siehe Grafik, allerdings: Sind die Werte jedoch einem Versuchsfeld zuzuordnen, so engt sich deren Spannweite ein, so dass eine Zuordnung von Geschwindigkeit zu Gesteinsart möglich wird.

16 Probleme/Auswertung/Interpretation Kontrast zw. Lockermaterialien u Felsgestein v`s: m/s / m/s Beachte: Klüfte, Erosion, tektonische Beanspruchung, Zerscherungen, allgemein Inhomogenitäten ebene Grenzflächen, Schichtneigung max. 10°, homogene Schichtgeschwindigkeit, linearer Geschwindigkeitsgradient und elastische Isotropie Steile Flanken sehr schlecht (seismische Wellen untertunneln diese), keine Zuordnung Ersteinsatz- Kopfwelle

17 Zusammenfassung Wenn sich die Geschwindigkeiten mit der Tiefe erhöhen beobachtet man Refraktionen Refraktionen breiten sich im schnelleren Medium in horizontaler Richtung aus und strahlen zur Oberfläche Refraktierte Wellen erlauben die Bestimmung der Geschwindigkeits-Tiefenverteilung Die Verallgemeinerung des Konzept für 3D Medien führt zur seismischen Tomographie Tomographische Abbildungen können große Unsicherheiten enthalten wegen ungenügender Strahlabdeckung oder verdeckter Regionen (z.B. Niedriggeschwindigkeitszonen etc.)


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