und Forschungsgebiet für Angewandte Geophysik Interpretation der

Lehr- und Forschungsgebiet für Angewandte Geophysik
Interpretation der Lithologie eines aktiven Hydrothermalsystems
durch Auswertung geophysikalischer Bohrlochlogs sowie von
RAB- und FMS-Bildern aus der ODP-Bohrung 1189C
Geologische Diplomarbeit
vorgelegt von
Juliane Arnold
im Oktober 2002
Berichter: Prof. Dr. Christoph Clauser
Mitberichter: Dr. Anne Bartetzko
Hiermit versichere ich, dass ich die vorliegende
Arbeit selbstständig verfasst habe.
Aachen im Oktober 2002
Juliane Arnold
Danksagung
Die vorliegende Diplomarbeit wurde am Lehr- und Forschungsgebiet für Angewandte
Geophysik der RWTH angefertigt. Herrn Prof. Dr. Clauser danke ich für die Vergabe
des Themas und die Möglichkeit die Geräte und Einrichtungen des Instituts nutzen
zu dürfen.
Mein besonderer Dank gilt Frau Dr. Bartetzko für die Anregung und gute Betreuung
der Arbeit. Ebenso danke ich Frau Dr. Pechnig für zahlreiche Ratschläge sowie Dr.
Paulick von der Universität Bonn für hilfreiche Diskussionen. Allen Mitarbeitern des
Institutes möchte ich herzlich für die gute Zusammenarbeit und das angenehme
Arbeitsklima danken.
Weiterhin bedanke ich mich beim Lamont-Doherty Earth Observatory der Columbia
University (New York) für die Bereitstellung der Daten.
Mein letzter Dank gilt meinen Eltern, die mich während meines Studiums in jeglicher
Hinsicht unterstützt haben.
INHALTSVERZEICHNIS
1 Einleitung ..............................................................................1
2 Geologischer Rahmen .........................................................3
2.1 Regionale Geologie .............................................................3
2.2 Fazies felsischer Lavaströme.............................................6
2.3 Bohrlokationen von Leg 193...............................................9
3 Bohrlochmessverfahren ....................................................12
3.1 Mechanische Messverfahren ........................................... 14
3.2 Elektrische Messverfahren .............................................. 14
3.3 Radioaktive Messverfahren ............................................. 18
4 Kernmessungen .................................................................20
4.1 Messapparaturen und Versuchsanordnung................... 20
4.2 Kernmessungen................................................................ 23
4.3 Porositätsberechnung...................................................... 27
5 Qualitätskontrolle ...............................................................34
6 Methodik..............................................................................49
6.1 Diskriminanzanalyse ........................................................ 51
6.2 Kalibrierung....................................................................... 51
6.3 Übertragung ...................................................................... 53
7. Loginterpretation...............................................................54
7.1 Beschreibung der Elektrofazies ...................................... 56
7.2 Trends................................................................................ 65
7.3 Diskussion der Ergebnisse.............................................. 66
7.4 Nutzen der RAB-Bilder ..................................................... 68
8 Zusammenfassung.............................................................71
9 Literaturverzeichnis ...........................................................74
10 Anhang ..............................................................................78
1 Einleitung
1 Einleitung
Das US-amerikanische Deep Sea Drilling Project (DSDP) und sein internationales
Nachfolgeprogramm, das Ocean Drilling Project (ODP) haben es sich zur Aufgabe
gemacht, anhand von Tiefseebohrungen den Aufbau der ozeanischen Kruste
wissenschaftlich zu erkunden. Zu den untersuchten Fragestellungen gehören u.a. die
Entwicklung des Klimas in der Vergangenheit, Prozesse an mittelozeanischen
Rücken und Subduktionszonen und damit verknüpft die Entstehung von Erdbeben
und der Ablauf hydrothermaler Prozesse am Meeresboden. Die vorliegende Arbeit ist
im letzt genannten Forschungsgebiet angesiedelt.
Im Rahmen der Bohrkampagne Leg 193 des ODP wurde die Lokation 1189 Ende
des Jahres 2000 im PACMANUS-Becken erbohrt. Hierbei handelt es sich um ein
aktives Hydrothermalsystem, welches sich im östlichen Manus-Becken nördlich von
Papua-Neuguinea befindet. Es besteht aus mehreren isolierten Hydrothermalfeldern,
die in Verbindung mit felsischem Magmatismus an einer konvergierenden
Plattengrenze auftreten. Die in der Arbeit interpretierte Bohrung 1189C durchteuft
Gesteinsschichten in den Roman Ruins, eine Ansammlung zahlreicher Schwarzer
Raucher, die aus ca. 10 m hohen sulfiderzhaltigen Röhren aufgebaut sind und
Austrittsöffnungen hydrothermaler Kreisläufe darstellen.
Um die physikalischen in-situ Eigenschaften der durchteuften Formation zu
bestimmen, wurden an der Lokation 1189 geophysikalische Bohrlochmessungen
durchgeführt. In der Bohrung 1189C erfolgten die Messungen mit der Logging While
Drilling (LWD)-Methode. Hierbei kam erstmalig innerhalb eines ODP-Projektes die
Messaparatur Resistivity-At-The-Bit (RAB) zur Bestimmung des elektrischen
Formationswiderstandes zum Einsatz. Zusätzlich wurde in einem 40 m mächtigen
Teufenabschnitt konventionelles Wireline-logging durchgeführt. Auf diese Weise
bietet das Bohrloch 1189C die Möglichkeit, beide Messmethoden miteinander zu
vergleichen,
insbesondere
unter
Berücksichtigung
unterschiedlicher
Auflösungsvermögen und seitlicher Eindringtiefen der Sonden. Das bohrtechnische
Verfahren LWD schließt jeglichen Kerngewinn aus. Da auch in den
Nachbarbohrungen, in denen kein LWD durchgeführt wurde, die geologischen
Verhältnisse zu hohen Kernverlusten führten, kommt den geophysikalischen
Bohrlochmessungen eine besondere Bedeutung zu. Sie ermöglichen eine
differenzierte und vor allem kontinuierliche lithologische Gliederung der durchörterten
Gesteinsfolge. Vordergründig ist die Auswertung von RAB- und FMS-Bildern, welche
mittels Formation Micro Scanner (FMS)- und RAB aufgenommen wurden. Sie
1
1 Einleitung
beruhen auf der Verteilung des elektrischen Formationswiderstandes im Bereich der
Bohrlochwand und liefern wichtige Informationen über die strukturelle Ausprägung
der Gesteine.
Ziel der vorliegenden Arbeit ist die Rekonstruktion der durchörterten Lithologie in der
Bohrung 1189C. Neben den Bohrlochmessungen stehen Gesteinsproben aus
Nachbarbohrungen zur Verfügung. Den unterschiedlichen Gesteinstypen sollen
charakteristische Sondenantworten zugeordnet werden. Weiterhin werden Aussagen
über Mineralisations- und Alterationsmuster getroffen, die sich durch hydrothermale
Vorgänge ergeben. Ebenso wird die Struktur der Gesteinsablagerungen bestimmt.
Somit ergänzt die Arbeit Erkenntnisse über den vulkanischen Aufbau des
PACMANUS-Beckens und die dort ablaufenden hydrothermalen Prozesse.
2
2 Geologischer Rahmen
2 Geologischer Rahmen
2.1 Regionale Geologie
Während der Bohrkampagne von Leg 193 wurde das PACMANUS
Hydrothermalsystem, welches zum östlichen Manus-Becken gehört, erbohrt.
Manus-Becken
Das Manus-Becken stellt einen back-arc Bereich dar, der im Norden von einer
fossilen und im Süden von einer aktiven Subduktionszone (Manus-Graben bzw.
Neubritannien Graben) begrenzt wird. Obwohl das Manus-Becken im Einflussbereich
einer komplexen transpressiven Zone liegt, in der die nach Norden driftende indoaustralische Platte und die sich nach Nordwesten bewegende pazifische Platte
schräg miteinander konvergieren, findet dort Sea-Floor-Spreading (ca. 10 cm pro
Jahr, Vollrate) statt (s. Abb. 2.1).
Am heute inaktiven Manus-Graben entstand im Zeitraum Eozän bis Oligozän ein
vulkanischer Inselbogen durch die Subduktion der Pazifischen Platte unter die indoaustralische Platte. Aufschlüsse auf Neuirland, Neuhannover, Manus und Teilen von
Neubritannien repräsentieren diesen Inselbogen (HOHNEN, 1978). Im späten Miozän
oder Pliozän wurde die Subduktion am Manus-Graben durch die Entstehung des
Ontong Java Plateaus, einer sogenannten Large Igneous Province (LIP), gestoppt
und setzte am Neubritannien Graben ein, wo sich heute die kretazische ozeanische
Solomon Mikroplatte (ein Teil der Pazifischen Platte, der aufgrund von rezenten
Back-arc-Prozessen separiert wird) unter die Süd-Bismarck Platte schiebt. Entlang
des Neubritannien Grabens entstand auf der nördlichen Seite eine Kette junger
Inselbogen-Vulkane (JOHNSON, 1976).
Während die vergangene Entwicklung des Seafloor Spreading im Manus-Becken
weitestgehend unbekannt ist, stellt sich die heutige strukturelle Situation mit Hilfe
seismischer, gravimetrischer und magnetischer Daten (TAYLOR, 1971; TAYLOR ET AL.,
1991) als ein Komplex aus Spreizungssegmenten, Extensions- und schrägorientierten Transformstörungen dar, wobei an letzteren linkslaterale Bewegungen
stattfinden (vgl. Abb. 2.1). Die Weitin Störung stellt die östlichste Transformstörung
3
2 Geologischer Rahmen
im Manus-Becken dar und bildet einen Teil der heutigen Pazifischen Plattengrenze
(BINNS & SCOTT, 1997).
Im Gegensatz zum Manus-Spreizungs-Zentrum, an dem Mittelozeanische
Rückenbasalte entstehen, stellt die 80 bis 100 km breite Bruchzone des östlichen
Manus-Becken, die zwischen den Inseln Neuirland und Neubritannien bzw. zwischen
den Djaul- und Weitin-Transformstörungen liegt, ein sinistrales pull-apart Becken dar
(BINNS ET AL., 1995). Neovulkanische Strukturen entstehen hier einerseits durch
Zentraleruptionen mafischer Laven (Basalte bis basaltische Andesite) und
andererseits durch Spalteneruptionen, aus denen lineare Kämme, bestehend aus
Andesiten, Daziten und Rhyodaziten, hervorgehen (BINNS & SCOTT, 1997) (s. Abb.
2.1).
Abb. 2.1: Tektonische Übersichtskarte des Manus-Beckens und Ausschnitt des
östlichen Manus-Becken mit der Lagebezeichnung von Leg 193 (PACMANUS
Hydrothermalsystem) unter Berücksichtigung der dort vorkommenden vulkanischen
Gesteinstypen (nach SHIPBOARD SCIENTIFIC PARTY, 2002).
PACMANUS-Becken
Das PACMANUS-Becken stellt ein Hydrothermalsystem dar, das bereits 1985 in der
Bismarcksee entdeckt wurde. Seinen Namen erhielt es nach den Teilnehmerländern
(Papua New Guinea-Australia-Canada-Manus) einer Expedition, die 1991 stattfand.
Das PACMANUS-Becken liegt im Östlichen Manus-Becken am Pual-Rücken (s. Abb.
2.1). Der in NE-SW Richtung streichende felsische Rücken ist 20 km lang, 1 bis 1.5
4
2 Geologischer Rahmen
km breit und 500 bis 600 m hoch (vgl. Abb. 2.2). Auf der von geringmächtigen
Sedimenten bedeckten Rückenzone verteilen sich über einen 2 km langen Abschnitt
zahlreiche isolierte Hydrothermalfelder (BINNS ET AL., 1995), die vor allem im Zentrum
der Rückenzone aktiv sind.
Am Pual-Rücken bilden horizontale dazitische Lavaströme mit einer Mächtigkeit von
5 bis 30 m eine terrassenförmige Struktur. Während dazitische und rhyodazitische
Blocklaven eine raue Oberflächentopographie schaffen, bilden dazitische
Lavadecken und –zungen (Sheet und Lobate Flows) Ebenen aus (WATERS ET AL.,
1996). Die Vulkanite am Pual-Rücken sind vesikulär und besitzen eine aphyrisch bis
leicht phyrische Struktur. Typisch sind Ansammlungen von Mikroeinsprenglingen, wie
Plagioklas, Klinopyroxen, Orthopyroxen und Ti-Magnetit (BINNS & SCOTT, 1997).
Abb. 2.2: Bathymetrische Karte des östlichen Manus-Beckens. Der weiße Stern
kennzeichnet die Lage von Leg 193 am Pual-Rücken (nach SHIPBOARD SCIENTIFIC
PARTY, 2002).
In den Vulkaniten des PACMANUS-Beckens treten Ablagerungen von massiven
polymetallischen Sulfiden auf, die als „volcanic-hosted massive sulfide deposits“
(VHMS) bezeichnet werden. Treten sie wie im PACMANUS-Becken im Bereich von
Subduktionszonen bzw. vulkanischen Inselbögen auf, werden sie dem Kuroko-Typ
zugeordnet. Hierbei handelt es sich entweder um Kupfer-Zink oder um Zink-Blei&
HERRINGTON,
2000).
KupferAblagerungen
(WHITE
5
2 Geologischer Rahmen
2.2 Fazies felsischer Lavaströme
Die felsischen subaquatischen Lavaströme und Domstrukturen am PACMANUSHydrothermalsystem weisen typische interne Strukturen und Texturen auf.
Generell unterscheidet man bei felsischen Laven zwischen einer kohärenten und
einer vulkaniklastischen Fazies, wobei erstere den inneren massiven Teil der
eruptierten Schmelze und letztere den äußeren Brekzien-Bereich des Lavastroms
darstellen (s. Abb. 2.3). Die Anteile der kohärenten und vulkaniklastischen Fazies in
den einzelnen Lavaströmen variieren mit Temperatur, volatilem Anteil, Viskosität,
Scherspannung und Eruptionsrate (MC PHIE ET AL.,1993).
Abb. 2.3: Die subaquatische Lava besitzt im Inneren eine massive kohärente Fazies.
Im äußeren Bereich erkennt man Lavafragmente der autoklastischen Fazies, die zum
Teil resedimentiert sind (nach MC PHIE ET AL. 1993).
Kohärente Fazies
Die kohärente Fazies repräsentiert den langsam abkühlenden zentralen Teil des
Lavastroms. Die anfangs homogene Glassubstanz weist häufig eine Fließtextur auf.
Während der langsamen Abkühlung der Lava entstehen unter allmählicher Bildung
von Mineralkristallen porphyrische Strukturen (RAST, 1983). Man bezeichnet diesen
Vorgang als Hochtemperatur-Entglasung. Typische Entglasungserscheinungen sind
Sphärolithe und Lithophysen.
6
2 Geologischer Rahmen
Sphärolithe bestehen in felsischen Laven aus radial oder auch linear angeordneten
Quarz- und Feldspatnadeln, die während des Abkühlungsvorgangs auskristallisieren
(MCPHIE ET AL., 1993). Die Aggregate werden meist 0,1-2 cm groß. Lithophysen
stellen Sphärolithe dar, die zusätzlich einen zentralen Hohlraum besitzen, der
gegebenenfalls mit Mineralkristallen verfüllt ist (ROSS & SMITH, 1961). Sie bilden sich
in einem frühen Stadium der Abkühlung, wenn das noch heiße Glas plastisch
deformierbar ist. Während der Entgasung bilden sich Mineralkristalle um einzelne
Gasbläschen. In den runden oder sternförmigen Hohlräumen in der Mitte können
später Minerale wie Achat oder Chalcedon auskristallisieren. Lithophysen erreichen
Durchmesser von wenigen Dezimetern.
Vulkaniklastische Fazies
Typisch für subaquatische Milieus ist die Anhäufung von Lavafragmenten (PICHLER,
1965).
Einerseits bilden sich im äußeren Bereich des Lavastroms Autobrekzien. Das
abgekühlte viskose Material am Rand wird immer wieder zerbrochen, während sich
im Inneren das duktile Material bewegt. Dabei entsteht außen eine Lage von starren
Blöcken und Klasten. Die Aggregate sind monomikt, klastengestützt, matrixarm und
schlecht sortiert (MCPHIE ET AL., 1993). Die Fließtexur der kohärenten Fazies kann
sich auch in der autoklastischen Fazies fortsetzen (ALLEN, 1988).
Andererseits entstehen bei effusiven Prozessen, die in Verbindung mit Wasser
erfolgen, sogenannte Hyaloklastite (WATERS, 1960; MOORE ET AL. 1973). Aufgrund
des thermischen Schocks erstarrt die Lava abrupt und nimmt nun ein kleineres
Volumen ein als die Schmelze. Dadurch bilden sich Klüfte, die wiederum eine
Fragmentierung des Materials hervorrufen. In-situ Hyaloklastite bestehen aus
Klasten, die mehr oder weniger nahtlos aneinander passen und am Ort ihrer
Entstehung verbleiben. Sie können durch sich kreuzende Klüfte entstehen. Intrusive
Hyaloklastite entstehen bei der Intrusion in nasse, unverfestigte Sedimente (z.B.
BUSBY-SPERA & WHITE 1987; KANO 1989, HANSON 1991). Resedimentierte
Hyaloklastite weisen Sedimentstrukturen wie z.B. Schichtung oder Sortierung auf.
Oftmals sind Klasten mit unterschiedlicher Textur aus verschiedenen Teilen des
Lavastroms lokal vorhanden (vgl. Abb. 2.4).
7
2 Geologischer Rahmen
Abb. 2.4: In situ und resedimentierte Hyaloklastite: (A) Die Lava tritt aus einem Schlot
aus und legt nur eine kurze Entfernung zurück bevor sie abrupt abkühlt. (B) In die
wachsende Ansammlung der Hyalokastite erfolgt eine Intrusion. Instabile
Hyaloklastite werden am Hang resedimentiert (nach MCPHIE ET AL., 1993).
Aufgrund der Reaktion mit zirkulierenden Lösungen wird die verfestigte Lava alteriert.
In den glasigen Bereichen entstehen perlitische Risse. Sie gehen aus der
Hydratation und Volumenvergrößerung des Glases hervor und repräsentieren ein
frühes Stadium der Alteration (MCPHIE ET AL., 1993). Auch die charakteristische
Textur der Autobrekzien kann während hydrothermaler Alteration modifiziert werden.
Die Alteration verursacht Klüfte und überführt die ursprünglich klastengestützte in
eine matrix-gestützte Brekzie (ALLEN, 1988).
8
2 Geologischer Rahmen
2.3 Bohrlokationen von Leg 193
Im Zuge der Bohrkampagne Leg 193 wurde erstmalig im ODP in ein aktives
Hydrothermalsystem gebohrt, welches an felsischen Vulkanismus gebunden ist. Ziel
des Projektes war die Untersuchung der Alterations- und Mineralisationsprozesse im
Bereich dieses Hydrothermalsystems. Einerseits wurde in hydrothermale Felder
gebohrt, die durch Ansammlungen zahlreicher Schwarzer Raucher gekennzeichnet
sind, aus denen heiße Fluide fokussiert austreten (Roman Ruins - 1189, Satanic
Mills - 1191). In den Roman Ruins wurden drei Bohrungen (A, B, C) niedergebracht
(vgl. Abb. 2.5), wobei sich die Bohrung 1189B im Zentrum der hydrothermalen
Aktivität befindet. Andererseits erfolgten Bohrungen in ein Hydrothermalfeld, wo sich
niedrigtemperierte Fluide über große Flächen ausbreiten (diffuses Austreten;
Snowcap - 1188). An einer weiteren Lokation (1190) ohne hydrothermale Aktivität
fand eine Referenzbohrung statt. Aufgrund von technischen Schwierigkeiten,
gelangen tiefere Bohrungen nur an den Lokationen Snowcap (maximal 380 mbsf)
und Roman Ruins (maximal 210 mbsf). Der Kerngewinn fiel in sämtlichen Bohrungen
mit 6,8 bis 13,9 % sehr gering aus.
Abb. 2.5: Bohrlokationen von Leg 193 mit gekernten und geloggten Intervallen der
einzelnen Bohrungen. Die Zahlen an der Basis der Bohrungen geben den
prozentualen Kerngewinn an.
9
2 Geologischer Rahmen
An den Lokationen Snowcap und Roman Ruins erfolgte jeweils in einer Bohrung
Wireline Logging, während in einer weiteren Bohrung LWD durchgeführt wurde (s.
Abb. 2.5).
Gesteinsbestand
Das frische oder geringfügig alterierte vulkanische Gesteinsmaterial, welches in den
oberflächennahen Bereichen der Bohrungen von Leg 193 gewonnen wurde, besitzt
eine dazitische bis rhyodazitische Zusammensetzung. Es handelt sich um
porphyrische Gesteine, deren glasige Matrix bis zu 3 Vol.% Plagioklaseinsprenglinge
enthält. Lokal treten auch geringe Mengen von Klinopyroxen und Titanomagnetit auf.
Häufig erkennt man Vesikel (bis zu 20 Vol.%), die mit Sekundärmineralen, wie
Quarz, Anhydrit, Pyrit oder Zeolithen verfüllt sind.
Während die 40-100 m mächtigen Lavaströme an der Lokation Snowcap von einer
kohärenten Fazies dominiert werden, treten in den Roman Ruins zahlreiche
vulkaniklastische Abschnitte auf. Hier wurden Bereiche verfestigter Lava zu Brekzien
umgearbeitet und resedimentiert (PAULICK ET AL., eingereicht). Sowohl die kohärenten
Bereiche der Laven als auch die einzelnen Klasten der Brekzien weisen häufig eine
Fließtextur auf. Man erkennt sie an eingeregelten Mikrosphärolithen, die zu Quarz
oder Tonmineralen alteriert sind.
Anhand von Sphärolithen lässt sich nachweisen, dass manche Bereiche der
felsischen Laven eine Phase der Hochtemperatur-Entglasung durchlaufen haben,
bevor das Material vollständig verfestigt wurde. Es handelt sich um Teile des
Lavastroms, die vom umgebenden Meerwasser isoliert waren, wodurch eine
plötzliche Abkühlung des Gesteins verhindert wurde. Glasige Bereiche der Laven,
die perlitische Risse enthalten, weisen dagegen auf eine plötzliche Abkühlung des
Magmas durch Meerwasser und auf eine nachfolgende Hydratation des Glases hin.
Bereiche der kohärenten Laven zeigen häufig fragmentale bzw. pseudoklastische
Texturen. Die Gesteine werden als hydrothermale Brekzien interpretiert, da sie keine
Merkmale besitzen, die auf einen vulkaniklastischen Ursprung hinweisen
(Gradierung, Schichtung, Rundung oder polymiktische Zusammensetzung)
(SHIPBOARD SCIENTIFIC PARTY, 2002).
In den Roman Ruins wurden anhand von Intervallen polymikter Brekzien mehrere
Oberflächen von Paläomeeresböden festgestellt (SHIPBOARD SCIENTIFIC PARTY,
10
2 Geologischer Rahmen
2002). Die effusiven Abschnitte, die auf eine einzelne Eruption zurückgeführt werden
können, besitzen eine maximale Mächtigkeit von 50 Metern.
Hydrothermale Alteration
Die hydrothermale Alteration an der Lokation Snowcap ist sehr komplex. Unterhalb
von 34 mbsf sind die Gesteine sehr stark bzw. vollständig alteriert. Die
dominierenden Alterationsformen reichen von (a) „Ausbleichen“ (weiße Silikat-SulfatTon Alteration), über (b) grüne Silikat-Ton Alteration bis hin zu (c) Silifizierung
(SHIPBOARD SCIENTIFIC PARTY., 2002). Die in den Gesteinen auftretenden
Sekundärminerale sind hauptsächlich SiO2-Modifikationen (Quarz oder Christobalit),
gefolgt von Phyllosilikaten, Anhydrit, Pyrit und geringen Mengen von Magnetit.
Trotz der unterschiedlichen Hydrothermalsysteme sind die Alterationsformen in den
Roman Ruins und an der Lokation Snowcap bis in eine Tiefe von 120 mbsf ähnlich.
Während an der Lokation Snowcap die Umwandlung von Quarz in Christobalit
graduell über den Abschnitt 100 bis 120 mbsf verläuft, beschränkt sich die Präsenz
von Christobalit in der Bohrung 1189A auf die oberen 25 mbsf (SHIPBOARD SCIENTIFIC
PARTY, 2002). Demnach liegt an der Lokation 1189 ein höherer Temperaturgradient
vor. In den Roman Ruins besteht der obere Teil der Bohrungen hauptsächlich aus
Brekzien, welche die grüne Silikat-Ton Alteration durchlaufen haben. Die Gesteine im
zentralen Teil des Hydrothermalfeldes (Bohrung 1189B) sind sulfidhaltiger als am
Rande (1189A) und weisen Intervalle mit polymetallischer (Pyrit-ChalkopyritSphalerit) Stockwerk- und semi-massiver bis massiver Sulfidmineralisation auf.
Die unteren Abschnitte der Bohrungen unterscheiden sich signifikant vom oberen
Bereich. Im Teufenbereich zwischen 120 und 200 mbsf kommen stark silifizierte,
massive, vesikuläre Laven vor, die Anzeichen einer Sulfidmineralisation aufweisen.
Dazwischen sind Brekzien eingeschaltet, die Fließtexturen aufweisen. Die Gesteine
sind vollständig silifiziert, wobei die grüne Silikat-Ton-Alteration überprägt wurde.
Außerdem sind mit Quarz, Pyrit, Anhydrit, Sphalerit und Hämatit ausgefüllte Risse zu
erkennen. Weniger stark alterierte Abschnitte werden von Christobalit und einer
Varietät von Tonmineralen dominiert, während stark bis vollständig alterierte
Gesteine Quarz und Chlorit enthalten.
Brekzien mit vielen durch Fließtexturen gekennzeichneten Klasten sind generell
stärker alteriert als kohärente, vesikuläre Laven.
11
3 Bohrlochmessverfahren
3 Bohrlochmessverfahren
Bohrlochmessungen dienen der kontinuierlichen in-situ Erfassung von
physikalischen, chemischen und strukturellen Eigenschaften der durchörterten
Gesteinsfolge. In der Bohrung 1189C wurden neben mechanischen Messtechniken
zur Ermittlung der Bohrlochgeometrie elektrische und radioaktive Messverfahren
eingesetzt.
Grundsätzlich unterscheidet man die beiden bohrlochphysikalischen Messmethoden
Wireline-Logging und Logging While Drilling (LWD). Während beim Wireline-Logging
die Messsonden (logging tools) nach dem Bohrvorgang über ein Kabel in das
Bohrloch eingefahren werden, sind die LWD-Sonden in das Bohrgestänge integriert.
Sie befinden sich direkt hinter dem Bohrkopf. Auf diese Weise können die
Messungen bereits während des Bohrvorgangs erfolgen. In Verbindung mit den
LWD-Messungen kann allerdings kein Kerngewinn erzielt werden. Beim Wirelinelogging werden die Messwerte in elektrische Größen umgewandelt und durch das
Kabel zu den Aufzeichnungsgeräten an Bord des ODP-Schiffes geleitet, wo sie
automatisch als teufenabhängige Bohrlochmesskurve (log) registriert werden. Meist
werden mehrere Sonden zu einem Strang (tool string) zusammengefasst, so dass
verschiedene voneinander unabhängige Einzelmessungen gleichzeitig erfolgen. Bei
konventionellen Messsonden beträgt der vertikale Abstand zwischen den einzelnen
Messungen (sampling rate) 15,24 cm. LWD-Apparaturen nehmen mit Hilfe einer
Speichervorrichtung die Logs im Bohrloch auf. Die Daten können ausgelesen
werden, sobald das Bohrgestänge mit der Sonde wieder an Bord gebracht wird.
In der Bohrung 1189C (Leg 193) wurde bei einer Meerestiefe von 1689 m ein
Gesteinsprofil von insgesamt 166 m durchteuft. Bis in eine Tiefe von 160 mbsf
wurden mit dem LWD-Tool RAB Logs für den spezifischen elektrischen
Formationswiderstand (BDAV, BMAV, BSAV, RING, RBIT) und die natürliche
Radioaktivität (GR) aufgenommen. Weiter wurden im oberen Bereich (ca. 20–60
mbsf) mit Wireline-Messungen folgende Parameter aufgenommen: Kaliber (C1, C2,
LCAL), spezifischer elektrischer Formationswiderstand (IDPH, IMPH, SFLU), Dichte
(RHOM), photoelektrischer Effekt (PEFL), Gammastrahlung (HSGR, SGR, HCGR,
CGR) und der Anteil von Kalium, Thorium und Uran (POTA, THOR, URAN). Tab. 3.1
fasst das Bohrlochmessprogramm der Bohrung 1189C zusammen.
12
3 Bohrlochmessverfahren
Messverfahren
elektrisch
Parameter
spezifischer
elektrischer
Widerstand
Tool
Log
DITE
IDPH, IMPH,
SFL
SFLU
RAB
BDAV, BMAV,
BSAV, RING,
RBIT
Einheit Methodik
wireline
natürliche
Radioaktivität
LWD
radioaktiv
%
THOR, URAN
ppm
HSGR, HCGR
API
HFK
%
HTHO, HURA
ppm
RHOM, DRH
g/cm³
PEFL
barns/e-
RAB
GR
API
CAL
LCAL
Zoll
FMS
C1, C2
Zoll
photoHLDS
elektrischer
Effekt
mechanisch
Bohrlochdurchmesser
wireline
POTA
Dichte
natürliche
Radioaktivität
FMS-Bilder
API
HNGS
0-164
0-166
SGR, CGR
NGT
11-66
:m
RAB-Bilder
FMS
Teufenbereich
(mbsf)
17-68
13-59
wireline
10-50
wireline
10-56
LWD
0-161
10-53
wireline
16-65
Tab. 3.1: Tabellarische Zusammenfassung des in der Bohrung 1189C angewendeten
Bohrlochmessprogramms mit entsprechenden Schlumberger-Markennamen für
Sonden und Logs und Angabe der jeweiligen Teufenbereiche.
SERRA (1984, 1986), ELLIS (1987), RIDER (1996) und BOREHOLE RESEARCH GROUP
(1994) liefern detaillierte Beschreibungen zu den einzelnen Bohrlochmessverfahren.
13
3 Bohrlochmessverfahren
Im folgenden werden die Messprinzipien der in der Bohrung 1189C angewendeten
Sonden kurz erläutert. Da die Bohrlochdaten mit Sonden der Firma Schlumberger
aufgenommen wurden, werden ausschließlich deren Markennamen mit den
entsprechenden Abkürzungen verwendet.
3.1 Mechanische Messverfahren
Caliper Tool (CAL)
Die Bestimmung des Bohrlochdurchmessers (Kaliber) erfolgt durch das
kontinuierliche Abtasten der Bohrlochwand mit Messarmen. Je nach Bauart der
Sonde sind zwei, drei oder vier solcher Fühler-Spangen im gleichwinkligen Abstand
zueinander angeordnet. Die Öffnungsweite der Messarme wird elektrisch bestimmt
und registriert. Der Bohrlochdurchmesser (LCAL) wird in Zoll (´´) angegeben. Auch
das FMS ist in der Lage das Kaliberlog zu registrieren, wobei die beiden Messarme
den Bohrlochdurchmesser (C1 und C2) in zwei senkrecht zueinander stehenden
Richtungen liefern.
3.2 Elektrische Messverfahren
Phasor Dual Induction Tool (DITE)
Bei der Messung des spezifischen elektrischen Widerstandes durch das DITE wird
der Gesteinsfolge induktiv über zwei Spulen Wechselstrom (10-40 kHz) zugeführt.
Das Magnetfeld des in der Formation induzierten Stromes erzeugt in einer
Messspule wiederum Ströme, deren Amplituden proportional zur Leitfähigkeit der
Gesteine sind.
Das DITE wird in der Regel mit dem Spherically Focussed Log (SFL) gefahren. Das
Messprinzip des SFL beruht auf einem Gleichstromverfahren. Der an einer Elektrode
eingespeiste Messstrom wird sphärisch fokussiert. Die Stromstärke wird so
angepasst, dass ein konstantes Potential zwischen den Kontrollelektrodenpaaren
ober- und unterhalb der Stromelektrode besteht. Aus den Variationen der
Stromstärke lässt sich der spezifische Formationswiderstand errechnen.
14
3 Bohrlochmessverfahren
Die
mit
der
DITE-Sondenkombination
gemessenen
spezifischen
Formationswiderständen werden in :m angegeben. Die gemessenen Logs IDPH
(Phasor Induction Log Deep), IMPH (Phasor Induction Log Medium) und SFLU
(Spherically Focused Log) besitzen verschiedene Eindringtiefen und unterschiedliche
Auflösungsvermögen. Je geringer die Eindringtiefe ist, desto mehr Details können
aufgelöst werden, aber umso höher ist die Beeinflussung durch Bohrlochausbrüche
und Bohrspülung.
Formation Microscanner (FMS)
Die FMS-Sonde erzeugt Abbilder der elektrischen Widerstandsverteilung im Bereich
der Bohrlochwand. Sie besitzt vier senkrecht zueinander stehende Messarme, die
während der Messfahrt an die Bohrlochwand gepresst werden. An ihren Enden
befinden sich jeweils 16 Mikroelektroden, über die ein fokussierter Strom bestimmter
Intensität in die Formation eingeleitet wird. Gemessen werden die Veränderungen
der Stromstärke.
Die einzelnen Messwerte werden durch spezielle Datenaufbereitung in Farbwerte
transformiert, um die elektrische Widerstandsverteilung auf einem zylindrischen
Segment der Bohrlochwand abzubilden. Weiter ermitteln ein Inklinometer und ein
Magnetometer im FMS-Strang die Orientierung der Sonde, während anhand der
Spreizung der Messarme das Kaliber bestimmt werden kann. Durch die hohe
vertikale Auflösung des FMS von 5 mm, können in den dreidimensionalen Bildern
feine Strukturen und Texturen, wie z.B. Klüfte, Falten und Vesikel im Gestein
ausgemacht werden.
Resistivity-At-the-Bit (RAB)
Die RAB-Sonde erlaubt während des Bohrvorgangs (Logging While Drilling) die
Messung des spezifischen elektrischen Widerstandes der Formation. Da diese
Messapparatur erstmalig im ODP angewendet und in vorangegangenen
Forschungsarbeiten am Lehr- und Forschungsgebiet für Angewandte Geophysik der
RWTH Aachen noch nicht beschrieben wurde, soll sie an dieser Stelle ausführlicher
erläutert werden.
15
3 Bohrlochmessverfahren
Die Informationen zum RAB wurden folgenden Veröffentlichungen entnommen:
BOREHOLE RESEARCH GROUP (2002), BONNER ET AL. (1993, 1996) UND LOVELL ET AL.,
(1995).
Die Messmethode beruht einerseits auf der Induktion von elektrischen Feldern in der
Schwerstange und der angrenzenden Formation und andererseits auf der Messung
der fließenden Ströme. Durch geschickte Anordnung der felderzeugenden und
feldmessenden Ring-Spulen bzw. der Ring- und Knopfelektroden ist es möglich, den
Verlauf des spezifischen elektrischen Widerstandes in vertikaler als auch in radialer
Richtung zu messen. Die gemessenen Formationswiderstände werden in :m
angegeben.
Für eine zeitnahe Messung am Bohrkopf (Bit Resistivity) wird die Konfiguration wie in
Abb. 3.1a benutzt. Ein Sender S induziert durch Anlegen einer Wechselspannung
von 1500 Hz ein elektrisches Feld, das wiederum eine Spannung im Empfänger E
erzeugt. Diese Spannung ist ein Maß für die durch das Spuleninnere des
Empfängers fließende Stromstärke und damit auch ein Maß für den spezifischen
Widerstand der Umgebung zwischen Sender und Empfänger. So werden Messwerte
der Formation unmittelbar oberhalb des Bohrkopfes mit einer vertikalen Auflösung
von ca. 60 cm erzeugt. Die entsprechende Messkurve RBIT wird vor allem zur
Bohrlochpositionierung herangezogen, da sie unmittelbare Informationen über die
Formation erbringt.
Eine höhere Empfindlichkeit und eine größere vertikale Auflösung auf Kosten eines
gewissen zeitlichen Versatzes erreicht man durch eine Konfiguration, wie sie in Abb.
3.1b dargestellt ist. Hier wird die Wechselspannung um 180° phasenverschoben an
die Sender S1 und S2 angelegt und erzeugt so zwei elektrische Felder, die an der
Position der Ringelektrode RE (1,52 m oberhalb des Bohrkopfes) senkrecht auf die
Schwerstange auftreffen. Die Ringelektrode ist von der Schwerstange elektrisch
isoliert und wird durch einen Ausgleichsstrom IA auf dem gleichen Potential wie die
Schwerstange, unmittelbar neben der Ringelektrode, gehalten. IA ist dann genau der
Strom, der an dieser Stelle durch die Grenzfläche Schwerstange/Bohrlochumgebung
tritt. Dadurch lässt sich mit einer vertikalen Auflösung von ca. 1,5 ’’ der spezifische
Widerstand am Ort der Ringelektrode messen. Das gemessene Log RING besitzt
eine Eindringtiefe in die Formation von ca. 22 cm. Inhomogenitäten des Feldes, die
durch die Wechselwirkung mit der Umgebung hervorgerufen werden, können durch
die Monitorspulen M1, M2 und M0 , welche sich unmittelbar unter- oder oberhalb der
Sender bzw. der Ringelektrode befinden, festgestellt und durch Variationen der
Spannungen an S1 und S2 korrigiert werden.
16
3 Bohrlochmessverfahren
Abb. 3.1: RAB-Konfigurationen zur Messung des spezifischen elektrischen
Formationswiderstandes a) in unmittelbarer Nähe des Bohrkopfes mit S: Sender und
E: Empfänger und b) unter Ausnutzung der Ringelektrode mit S1 und S2: Sender, RE:
Ringelektrode und M0, M1, M2: Monitorspulen. Die roten Linien entsprechen den
elektrischen Feldlinien. BD, BM und BS sind Abkürzungen für die Knopfelektroden,
die unterschiedliche Eindringtiefen besitzen. (Abb. verändert nach BONNER ET AL.
(1996).
Eine radiale Auflösung der Messung wird durch Anbringen zusätzlicher
Knopfelektroden (Button Deep – BD, Button Medium – BM, und Button Shallow - BS)
erreicht (vgl. Abb. 3.1b). Die vertikal übereinander angeordneten Elektroden besitzen
einen
Durchmesser
von
2,54
cm
und
ermöglichen
orientierte
Widerstandsmessungen. Sie funktionieren nach dem gleichen Prinzip wie die
Ringelektrode, vermessen aber durch ihre Position oberhalb von dieser
unterschiedliche Bereiche: Die zuunterst angeordnete Elektrode BD vermisst
Feldlinien, die deutlich tiefer in die Umgebung eindringen, als BM und BS. Die
gemessenen Logs BDAV (Deep Resistivity Average), BMAV (Medium Resistivity
Average) und BSAV (Shallow Resistivity Average) besitzen für ein Bohrloch von 21,6
cm Durchmesser, die unterschiedlichen Eindringtiefen von 2,5, 7,6 und 12,7 cm.
Die Knopfelektroden produzieren während der Rotation des Bohrstrangs ein
vollständiges 360°-Bild der Bohrlochumgebung. Mit Hilfe der elektrischen Bilder
17
3 Bohrlochmessverfahren
können größere Strukturen, wie z.B. das Einfallen, Störungen und Falten erkannt
werden. Um das scheinbare Einfallen der Formation zu bestimmen, werden die drei
Spuren der Knopfelektroden korreliert.
3.3 Radioaktive Messverfahren
Natural Gamma Ray Spectrometry Tool (NGT) und Hostile-Environment Natural
Gamma Ray Sonde (HNGS)
Die natürliche Radioaktivität (Gamma Ray - GR) einer Gesteinsfolge resultiert
größtenteils aus dem radioaktiven Zerfall der instabilen Isotope Kalium (40K), Thorium
(232Th) und Uran (238U). Sie wird mit Hilfe eines Szintillationsdetektors, der aus einem
Kristalldetektor und einem Photoverstärker besteht, ermittelt. Man verwendet dazu
das Natural Gamma Ray Spectrometry Tool (NGT), welches einen NaI-Kristall
beinhaltet und die neuere Hostile Natural Gamma Ray Sonde (HNGS), die mit einem
Wismutgermanat-Kristall ausgestattet ist.
Bei der spektrometrischen Analyse wird die Anzahl der registrierten Zerfälle als auch
ihre Energie vom Szintillationsdetektor aufgezeichnet. Aus dem Gesamtspektrum
(SGR) werden fünf diskrete Energiefenster abgegrenzt, in denen die Anteile der oben
genannten Isotope quantifiziert werden.
Das NGT liefert diverse Logs: Die Gesamtgammastrahlung (SGR) wird in gAPI, einer
Standardeinheit des American Petroleum Institute Komitees angegeben, wobei 200
API definitionsgemäß einer Zone mit 12 ppm U, 24 ppm und 4% K in einem
Referenzbohrloch entsprechen. Das Computed Gamma Ray (CGR), welches dem
SGR abzüglich des Urananteils entspricht, wird ebenfalls in API angegeben.
Weiterhin werden die Gehalte an Kalium, Thorium und Uran (POTA in %, THOR und
URAN in ppm) ermittelt. Entsprechend ergibt das HNGS folgende Logs: Das HSGR
(Standard Gamma Ray und HCGR (Computed Gamma Ray), welche in API
angegeben werden, sowie das HFK (Kaliumgehalt in %), HTHO (Thoriumgehalt in
ppm) und HURA (Urangehalt in ppm). Die Messungen der natürlichen Radioaktivität
besitzen ein vertikales Auflösungsvermögen von ca. 46 cm.
Das NGT und das HNGS liefern Informationen über die Zusammensetzung der
Formation und ermöglichen die lithologische Gliederung des Profils.
18
3 Bohrlochmessverfahren
Auch das RAB registriert während des Bohrens mittels Szintillationsdetektor die
Gammastrahlung (GR).
Hostile-Environment Litho-Density Sonde (HLDS)
Die Sonde wird zur Messung der Gesamtdichte des Gesteins verwendet, welche
auch Poren- und Kluftfüllungen einschließt. Die von einer Cäsium-Quelle emittierten
Gammastrahlen werden in der Formation durch Streuung (Compton-Effekt) und
Absorption (Photoelektrischer Effekt) geschwächt, proportional der Elektronendichte,
die ihrerseits von der Gesteinsdichte abhängt. Die aus der Formation
zurückgestreute Strahlung wird an zwei Szintillationsdetektoren gemessen. Je höher
die Gesteinsdichte ist, desto weniger Gammaquanten werden pro Zeiteinheit
detektiert. Neben der Dichte wird auch der photoelektrische Effekt registriert. Er
hängt von der mittleren Atomzahl Z der Elemente in der Formation ab.
Insgesamt ergeben sich folgende Logs: die Gesteindichte RHOM (g/cm³), die
Differenz der Dichte aus den Messungen beider Detektoren DRH (g/cm³) und der
photoelektrische Faktor PEFL (barns/e-).
Die HLDS besitzt ein vertikales Auflösungsvermögen von 46 cm und ermöglicht
Aussagen über die Lithologie und die Porosität der durchteuften Gesteinsfolge.
19
4 Kernmessungen
4 Kernmessungen
An Kernproben der Nachbarbohrungen 1189A und 1189B wurden mit dem MultiSensor-Core Logger (GEOTEK, 2000) die magnetische Suszeptibilität und die PWellengeschwindigkeit bestimmt. Weiter erfolgten mit Hilfe der Geoelektrikapparatur
„4-Punkt light“ (Lippmann - Geophysikalische Messgeräte) Messungen des
spezifischen elektrischen Widerstandes. Da die Kernproben der Nachbarbohrungen
1189A und 1189B größtenteils eine geringe Größe und Gesteinsfestigkeit, sowie
eine unregelmäßige Geometrie besitzen, konnten nur an ausgewählten Proben
Messungen erfolgen. Im Anhang befindet sich eine Tabelle mit der Nummerierung
der Kerne, an denen für die vorliegende Arbeit Messungen durchgeführt wurden.
Entsprechend sind die Probenbezeichnungen aufgeführt, die auf dem ODP-Schiff
vorgenommen wurden.
4.1 Messapparaturen und Versuchsanordnung
Multi-Sensor Core Logger
Mittels Core Logger (s. Abb. 4.1) können verschiedene geophysikalische Parameter
an Kernen bestimmt werden. Dabei werden die Kerne in einem Trägerschlitten
horizontal entlang einer „Messstraße“ durch mehrere Geräte geführt. Folgende
gesteinsphysikalische Parameter können neben der Geometrie (Länge und
Durchmesser) der Proben bestimmt werden: Kompressionswellengeschwindigkeit vp
(m/s), Gamma-Dichte UJ (g/cm³) und magnetische Suszeptibilität F(SI oder cgsEinheiten). Die zu untersuchenden Kerne können ganz, horizontal geteilt, aber auch
als Bruchstücke vermessen werden (GEOTEK, 2000).
Da aufgrund der Probengeometrie bzw. –größe keine Dichtemessungen an den
Kernen der Nachbarbohrungen durchgeführt werden konnten, wird im folgenden
ausschließlich auf die Parameter Kompressionswellengeschwindigkeit und
magnetische Suszeptibilität Bezug genommen.
Zur Bestimmung der Kompressionswellengeschwindigkeit befindet sich der Kern
zwischen zwei Ultraschall-Sensoren. Am Sender wird ein elastischer Impuls (Dauer
0.5 Ps) erzeugt, der das Gestein durchläuft und am Empfänger detektiert wird.
Gemessen wird dabei die totale Laufzeit Tot, die der Ultraschallimpuls vom Sender
20
4 Kernmessungen
durch den Kern zum Empfänger benötigt. Diese beihaltet neben der wahren Laufzeit
Tt einige Zeitverzögerungen, welche durch die Laufzeit des Impulses durch den
Trägerschlitten, die Laufzeit durch die Sender / Empfänger-Oberfläche und durch die
Signalaufnahme hervorgerufen werden. Diese Zeitverzögerungen werden durch die
„Totzeit“ Pto (P-wave travel time offset) angegeben.
Es gilt:
Tot = Tt + Pto
Um die wahre Laufzeit Tt zu ermitteln, muss die Totzeit Pto gesondert bestimmt
werden, indem Sender und Empfänger in direkten Kontakt gebracht werden und Pto
in dieser Position gemessen wird.
Die magnetische Suszeptibilität wird nach dem Prinzip einer elektromagnetischen
Induktionsmessung bestimmt. Ein Wechselstrom, der an eine Spule angelegt wird,
erzeugt ein magnetisches Wechselfeld mit einer Frequenz von 0.565 kHz, wobei die
maximale Feldstärke in der Spule 80 A/m beträgt. Wird die Probe dem magnetischen
Feld ausgesetzt, so ändern die magnetischen Eigenschaften des Materials die
Induktivität der Spule und damit die Frequenz. Ein Punksensor registriert diese
Frequenzänderung, aus die magnetische Suszeptibilität berechnet werden kann.
Abb. 4.1: Multi-Sensor Core Logger (MSCL) (nach GEOTEK, 2000).
21
4 Kernmessungen
„4-Punkt light“ -Apparatur
Die Widerstandsmessungen erfolgten mit Hilfe der Geoelektrikapparatur „4-Punkt
light“ (Lippmann-Geophysikalische Messgeräte) (s. Abb. 4.2a). Diese speist über die
Elektroden A und B einen konstanten Strom mit einer Frequenz von 8.33 Hz in den
Kern ein. Hierfür wird die Probe in eine Halterung eingespannt, wobei der Kontakt zu
den A- und B- Elektroden über feuchte Schwämme hergestellt wird (vgl. Abb. 4.2b).
Die Stromstärke kann zwischen 100 nA und 10 mA variiert werden. Die maximale
Ausgangsspannung beträgt 14 V. Der Empfänger besteht aus einem Lock-In
Verstärker. Die Spannung wird zwischen den M- und N-Elektroden gemessen und in
PV angezeigt. Die M- und N-Elektroden bestehen aus zwei Kupferdrähten, die in
einem definierten Abstand von 1 cm um die Probe (Bohrkerndurchmesser: 10 bis 30
mm) gewickelt sind (s. Abb. 4.2b). Die Integrationszeit der Messung kann auf 4.4
oder 0.3 Sekunden eingestellt werden. Die Spannungsmessung kann sowohl in
Phase als auch um 90° phasenverschoben erfolgen.
Um die Widerstände aus den gemessenen Spannungen zu berechnen, muss die
Geometrie der verschiedenen Kerne berücksichtigt werden. Es gilt:
K = A/L,
wobei K dem Geometriefaktor, A der Querschnittsfläche des Kerns und L dem
Messpunktabstand zwischen M- und N-Elektrode entspricht. Um den spezifischen
elektrischen Gesteinswiderstand zu berechnen, wird folgende Formel benutzt:
U K * R,
wobei
Udem
spezifischen
elektrischen
Gesteinswiderstand,
und
R
dem
Gesamtwiderstand entspricht, der sich aus R= U/I bestimmen lässt. U ist die
gemessene Spannung und I die eingesetzte Stromstärke.
22
4 Kernmessungen
Abb. 4.2: Darstellung der Versuchsanordnung: a) Geoelektrikapparatur „4-Punkt
light“ gekoppelt an b) Halterung für die Kernproben mit Elektrodenanordnung.
23
4 Kernmessungen
4.2 Kernmessungen
Magnetische Suszeptibiltät
Für die Messung der magnetischen Suszeptibilität konnten zehn verschiedene
Dazitproben aus den Bohrungen 1189A und 1189B herangezogen werden.
Sämtliche Messwerte sind in Tab. 4.1 aufgelistet. Die Werte variieren zwischen
12 * 10-5 und 2502 * 10-5 SI-Einheiten (Mittelwert 1141 * 10-5 SI-Einheiten). An den
Kernen aus der Bohrung 1189 A (Nr. 2,3 und 4) wurden eher niedrige Werte
(17 * 10-5 SI-Einheiten bis 104 * 10-5 SI-Einheiten) ermittelt. Hierbei handelt es sich
um stärker alteriertes Material, das eine hellgraue bis weiße Farbe besitzt und aus
einem Teufenbereich zwischen ca. 45 und 90 mbsf stammt. Teilweise sind feine
Klüfte vorhanden, die mit grünem Material ausgefüllt sind (vgl. Abb. 7.3). Eine
Ausnahme bildet die Probe 1 aus den oberen 15 mbsf. Das Gestein ist frisch, massiv
und vesikuär und besitzt eine dunkelgraue Farbe. Hier wurde eine magnetische
Suszeptibilität von durchschnittlich 1022 * 10-5 SI-Einheiten bestimmt. Die
Messwerte, welche an Kernen der Bohrung 1189B (Nr. 6 bis 10) aufgenommen
wurden, sind höher. Sie liegen zwischen 1698 * 10-5 2502 * 10-5 SI-Einheiten. Die
Proben stammen aus dem Teufenbereich zwischen ca. 120 und 140 mbsf. Es
handelt sich um weniger stark alterierten, mittel- bis dunkelgrauen Dazit, der
zahlreiche Vesikel enthält. An der Probe 5 wurden allerdings niedrigere Werte von
durchschnittlich 105 * 10-5 SI-Einheiten gemessen. Die Probe besitzt eine mittelgraue
Farbe, wobei einzelne Vesikel mit Mineralen verfüllt sind.
An Bord des ODP-Schiffes wurde ebenfalls die magnetische Suszeptibilität an
Bohrkernen der Bohrungen 1189A und 1189B gemessen. Die Werte weisen
ebenfalls sehr starke Variationen auf. Sie schwanken zwischen -0.2 * 10-5 und
3101.5 * 10-5 SI-Einheiten, mit einem Mittelwert von 486 × 10-5 SI-Einheiten. Die
hohen Werte der magnetischen Suszeptiblität wurden über den gesamten
Teufenbereich der Bohrungen gemessen. Sie werden durch Magnetit verursacht, der
im oberen Teil der Bohrungen magmatischen Ursprungs ist und den geringen
Alterationsgrad der Formation anzeigt. In den unteren Teufenabschnitten, in denen
die Formation bereits stark alteriert ist, tritt er dagegen als Sekundärmineral auf, das
während der Alteration entstanden ist (SHIPBOARD SCIENTIFIC PARTY, 2002).
24
4 Kernmessungen
Magnetische Suszeptibilität (*10-5 SI)
Probennummer
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
1016
12
83
15
103 2495 2148 1710 1698 2084
1022
12
83
16
103 2498 2151 1711 1711 2084
1023
13
84
17
105 2500 2153 1712 1716 2088
1024
12
83
17
105 2501 2152 1713 1718 2090
1023
12
16
105 2502 2153 1714 1769 2091
12
17
105
2153 1714 1765 2094
13
106
2153 1715
12
106
19
103
22
107
20
102
2095
2095
22
20
22
21
21
21
21
1022
17
83
16
105 2499 2152 1713 1730 2091
Tab. 4.1: Sämtliche Messwerte der magnetischen Suszeptibilität in SI-Einheiten, die
an Kernproben der Nachbarbohrungen 1189A und 1189B bestimmt wurden. Die
unterstrichenen Zahlen stellen die Mittelwerte für die einzelnen Proben dar.
P-Wellengeschwindigkeit
Die P-Wellengeschwindigkeit vp wurde sowohl an trockenen als auch an gesättigten
Proben (vp trocken und vp nass) aus der Bohrung 1189B gemessen. Die Kerne wurden
zuvor in einer NaCl-Lösung mit Meerwasserkonzentration gesättigt. Das Material
stammt aus einer Tiefe zwischen ca. 130 und 140 mbsf. Es handelt sich um mittelbis dunkelgrauen massiven Dazit, der eine hohe Vesikularität aufweist. Sämtliche
Messwerte sind in Tab. 4.2 wiedergeben. Bei den Messungen an trockenen Proben
reicht der Wertebereich der P-Wellengeschwindigkeit von 3,1-3,7 km/s. Der
Mittelwert beträgt 3,4 km/s. Die Messungen an den nassen Proben ergeben Werte
zwischen 4,1km/s und 4,8 km/s, wobei der Mittelwert 4,4 km/s beträgt. Messungen
25
4 Kernmessungen
an Bohrkernen der Bohrungen 1189A und 1189B an Bord des ODP-Schiffes ergaben
Werte von 3,4-5 km/s (Mittelwert: 4,4 km/s) (SHIPBOARD SCIENTIFIC PARTY, 2002). Die
P-Wellengeschwindigkeit wurde in der Bohrung 1189B auch per Wireline-Logging
erfasst. Die Werte reichen von 1,9-5,6 km/s. Die Daten aus der Bohrung 1189C sind
aufgrund zu geringer Variationen unbrauchbar und wurden von der
Datenaufbereitung ausgeschlossen. Der Vergleich der verschiedenen Messungen
zeigt, dass die Wertebereiche sich überschneiden bzw. nah beieinander liegen. Die
geringfügigen Unterschiede sind vermutlich auf die verschiedenen Messapparaturen
und Umgebungen (in situ und Kernproben) zurückzuführen. In die Kernmessungen
fließt z.B. ein wesentlich geringeres Gesteinsvolumen ein. Außerdem werden bei
Bohrlochmessungen, im Gegensatz zu Kernmessungen, Kluftzonen und
zirkulierende Wässer mit einbezogen. Die niedrigen Werte, welche beim WirelineLogging aufgenommen wurden, lassen sich zudem möglicherweise durch die
Erweiterung der Bohrlöcher erklären (BARTETZKO, 2002).
Tot
Tt
(Ps)
(Ps)
16.1
24.10
trocken
8.00
2.54
16.1
22.90
8
2.54
16.1
10
2.54
16.1
23.55
24.10
Probennummer
Durchmesser
(cm)
6
2.54
7
Pto
(Ps)
vp trocken
(km/s)
Tot
(s)
Tt
(s)
vp nass
(km/s)
3.12
22.30
nass
6.2
4.1
6.80
3.72
21.40
5.3
4.8
7.45
3.41
21.90
5.80
4.4
8.00
3.15
21.85
5.75
4.4
Tab. 4.2: Sämtliche Messwerte, die für die Bestimmung der P-Wellengeschwindigkeit
vp trocken und vp nass relevant sind (vgl. Absatz 4.1).
Widerstandsmessungen
Für die Widerstandsmessungen wurden vier Proben aus der Bohrung 1189B
verwendet, die aus dem Teufenbereich von ca. 130 bis 140 mbsf stammen. Dabei
handelt es sich um mittel- bis dunkelgraue massive Dazite, die zahlreiche Vesikel
enthalten (s. auch Abb. 7.2). Die einzelnen Proben wurden zunächst in destilliertem
Wasser, dann in 0,01 molarer bzw. 0,1 molarer NaCl-Lösung und schließlich in
Wasser mit Meerwasserkonzentration (0,6 molar) gesättigt. Nach jeder
Sättigungsstufe wurde die Fluid-Leitfähigkeit überprüft. Direkt im Anschluss erfolgten
2 bis 5 Spannungsmessungen an den einzelnen Proben. Die Stromstärke wurde
durchgehend auf 100 nA eingestellt. Die untersuchten Proben besitzen einen
26
4 Kernmessungen
Durchmesser von 2.54 cm und so eine Querschnittsfläche von 0.050671 cm². Der
Geometriefaktor beträgt 0.050671 cm. Die Ergebnisse der Widerstandsmessungen
sind in Tab. 4.3 dargestellt. Die Messungen des spezifischen elektrischen
Widerstandes an der Probe Nr. 10 ergaben bei der Fluidleitfähigkeit von 1300 PS/cm
höhere Werte als bei der niedrigeren Fluidleitfähigkeit von 39 PS/cm. Hierbei handelt
es sich vermutlich um Fehlmessungen, die bei der weiteren Datenauswertung nicht
berücksichtigt wurden.
Die Werte für den spezifischen elektrischen Widerstand fallen insgesamt sehr gering
aus. Dies ist auf die zahlreichen Vesikel im Gestein zurückzuführen, da sie mit dem
jeweiligen Fluid gefüllt werden, mit dem die Probe gesättigt wird. Der Wertebereich
für die Kerne, die in einer Lösung mit Meerwasserkonzentration gesättigt wurden,
liegt zwischen 10,1 und 17,7 :m.
Anzahl
spezifischer elektrischer
NaClFluidder
Proben- Konzentration
Widerstand (:m)
Leitfähigkeit
Messungen Mininummer der Lösung
Maxi- Mittel(PS/cm)
n
(mol/l)
mum
mum
wert
6
3
151,5
153,5
152,3
3
151,0
153,0
152,0
3
128,7
152,0
144,1
3
148,5
153,0
151,2
3
100,8
135,8
118,4
3
105,9
131,7
122,6
2
136,8
144,4
140,5
10
-
-
-
-
6
5
49,1
61,8
54,0
5
36,5
40,5
39,0
3
35,0
41,0
37,7
3
57,8
67,4
62,2
3
14,2
15,2
14,5
3
10,6
13,7
12,1
3
10,1
11,7
10,8
3
14,7
17,7
15,9
7
8
10
0,0
(destilliertes
Wasser)
39
6
7
8
7
8
0,01
0,1
1300
12000
10
6
7
8
10
0,6
(Meerwasserkonzentration)
58000
Tab. 4.3: An Kernen gemessener spezifischer elektrischer Widerstand (Minimum,
Maximum und Mittelwert) unter Berücksichtigung der verschiedenen Molaritäten der
Lösungen und der gemessenen Fluidleitfähigkeit.
27
4 Kernmessungen
4.3 Porositätsberechnung
Die Porosität eines Gesteins beeinflusst seine physikalischen Eigenschaften. Anhand
der Kernmessungen des spezifischen elektrischen Widerstandes und der
Kompressionswellengeschwindigkeit können Rückschlüsse auf den Porenraum des
Gesteins gezogen werden.
Berechnung der Porosität aus dem spezifischen elektrischen Widerstand
Der spezifische elektrische Gesteinswiderstand R0 ist proportional zum spezifischen
elektrischen Widerstand des Porenfluids Rw. Der Proportionalitätsfaktor wird
Formationsfaktor genannt und ist eine Funktion der Gesteinsstruktur. Es gilt:
R0
F * Rw (ARCHIE 1942).
Für den Formationsfaktor gilt im Fall von tonfreien Sedimenten:
F
a
Im
(ARCHIE, 1942)
mit a = Koeffizient, I = Porosität und m = Zementationsfaktor.
Damit ist es möglich bei bekanntem a, m und Rw die Porosität aus den
Widerstandsmessungen zu bestimmen:
I
m
a
R0 / R w
Der Koeffizient a liegt für tonfreie Sedimente je nach Lithologie zwischen 0,6 und 2,0.
Der Zementationsfaktor m variiert für verschiedene Sedimente zwischen 1,0 und 3,0,
je nach Porengröße, -form- und –verteilung. Außerdem wird er von der
Packungsdichte und der Geometrie des Porenraumes beeinflusst. Im Rahmen der
vorliegenden Arbeit ist es nicht möglich, exakte Werte für a und m zu bestimmen.
Deshalb wurden die Standardwerte a = 1 und m = 2 verwendet.
Um den Formationsfaktor zu bestimmen, werden neben der Gesteinsleitfähigkeit V0
auch die Fluid- und Grenzflächenleitfähigkeiten (Vw und Vint) berücksichtigt:
28
4 Kernmessungen
V0
Vw
F
V int .
In Abb. 4.3 ist die Fluidleitfähigkeit gegen die Gesteinsleitfähigkeit der untersuchten
Proben jeweils logarithmisch aufgetragen. Es ist erkennbar, dass mit zunehmender
Fluidleitfähigkeit die Gesteinsleitfähigkeit exponentiell ansteigt. Das heißt, bei einer
hohen Salinität der Lösung (hohe Fluidleitfähigkeit) steigt die Leitfähigkeit der
Gesteinsproben mit der Fluidleitfähigkeit an. Bei niedrigen Fluidsalinitäten bleibt
dagegen die gemessene Gesteinsleitfähigkeit beinahe konstant. Am linken
Achsenabschnitt lässt sich der Wert der Grenzflächenleitfähigkeit Vint ablesen und
von der Kurve die Werte der Fluid- und Gesteinsleitfähigkeit (Vw, V0) bei
unterschiedlichen
Salinitäten.
Die
Kehrwerte
ergeben
die
entsprechenden
Widerstandswerte. Bei Leitfähigkeiten von V0 = 0,086 S/m, Vw = 5,8 S/m und Vint =
0,0074 S/m ergibt sich ein Formationsfaktor von 74.
Abb. 4.3: Graphische Darstellung der Beziehung zwischen der Fluidleitfähigkeit der
verschiedenen Sättigungslösungen und der Gesteinsleitfähigkeit für die untersuchten
Proben. Die roten Pfeile zeigen die Werte der Leitfähigkeiten (V0, Vw und Vint), die für
die Berechnung des Formationsfaktors verwendet werden.
Zur Berechnung der Porosität I wurde für R0 der jeweilige Mittelwert aus den
Widerstandsmessungen der in Meerwasserkonzentration gesättigten Kerne benutzt.
In Tab. 4.4 sind die Werte für die Porosität angegeben, die bei Rw = 0,17 :m, a = 1
29
4 Kernmessungen
und m = 2 ermittelt wurden. Die Werte liegen zwischen 10,3 und 12,5 %. Der
Mittelwert beträgt 11,4 %. Die Ergebnisse dürfen nur als Annäherung betrachtet
werden, da die Koeffizienten a und m nur geschätzt sind.
Probennummer
Porosität
(%)
6
10,8
7
11,9
8
12,5
10
10,3
Tab. 4.4: Porositätswerte in %, die aus den Widerstandswerten, der in Meerwasser
gesättigten Proben, berechnet wurden.
Berechnung der Porosität aus der Kompressionswellengeschwindigkeit
Da die Fähigkeit eines Gesteins, seismische Impulse zu übermitteln, von der
Gesteinsart, der Struktur und der Porosität abhängt, lässt sich letztere aus
Laufzeiten, die an den Kernen gemessen werden, bestimmen.
Für die Berechnung geht man von einer im Mittel gleichmäßigen Verteilung kleiner
Poren bei hohem hydrostatischen Druck aus. Dann gilt für die Laufzeit über eine
Distanz x im Porenraum bzw. im Gesteinsmaterial im linearen Mittel nach WYLLIE ET
AL. (1962):
x
vp0 nass
I
vp Fluid
1I
vp matrix
u x
bzw.
1
vp0 nass
I
vp Fluid
1I
vp matrix
mit I= Porosität, vp0nass = gemessene Geschwindigkeit der P-Welle im gesättigten
Kern, vpFluid = Geschwindigkeit der P-Welle im Fluid und vpmatrix = gemessene
Geschwindigkeit der P-Welle in der Matrix. Das bedeutet, dass sich die
Gesamtlaufzeit des Signals additiv aus der Fluidlaufzeit und der Matrixlaufzeit
zusammensetzt.
30
4 Kernmessungen
Die Gleichung von WYLLIE ET AL. (1962) kann ebenfalls für die Berechnung der
Laufzeiten von trockenen Kernen benutzt werden:
1
I
vp0trocken
vp Luft
1I
vp matrix
mit vp0trocken = gemessene Geschwindigkeit der P-Welle im trockenen Kern. Daraus
ergibt sich für die Porosität:
I1
(
I2
1
vp0tnass
(
1
vp matrix
1
vp0trocken
) /(
1
1
) bzw.
vp fluid vp matrix
1
vp matrix
) /(
1
1
)
vp Luft vp matrix
Die mittlere P-Wellengeschwindigkeit für Meerwasser wird mit vpFluid = 1,5 km/s
(CHRISTENSEN, 1989) und für Luft mit vpLuft = 0,3313 km/s (LIDE, 2000) angenommen.
Da keine Literaturangabe für die Matrixgeschwindigkeit von Dazit zur Verfügung
steht, wird annäherungsweise der Literaturwert für Granit, welcher eine ähnliche
chemische Zusammensetzung besitzt, mit 6 km/s (CRAIN, 1986) benutzt. Bei der
Berechnung von I1 und I2 anhand der entsprechenden vp-Geschwindigkeiten,
ergeben sich unterschiedliche Werte für die Porosität an denselben Gesteinsproben.
Während I1 Werte zwischen 8,3 % und 15,4 % annimmt (Mittelwert: 12 %), ergeben
sich für I2 Porositäten von 3,6% bis 5,4% (Mittelwert: 4,7%). Die unterschiedlichen
Ergebnisse zeigen, dass in diesem Fall die Methode zur Porositätsberechnung nach
WYLLIE
ET
AL. (1962) nur eingeschränkt anwendbar ist. Ergebnisse von I1 liegen
gegenüber denen für I2 näher and den Porositätswerten, die an Bord des ODPSchiffes gemessen wurden (16,2% bis 20,2%). Die Wyllie-Formel liefert genaue
Ergebnisse bei Materialien mit niedrigen Porositäten, wobei sie sich auf
intergranulare Hohlräume und nicht auf eine „sekundäre Porosität“, wie sie z.B. durch
Klüfte und Vesikel hervorgerufen wird, bezieht (GUÉGUEN & PALCIAUSKAS, 1994).
Zahlreiche Vesikel, wie sie in den Dazitproben auftreten, führen jedoch zu einer
solchen „sekundären Porositä“ und verursachen ungenaue bzw. falsche Ergebnisse.
Neben den oben genannten Ursachen für die fehlerhafte Porositätsberechnung nach
Wyllie et al. (1962) ist die Genauigkeit der angenommen Parameter vpLuft, vpFluid und
vpMatrix, sowie Fehler in den vp-Messungen relevant für die Beurteilung der
Messergebnisse. Den Einfluss des Messfehlers der Geschwindigkeit auf die
berechnete Porosität kann man mittels Fehlerfortpflanzung berücksichtigen:
31
4 Kernmessungen
wI 2 vp
'I1vp
wvp nass
'I 2 vp
* 'vp nass wI1vp
wvptrocken
wI 2 vp
wvp Fluid
* 'vptrocken * 'vp Fluid wI1vp
wvp Luft
wI 2 vp
wvp Matrix
* 'vp Luft * 'vp Matrix
wI1vp
wvp Matrix
bzw.
* 'vp Matrix
Mit den partiellen Ableitungen der Gleichungen ergeben sich folgende Beziehungen:
'I1vp =
1
§ 1
1
¨¨
© vp Fluid vp Matrix
·
¸¸ * vp nass ²
¹
vp Fluid vp nass vp Fluid vp nass vp matrix vp nass 2
* 'vp nass 1
1
vp nass vp Matrix
§ 1
1
¨¨
© vp Fluid vp Matrix
2
·
¸¸ * vp Fluid ²
¹
* 'vp Fluid
* 'vp Matrix
bzw.
1
'I 2 vp =
1
§ 1
1
¨
¨ vp
© Luft vp Matrix
·
¸ * vptrocken ²
¸
¹
vp Luft vptrocken vp Luft vptrocken vp matrix vptrocken 2
* 'vptrocken vptrocken
1
vp Matrix
§ 1
1
¨
¨ vp
© Luft vp Matrix
2
·
¸ * vp Luft ²
¸
¹
* 'vp Luft
* 'vp Matrix
Der Messfehler der Geschwindigkeit (Core-Logger) beträgt 3 m/s (Geotek, 2000).
Damit ergibt sich für ' vptrocken bzw. ' vpnass ein Fehler von 0,003 km/s. Die
Genauigkeit für die Fluid- und Luftgeschwindigkeit wird hier mit 1% angenommen, so
dass ' vpFluid 0,015 km/s und ' vpLuft 0,003313 km/s beträgt. Der Einzelfehler für
die Matrixgeschwindigkeit ' vpMatrix der Kernproben wird auf 1 km/s geschätzt, da
einerseits der Literaturwert für Granit gilt und dieser zwischen 5,7 km/s und 6,5 km/s
liegt.
32
4 Kernmessungen
Setzt man in die Gleichungen 'I1vp und 'I 2 vp die Mittelwerte der gemessenen vpGeschwindigkeiten (vptrocken = 3,35 km/s und vpnass = 4,425km/s) ein, so ergeben sich
folgende Fehler: ')1vp= 10,3 % und ')2vp= 1,8 %.
Porositätsmessungen an Bord des ODP-Schiffes, die ebenfalls an Kernen der
Bohrung 1189B aus gleichen Teufenbereichen ermittelt wurden, liegen zwischen
16,2% und 20,2 %. Die Messungen erfolgten dort mit einem Gaspyknometer. Sowohl
die aus den spezifischen elektrischen Widerständen als auch die aus den
Kompressionswellengeschwindigkeiten berechneten Porositäten liegen unterhalb
dieser Werte. Die Abweichungen sind auf verschiedene Ursachen zurückzuführen:
Alterationsbedingte Bildung von Tonmineralien in den Daziten, Vorhandensein einer
sekundären Porosität, eine nur angenäherte Matrixgeschwindigkeit von Dazit sowie
Ungenauigkeiten bei den vp-Messungen mittels Core-Logger. Bei den im
Zusammenhang mit dieser Arbeit gemessenen Proben handelt es sich ausschließlich
um kleine Bohrkerne aus relativ frischem massiven Dazit, die besonders stabil sind
und daher für die entsprechenden Untersuchungen gut geeignet waren. Auf dem
ODP-Schiff wurde dagegen das gesamte Spektrum des Dazitmaterials untersucht.
Hierzu gehörten auch stärker alterierte Proben, die eine höhere Porosität als
massiver Dazit besitzen. Schließlich können die unterschiedlichen Porositäten auf
die verschiedenen Meßmethoden zurückgeführt werden.
33
5 Qualitätskontrolle
5 Qualitätskontrolle
Die Qualitätskontrolle dient der Erkennung fehlerhafter Daten, die bestenfalls
korrigiert oder aber, falls dies nicht möglich ist, bei der Log-Interpretation
ausgeschlossen werden. Als Hilfsmittel dienen statistische Methoden (Betrachtung
von
Häufigkeitsverteilungen,
Berechnungen
von
Mittelwerten
und
Standardabweichungen sowie Korrelationsanalysen).
Einfluss auf die Datenqualität haben verschiedene Parameter, wie z.B. die Art der
verwendeten Spülung (im ODP Meerwasser) und Ausbrüche im Bohrloch. Letztere
wirken sich besonders bei Sonden aus, die einen guten Kontakt zur Bohrlochwand
benötigen (z.B. die FMS Sonde). Ist dieser nicht gegeben, wirken sich die
Spülungseigenschaften stärker auf die Messung aus. Beim Bohren in
Hydrothermalsysteme spielt die Umgebungstemperatur eine besondere Rolle, das
sie für die meisten Sonden äußerst kritisch ist. Aus diesem Grund wurde während
der Messoperationen von Leg 193 die Temperatur sorgfältig überwacht. Erfahrungen
aus den zuerst abgeteuften und geloggten Bohrungen (1188F und 1189B) zeigten,
dass starkes Pumpen während und nach dem Bohren eine starke Abkühlung der
Bohrlochumgebung bewirkt, so dass in der Bohrung 1189C LWD bis zu einer Teufe
von 166 mbsf durchgeführt werden konnte. Die Temperatur betrug in der Bohrung
1189C unmittelbar nach der Durchführung des LWD 45°C (SHIPBOARD SCIENTIFIC
PARTY, 2002).
Weitere Fehlerquellen sind die Datenerfassung durch die Sonden und die
anschließende Aufbereitung der Messwerte. Letzteres kann z.B. dazu führen, dass
die Logs verschiedener Messfahrten (runs) nicht teufenkorrekt zu einem Datensatz
zusammengefügt werden.
Messungen an Kernmaterial können für Vergleiche mit den Logs herangezogen
werden. Hierbei ist allerdings das geringe Gesteinsvolumen der Kernproben zu
berücksichtigen, welches in die Messungen einfließt. Außerdem schließen
Bohrlochmessungen Kluftzonen, zirkulierende Wässer und alterierte Bereiche mit
ein, die bei Untersuchungen am Probenmaterial nicht mit einbezogen werden
können. Da in der Bohrung 1189C kein Kerngewinn erzielt wurde, wurden
physikalische Messungen an Gesteinsproben der Nachbarbohrungen 1189B und
1189A herangezogen.
34
5 Qualitätskontrolle
Wiederholungsmessungen, die auf dem gleichen Messprinzip beruhen, aber
möglichst mit anderen Geräten durchgeführt werden, dienen der Aufdeckung
systematischer Fehler (THEYS, 1991). Im Fall der Bohrung 1189C bietet sich zur
Überprüfung der Reproduzierbarkeit der Messungen insbesondere der Vergleich der
LWD- und Wireline-Messungen bezüglich der Widerstands- und Gamma Ray-Logs
im Überlappungsbereich an.
Im Anhang sind sämtliche Logs der Bohrung 1189C nebeneinander in Form eines
Composite-Logs dargestellt.
Kaliber
Die Qualität der meiste Bohrlochdaten hängt vor allem vom Zustand des Bohrloches
ab.
Das Kaliber wurde während zwei verschiedener Befahrungen mit der FMS- und der
CAL-Sonde erfasst. In den oberen 65 m ist das Bohrloch durch starke Rauhigkeiten
gekennzeichnet. Bei einem Meißeldurchmesser von 9.875 in, beträgt der
Bohrlochdurchmesser durchschnittlich 13.5 in (FMS-Kaliber) bzw. 15.56 in (LCALKaliber). In den Teufenabschnitten 22 bis 29 mbsf und 44 bis 49 mbsf treten
maximale Öffnungsweiten der Kaliberarme auf, welche die starken Einbrüche im
Dichte-Log erklären. Auch unterhalb von 50 mbsf wiederholen sich mehrere
Bohrlochausbrüche.
Die Häufigkeitsverteilung weist bis auf eine Ausnahme bei 17.2´´ in keine
ausgeprägten Maxima auf, eher scheinen alle Wertebereiche zwischen 13´´ und
17.2´´ gleichmäßig vertreten zu sein (s. Abb. 5.1).
Die vorherrschende Erweiterung des Bohrloches ist auf die geringe Festigkeit der
stark alterierten Dazite zurückzuführen. Die aus der Nachbarbohrung 1189B
gewonnen Kerne weisen zum Teil eine äußerst geringe Festigkeit auf. Die somit
schlechte Qualität des Bohrloches wirkt sich generell nachteilig auf die Qualität der
meisten Messungen aus.
35
5 Qualitätskontrolle
Abb. 5.1: Darstellung der Häufigkeitsverteilung des Kalibers
Teufenbereich 10 bis 56 mbsf. Der Meißeldurchmesser beträgt 9.875.
(LCAL)
im
Bohrfortschritt (ROP)
Beim LWD erfolgt keine Kalibermessung; stattdessen wird der Bohrfortschritt (Rate
of Penetration, ROP) aufgezeichnet, um Informationen über die Bohrlochwand zu
gewinnen. Der Bohrfortschritt wird in Meter pro Stunde angegeben. In den Logs
ROP1 und ROP5 werden Mittelwerte der jeweils letzten 30.48 cm (1 Fuß) bzw.
152.4 cm (5 Fuß) wiedergegeben. In der Bohrung 1189 C liegt der Wertebereich der
ROP zwischen 0 - 70 m/h. Eine Beziehung zwischen Kaliber und Bohrfortschritt (vgl.
Abb. 5.2) lässt sich nicht feststellen (R = 0,078)
, obwohl Bohrlochausbrüche eher in Abschnitten geringerer Gesteinsfestigkeit zu
erwarten sind, da der Meißel diese relativ schnell durchdringen kann. Die
Gegenüberstellung der Logs ROP und BDAV (s. Abb. 5.2) zeigt, dass die beiden
Parameter gegensätzlich korrelieren. Mit zunehmendem spezifischen elektrischen
Widerstand, verringert sich ROP und umgekehrt. Der Bohrmeißel durchdringt harte
und massive Gesteine, die einen hohen elektrischen Widerstand aufweisen, nur
langsam, während er sich schneller in geklüftetes oder stark alteriertes Material mit
einem geringen elektrischen Widerstand hineintreiben lässt. Auf diese Weise lassen
sich anhand des Bohrfortschritts Aussagen über die Gesteinshärte treffen.
36
5 Qualitätskontrolle
Abb. 5.2: Gegenüberstellung der Logs des Bohrfortschritts (ROP),
Bohrlochdurchmessers (LCAL) bzw. des spezifischen elektrischen Widerstandes
(BDAV) im Teufenabschnitt 10 bis 50 mbsf. Während sich zwischen den beiden
Parametern Bohrfortschritt und Kaliber keine Abhängigkeit andeutet, weisen der
Bohrfortschritt und der spezifische elektrische Widerstand eine gegenläufige
Korrelation auf.
Elektrischer Widerstand
Der spezifische elektrische Formationswiderstand nimmt in der Bohrung 1189C
äußerst niedrige Werte an. Da die Widerstandslogs eine log-normale Verteilung
besitzen, wurden die Daten logarithmiert.
Weiter wurden im gesamten Teufenbereich (0 bis 160 mbsf) mit der RAB-Sonde fünf
verschiedene Widerstands-Logs (BDAV, BMAV, BSAV, RING, RBIT) aufgenommen.
Abgesehen von der Messkurve RBIT, welche ein deutlich geringeres
Auflösungsvermögen besitzt und deshalb im Weiteren nicht näher untersucht wird,
zeigen die Logs eine hohe Korrelation. Die Messkurve BSAV unterschreitet
systematisch die übrigen Logs, deren Wertebereiche sehr ähnlich sind (s.Tab. 5.1)
37
5 Qualitätskontrolle
Im oberen Teufenbereich (10 bis 65 mbsf) wurden mit wireline-Messungen die
Widerstandskurven IDPH, IMPH und SFLU generiert. Während IDPH und IMPH
ähnliche Werte annehmen, weist der Wertebereich des SFLU-Logs sowie sein
Kurvenverlauf starke Abweichungen auf (vergl. Tab. 5.1). Diese sind vermutlich auf
eine fehlerhafte Datenerfassung oder auf einen Defekt in der Messsonde selbst
zurückzuführen. Folglich werden die entsprechenden Daten von der LogInterpretation ausgeschlossen.
0-160 mbsf
10-65 mbsf
Minimum
Maximum
Mittelwert
Minimum
Maximum
Mittelwert
BDAV
-0.28
1.09
0.23
-0.19
0.51
0.17
BMAV
-0.30
1.12
0.23
-0.19
0.48
0.16
BSAV
-0.38
0.78
9.18*10-2
-0.36
0.36
-8.87*10-4
RING
-0.30
1.10
0.26
-0.11
0.51
0.21
IDPH
-
-
-
-0.05
0.41
0.16
IMPH
-
-
-
-0.16
0.50
0.14
SFLU
-
-
-
-0.24
1.47
9.23*10-2
Tab. 5.1: Statistische Daten (Minimum, Maximum und Mittelwert) der relevanten
Widerstandslogs (alle Angaben in log:m).
Im Überlappungsbereich der LWD- und Wireline-Messungen (10–65 mbsf) weisen
die RAB-Kurven ähnliche Logantworten wie die Widerstandskurven IDPH und IMPH
auf (vgl. auch Tab. 5.1). Dennoch sind die Korrelationskoeffizienten relativ klein. Sie
liegen für die jeweiligen Log-Kombinationen zwischen 0.37 und 0.44. Die schlechte
Korrelation hängt möglicherweise damit zusammen, dass die RAB-Messungen eine
wesentlich höhere Auflösung besitzen als die Widerstandskurven, die mit der DITESonde aufgenommen wurden. In Abb. 5.3 sind beispielhaft die Logs BDAV und
IDPH nebeneinander dargestellt.
38
5 Qualitätskontrolle
IDPH
(log :m)
BDAV
(log :m)
10
0.1
10 0.1
10
20
depth (mbsf)
30
40
50
60
Abb. 5.3: Gegenüberstellung der Logs des spezifischen elektrischen
Gesteinswiderstandes BDAV (LWD) und IDPH (Wireline-Logging) im
Überlappungsbereich (10-65 mbsf). Das IDPH-Log besitzt eine deutlich schlechtere
Auflösung als die BDAV-Messkurve. Der Verlauf der beiden Kurven ist jedoch sehr
ähnlich.
Die Häufigkeitsverteilungen von BDAV, BMAV und BSAV für den gesamten
Teufenbereich zeigen jeweils eine Schiefe zu den niedrigeren Widerstandswerten
hin (s. Abb. 5.4). Die Widerstände erhöhen sich mit zunehmender Tiefe
wahrscheinlich aufgrund des ansteigenden Überlagerungsdrucks und der damit
zusammenhängenden Verringerung der Klüftigkeit innerhalb der Formation. Deshalb
weisen auch die durch das RAB-Tool produzierten Widerstandslogs insgesamt
höhere Werte auf, als IDPH und IMPH, da die LWD-Messungen in größere Tiefen
reichen.
Die Maxima der Häufigkeitsverteilungen für BDAV und IDPH sowie für BMAV und
IMPH stimmen im Überlappungsbereich jeweils überein. Erstere liegen bei ca. 2:m
und letztere bei ca. 2.3 :m. Die Unterschiede in den Häufigkeitsverteilungen der
39
5 Qualitätskontrolle
flach eindringenden Widerstandsmessungen sind vermutlich auf das defekte SFLULog zurückzuführen (s. Abb. 5.4).
Abb. 5.4 : Häufigkeitsverteilungen der meisten Widerstandsmessungen im gesamten
Teufenabschnitt sowie im Überlappungsbereich der LWD- und Wireline-Messungen.
Die Widerstandsmessungen der beiden Messmethoden LWD und Wireline-Logging
sind durchaus vergleichbar aber nicht exakt reproduzierbar. Die insgesamt sehr
niedrigen Widerstandswerte in der Bohrung 1189C sind auf die hohe Porosität der
Formation zurückzuführen. Diese resultiert aus der Klüftigkeit, Vesikularität und
Alteration der Gesteine. Auch die Widerstandsmessungen in den Nachbarbohrungen
ergeben ähnliche Wertebereiche. Die Werte des spezifischen elektrischen
Formationswiderstandes, die mit dem RAB in der Bohrung 1188B und mit den
Wireline-Sonden in den Bohrungen 1188F und 1189B aufgenommen wurden, liegen
zwischen 0.1-7 :m. Widerstandsmessungen an Kernen der Bohrung 1189B, die in
einer Lösung mit Meerwasserkonzentration gesättigt wurden, ergaben Werte
zwischen 10.1-17.7 :m.
40
5 Qualitätskontrolle
RAB- und FMS-Bilder
Mit Hilfe der Messungen durch die RAB- und FMS-Sonden können Abbilder der
Verteilung des spezifischen elektrischen Widerstandes in der Bohrlochumgebung
produziert werden. Die aufgenommenen Widerstandswerte müssen dazu in
Bildinformationen umgesetzt werden. Anhand der elektrischen Bilder kann man
wichtige Informationen über die strukturellen Eigenschaften der Formation gewinnen.
Werden die Daten statisch generiert, so wird über die gesamte Messstrecke jedem
Widerstandswert ein bestimmter Farbwert zugeordnet. Bei der dynamischen
Prozessierung wird dagegen die Bandbreite der Farbwerte jeweils den
Widerstandswerten eines bestimmten Ausschnitts der Messstrecke zugeteilt. Beide
Methoden haben Vorteile: während die statisch produzierten Bilder Absolutwerte des
Widerstands liefern, lösen die dynamischen Bilder mehr Details auf. Besonders in
einheitlichen Bereichen, die entweder besonders hohe oder niedrige
Widerstandswerte aufweisen, ermöglichen die dynamischen Bilder mehr Details (vgl.
Abb. 5.5).
Die Qualität der elektrischen FMS-Bilder hängt vor allem vom Zustand des
Bohrloches ab, da die Sonden auf einen guten Kontakt mit der Bohrlochwand
angewiesen sind. Bei großen Öffnungsweiten ist dieser nicht mehr gegeben, so dass
die Spülungseigenschaften Einfluss auf die Widerstandsmessungen nehmen.
Außerdem können sich die Sonden beim Hochziehen in der Bohrlochwand verkeilen
und hängen bleiben, so dass Teufenabschnitte mehrfach bemessen werden.
Dadurch wirken die Bilder verschwommen.
Die FMS-Sonde liefert in der Bohrung 1189C Aufnahmen im Teufenabschnitt von 20
bis 65 mbsf. Teilweise sind die Bilder von hoher Qualität, so dass feinste Strukturen,
wie z.B. Klüfte und Vesikel zu erkennen sind. Im Bereich zwischen 42 und 50 mbsf
wirken die Aufnahmen jedoch verwischt, womit eine Interpretation der Daten stark
erschwert wird. Die schlechte Qualität ist hier auf Unregelmäßigkeiten des Kalibers
zurückzuführen.
41
5 Qualitätskontrolle
Abb. 5.5: Vergleich von dynamisch und statisch prozessierten RAB- und FMSBildern aus dem Teufenbereich 30.2 bis 32.2 mbsf. Vor allem in den RABAufnahmen ist die höhere Auflösung der dynamisch prozessierten Bilder zu
erkennen.
Mit der RAB-Sonde wurden die Widerstandsverhältnisse des gesamten Bohrprofils
in drei verschiedenen Eindringtiefen abgebildet. Dadurch können Veränderungen
der Gesteinsstrukturen mit zunehmender Entfernung von der Bohrlochwand
nachvollzogen werden.
Obwohl die RAB-Aufnahmen insgesamt eine geringere Auflösung als die FMS-Bilder
besitzen und nur grobe Strukturen differenziert werden können, zeigen sich im
Überlappungsbereich der beiden Messungen durchaus Übereinstimmungen, wie sie
Abb.5.6 zeigt.
42
5 Qualitätskontrolle
Abb. 5.6: Dynamisch prozessierte RAB- und FMS-Bilder aus dem Teufenbereich
52.8 bis 54.8 mbsf mit Angabe der Orientierung (°). In beiden Aufnahmen kann man
aufgrund der beinahe durchgehend hellen Tönung erkennen, dass es sich um eine
massive Einheit handelt. Im höherauflösenden FMS-Bild sind zudem feine Klüfte
nachvollziehbar. Um die Vergleichbarkeit der Aufnahmen zu demonstrieren, wurde
die helle Form im RAB-Bild umrandet und auf das FMS-Bild übertragen.
43
5 Qualitätskontrolle
Natürliche Radioaktivität
Die Gesteinfolge der Bohrung 1189C weist eine hohe natürliche Radioaktivität auf. In
den Logs treten lokal deutliche Spitzen auf, wie sie punktuell auch an
Gesteinsproben der Bohrung 1189 B gemessen wurden (SHIPBOARD SCIENTIFIC
PARTY 2002).
Die Gamma-Strahlung wurde mit Wireline-Messungen im Teufenbereich zwischen
10 und 59 mbsf ermittelt. Die Messwerte für das HSGR reichen von 90 bis 258 gAPI,
wobei der Mittelwert 148 gAPI beträgt. Für das SGR wurden Werte zwischen 18 und
253 gAPI (Mittelwert: 116 gAPI) registriert. Die Kurven HSGR und SGR besitzen
einen hohen Korrelationskoeffizienten (R = 0,9). Die Wireline-Messungen in der
Bohrung 1189B ergeben ähnliche Messwerte der totalen Gammastrahlung. Sie
liegen zwischen 37 und 250 gAPI (BARTETZKO, 2002).
Die Kaliumwerte reichen in der Bohrung 1189C von 0.6 bis 4.3 Gew.% (Mittelwert:
2.7 Gew.%), während die Thorium- und Urangehalte zwischen 0.2 und 3.6 ppm
(Mittelwert: 1.4 ppm) bzw. zwischen 5.8 und 24.3 ppm (Mittelwert: 12.0 ppm)
variieren. Die hohe Korrelation zwischen den Messkurven der Gamma-Strahlung
und des Urans im Teufenabschnitt zwischen 20 und 55 mbsf (R = 0,98) zeigt, dass
Uran den größten Beitrag zum Gesamtspektrum leistet. Die Übereinstimmung mit
dem Kaliumlog ist weniger exakt. Korrelationen mit dem Thoriumgehalt treten nur
lokal auf. CGR bzw. HCGR werden aus dem SGR bzw. HSGR abzüglich des
Urangehalts berechnet und nehmen deshalb systematisch niedrigere Werte als
zuletzt genannte Logs an. Die Kalium-, Thorium- und Uranmessungen in der
Bohrung 1189B ergeben ähnliche Wertebereiche (Kalium: 0.7 bis 5.5 Gew.%,
Thorium: 0.3 bis 4.6 ppm und Uran 2.5 bis 23 ppm) (BARTETZKO, 2002).
Bei den LWD-Messungen wurde mit dem RAB die natürliche Radioaktivität im
gesamten Teufenbereich (0-166 mbsf) erfasst. Für das GR ergaben sich Werte
zwischen 13.2-257 gAPI (Mittelwert: 96.7 gAPI).
Im überlappenden Intervall bestehen durchaus Übereinstimmungen zwischen den
wireline- and LWD-Messungen, wobei das GR systematisch niedrigere Werte
annimmt als SGR und HSGR (vgl. Abb. 5.7). Die Korrelationskoeffizienten von GR
und HSGR bzw. von GR und SGR liegen bei R = 0,85 bzw. R = 0,82. Die
unterschiedlichen
Werte
sind
möglicherweise
auf
die
verschiedenen
Messgeschwindigkeiten sowie auf verschiedene Messkonfigurationen zurückführen.
Kleinere Unterschiede zwischen den Messkurven werden dadurch verursacht, dass
44
5 Qualitätskontrolle
der radioaktive Zerfall statistisch erfolgt und somit generell die Reproduzierbarkeit
von Messungen der natürlichen Radioaktivität senkt (Serra, 1984; Rider, 1996).
Abb. 5.7: Gegenüberstellung des LWD-Logs GR und der wireline-Messkurven
HSGR (.. .) bzw. SGR (---).
Die Häufigkeitsverteilungen aus den Messungen der natürlichen Radioaktivität
weisen im oberen Teufenbereich für das HSGR zwei Maxima bei 93 und 147 gAPI
und für das SGR und GR jeweils ein Maximum bei 100 bzw. 115 auf. Für das GR im
gesamten Teufenbereich existieren wiederum zwei Maxima bei 58 gAPI und im
Wertebereich 97 bis 115 gAPI (vgl. Abb. 5.8).
Wegen der hohen Uranwerte, die in den Bohrungen innerhalb der Roman Ruins
festgestellt wurden, sind noch spezielle Messungen an Bohrkernen im Rahmen des
Forschungsvorhabens geplant bzw. in Vorbereitung.
45
5 Qualitätskontrolle
wireline
LWD
Häufigkeit
(10-50 mbsf)
Häufigkeit
50
50
(10-50 mbsf)
0
0
0
100
SGR (gAPI)
0
200
100
200
GR (gAPI)
(0-166 mbsf)
(10-50 mbsf)
Häufigkeit
(10-50 mbsf)
0
Häufigkeit
140
40
(0-166 mbsf)
0
0
100
200
HSGR (gAPI)
0
100
GR (gAPI)
200
Abb. 5.8: Häufigkeitsverteilungen der gemessenen natürlichen Radioaktivität in gAPI
mit Vergleich der wireline- und LWD-Messmethode im Überlappungsbereich.
Dichte und Photoelektrischer Effekt
Die Dichte erreicht in der Bohrung 1189C nur geringe Werte. Sie reicht von 1,6 bis
2,3 g/cm³, wobei ihr Mittelwert 1,95 g/cm³ beträgt. In der Literatur wird die
durchschnittliche Dichte für Dazit mit 2,58 g/cm³ angegeben (FREIE UNIVERSITÄT
BERLIN 2002). Die niedrigen Werte der Log-Daten zwischen ca. 1,2 und 1,7 g/cm³
korrelieren stets mit Rauhigkeiten im Bohrloch. Außerdem beeinflussen Alteration,
Klüftung und Vesikularität der Formation die Dichte. Messungen an Kernproben aus
den Nachbarbohrungen 1189 A und 1189 B ergeben ebenfalls niedrige Werte, die
zwischen 1,8 und 2,3 g/cm³ liegen. Die Häufigkeitsverteilung in Abb. 5.9 zeigt eine
ansteigende Tendenz im Wertebereich zwischen 1,7 und 2,1 g/cm³.
46
5 Qualitätskontrolle
Häufigkeit
90
0
1
1.5
2.5
2
RHOM (g/cm³)
Abb. 5.9: Häufigkeitsverteilung der Dichte mit ansteigender Tendenz zwischen1.7
und 2.1 g/cm³.
Die Messwerte des Photoelektrischen Effekts reichen von 1.6 bis 7.1 barns/e-. Der
Mittelwert liegt bei 4.06 barns/e-. Wie in den Gamma-ray-Logs zeigt auch die
Messkurve PEFL im Teufenbereich zwischen 28 und 50 mbsf einen Trend mit nach
unten hin zunehmenden Werten. Die Häufigkeitsverteilung in Abb. 5.10 weist ein
Normalverteilung mit einem Ausreißer bei 3 barns/e- auf. Die Messpunkte sind im
Wertebereich von 3.2 bis 5.2 barns/e- gleichstark vertreten.
Häufigkeit
50
0
0
2
4
PEFL (barns/e )
6
8
Abb. 5.10: Häufigkeitsverteilung der Messwerte des Photoelektrischen Effekts.
47
5 Qualitätskontrolle
Die beiden Messkurven des Photoelektrischen Effekts und der Dichte weisen eine
hohe Korrelation (R = 0.7) auf (vgl. Abb. 5.11).
PEFL
(barns/e )
RHOM
(g/cm³)
depth (mbsf)
20
1
2.5 0
8
30
40
50
Abb. 5.11: Gegenüberstellung des Dichte-Logs und der Messkurve
Photoelektrischen Effekts zur Veranschaulichung der hohen Korrelation.
des
48
6 Methodik
6 Methodik
Die in der vorliegenden Arbeit angewandte Methode zur Rekonstruktion der
Lithologie aus Bohrlochmessungen beruht im wesentlichen auf dem von SERRA
(1984, 1986) eingeführten Prinzip der Elektrofazies. Jede lithologische Einheit wird
durch einen individuellen Satz von Logantworten (Elektrofazies) charakterisiert und
auf diese Weise von anderen Gesteinstypen unterschieden. Die teufenabhängige
Darstellung der verschiedenen Elektrofazies einer Bohrung führt zu dem
sogenannten Efa-Log (Elektrofazies-Log). Im PACMANUS Hydrothermalfeld treten
ausschließlich Vulkanite rhyodazitischer bis dazitischer Zusammensetzung auf
(BINNS ET AL., 1995). Die Loginterpretation der Bohrung 1189C dient der Feststellung
von Unterschieden in der strukturellen Ausprägung der Formation. Das bedeutet,
dass die verschiedenen Elektrofazies anhand von strukturellen Eigenschaften der
Gesteine klassifiziert werden. Diese spiegeln sich nicht nur in den Logs, sondern vor
allem auch in den elektrischen FMS- und RAB-Bildern wieder. Anhand der erkannten
strukturellen Eigenschaften der Gesteinsfolge können Rückschlüsse auf die Fazies
gezogen werden, welche die Bohrung 1189C durchteuft. Bei der Interpretation der
bohrlochgeophysikalischen Messungen aus der Bohrung 1189C erfolgt eine
Kombination aus der Kalibrierung der charakteristischen Sondenantworten und der
Anwendung von multivariater Statistik. Die Kalibrierung basiert einerseits auf den
FMS- und RAB-Bildern und andererseits auf den petrophysikalischen
Gesteinseigenschaften der Nachbarbohrungen 1189A und 1189B, die als
Referenzlithologie genutzt wurde. Da in allen Bohrungen ähnliche Gesteine
auftreten, ermöglichen petrophysikalische Messungen am Kernmaterial eine
Gegenüberstellung der Kerndaten mit den in situ-Messungen. So können
Zusammenhänge zwischen der Lithologie und den Logantworten aufgedeckt werden.
Als Kalibrierstrecke dient der Teufenbereich, in dem sich LWD- und WirelineMessungen überschneiden (23 bis 45 mbsf). Durch den Vergleich der Logantworten
mit den elektrischen Bildern werden verschiedene Elektrofazies ermittelt, die
anschließend mit einer Diskriminanzanalyse überprüft und dann mittels einer
weiteren Diskriminanzanalyse auf die gesamte Teufe übertragen werden. Im
Überschneidungsintervall (23 bis 45 mbsf) der beiden Messmethoden werden die
Informationen der RAB-Bilder durch den Vergleich mit den FMS-Aufnahmen
entschlüsselt, um im restlichen Teufenbereich (6 bis 23 mbsf und 45 bis 158 mbsf),
aus dem ausschließlich RAB-Messungen existieren, diese interpretieren zu können.
Abb. 6.1 zeigt die Abfolge der einzelnen Arbeitschritte in Form eines
Flussdiagramms, wobei die Diskriminanzanalyse, Kalibrierung und Übertragung
nachfolgend näher erläutert werden.
49
6 Methodik
Abb. 6.1: Vorgehensweise bei der Rekonstruktion der Lithologie in der Bohrung
1189C.
50
6 Methodik
6.1 Diskriminanzanalyse
Die Diskriminanzanalyse ist eine Methode zur Unterscheidung von zwei oder
mehreren Gruppen (Gesteinseinheiten) hinsichtlich einer Vielzahl von
Merkmalsvariabeln (Logs). Ziel ist es, mit Kenntnis der Elektrofazies eines
Gesteinstyps diesen bezüglich der Gruppierung zu klassifizieren bzw. die bereits in
einem Teilabschnitt vorgenommene lithologische Klassifizierung auf weitere
Teufenbereiche zu übertragen, wofür eine oder mehrere Diskriminanzfunktionen
ermittelt werden. Teilprobleme sind dabei, ob sich die Gruppen bezüglich der
Elektrofazies signifikant unterscheiden und welche Parameter zur Unterscheidung
geeignet sind.
Die Diskriminanzfunktion ist eine Linearkombination aller Variablen:
D = b0 + b1X1 + ... + bjXj,
wobei j die Anzahl der Variablen X angibt und b die zu ermittelnden
Diskriminanzkoeffizienten sind.
Die Schätzung des unbekannten Dikriminanzkoeffizienten muß so erfolgen, dass
sich die zu untersuchenden Gruppen optimal trennen lassen. Das
Diskriminanzkriterium beschreibt die Güte (Trennkraft) der Diskriminanzfunktion und
wird aus dem Verhältnis der Streuung zwischen den Gruppen zur Streuung innerhalb
der Gruppen ermittelt.
Bei der Zuordnung von Objekten unbekannter Gruppenzugehörigkeit erfolgt die
Klassifizierung in die Gruppe mit der höchsten Wahrscheinlichkeit.
6.2 Kalibrierung
Für die Kalibrierung wurde der Teufenabschnitt zwischen 23 und 54 mbsf
ausgewählt, da er die meisten Loginformationen beinhaltet. Außerdem sind aus
diesem Bereich hochauflösende FMS-Bilder vorhanden, die eine große Variation in
der strukturellen Ausprägung bezüglich der Klüftigkeit und der Brekziierung innerhalb
der Formation wiedergeben.
51
6 Methodik
Folgende Logs gingen in die Diskriminanzanalyse der Kalibrierstrecke ein: die
spezifischen Formationswiderstände BDAV, BSAV, IDPH und IMPH, die natürliche
Radioaktivität GR, der Photoelektrische Effekt PEFL und die Dichte RHOM. Im
Vergleich mit den FMS-Bildern wurde festgestellt, welche lithologischen bzw.
strukturellen Einheiten anhand der Logs erkannt werden können und welche
Messkurven diese Unterschiede signifikant erfassen. Insgesamt wurden fünf
verschiedene Elektrofazies ermittelt, die im nachfolgenden Kapitel näher beschrieben
werden.
Mittels Diskriminanzanalyse wurde anschließend überprüft, ob sich die Elektrofazies
signifikant voneinander unterscheiden. Das Ergebnis der Diskriminanzanalyse zur
Überprüfung der Kalibrierung ist in Tab. 6.1 in Form einer Diskriminanzmatrix
dargestellt. Sie ist folgendermaßen zu lesen: In der Diagonalen steht die Anzahl bzw.
der prozentuale Anteil der Teufenpunkte, die bei der Kalibrierung und der
Diskriminanzanalyse der gleichen Elektrofazies zugeordnet wurden. Insgesamt
wurden 70,6 % aller Teufenpunkte derselben Elektrofazies zugeordnet, wie durch die
Kalibrierung vorgegeben wurde. Die Wiederzuordnung beträgt bei den massiven und
sulfidhaltigen Einheiten 100 %, während sie bei den stark geklüfteten Einheiten mit
65,5 % und den Brekzien mit 71,6 % etwas geringer ausfällt. Die Wiederzuordnung
bei den Ausbruchszonen beträgt 75 %. In den übrigen Feldern sind die Anzahl bzw.
Anteile der Teufenpunkte angegeben, die von der Diskriminanzanalyse anderen
Elektrofazies zugeordnet wurden.
berechnete Zugehörigkeit zu einer Elektrofazies
Elektrofazies aus
Kalibrierung
massiv
stark
geklüftet
massive
Brekzie
sulfidhaltig
Bohrlochausbrüche
n
massiv
100 %
0%
0%
0%
0%
15
stark geklüftet
0%
65,5 %
25,9 %
8,6 %
0%
58
massive Brekzie
0%
24,8 %
71,6 %
0%
3,7 %
109
sulfidhaltig
0%
0%
0%
100%
0%
10
Bohrlochausbrüche
0%
0%
25 %
0%
75%
12
Tab. 6.1: Ergebnisse der Diskriminanzanalyse zur Überprüfung der Kalibrierung im
Teufenbereich 23 bis 54 mbsf. n = Anzahl der Teufenmesspunkte.
52
6 Methodik
6.3 Übertragung
Mittels Diskriminanzanalyse sollten die in der Kalibrierstrecke definierten
Elektrofazies auf die Teufenbereiche 6 bis 23 mbsf und 54 bis 158 mbsf übertragen
werden. Da das Messprogramm in diesen Intervallen auf die LWD-Logs beschränkt
ist, wurde die Elektrofazies für die Übertragung auf die wireline-Logs reduziert. In die
Übertragung gingen somit folgende Messkurven ein: die spezifischen
Formationswiderstände BDAV und BSAV und die natürliche Radioaktivität GR.
Aufgrund der eingeschränkten Loginformation, mussten verschiedene Elektrofazies
zusammengefasst werden, so dass in den Übertragungsintervallen noch drei
Einteilungen (massiv, stark geklüftet, Brekzie) vorgenommen werden konnten.
Schließlich zeigte ein Vergleich des mit der Diskriminanzanalyse berechneten EFALogs mit den RAB-Bildern, dass das Übertragungsergebnis durchaus
nachvollziehbar ist.
53
7 Loginterpretation
7. Loginterpretation
Da die Gesteine des PACMANUS Hydrothermalfeldes aufgrund ihrer dazitischen bis
rhyodazitischen Zusammensetzung einen lithologisch einheitlichen Komplex
darstellen, steht die Untersuchung des strukturellen Aufbaus der Formation im
Vordergrund der vorliegenden Diplomarbeit.
Die Loginterpretation wurde anhand von Standard Wireline- und LWD-Daten
durchgeführt. Besonders berücksichtigt wurden RAB- und FMS-Bilder, welche
Informationen über die strukturelle Ausprägung der Gesteine in Umgebung der
Bohrlochwand wiedergeben. Die Logantworten der Wireline- und LWD-Messungen
wurden mit den RAB- und FMS-Bildern korreliert, um Zusammenhänge zwischen
Lithologie, Struktur und Alteration herzustellen. Anhand der RAB-Aufnahmen wurden
in Verbindung mit den LWD-Logs über die gesamte Teufe folgende Elektrofazies
klassifiziert: massive Einheiten, stark geklüftete Abschnitte und Brekzien. Mit Hilfe
der höherauflösenden FMS-Bilder und den wireline-Messkurven im Teufenabschnitt
23 bis 54 mbsf lassen sich zusätzlich sulfidhaltige Bereiche und Bohrlochausbrüche
unterscheiden. Eine Gegenüberstellung des Efa-Logs mit den Messkurven, die in die
Interpretation mit eingegangen sind, zeigt Abb. 7.1.
In der Bohrung 1189C wurde kein Kerngewinn erzielt. Um dennoch Beziehungen
zwischen den in-situ Eigenschaften und der Lithologie herzustellen, wurden
petrophysikalische Messungen am Kernmaterial der Nachbarbohrungen 1189A und
1189B durchgeführt. Die Nachbarbohrungen wurden ebenfalls in den Roman Ruins
niedergebracht. Aus ihnen stammen unterschiedlich stark verwitterte massive
Dazitproben, die bis zu 20% Vesikel beinhalten (SHIPBOARD SCIENTIFIC PARTY 2002).
Außerdem wurden Brekzien gewonnen, die starke Verwitterungserscheinungen
aufweisen. Weiter ist Kernmaterial aus Abschnitten mit semi-massiven und massiven
Sulfiden vorhanden, an denen aus Geometriegründen allerdings keine
Kernmessungen erfolgen konnten.
54
7 Loginterpretation
Abb. 7.1: Gegenüberstellung des Efa-Logs und der für die Loginterpretation
benötigten Messkurven.
55
7 Loginterpretation
7.1 Beschreibung der Elektrofazies
Im folgenden werden die verschiedenen Elektrofazies bezüglich ihrer in-situ
Eigenschaften und ihrer Merkmale in den elektrischen Bildern beschrieben.
Massive Einheiten
Massive Einheiten machen etwa 14,3% des EFA-Logs aus und konzentrieren sich
hauptsächlich auf den unteren Teil der Bohrung. In den FMS-Bildern erkennt man
helle blockartige Strukturen, die selten von dunklen feinen Klüften durchzogen
werden. Die RAB-Aufnahmen sind durch sehr helle homogene Flächen
gekennzeichnet (vgl. 7.5).
Die massiven Einheiten weisen den höchsten Formationswiderstand und die
niedrigste natürliche Radioaktivität auf. Die durchschnittlichen Widerstandswerte, die
mit der RAB-Sonde aufgenommen wurden, liegen bei 1,8 :m (flach), 2,9 :m (mittel)
bzw. bei 2,8 :m (tief). Die Mittelwerte der Widerstände, die von der DITE-Sonde
registriert wurden, liegen bei 2,2 (tief) und 2,5 :m (mittel). In den Widerstandslogs
der RAB-Sonde treten Spitzen auf, die zum Teil Werte bis zu 12 :m erreichen und
somit den Widerstandswerten entsprechen, welche an den Kernproben der
Nachbarbohrungen bei Meerwasserkonzentration ermittelt wurden. Die natürliche
Radioaktivität beträgt im Mittel 72,5 gAPI. Außerdem treten in den massiven
Abschnitten die höchsten Dichtewerte auf. Im Teufenabschnitt 23 bis 54 mbsf liegt
der Mittelwert bei 2,0 g/cm³, während der photoelektrische Effekt durchschnittlich 3,8
barns/e- beträgt (s. Abb. 7.6). Die relativ hohen Widerstandswerte sind auf den
geringen Klüftigkeitsgrad des Gesteins zurückzuführen. Da kaum Klüfte auftreten,
können auch keine Fluide in das Gestein eindringen, welche die Leitfähigkeit
erhöhen würden. Die hohe Dichte resultiert aus der massig kompakten Struktur. Die
niedrige Radioaktivität ist auf den frischen Zustand des Gesteins zurückzuführen.
Abb. 7.2 zeigt ein Photo von einer Kernprobe aus der Bohrung 1189B. Bei dem
Gestein handelt es sich um massiven Dazit, der zahlreiche Vesikel enthält.
56
7 Loginterpretation
Abb. 7.2: Massiver Dazit mit Vesikeln aus der Bohrung 1189B (1189B, 012R, 01W,
11-13).
Stark geklüftete Einheiten
Neben den massiven Zonen, treten auch solche auf, die zahlreiche Klüfte mit zum
Teil großen Öffnungsweiten (>1mm) aufweisen. Sie machen 32,7 % des Efa-Logs
aus und treten in 2 bis 5 m mächtigen Intervallen bis in eine Tiefe von ca. 110 mbsf
auf. Im FMS-Bild erkennt man helle massive Bereiche, die häufig von dunklen feinen
Linien und breiteren Bändern unterbrochen werden. Die RAB-Bilder sind sehr
heterogen, da sich helle Flecken von einem dunklen Hintergrund abheben (s. Abb.
7.5 und 7.9).
Die Widerstandswerte, die mit der RAB-Sonde aufgenommen wurden, liegen im
Mittel bei 1,4 :m (tief), 1,5 :m (mittel) und 1,0 :m (flach). Mit der DITE-Sonde
wurde im Mittel sowohl bei mittlerer als auch bei tiefer Eindringtiefe eine
Widerstandswert von 1,3 :m registriert. Die natürliche Radioaktivität beträgt
durchschnittlich 121,9 gAPI. Im Teufenabschnitt 23 bis 54 mbsf ergeben sich
Mittelwerte von 2,0 g/cm³ für die Dichte und 4,3 barns/e- für den Photoelektrischen
Effekt (s. Abb. 7.6). Die geringeren Widerstandswerte werden durch Meerwasser
hervorgerufen, welches in die Klüfte eindringt und die elektrische Leitfähigkeit in
diesem Bereich der Formation heraufsetzt. Die höhere natürliche Radioaktivität hängt
mit dem stärkeren Alterationsgrad zusammen. Fluide, die schon über einen längeren
Zeitraum in die Klüfte einsickert sind, führten zur Bildung von Sekundärminerale (z.B.
sekundäre Tonminerale) an den Kluftwänden.
57
7 Loginterpretation
Brekzien
Das Efa-Log besteht zu 46,2 % aus Brekzien, die relativ gleichmäßig über die
gesamte Teufe verteilt sind. In den FMS-Bildern erkennt man sie an mittelhellen
eckigen und teilweise abgerundeten Formen, die sich von einem dunkleren
Hintergrund abheben. Außerdem treten dunkle Linien und breitere Bänder auf,
welche die Strukturen unterbrechen. Die RAB-Aufnahmen sind denen von stark
geklüfteten Einheiten ähnlich, allerdings sind die Muster bei brekziierten Bereichen
feinstrukturierter (vgl. Abb. 7.9). Auch treten Unterschiede im Farbton auf. Hier heben
sich hellere Strukturen von mittelhellen Flächen ab (s. Abb. 7.5).
Die Brekzien weisen den kleinsten Formationswiderstand auf. Die mit der RABSonde registrierten Messwerte liegen im Mittel bei 1,3 :m (tief), 1,4 :m (mittel) und
1,1 :m (flach); ähnlich sind die mit der DITE-Sonde aufgenommenen Mittelwerte:
1,43 :m (tief) und 1,3 :m (mittel). Die natürliche Radioaktivität beträgt
durchschnittlich 111,6 gAPI. Für die Dichte und den Photoelektrischen Effekt
ergeben sich Mittelwerte von 1,9 g/cm³ bzw. 4,1 barns/e- (vgl. Abb. 7.6). Die eckigen
bzw. abgerundeten Formen in den FMS-Bildern stellen kleine Klasten dar, die sich in
einer Matrix befinden. Mit Alterationsmineralen ausgekleidete Poren können die
erhöhten Werte der natürlichen Radioaktivität verursachen. In andere Hohlräume, in
denen noch keine Alterationsminerale auskristallisiert sind, dringt Meerwasser ein, so
dass die elektrische Leitfähigkeit des Gesteins heraufgesetzt und der
Formationswiderstand in diesen Abschnitten verringert wird. Abb. 7.3 zeigt eine stark
alterierte Brekzie, die aus der Nachbarbohrung 1189A stammt und in der die
einzelnen Klasten gut zu erkennen sind. Brekzien können in den Logantworten nicht
von den stark geklüfteten Abschnitten unterschieden werden. Eine Differenzierung ist
nur anhand der FMS- und RAB-Bilder möglich.
58
7 Loginterpretation
Abb. 7.3: Kernprobe aus der Bohrung 1189A (1189A, 005R, 01W, 45-49). Man
erkennt eine stark alterierte in situ Brekzie, wobei die einzelnen Klasten mosaikartig
aneinandergefügt sind.
Sulfidhaltige Bereiche
Geringe Sulfid-Disseminationen treten im Teufenintervall von 30 bis ca. 32 mbsf
innerhalb von brekziierten Bereichen auf. Ein Beispiel für sulfidreiche Dazite aus der
Nachbarbohrung 1188F zeigt Abb. 7.4. Im FMS-Bild erkennt man in den hellen
Strukturen, die durch Brekzien verursacht werden, dunkle punktförmige Formen. Die
dunkle Farbe ist auf eine erhöhte elektrische Leitfähigkeit zurückzuführen, die jedoch
sowohl von Sulfiden als auch von meerwassergefüllten Vesikeln verursacht werden
kann. Einzig der hohe photoelektrische Effekt im entsprechenden Teufenbereich
weist auf das Vorkommen von Sulfiden hin. Auf den RAB-Aufnahmen sieht man
mittelhelle flächige Bereiche, in denen vereinzelt hellere Strukturen auszumachen
sind (vgl. Abb. 7.5).
Die Logantworten aus dem sulfidhaltigen Teufenbereich weisen hohe Werte der
Dichte (durchschnittlich 2,0 g/cm³) und die höchsten Werte des Photoelektrischen
Effekts (durchschnittlich 5,4 barns/e-) auf. Dadurch lassen sie sich von Vesikeln
unterscheiden, die eine deutlich geringere Dichte und einen niedrigen
Photoelektrischen Effekt besitzen. Im FMS-Bild besitzen sie jedoch ein ähnliches
Erscheinungsbild in Bezug auf Form und Farbe wie Sulfide. Die Durchschnittswerte
des spezifischen elektrischen Widerstandes im Bereich der Sulfide liegen für die
Messungen durch die RAB-Sonde bei 1,8 :m (tief), 1,7 :m (mittel) und 1,1 :m
(flach) bzw. für die Messungen durch die DITE-Sonde bei 1,2 :m (tief und mittel).
Die natürliche Radioaktivität liegt im Mittel bei 145,3 gAPI (vgl. Abb. 7.6). Da sowohl
59
7 Loginterpretation
die Dichte als auch der Photoelektrische Effekt nur im oberen Teufenabschnitt
registriert wurden, lassen sich Sulfide nur in diesem Bereich nachvollziehen.
Wahrscheinlich handelt es sich um Pyrit, da dieses Mineral am häufigsten in den
disseminierten Bereichen der Vulkanite am Pual Ridge auftritt (SHIPBOARD SCIENTIFC
PARTY 2002). SERRA (1986) gibt für Pyrit durchschnittliche Werte für den
Photoelektrischen Faktor mit 16,97 barns/e- und für die Dichte mit 5 g/cm³ an.
Abb. 7.4: Kernprobe aus der Bohrung 1188F (1188F, 034Z, 01W, 65-68). Hier treten
disseminierte Sulfide in einem vesikulären Dazit auf.
Bohrlochausbrüche
Im Teufenintervall 26 bis 28 mbsf tritt ein Bohrlochausbruch auf, der sowohl in den
RAB- als auch in den FMS-Bildern dunkle Abschnitte verursacht. An dieser Stelle
erscheinen die Aufnahmen verwischt bzw. strukturlos. In den Logantworten erkennt
man einen deutlichen Dichteabfall (<1,8 g/cm³). Die Widerstandswerte werden in
diesem Bereich nicht beeinflusst. Möglicherweise ist die Auflösung der Messungen
zu niedrig.
60
7 Loginterpretation
Abb. 7.5: Dargestellt ist je ein Beispiel für die verschiedenen klassifizierten
Elektrofazies in Form von einem FMS- und dem dazugehörigen RAB-Bild. Die RABAufnahmen wurden nachgezeichnet, um die Strukturen besser kenntlich zu machen
(Graustufen-Bilder).
61
7 Loginterpretation
Außerdem erfolgt eine Zuordnung der geophysikalischen Parameter (Mittelwerte) zu
den verschiedenen Elektrofazies.
62
7 Loginterpretation
Abb. 7.6: Wertebereiche der physikalischen Parameter für die Klassifizierung in der
Loginterpretation. Im Teufenbereich 23-54 mbsf, der als Kalibrierstrecke genutzt
wurde, gingen die Logs BDAV, BMAV und GR, sowie die Messkurven IDPH, IMPH,
RHOM und PEFL in die Interpretation ein, während bei der Übertragung der
Ergebnisse auf den gesamten Teufenabschnitt nur die Logs BDAV, BMAV und GR
benutzt wurden. Im gesamten Teufenabschnitt konnten aufgrund der geringeren
Information weniger Lithologien entschlüsselt werden als im Bereich der
Kalibrierstrecke.
63
7 Loginterpretation
In der Abbildung wurden sogenannte „Ausreißer“ bzw. „Extremwerte“ nicht
berücksichtigt. „Ausreißer“ liegen zwischen 1,5 und 3 Boxenlängen über dem 75%Perzentil bzw. unter dem 25%-Perzentil. „Extreme“ Werte liegen um mehr als 3
Boxenlängen über dem 75%-Perzentil bzw. unter dem 25%-Perzentil.
64
7 Loginterpretation
7.2 Trends
Aus der Bohrung 1189B sind Zyklen bekannt, in denen sich mit ansteigender Tiefe
der photoelektrische Effekt und die Dichte verringern, während der elektrische
Widerstand zunimmt. Die Zyklen stellen jeweils einen Lavastrom dar, wobei die
Klüftigkeit und der Anteil an Brekzien von oben nach unten abnimmt, was die
Zunahme des elektrischen Widerstandes mit größerer Tiefe erklärt. Am Top
verursacht die Anhäufung von Sulfiden eine Spitze im photoelektrischen Effekt und
eine starke Erhöhung der Dichte. In der Bohrung 1189C gibt es im Teufenbereich
zwischen 30 und 46 mbsf einige Anzeichen für einen solchen Zyklus (vgl. Abb. 7.7).
Der photoelektrische Effekt und die Dichte weisen am Top deutliche Spitzen auf.
Allerdings geht mit der Abnahme des photoelektrischen Effekts und der Dichte keine
kontinuierliche Zunahme der Widerstandswerte einher, was auf die durchgehend
starke Brekziierung bzw. Klüftung der Formation in diesem Abschnitt zurückzuführen
ist. Dennoch weisen die hohen Werte des Photoelektrischen Effekts am Top des
Teufenintervalls auf eine Ansammlung von schweren Mineralen bzw. Sulfiden hin,
die innerhalb der Brekzien disseminiert sind.
Abb. 7.7: Möglicher Zyklus im Teufenintervall 30 bis 46 mbsf. Während sich die
Werte des Photoelektrischen Effekts und der Dichte mit zunehmender Tiefe
verringern, zeigen die Widerstandslogs keinen kontinuierlichen Trend in diesem
Teufenbereich.
65
7 Loginterpretation
Die Gamma-ray Logs weisen mehrere Trends auf: zwischen 28 und 55 mbsf bzw.
zwischen 64 and 80 mbsf nehmen die Werte mit zunehmender Tiefe ab, während sie
im Teufenabschnitt 86 bis 105 mbsf nach unten hin ansteigen. Ein auffälliges
Merkmal der Bohrung 1189C sind die hohen Messwerte der natürlichen
Radioaktivität, die sowohl im Gamma ray- als auch im Uranlog zu erkennen sind.
Ähnlich hohe Werte sind auch den Logs der Bohrung 1189B zu entnehmen. In
beiden Fällen ist keine Korrelation mit den anderen Messkurven nachvollziehbar.
Eine korrekte Interpretation ist derzeit nicht möglich, da die Gründe für die hohe
Radioaktivität noch unklar sind (BARTETZKO, 2002).
7.3 Diskussion der Ergebnisse
Das Efa-Log stellt ein geologisches Profil durch die Flanken eines submarinen
felsischen Vulkankomplexes dar. In subaquatischen Milieus treten felsische Magmen
in Form von Lavaströmen aus oder sie bilden Domstrukturen (MC PHIE ET AL., 1993).
Während sich Domstrukturen im Bereich einiger 100 Meter von der Austrittsstelle her
ausbreiten, entfernen sich felsische Lavaströme wenige km weit vom Schlot (MC PHIE
ET AL., 1993). In der Bohrung 1189C können keine einzelnen Lavaströme
unterschieden werden. Vielmehr erkennt man eine chaotische Abfolge von Brekzien
bzw. stark geklüfteten Einheiten, die immer wieder massive Abschnitte unterbrechen.
Bei den massiven Einheiten im Efa-Log handelt es sich um die in Kapitel 2 bereits
erwähnte kohärente Fazies, die sich im Zentrum der Lavaströme bildet. Die stark
geklüfteten und Brekzienabschnitte stellen die autoklastische Fazies dar. Sie setzt
sich aus in situ- und vor allem aus resedimentierten Hyaloklastiten zusammen
(PAULICK ET AL., eingereicht). Sobald die Lava in Kontakt mit dem Meerwasser
kommt, wird sie abgekühlt und in Folge thermischer Kontraktion bilden sich Brekzien.
Während der Fließbewegung kann die plastische Lava in Form von Lavazungen in
und über die eigenen Bruchstücke fließen (KANO ET AL.1991). Auf diese Weise kann
eine häufiger Wechsel von Brekzien, massiv geklüfteten und massiven Einheiten
entstehen. Das gemeinsame Auftreten von kohärentem und vulkaniklastischem
Material in der Bohrung 1189C weist auf eine mediale Fazies hin. Sie befindet sich
an den Flanken des vulkanischen Zentrums und ist vor allem durch das Auftreten
von resedimentierten vulkaniklastischen Einheiten geprägt (PAULICK ET AL.,
eingereicht). Somit liegt die Bohrung 1189C zwischen der proximalen Fazies, die
sich in unmittelbarer Nähe der Schlote befindet und der weiter entfernten distalen
Fazies, die bereits im Einflussbereich benachbarter Vulkane steht.
66
7 Loginterpretation
Abb. 7.8 zeigt ein Modell für den Vulkankomplex in Umgebung der Bohrung 1189C,
welches in Anlehnung an das von PAULICK ET AL. (eingereicht) entwickelte FaziesModell für den Pual Ridge rekonstruiert wurde.
Abb. 7.8: Faziesmodell für den subaquatischen und von felsischer Lava dominierten
Vulkankomplex im Bereich der Lokation 1189. Das Efa-Log für die Bohrung 1189C
wurde in das Modell integriert (L = Lavastrom, D = Dome, KD = Kryptodome).
Die Mächtigkeiten der massiven Einheiten liegen in dem von WATERS ET AL. (1996)
angegebenen Bereich für Lavaströme am Pual Ridge (5 bis 30 m). Eine Ausnahme
bildet der massive Abschnitt im Teufenintervall von ca. 76 bis 115 mbsf: Die größere
Mächtigkeit gibt einen Hinweis darauf, dass es sich hierbei um einen intrudierten
Lavadom handelt. Die übrigen geringmächtigeren massiven Einheiten gehen aus
Lavaströmen hervor. Bei den stark geklüfteten Abschnitten handelt es sich um
intrusive Kontakte oder aber um in-situ Hyaloklastite, während die Brekzien als
resedimentierte Hyaloklastite interpretiert werden. Problematisch wird die
67
7 Loginterpretation
Interpretation im Teufenintervall zwischen ca. 52 und 63 mbsf. Hier scheint ein
massiver Abschnitt im Randbereich eines Lavastroms vorzuliegen, während weiter
nach innen (im Efa-Log nach unten) das Material geklüftet ist. Die sulfidhaltigen
Bereiche befinden sich oberhalb des geklüfteten Randbereiches eines Lavastroms.
PAULICK ET AL. (eingereicht) setzt eine Phase vulkanischer Ruhe und hydrothermale
Aktivität für die Entstehung der Sulfide voraus. Die Klüfte und Hohlräume der
vulkaniklastischen Fazies bieten hervorragende Bedingungen für die Zirkulation
hydrothermaler Fluide. In der Bohrung 1189C konnten sich die Sulfide innerhalb der
Brekzien anreichern. Insgesamt beschränkt sich das Vorkommen von Sulfiden in den
Roman Ruins auf die vulkaniklastische Fazies, wo metallhaltige Fluide zirkulieren
können.
Dass sich die Bohrung 1189C in einem Gebiet hydrothermaler Aktivität befindet,
zeigt im Efa-Log eindeutig der Brekzienabschnitt, in dem Sulfid-Disseminationen
auftreten. Diese wurden letztendlich anhand des hohen photoelektrischen Effekts in
den Logantworten erkannt. Anders verhält es sich in den Teufenintervallen, die als
Brekzien identifiziert wurden, in denen aber keine Sulfidgehalte nachgewiesen
werden konnten. Mittels der Log-Daten bzw. FMS- und RAB-Bilder ist es nicht
möglich nachzuweisen, dass diese Bereiche hydrothermal überprägt wurden.
Texturveränderungen in den Autobrekzien, welche während der hydrothermalen
Alteration entstehen würden, können nicht von den RAB- und FMS-Bildern aufgelöst
werden.
7.4 Nutzen der RAB-Bilder
Während Leg 193 wurde erstmalig im ODP die RAB-Sonde eingesetzt. Sie soll vor
allem Informationen über die meeresbodennahen Teufenbereiche erbringen, die
kaum gekernt wurden und mit anderen bohrlochphysikalischen Methoden nicht
vermessen werden können. Im Fall der Bohrung 1189C handelt es sich um die
ersten 10 mbsf, die im oberen Teufenbereich einzig mit der RAB-Sonde untersucht
wurden. Dennoch beginnt das Efa-Log bei 6 mbsf, da die RAB-Bilder erst ab dieser
Teufe aussagekräftig sind. Die RAB-Daten sind schon ab zwei mbsf vorhanden,
reichen allerdings alleine nicht aus, um eine lithologische Zuordnung durchzuführen.
Die RAB-Bilder dienen bei der Loginterpretation zur Überprüfung des Efa-Logs,
welches mittels Diskriminanzanalyse berechnet wurde. Bei der Loginterpretation geht
es darum, strukturelle Veränderungen innerhalb eines Gesteinstyps festzustellen.
Diese Variationen in der Struktur werden durch die Bildung von Brekzien verursacht.
68
7 Loginterpretation
Allerdings können einzelne Klasten einer Brekzie nicht in den RAB-Bildern
nachvollzogen werden, da das Auflösungsvermögen der Bilder zu gering ist. Deshalb
ist es mittels RAB nur möglich massive Einheiten von solchen zu unterscheiden, die
aufgrund von Brekzien oder Klüften heterogener ausgebildet sind. Genaue Aussagen
über den Verlauf von Kluftrissen oder die Anordnung von einzelnen Klasten können
nicht getroffen werden (vgl. Abb. 7.9).
Eine Besonderheit der RAB-Sonde sind die unterschiedlichen Eindringtiefen in die
Bohrlochwand, in denen die Messungen erfolgen. Abb. 7.9 zeigt RAB-Aufnahmen in
den drei Eindringtiefen aus massiven, stark geklüfteten und Brekzienbereichen. In
den RAB-Aufnahmen der massiven Abschnitte, die durch eine gewisse Homogenität
gekennzeichnet sind, wurden nur geringere Veränderungen mit den
unterschiedlichen Eindringtiefen erwartet. In den RAB-Bildern von heterogenen
Brekzien bzw. stark geklüfteten Abschnitten wurden dagegen für die verschiedenen
Eindringtiefen größere Variationen angenommen. Es stellte sich jedoch heraus, dass
die Veränderungen insgesamt mit zunehmendem Abstand von der Bohrlochwand
sehr gering und vor allem unabhängig von der Lithologie sind. Somit spielen die
verschiedenen Eindringtiefen der RAB-Bilder für die Loginterpretation in der
vorliegenden Arbeit keine Rolle.
Für die Interpretation der RAB-Aufnahmen sind die FMS-Bilder von großer
Wichtigkeit. Letztere lassen aufgrund ihres höheren Auflösungsvermögen Aussagen
über den Verlauf von Klüften, das Vorhandensein von Klasten und Vesikeln bzw.
Sulfiden zu. Durch den Vergleich der RAB- und FMS-Bilder im Überlappungsbereich
konnten die Muster und Formen in den RAB-Aufnahmen verstanden werden.
Dennoch ist die Wahrscheinlichkeit, mit der die interpretierten lithologischen
Einheiten der Realität entsprechen, im Überlappungsbereich höher, als in den
Teufenabschnitten, von denen nur RAB-Bilder existieren. Vor allem brekziierte und
stark geklüftete Bereiche lassen sich in den RAB-Aufnahmen nur schwer
unterscheiden, da beide Elektrofazies heterogene Strukturen umfassen.
69
7 Loginterpretation
Abb. 7.9: Dynamisch prozessierte RAB-Aufnahmen aus unterschiedlichen
Teufenbereichen mit Angabe der Orientierung in (°). Die Bilder wurden in drei
verschiedenen Eindringtiefen (flach, mittel, tief) aufgenommen. Folgende
lithologische Einheiten sind dargestellt:a) massiv (b) stark geklüftet und c) Brekzie.
70
8 Zusammenfassung
8 Zusammenfassung
Im Rahmen des Forschungsprogrammes ODP wurde während der Bohrkampagne
von Leg 193 in das aktive PACMANUS Hydrothermalsystem gebohrt, welches sich
im östlichen Manus Becken nördlich von Papua Neuguinea befindet. Dort existieren
auf dem 20 km langen felsischen Pual Rücken zahlreiche isolierte
Hydrothermalfelder. Die Bohrung 1189C wurde in dem Hydrothermalfeld Roman
Ruins niedergebracht, wo hochtemperierte Fluide fokussiert austreten. Die Bohrung
erreichte eine Endteufe von 166 mbsf und durchörtert ausschließlich Dazite, die sich
in ihrer strukturellen Ausprägung unterscheiden. Da in der Bohrung LWD erfolgte,
wurde kein Kerngewinn erzielt. Deshalb kommt den geophysikalischen
Bohrlochmessungen eine besondere Bedeutung zu.
Mit Hilfe der LWD-Messungen, die mit dem RAB im gesamten Teufenbereich
erfolgten und mit den Daten, die beim Wireline-Logging in einem 40 m mächtigen
Abschnitt gewonnen wurden, konnte eine kontinuierliches synthetisches
lithologisches Profil über den Teufenabschnitt 6 bis 158 mbsf erstellt werden. Eine
besondere Rolle spielte dabei die Auswertung von RAB- und FMS-Bildern, die auf
der elektrischen Widerstandsverteilung in Umgebung der Bohrlochwand beruhen.
Das Datenmaterial wurde vor der Auswertung einer eingehenden Qualitätskontrolle
unterzogen. Innerhalb des vermessenen Teufenbereichs wurde eine Kalibrierstrecke
ausgewählt, die den Abschnitt umfasst, in dem neben LWD auch Wireline-Logging
durchgeführt wurde. Die Kalibrierstrecke wurde sowohl mit manuellen
Arbeitsschritten, die vor allem die Begutachtung der FMS-Bilder einschließen, als
auch mit multivariater Statistik untersucht. Zunächst wurden fünf verschiedene
Elektrofazies unterschieden, die anhand der Logantworten und unter Einbeziehung
der RAB- und FMS-Bilder charakterisiert wurden. Zusätzliche Messungen an
Kernproben von Nachbarbohrungen dienten zur Unterstützung der Interpretation der
unterschiedlichen Elektrofazies. Die Übertragung der Ergebnisse aus der
Kalibrierstrecke erfolgte auf die übrigen Teufenintervalle mittels Diskriminanzanalyse.
Allerdings mussten die fünf zuvor unterschiedenen Elektrofazies zu drei
lithologischen Einheiten zusammengefasst werden, da in den restlichen
Teufenbereichen ausschließlich LWD-Messungen zur Verfügung stehen. Die
Ergebnisse der Diskriminanzanalyse wurden mit den RAB-Bildern, die aus dem
gesamten Teufenbereich vorhanden sind, verglichen.
Die innerhalb der Kalibrierstrecke klassifizierten Elektrofazies bestehen aus
massiven und stark geklüfteten Bereichen sowie aus Brekzien, in denen zum Teil
Sulfide disseminiert sind und aus Bohrlochausbrüchen. Nach der Übertragung
71
8 Zusammenfassung
wurden noch massive und stark geklüftete Bereiche sowie Brekzien unterschieden.
Die Unterschiede beruhen auf strukturellen Eigenschaften der Gesteine, die
wiederum genetisch bedingt sind. Während es sich bei der massiven Elektrofazies
um die kohärenten Bereiche des inneren Teil der eruptieren Schmelze handelt,
gehören die stark geklüfteten Einheiten und die Brekzien der vulkaniklastischen
Fazies aus dem äußeren Bereich des Lavastroms an. Die frischen Gesteine der
massiven Einheiten erreichen hohe Werte des elektrischen Widerstandes und
vergleichsweise niedrige Werte der totalen Gammastrahlung. Die stärker von der
Alteration betroffenen brekziierten und stark geklüfteten Einheiten sind dagegen
durch niedrigere Formationswiderstände und eine höhere totale Gammastrahlung
charakterisiert. Die sulfidhaltigen Bereich zeichnen sich besonders durch eine hohe
Dichte und einen hohen photoelektrischen Effekt aus (vgl. Tab. 8.1). Während in den
hochauflösenden FMS-Bildern zusammenhängende Gesteinsstrukturen, sowie
Gesteinsbruchstücke, Klüfte und Vesikel zu erkennen waren, zeigten die RAB-Bilder
großflächigere Strukturen, so dass in letzteren insbesondere stark geklüftete
Bereiche nur schwer von Brekzien unterscheiden werden konnten. Beide
Informationsquellen dienten der Aussage über die strukturellen Gegebenheiten in der
Formation. Strukturrelevante Messkurven, welche entscheidend zur Klassifizierung
der Elektrofazies beigetragen haben, sind die Widerstandslogs und das
Gammastrahlungs-Log, sowie die Messungen der Dichte und des photoelektrischen
Effekts. Die übrigen Logs wurden nur untergeordnet zur Bearbeitung verwendet.
Elektrofazies
spezifischer elektrischer
Formationswiderstand
J-Strahlung
Dichte
photoelektrischer
Effekt
massiv
+
-
o
o
stark geklüftet
-
+
o
o
Brekzie
-
+
o
o
sulfidhaltig
-
+
+
+
Tab. 8.1: Charakteristische Logantworten der verschiedenen Elektrofazies (+: hoch,
o: mittel, -: niedrig).
Im Rahmen der vorliegenden Arbeit wurde ein kontinuierliches lithologisches Profil
erstellt, welches die strukturellen Eigenschaften der durchteuften Formation
wiederspiegelt. Dabei erbrachte die Kombination aus Logs, bildgebenden Verfahren,
Kernmessungen und statistischer Auswertung ein optimiertes Ergebnis. Weiter
wurden Informationen über die Intensität bzw. Art und Weise von hydrothermalen
72
8 Zusammenfassung
Alterations- und Mineralisationsprozessen gewonnen. Schließlich konnte ein
Faziesmodell für den subaquatischen und von felsischer Lava dominierten
Vulkankomplex im Bereich der Bohrung 1189C konstruiert werden. Somit trägt die
Arbeit zum besseren Verständnis von dem Aufbau aktiver Hydrothermalsysteme, die
in Zusammenhang mit felsischem Vulkanismus auftreten, bei.
73
9 Literaturverzeichnis
9 Literaturverzeichnis
ALLEN, R.L. (1988): False pyroclastic textures in altered silicic lavas, with implications
for volcanic-associated mineralization. Econ. Geol., 83: 424-1446.
ARCHIE, G.E. (1942): The electrical resistivity logs as an aid in determining some
reservoir characteristics. Petrol. Technol., 5: 1-8.
BARTETZKO, A. (2002): Volcanic architecture of an active, felsic hydrothermal system
(ODP Leg 193, Eastern Manus basin) – a reconstruction based on the
integration of downhole logs and cores. RWTH Progress Report, Cl
121/13-1. Period: 0.1.07.2001 – 31.01.2002.
BINNS, R.A., PARR, J.M., SCOTT, S.D., GEMMELL, J.B., HERZIG, P.M. (1995):
PACMANUS: An active, siliceous volcanic-hosted hydrothermal field in the
eastern Manus Basin, Papua New Guinea. Proceedings Pacific Rim '95
Congress, Aukland NZ, 9/95: 49-94.
BINNS, R.A. & SCOTT, S.D. (1997): Anatomy of an active, felsic volcanic-hosted
hydrothermal system: Eastern Manus Back-Arc Basin, Western Pacific.
Proponents. – ODP Drilling Proposal 479-Rev2.
BONNER, S., BURGESS, T., CLARK, B., DECKER, D., ORBAN, J., PREVEDEL, B., LÜLING,
M. & WHITE, J. (1993): Measurements at the Bit – A New Generation of
MWD Tools. Oilfield Review 5, no. 2/3 (April/Juli 1993): 44-54.
BONNER, S., FREDETTE, T., LOVELL, J., MONTARON, B., ROSTHAL, R., TABANOU, J., WU,
P., CLAR, B., MILLS, R. & RUSS, W. (1996): Resistivity While Drilling –
Images from the String. Oilfield Review 8, no. 1 (Frühjahr 1996): 4-19.
BOREHOLE RESEARCH GROUP (1994): Logging Manual. Lamont-Doherty Geological
Observatory, Columbia University, Palisades, New York.
BUSBY-SPERA, C.J. & WHITE, J.D.L. (1987): Variations in peperite textures associated
with differing host-sedimented properties. Bull. Volcanol., 49: 765-775.
74
9 Literaturverzeichnis
CHRISTENSEN, N.I. (1998): Seismic velocities. In: Carmichael, R.S. (Ed.): Practical
Handbook of Physical Properties of Rocks and Minerals. CRC Press, Boca
Raton, Florida, 431-546.
CRAIN, E.R. (1986): The log analysis handbook. Volume 1. Quantitative Log Analysis
Methods. PennWell Books, Tulsa, Oklahoma, USA.
ELLIS, D.V. (1987): Well logging for earth scientists. Elsevier, Amsterdam.
FREIE UNIVERSITÄT BERLIN (2002): www.userpage.fuberlin.de/amadeusm/Werkzeuge/
Geophysik/M1-Grav/4Messung_Interpret/Anomalien.htm
GEOTEK (2000): Multi-Sensor Core Logger Manual. Geotek, Daventry.
GUÉGUEN, Y & PALCIAUSKAS, V. (1994) : Introduction to The Physics of Rocks.
Princeton University Press, Princeton, New Jersey.
HANSON, R.E. (1991): Quenching and hydroclastic disruption of andesitic to rhyolitic
intrusions in an submarine island-arc sequence, northern Sierra Nevada,
California. Geol. Soc. Am. Bull., 103: 804-816.
HOHNEN, P.D. (1978): Geology of New Ireland, Papua New Guinea. Bureau of
Mineral Resources, Geology and Geophysics, Australia, Bulletin 194.
JOHNSON, R.W. (1976): Late Cainozoic volcanism and plate tectonics at the southern
margin of the Bismarck Sea, Papua New Guinea. In: Johnson, R.W. (Ed.).
Volcanism in Australasia. Elsevier, 101-106.
KANO, K.I. (1989): Interactions between andesitic magma and poorly consolidated
sediments: examples in the Neogene Shirahama Group, South Izu, Japan.
J. Volcanol. Geotherm. Res., 37: 59-75.
LIDE, D.R. (Ed.) (2000): Handbook of Chemistry and Physics. CRC Press, Boca
Raton.
LOVELL, J.R., YOUNG, R.A., ROSTHAL, R.A., BUFFINGTON, L. & ARCENEAUX, JR. (1995):
Structural Interpretation of Resistivity-At-the-Bit Images. Soc. Prof. Well
Log Analysists, 36th Annual Logging Symposium (June 26-29), Tulsa,
Oklahoma.
75
9 Literaturverzeichnis
MCPHIE, J., DOYLE, M. & ALLEN, R. (1993): Volcanic Textures, A guide to the
interpretation of textures in volcanic rocks. Centre for Ore Deposit and
Exploration Studies, University Tasmania.
MOORE, J.G. & SCHILLING, J.G. (1973): Vesicles, water and sulphur in Reykjanes
Ridge basalts. Contrib. Mineral. Petrol., 41: 105-118.
PAULICK, H. Vanko, D.A. & Yeats, C.J. (eingereicht): Drill core-based facies
reconstruction of a deep-marine, felsic volcano hosting an active
hydrothermal system (Pual Ridge, Papua Neuguinea, ODP Leg 193).
PICHLER, H. (1965): Acid hyaloclastites. Bull. Vulcanol., 28: 239-310.
RAST, H. (1983): Vulkane und Vulkanismus. Enke, Stuttgart.
RIDER, M. (1996): The geological interpretation of well logs. Whittles Publishing,
Caithless.
ROSS, C.S. & SMITH, R.L. (1961): Ash flow tuffs: their origin, geologic relations and
identification. US Geol. Surv. Prof. Pap., 366.
SERRA, O. (1984): Fundamentals of well-log interpretation. 1. The acquisition of
logging data. Elsevier. Amsterdam.
SERRA, O. (1986): Fundamentals of well-log interpretation. 2. The interpretation of
logging data. Elsevier. Amsterdam.
Shipboard Scientifc Party (2002): Proc. ODP, Initial Reports, 193: College Station,
TX (Ocean Drilling Program).
TAYLOR, B. (1971): Bismarck Sea: evolution of a back-arc basin. Geology, 7: 171174.
TAYLOR, B.J., CROOK, K.A.W., SINTON, J.L. AND PETERSEN, L. (1991): Manus Basin,
Papua New Guinea. In: Pacific Sea Floor Atlas,1-7, Hawaii Institute of
Geophysics.
THEYS, P. (1991): Log data acquisition and quality control. Editions Technip, Paris.
76
9 Literaturverzeichnis
WATERS, A.C. (1960): Determining direction of flow in basalts. Am J. Sci., 285A: 350366.
WATERS, J.C., BINNS, R.A. AND NAKA, J. (1996): Morphology of submarine felsic rocks
on Pual Ridge, eastern Manus Basin, Papua New Guinea. EOS, Trans.
Am. Geophys. Union, Washington D.C.
WHITE, N.C. & HERRINGTON, R.J. (2000): Mineral Deposits associated with volcanism.
In: Sigurdsson, H., Houghton, B., McNutt, S.R., Rymer H. and Stix, J.
(Eds.). Encyclopedia of Volcanoes, Academic Press, 897-912.
WYLLIE, M.R.J., GREGORY, A.R. & GARDENER, G.H.F. (1956): Elastic wave velocities
in heterogeneous and porous media. Geophysics, 21: 41-70.
77
10 Anhang
10 Anhang
Composite-Log der Bohrung 1189C (0 – 165 mbsf)
78
10 Anhang
Composite-Log der Bohrung 1189C (0 – 165 mbsf, Fortsetzung)
79
10 Anhang
In der Arbeit
verwendete
Nummerierung
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
ODP-Probenbezeichnung
1189A, 002R, 01W, 49-51
1189A, 005R, 01W, 45-49
1189A, 008R, 01W, 25-28
1189A, 012R, 01W, 80-84
1189B, 010R, 01W, 0-5
1189B, 011R, 02W, 20-22
1189B, 011R, 02W, 117-119
1189B, 012R,01W, 11-13
1189B, 012R, 01W, 103-105
1189B, 012R, 02W, 65-67
Nummern der Proben, an denen im Rahmen der Arbeit Kernmessungen
durchgeführt wurden. Daneben sind die entsprechenden Probenbezeichnungen
aufgeführt, die an Bord des ODP-Schiffes benutzt wurden.
80