- Bo-Ra

3. ALTBERGBAU - KOLLOQUIUM
FREIBERG 2003
Ein Beitrag zur Beurteilung der Wirksamkeit geophysikalischer
Verfahren für die Ortung von Hohlräumen und Auflockerungszonen des
historischen Bergbaues
Klaus Lorenz1, Thomas Richter2
1 / Steinbach ; 2 / Bo-Ra-tec GmbH Sondershausen/Weimar
ZUSAMMENFASSUNG :
Der Erfolg geophysikalischer Prospektionsverfahren zur Hohlraumerkundung hängt in
entscheidendem Maß von den nutzbaren Kontrasten der petrophysikalischen Parameter
der Gesteine sowie von der Größe und Teufenlage der Hohlräume oder aufgelockerter
Bereiche ab. Deshalb ist die Messtechnologie für jeden Einzelfall gezielt auszuwählen und
den Gegebenheiten anzupassen.
Es wird praxisorientiert für Bergbauspezialisten und Nichtgeophysiker auf wesentliche
Unterschiede zwischen der Ortung von Schächten und dem Nachweis von Strecken oder
Abbauen eingegangen. Es werden die Vorraussetzungen für eine erfolgreiche Planung
und Ausführung geophysikalischer Hohlraumortungen diskutiert. Einen besonderen
Schwerpunkt der Darstellungen bilden elektromagnetische (RADAR) und seismische
Verfahren. Hochauflösende Mess- und Ortungsverfahren sowie entsprechende
Interpretationsalgorithmen (z.B. Auswertung von Diffraktionseffekten und Erzeugung
tomographischer Schnitte) werden vorgestellt.
Außer der eigentlichen Ortung von Hohlräumen ist mit diesen modernen Messverfahren
die Möglichkeit der nachträglichen Erfolgskontrolle für den Spülversatz von Strecken sowie
weiterführend die Güte und Qualität von Injektionsmaßnahmen im Rahmen durchgeführter
Sanierungen von historischem Bergbau möglich.
Infolge des begrenzten Umfangs der Vortragsveröffentlichung wurde der Schwerpunkt auf
die verbale Wertungsdarstellung der Wirksamkeit geophysikalischer Verfahren zur
Hohlraumortung gelegt. Auf die zusätzliche Einbindung von visuellen Ergebnisdarstellungen wurde verzichtet. Dies erfolgt im Rahmen der Vortragspräsentation.
ABSTRACT:
The success of geophysical prospecting methods for cavity exploration mainly depends
from the useful contrasts of the different petrophysical parameters of the rocks as soon as
from the size and depth of the cavities or loose areas within the rocks structures.
Therefore the choice of the measuring technology of each subject and there optimization
close to the concrete conditions is very important.
The paper describes for mining specialists and non geophysicists close oriented to the
praxis essential differences between localization of shafts and detection of galleries or
generally mining extractions. Additional conditions for a successful planning and carrying
out of geophysical cavity exploration work were discussed. An especially focal point form
electromagnetic (RADAR) and seismic methods. The most new measuring and location
technologies as soon as modern and innovative interpretation algorithms (for instance
evaluation of diffraction effects and generation of tomographic sections) are presented.
In addition to the description of localization technologies of man made cavities these
modern geophysical methods are also can be used for a later control of the success of
hydraulic flushing of the galleries. It seems furthermore possible to win from these results
information of the quality of injection steps within redevelopment projects of historical
mining.
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3. ALTBERGBAU - KOLLOQUIUM
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Einflussgrößen
1.1
Allgemeine Einflussgrößen
FREIBERG 2003
Für die Ortung von Hohlräumen und Auflockerungs- bzw. Verbruchzonen des historischen
Bergbaues werden geophysikalische Erkundungsmethoden mit wechselndem Erfolg eingesetzt.
Ergebnissen mit eindeutigem Ortungserfolg stehen zahlreiche Fehlversuche gegenüber. Gründe
dafür sind die oft fehlende Anpassung der für die Erkundungsgeophysik entwickelten
Meßtechnologien an die meist kleinen Dimensionen der gesuchten Hohlräume und falsche
Vorstellungen über die Leistungsgrenzen und das Auflösungsvermögen geophysikalischer Verfahren.
Für die Abschätzung des Ortungserfolges und damit für die Planung entsprechender Messungen
muss ein komplizierter Komplex von Einflussgrößen betrachtet werden. Dabei handelt es sich um
ein Zusammenspiel von petrophysikalischen Parametern, geometrischen Randbedingungen und
Störgrößen (Schwingungen, Felder,) aufgrund urbaner Einflüsse.
Alle geophysikalischen Verfahren nutzen die Messung der durch die petrophysikalischen
Eigenschaften der Gesteine bestimmten Felder. Die Geophysik wird grundsätzlich erfolgreich
eingesetzt, wenn sich das zu ortende Objekt in mindestens einer wesentlichen petrophysikalischen
Eigenschaft von seiner Umgebung hinreichend deutlich unterscheidet. Ist diese Vorrausetzung
erfüllt, so erzeugt das Untersuchungsobjekt eine Anomalie im „Normalfeld“ seiner Umgebung.
Ganz allgemein ist die Grösse des Anomalieeffektes direkt proportional dem Kontrast der
genutzten Eigenschaft des Ojektes zu der seiner Umgebung und der Objektgröße. Die Entfernung
zwischen Untersuchungsobjekt und Aufnahmesensor wirkt immer indirekt proportional auf die
Anomalieamplitude ein. In Abhängigkeit vom Typ des genutzten physikalischen Feldes kann der
Anomalieeffekt linear, quadratisch oder kubisch mit zunehmender Entfernung bzw.
Erkundungstiefe abnehmen. Eine weitere wichtige Einflussgröße ist die Struktur des
Gebirgskörpers insgesamt. Ist das zu ortende Objekt in eine homogene Umgebung eingebettet, so
ergeben sich eindeutige, unkomplizierte Anomalienformen. Dieser Fall ist jedoch wegen der häufig
komplizierten Struktursituation in Bergbaugebieten sehr selten.
Des weiteren ist die Raumlage des Ortungsobjektes im Verhältnis zur Lage der
Untersuchungsprofile ein wichtiger Faktor für die Ausbildung deutlicher Anomalien. Aus
Kostengründen und aus Gründen der Zugänglichkeit müssen in der Regel 2D-Messungen entlang
von Oberflächenprofilen oder zwischen Bohrungen ausgeführt werden. Dabei ist zu beachten, dass
das Ortungsobjekt möglichst zentral unter dem Messprofil oder mittig in der von Messbohrungen
begrenzten Ebene liegen sollte.
Für den Nachweis von Hohlräumen des Altbergbaus ist deshalb eine genaue Planung der
geophysikalischen Untersuchungen notwendig, in die alle vorliegenden Erkenntnisse über zu
erwartende petrophysikalische Kontraste, Geometrien, Tiefenlage und Geologie bzw. Lagerstättentyp und –aufbau einbezogen werden müssen. Infolge der Kompliziertheit der Problematik und des
oftmals infolge der kleinen Dimensionen messtechnisch nur geringen Anomalieeffektes, der von
Hohlraumstrukturen ausgeht, sollte bei der Planung geophysikalischer Untersuchungen in jedem
Fall geprüft werden, ob eine Erkundung mit einem geophysikalischen Messverfahren ausreicht oder
zwei bzw. mehrere unabhängige Methoden, welche auf unterschiedliche petrophysikalische
Parameter ansprechen, erforderlich sind. Auf die Qualität und Nachweissicherheit hat eine solche
Herangehensweise einen nicht unerheblichen Einfluß.
1.2
Systematik der typische Erkundungssituationen
Für die Auswahl eines geeigneten geophysikalischen Erkundungsverfahrens und die Abschätzung
des erreichbaren Auflösungsvermögens sind der Typ des gesuchten Hohlraumes und die
geologischen Verhältnisse massgebend.
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Es bestehen grundsätzliche Unterschiede zwischen Erkundungen im Festgestein und im
Lockergestein. Wichtig ist der Verlauf von Schichtgrenzen, da horizontale Grenzen (Flözsysteme)
die Messungen anders beinflussen als vertikale Trennflächen (Gangsysteme, tektonische
Störungen). Die Ortung von Strecken bzw. Stollen unterscheidet sich vom Nachweis verdeckter
Schächte. Wesentlich für den zu erwartenden Anomalieffekt sind Ausfüllung und
Erhaltungszustand des Hohlraumes (unverbrochen, Ausbau, Versatz, verbrochen, luftgefüllt,
wassergefüllt). Des weiteren ist die Hohlraumstruktur von erheblichem Einfluss. Handelt es sich um
ein einzelnes Objekt oder um eng benachbarte Objekte? Laufen diese parallel, oder kreuzen sie
sich? Erwartet man nur Vorrichtungsstrecken oder Abbaue bzw. ein ganzes Abbausystem (z.B.
Kammer-Pfeiler-Systeme)?
Das Verhältnis Durchmesser zu Tiefenlage des Hohlraumes ist letztlich der entscheidende Faktor
für den zu erwartenden Erfolg einer geophysikalischen Ortung von der Oberfläche aus. Wegen der
vorgenannten unterschiedlichen Einflussgrössen gibt es keinen allgemeingültigen Zusammenhang.
Als bewährte Faustregel darf ein Verhältnis von 1:5 angenommen werden.
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Grundprinzipien der geophysikalischen Methoden
Hier sollen nur die wesentlichsten Aspekte betrachtet werden. Weiterführende Zusammenhänge
können der angegebenen Literatur entnommen werden.
2.1
Seismik
Das Grundprinzip der Seismik beruht auf der Erzeugung und dem Empfang elastischer Wellen, die
bei ihrer Ausbreitung durch den zu untersuchenden Untergrund an Schichtgrenzen reflektiert,
refraktiert oder gestreut werden. Je nachdem, welche Ausbreitungseigenschaften vorrangig genutzt
werden, unterscheidet man Reflexions- , Refraktions- und Diffraktionsseismik.
Zur Erkundung des Gebirges zwischen Bohrungen werden Verfahren der seismischen
Tomographie eingesetzt. Diese nutzen die durch Umwegeffekte um Hohlräume auftretenden
Differenzen in den Laufzeiten der Wellen.
Für die Hohlraumortung müssen Wellen erzeugt werden, die sehr hochfrequent sind, da das
Auflösungsvermögen der Seismik auch von der Wellenlänge der Nutzwellen abhängt. Solche
Quellen sind zum Beispiel Hammerschlag, Sprengzünder, Sparker (elektrische Knallfunkengeber)
als Impulsquellen. Auch der Einsatz von Quellen mit zeitlich begrenzten, frequenzmodulierten
Signalen wie z. B. kleinen Bodenvibratoren oder Luftschallquellen ist möglich. Die Empfängerseite
besteht aus Schwingungsempfängern (Geophonen), welche die Bodenbewegung in elektrische
Signale umwandeln, die anschließend in einer Registrierapparatur digitalisiert und gespeichert
werden.
2.1.1
Reflexions- und Refraktionsseismik
Eine seismische Reflexion an einer Materialgrenze tritt dann auf, wenn sich die Materialien in ihrer
akustischen Impedanz (= Dichte x Ausbreitungsgeschwindigkeit) unterscheiden. Je höher der
Impedanzkontrast, um so stärker ist die Amplitude der reflektierten Welle. Die in der
Ingenieurgeophysik verwendeten seismischen Quellen arbeiten in einem Frequenzbereich zwischen
10 Hz und 2000 Hz, wobei in der Regel die Hauptenergie des Quellsignals in einem Bereich
zwischen 20 Hz und 600 Hz liegt. Mit zunehmender Frequenz erhöht sich das
Auflösungsvermögen. Theoretisch bedeutet dies, dass dünnere Schichten und kleinere Objekte
erkannt werden können. In der Praxis ist die Nutzung hochfrequenter Signale auf kurze
Entfernungen begrenzt, da ihre Reichweite aufgrund der frequenzabhängigen Energieabsorption
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deutlich kleiner als die Reichweite niederfrequenter Signale ist. Besonders in Lockersedimenten
und Verwitterungszonen des Festgesteins werden hochfrequente elastische Wellen stark gedämpft.
Die nuzbare Frequenz/Wellenlänge bestimmt auch, ob ein Objekt im Untergrund eine Reflexion
hervorruft oder ob eine Diffraktion erzeugt wird. Wenn die Wellenlänge kleiner als die
Objektdimension ist, kommt es zur Reflexion an der Grenzfläche. Ist die Wellenlänge größer als
die Objektdimension, so treten Diffraktionswellen auf. Beide Wellentypen haben unterschiedliche
Ausbreitungsgeometrien und lassen sich eindeutig identifizieren.
Die Durchführung refraktionsseismischer Messungen unterscheidet sich nur wenig von den
reflexionsseismischen Messungen. Die Refraktionsseismik nutzt ausschliesslich die refraktierten
Wellen. Diese Wellen bilden sich nur an Grenzen aus, die Gesteinsschichten trennen, bei denen die
Geschwindigkeit der Liegend-Schicht höher ist als die Geschwindigkeit der Hangend-Schicht. Ist
die gesuchte Grenze die Begrenzung eines Hohlraumes oder einer Auflockerungszone, so ist sie
refraktionsseismisch nicht nachweisbar.
2.1.2
Seismische Tomographie
Die seismische Tomographie ist ein Verfahren, bei der das Untersuchungsgebiet direkt durchschallt
wird. Dabei werden Sender und Empfänger immer an unterschiedlichen Seiten des Untersuchungsobjektes angebracht.
Tomographische Auswerteverfahren können jedoch auch angewandt werden, wenn ausgeprägte
Refraktoren im Untergrund vorliegen oder wenn hohe positive Geschwindigkeitsgradienten
existieren. Diese Vorgehensweise bezeichnet man als Refraktionstomographie. Unter diesen
Umständen lassen sich Messgeometrien realisieren, bei denen Anregungs- und Empfangspunkte an
der Erdoberfläche liegen. Die Laufwege der Messstrahlen werden durch vollständiges Ray-Tracing
bestimmt.
Für die Ortung kleiner Hohlräume ist die seismische Tomographie zwischen Bohrungen ein
anerkanntes Verfahren. Die Ebene zwischen den Bohrungen wird durchschallt. Aus den
gemessenen Laufzeiten der Wellen zwischen Anregungs- und Empfangspunkten wird die
Geschwindigkeitsverteilung innerhalb der durchschallten Untersuchungsebene berechnet.
Da Hohlräume oder Objekte mit geringerer Geschwindigkeit von den Wellen umlaufen werden,
führen die daraus resultierenden Abschirmungs- und Umwegeffekte im tomographischen Schnitt zu
Gebieten mit anomal niedrigen Geschwindigkeiten. Diese Gebiete sind direkte Hinweise auf
Existenz und Lage von Hohlräumen bzw. Zonen mit sehr locker gelagertem Material.
Die Anregung der Wellen erfolgt in einer Bohrung (Sendebohrung). Energiequellen sind meisst
Sparker oder Sprengzünder. Ihre geringe Energie ist für den Baugrund unschädlich. Der Abstand
der Anregungspunkte beträgt maximal 0,5 m. Die Energieanregung muss hochfrequente Signale
erzeugen. Dies ist nur in wassergefüllten Bohrungen möglich. In Lockersedimenten müssen die
Bohrungen deshalb mit Schutzrohren aus schlagzähem Plastikmaterial ausgebaut sein. Diese
Verrohrung ist sehr gut zu hinterfüllen, damit keine Hohlräume zwischen Rohr und umgebendem
Material auftreten. Dies gilt auch für die Empfangsbohrung. Nur mit einem solchen Ausbau ist eine
gute Energieankopplung gewährleistet.
In der benachbarten Bohrung erfolgt die Registrierung der Laufzeiten durch seismische
Empfänger. Diese sind als Empfängerkette angeordnet. Eine Kette für hochauflösende
Tomographie enthält meist 48 Empfänger, die mit jeweils maximal 0,5 m Abstand zueinander im
Bohrloch angeordnet sind. Somit lassen sich mit einem Anregungsimpuls gleichzeitig 48 Laufzeiten
registrieren. Nach Abschluss der Messung liegen die Laufzeiten von jedem Anregungspunkt zu
jedem Empfangspunkt vor (Beispiel: 48 Anregungspunkte und 48 Empfangspunkte ergeben 2304
Laufzeiten).
Voraussetzung für ein gutes Ergebnis ist eine möglichst homogene, weitgehend vollständige
Überdeckung mit "Messstrahlen".
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Vor der Berechnung der Geschwindigkeitsverteilung werden die Messdaten statistisch auf
Zuverlässigkeit beurteilt. Gleichzeitig erhält man dabei erste Informationen über Homogenität und
Anisotropie in der Untersuchungsebene. Treten starke Anisotropieerscheinungen auf, so müssen
die Messwerte korrigiert werden. Die Berücksichtigung der Anisotropie ist im allgemeinen
problemlos möglich.
Für die tomographische Auswertung wird die Untersuchungsebene in Teilflächen (Elementarzellen) untergliedert. Die Größe der Elementarzellen ist eine Funktion der erzielten Informationsdichte und bestimmt das erreichbare Auflösungsvermögen. Für hochauflösende Tomographie
sollten die Zellen maximal 0,25 m2 groß sein. Dies bedeutet einen geringen Abstand zwischen den
Anregungspunkten im Bohrloch. Der Abstand der Empfangspunkte untereinander sollte dem
Anregungspunktabstand gleich sein.
Die Informationsdichte in der Elementarzelle wird vollständig von der Messgeometrie bestimmt.
Es ist notwendig, dass nicht nur viele Laufwege durch eine Elementarzelle führen, sondern dass
sich diese “Messstrahlen“ in ihren Richtungswinkeln unterscheiden. Ist ein Winkelbereich
bevorzugt, so treten Artefakte im Tomogramm auf, die die Interpretation der
Geschwindigkeitsanomalien erschweren.
Der tomographische Berechnungsprozess ist iterativ. Jeder Elementarzelle wird in einem
Startmodell eine Geschwindigkeit v zugewiesen, die im Laufe der iterativen Berechnungen so lange
variiert wird, bis eine gute Annäherung an die reale Geschwindigkeit erreicht ist.
Aus der Geschwindigkeitsverteilung des Startmodells wird zunächst für jeden Messstrahl die
theoretische Laufzeit berechnet und mit den gemessenen Werten verglichen. Aus den
Zeitdifferenzen resultieren die Korrekturwerte für die Geschwindigkeitsverteilung des Startmodells.
Dieses modifizierte Modell dient wiederum als Ausgangspunkt für weitere Iterationen. Die
Prozedur
Theoretische Berechnung
Vergleich mit den Messwerten
Modifizieren des Geschwindigkeitsmodells
wird solange fortgesetzt, bis die Abweichungen kleiner als die erzielte Messgenauigkeit sind. Die
so bestimmte Geschwindigkeitsverteilung bildet die natürlichen Verhältnisse in guter Näherung ab.
Das Ergebnis wird im Tomogramm in der Regel als Isoliniendarstellung abgebildet.
2.2
Georadar
Das Georadar-Verfahren zählt zu den Impuls-Reflexionsverfahren. Über eine Sendeantenne werden
kurze elektromagnetische Impulse in den Untergrund abgestrahlt. Diese elektromagnetischen
Wellen breiten sich im Gestein aus und werden an Schichtgrenzen teilweise reflektiert. Die
Reflexionssignale werden von einer Empfängerantenne erfasst. Aus der gemessenen Laufzeit
zwischen Sende- und Empfangssignal kann bei bekannter Ausbreitungsgeschwindigkeit der
elektromagnetischen Wellen im Untergrund nach entsprechender Signalbearbeitung auf die
Teufenlage nachgewiesener Reflektoren (z.B. Schichtgrenzen, Hohlräume, anthropogene
Einlagerungen, etc.) geschlossen werden.
Ein entscheidender Vorteil des Geo-Radarverfahrens besteht darin, dass es sich bei dieser
geophysikalischen Methodik um ein kontinuierlich bzw. quasikontinuierlich und damit sehr schnell
messendes Verfahren handelt. Sende- und Empfangsantenne können kontinuierlich über das zu
untersuchende Medium bewegt werden. Bestimmte Ankopplungsbedingungen der Antennen an das
Gestein oder den Untergrund sind nicht erforderlich. Die Wahl der Aufzeichnungsgeschwindigkeit
bestimmt dabei die Messdichte, mit der der Untergrund abgetastet wird. Bei herkömmlichen
Untersuchungen sind Messpunktdichten im Zentimeter- bis Meterbereich üblich. Mittels dieser zeitund kosteneffizienten Messmethodik können somit räumliche Strukturinformationen zum
geologischen und anthropogenen Aufbau des Untergrundes gewonnen werden.
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Die Georadar-Technologie kann durch Nutzung konventioneller Oberflächenantennen im
Frequenzbereich zwischen 10 MHz und 2,5 GHz zum einen von der Erdoberfläche als auch im
untertägigen Bergbau eingesetzt werden. Für die Anwendung des Verfahrens in Bohrlöchern stehen
Bohrlochantennensysteme in einem wesentlich begrenzteren Frequenzbereich zwischen 22 MHz
und 250 MHz zur Verfügung. Diese gestatten sowohl Reflexionsmessungen aus einem Bohrloch als
auch Zwischenfelderkundungen (Crosshole- bzw. tomographische Messungen) zwischen zwei
Bohrlöchern. Durch spezielle Maßnahmen in Form der Integration von stark dämpfenden
Dielektrika in den Antennen kann eine mehr oder weniger gute Richtwirkung der abgestrahlten
elektromagnetischen Energie bei abgeschirmten Oberflächenantennen erzielt werden. Für
Bohrlochantennen existiert derzeit noch keine in der Praxis anwendbare Richtantenne, die eine
genaue und sichere azimutale Zuordnung von gemessenen Reflexionsstrukturen im Vollraum des
bohrlochumgebenden Gesteins ermöglicht.
Für den Nachweis von kleindimensionalen Hohlräumen des Altbergbaus gelten prinzipiell die
gleichen Bedingungen wie in der Seismik. Je höher die Frequenz der abgestrahlten Radarwellen ist,
um so höher ist die Auflösung von kleinen Hohlraum- oder Auflockerungsstrukturen. Begrenzendes
Moment für die Anwendung hochfrequenter Antennensysteme ist allerdings das mit zunehmender
Frequenz einhergehende höhere Dämpfungsverhalten, so dass die erforderliche Reichweite zur
Ortung von Hohlräumen in Abhängigkeit vom Gestein physikalisch nur bis zu bestimmten Tiefen
möglich ist.
Da das Georadar ebenfalls zu den Wellenverfahren zählt und das physikalische Grundprinzip
analog dem der Seismik ist, gelten eine Vielzahl von Aussagen in gleicher Weise, die im
vorangegangenen Abschnitt zur Seismik ausführlich erläutert wurden. Bei der nachfolgend näheren
Erläuterung der verschiedenen Messmodi soll deshalb nur auf wichtige Unterschiede zur Seismik
aufmerksam gemacht werden.
2.2.1
Radar-Reflexionsmessungen
An einer Schicht- oder Materialgrenze kommt es zu einer Reflexion der elektromagnetischen Welle,
wenn sich die Materialien in ihren dielektrischen Eigenschaften (Dielektrizitätskonstante,
Hochfrequenzleitfähigkeit) voneinander unterscheiden. Je höher der petrophysikalische Kontrast
dieser Parameter ist, um so höher ist der reflektierte Energieanteil und sicherer der Nachweis der
Reflexionsgrenze.
Die Wahl der für die spezifische Erkundungsaufgabe optimalen Antennenfrequenz ist dabei
immer ein Kompromiss zwischen der geforderten Auflösung z.B. im Nachweis kleindimensionaler
Hohlräume und den dielektrischen Eigenschaften der im Untersuchungsgebiet anstehenden
Gesteine. Der Einsatz des Georadars im Reflexionsmodus in Gesteinen hoher elektrischer
Leitfähigkeit ist prinzipiell nicht möglich. In schluffig-mergeligen Lockersedimenten sowie in stark
verwittertem Festgestein treten gewöhnlich sehr hohe Dämpfungen der elektromagnetischen Wellen
auf, die die für die Erkundung erforderliche Tiefenreichweite stark begrenzen. Es sei darauf
hingewiesen, dass an der Oberfläche anstehende organische (Humus) oder künstliche
Deckschichten (Auffüllungen) höherer Mächtigkeit im Meterbereich eine Anwendung von RadarReflexionsmessungen verhindern oder zumindest stark einschränken können. Als empirische
Faustformel kann postuliert werden, dass sinnvolle Reflexionsmessungen in Abhängigkeit von der
verwendeten Antennenfrequenz erst in Gesteinen mit einem spezifischen elektrischen Widerstand
größer 500 bis 1000 Ωm möglich sind.
Für die erzielbaren Erkundungsreichweiten können folgende allgemeingültigen Richtwerte
gegeben werden:
wenige Meter oder darunter in tonigen und schluffigen Gesteinen: in den meisten Fällen
kann das Verfahren unter diesen geologischen Bedingungen nicht eingesetzt werden
10 bis 40 Meter in normal geklüfteten Fest- oder rolligen Sedimentgesteinen
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40 bis 150 Meter in massiven Gesteinen
bis zu 300 Meter und mehr bei Messungen unter speziellen Bedingungen (reines
Steinsalz, ungestörter Kalkstein, Granit, Eis,...)
Die Entscheidung zur Eignung des Georadars in einem speziellen Untersuchungsgebiet kann trotz
Einbeziehung der umfangreichen Erfahrungen des Prospektionsgeophysikers teilweise erst vor Ort
im Rahmen einer in situ - Testmessung getroffen werden.
Bergmännische Hohlräume oder lokal begrenzte Auflockerungsstrukturen von teilweise oder
vollständig verbrochenen Altberbauhohlräumen spieglen sich in den Messdaten als Diffraktionsoder Beugungsstrukturen wider.
Radar-Reflexionsmessungen mit konventionellen Antennen von der Erdoberfläche oder im
untertägigen Bergbau können mit speziellen Dipolantennen auch im Bohrloch durchgeführt werden.
Infolge der ungerichteten Abstrahlung kann aus einer Einzelmessung in einem Bohrloch keine
Richtungsangabe von Reflexionsstrukturen im Vollraum gegeben werden. Durch die Vermessung
und gemeinsame Auswertung der Reflexionsmessungen mehrerer, benachbarter Bohrungen ist eine
azimutale Richtungsangabe von Diffraktionsstrukturen, die auf Hohlräume schließen lassen,
möglich.
2.2.2
Radar-Tomographie
Das prinzipielle Messschema bei der Radartomographie ist ähnlich dem der seismischen
Tomographie. Sende- (Transmitter) und Empfangsantenne (Receiver) befinden sich in
unterschiedlichen Bohrungen des zu durchstrahlenden Untersuchungsobjektes. Im Unterschied zur
seismischen Tomographie können bei der Radartomographie zwar prinzipiell auch Messgeometrien
realisiert werden, bei denen eine Antenne im Bohrloch und die andere Antenne an der
Erdoberfläche positioniert wird. Allerdings verhindern die oft existierenden, im Punkt 2.2.1
beschriebenen
bindigen,
oberflächennahen
Deckschichten
infolge
ihrer
extremen
Dämpfungseigenschaften für die hochfrequenten Radarwellen die Anwendung dieser
Messkonfiguration. Somit sind in der Radartomographie Messkonfigurationen zwischen zwei
Bohrungen typisch.
Die Radartomographie kann in Form einer einfachen Crosshole-Messung oder als tomographie
Aufnahme ausgeführt werden.
Bei einer Crosshole-Messung wird das zwischen beiden Bohrungen befindliche Gestein bzw.
Sediment durch horizontale Strahlenwege vermessen. Sende- und Empfangsantenne, die sich
jeweils in der gleichen Tiefe befinden, werden parallel in jeweils gleichen Messpunktabständen
entlang des Bohrloches verschoben. Für jeden Messtiefe wird die Laufzeit und die Amplitude der
elektromagnetischen Welle gemessen. Im Ergebnis dieser Übersichtsmessung erhält man eine
Geschwindigkeits- und Dämpfungsverteilung und damit eine Erstaussage zur Homogenität des
durchstrahlten Gesteinskomplexes in Abhängigkeit von der Tiefe. Aussagen zur Lage und Größe
evtl. vorhandener Inhomogenitäten (z.B. Hohlräume) können daraus noch nicht abgeleitet werden.
Erst durch eine tomographische Messwertaufnahme in Form der Messung aller Laufzeiten und
Amplituden gerader und schräger Strahlen für alle möglichen unterschiedlichen Sender- und
Empfängerpositionen in den Bohrlöchern kann die Geschwindigkeits- und Dämpfungs- bzw.
spezifische elektrische Widerstandsverteilung des durchstrahlten Zwischenfeldes bestimmt werden.
Daraus lassen sich die Teufe und laterale Lage sowie die Größe der Querschnittes von geologischen
(z.B. Gesteinslinsen, natürlichen Auflockerungszonen) oder anthropogenen Inhomogenitäten (z.B.
offene Altbergbauhohlräume bzw. Auflockerungszonen von teilweise oder vollständig
verbrochenen Altbergbauhohlräumen) abschätzen.
Tomographische Messungen werden in Abhängigkeit von der Gesteinsstabilität der Bohrungen
in offenen oder in mit PE-Rohr ausgebauten Bohrlöchern durchgeführt. Da für den Energieeintrag
in das Gestein eine direkte, physische Ankopplung der Antennen an die Gesteinsmatrix nicht
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notwendig ist, können radartomographische Messungen sowohl in der wassergesättigten als auch
wasserungesättigten Zone problemlos durchgeführt werden. Hohlräume im Ringraum der
Bohrungen oder außerhalb der PE-Verrohrung sind für die Messungen unproblematisch.
Infolge der unkomplizierten Ankopplungsbedingungen der Antennen an das Gestein kann im
Unterschied zur seismischen Tomographie neben der Laufzeit auch die Amplitude des Radarsignals
aufgezeichnet und ausgewertet werden. Aus letzterem Parameter kann die Dämpfungsverteilung
bzw. die Verteilung des spezifischen elektrischen Widerstandes der durchstrahlten Gesteinsmatrix
berechnet werden. Daraus können zusätzlich praxisrelevante stofflich-lithologische Gesteinsparameter (z.B. Wassergehalt, Porosität und Tongehalt) berechnet bzw. abgeschätzt und somit die
Sicherheit der Interpretation radartomographischer Messungen wesentlich erhöht werden.
Die Einsatzbreite ist bei der Radartomographie besser als bei Radar-Reflexionsmessungen. Unter
Beachtung des maximal möglichen Abstandes von zwei Bohrungen, bei denen tomographische
Messungen infolge der durch das Gestein bedingten Dämpfung der Radarsignale noch möglich
sind, können derartige Zwischenfelduntersuchungen auch in bindigen, gut leitfähigen Gesteinen mit
spezifischen elektrischen Widerständen von wenigen Deka-Ohmmetern noch durchgeführt werden.
Zu erwähnen ist weiterhin, dass radartomographische Messungen bzgl. des erforderlichen
Zeitaufwandes deutlich über dem der seismischen Tomographie liegen, da bedingt durch die
Spezifik der Messtechnik keine Sondenketten mit mehreren Messsensoren (Antennenelemente) zur
Verfügung stehen und somit die Messwertaufnahme in Form von Einzelmessungen an jeder
Sender-/Empfängerposition erfolgen muss. In der Praxis hat sich für bestimmte Problemstellungen
u.a. auch in der Hohlraumerkundung ein kombinierter Einsatz von seismischer und
Radartomographie bewährt. Insbesondere nach Injektionsmaßnahmen von geophysikalisch
nachgewiesenen Hohlräumen können die Verfahren der seismischen und Radartomographie in
Kombination auch zur nachträglichen Güte- und Qualitätskontrolle der sanierten Altbergbauhohlräume erfolgreich eingesetzt werden.
In Bezug auf die konkreten Anforderungen an die Messung selbst sowie im Aufwand und in der
Vorgehensweise der Aufbereitung und Bearbeitung der Messdaten kann auf die Ausführungen im
Punkt zur seismischen Tomographie (2.1.2) verwiesen werden.
2.3
Elektromagnetik
Die klassischen elektromagnetischen Verfahren nutzen Leitfähigkeitskontraste im Untergrund. Sie
verwenden relativ niederfrequente elektromagnetische Felder. Man unterscheidet aktive und passive
Verfahren sowie Kartierungs- und Sondierungsmessungen. Die Ergebnisse der Messung werden als
Karten der gemessenen lateralen Leitfähigkeitsverteilung, als Profildarstellungen oder als Sondierungskurven und daraus abgeleitete Schichtmodelle dargestellt.
Die passiven Verfahren sind gut für regionale Kartierungen einsetzbar. Für ingenieurgeophysikalische Aufgabenstellungen ist ihr Auflösungsvermögen zu gering. Bei den aktiven
Verfahren unterscheidet man prinzipiell zwei unterschiedliche Techniken – die Frequenzbereichsverfahren (FEM) und die Zeitbereichs- bzw. transienten Verfahren (TEM). FEM-Verfahren werden
vorrangig für flächenhafte Kartierungen eingesetzt. TEM-Verfahren nutzt man meist für
Leitfähigkeits-Tiefensondierungen.
Das allgemeine Messprinzip ist immer die Nutzung der Feldwirkung von induzierten
Wirbelströmen. Mit einer Sendespule wird ein elektromagnetisches Feld erzeugt, welches in
leitfähigen Einlagerungen im Untergrund Wirbelströme verursacht. Diese Ströme bewirken
ihrerseits ein sekundäres Feld mit der gleichen Frequenz wie das Primärfeld, aber unterschiedlicher
Amplitude und Phase. Primäres und sekundäres Feld überlagern sich. Das resultierende Feld wird
mittels einer Empfängerspule gemessen. Da die Eigenschaften des primären Feldes bekannt sind,
kann der sekundäre Feldanteil bestimmt werden. Dessen Wert ist letztlich abhängig von der
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Leitfähigkeit des Untergrundes. Der Messwert ist ein integraler Wert und wird dem Mittelpunkt
zwischen Sende- und Empfangsspule zugeordnet.
Die transienten EM-Verfahren verwenden ebenfalls ein elektromagnetisches Feld als Quelle.
Dieses Feld wird jedoch nicht kontinuierlich gesendet, sondern es wird ein transientes Feld erzeugt,
indem der Sendestrom abrupt abgeschaltet wird. Dieser Impuls induziert unter der Sendespule
sekundäre, elektromagnetische Felder. Diese breiten sich in immer größere Tiefen aus. Das
zeitabhängige Abklingen des sekundären Magnetfeldes wird aufgezeichnet. Die zeitliche Abnahme
der Feldstärken ist abhängig von den Leitfähigkeitsbedingungen im Untergrund. Informationen
über größere Tiefen gewinnt man, indem man die Signale entsprechend lange registriert. Somit
kann man das Verfahren für die Erkundung der vertikalen Leitfähigkeitsverteilung nutzen.
Im Vergleich zu Gleichstromwiderstandsmessungen benötigen elektromagnetische Verfahren einen
geringeren Zeitaufwand. Der Nachteil besteht in einer geringeren vertikalen Auflösung und einer
relativ hohen Störanfälligkeit für die Wirkung künstlicher metallischer Körper (z.B. Leitungen,
armierter Beton. Durch die induktive Ankopplung an den Untergrund werden elektromagnetische
Verfahren häufig dort eingesetzt, wo mit hohen Übergangswiderständen zu rechnen ist (z.B. auf mit
Beton oder Asphalt versiegelten Flächen oder auf sehr trockenen Sandflächen).
2.4
Widerstandsgeoelektrik
Ziel der Messungen ist es, die räumliche Verteilung des Widerstandes im Gebirge zu bestimmen.
Bei den Widerstandsmessungen wird in den Untergrund über Punktelektroden (meist 2 Elektroden)
Strom eingespeist, um ein elektrisches Potentialfeld aufzubauen. Mit zwei weiteren Elektroden wird
die erzeugte Potentialfeldverteilung gemessen. Da der eingespeiste Strom, die Potentialdifferenz
zwischen den Messelektroden sowie die Elektrodenanordnung bekannt sind, kann der scheinbare
Widerstand des Untergrundes ermittelt werden.
Widerstandsmessungen können sowohl von der Erdoberfläche aus als auch zwischen
Bohrlöchern oder zwischen einem Bohrloch und der Oberfläche durchgeführt werden. Es sind
Kartierungen, Sondierungen, 2D- und 3D-Messungen sowie tomographische Messungen möglich.
Für eine Hohlraumortung kommen meist 2D-Messungen und tomographische Messungen zum
Einsatz. Theoretisch sind 3D-Messungen als günstigste Variante anzusehen. Praktisch ist der
Aufwand für eine 3D-Messung und -Auswertung jedoch extrem hoch. Als erstes Ergebnis aller
widerstandsgeoelektrischen Messungen erhält man nur Informationen über die Verteilung des
scheinbaren spezifischen Widerstandes. Das bedeutet, dass der gemessene Spannungswert von allen
stromdurchflossenen Schichten und Objekten beeinflusst wird und auch von der eingesetzten
Elektrodenkonfiguration abhängt. Dadurch kann eine lagegenaue Zuordnung einer gemessenen
Anomalie zum verursachenden geologischen Objekt schwierig werden. Die Verteilung der wahren
spezifischen Widerstände berechnet man mittels geeigneter Inversionsalgorithmen. Die Resultate
sind quantitative Modelle vom Untergrund. Wie bei jedem Potentialverfahren sind die Modelle
keine eineindeutigen Lösungen. Zur Beurteilung der Gültigkeit eines Inversionsergebnisses
benötigt man Zusatzinformationen aus Aufschlüssen oder anderen geophysikalischen Ergebnissen.
2.5
Geomagnetik
Die Geomagnetik misst das natürliche Magnetfeld der Erde und schliesst aus Anomalien im Feld
auf die verursachenden Objekte. Je mehr sich die magnetische Suszeptibilität des gesuchten
Objektes von der seiner Umgebung unterscheidet, um so höher ist der Anomalieeffekt. Die
Totalintensität des natürlichen Magnetfeldes resultiert aus der Überlagerung mehrerer
Komponenten, die unterschiedliche Ursachen haben und zeitabhängig sind:
Das Hauptfeld T0 ist das eigentliche Erdmagnetfeld. Seine zeitlichen Variationen sind sehr
gering (Jahre bis Jahrzehnte).
9
3. ALTBERGBAU - KOLLOQUIUM
FREIBERG 2003
Das extraterrestrische Variationsfeld Tv, dessen Hauptquelle Aktivitäten der Sonne sind.
Seine zeitlichen Variationen sind sehr hoch (Sekundenbruchteile bis Tage).
Das Anomalienfeld ∆T, das durch die unterschiedliche Suszeptibilitäten einzelner Objekte
erzeugt wird. Dieses Feld weist nahezu keine zeitlichen Variationen auf.
Die Feldstärke des Hauptfeldes dominiert das Totalfeld. Sie hat (lageabhägig) einen Betrag, der
sich zwischen 40000 und 52000 Nanotesla (nT) bewegt. Das Ziel geomagnetischer Messungen ist
es, den Feldanteil zu erfassen, der mit dem gesuchten Objekt in Verbindung steht. Die Anwendung
dieses Verfahrens setzt sehr genaue Messungen voraus. Die Messgenauigkeit moderner
Magnetometer ist sehr hoch und liegt normalerweise bei 0,01 nT.
Durch den Dipolcharakter magnetischer Anomalien entstehen in der Regel relativ komplexe
Anomalien. Bei einer Überlagerung durch Störeinflüsse am Messort (wie z.B. Leitungen, Rohre
oder Zäune) wird eine Erkennung der gesuchten Anomalie häufig erschwert oder gar verhindert.
2.6
Gravimetrie
Das gravimetrische (Schwere-)Feld der Erde ist ein natürliches Potentialfeld. Es wirkt als
Schwerebeschleunigung auf Massen ein und wird deshalb in µm/s² quantifiziert.
Mit gravimetrischen Messungen werden die Anomalien des Schwerefeldes erfasst. Diese
Anomalien sind Ausdruck von Dichtevariationen im Untergrund. Das Verfahren kann eingesetzt
werden, wenn sich ein zu ortendes Objekt durch einen signifikanten Dichtekontrast von seiner
Umgebung unterscheidet. Die Messgenauigkeit moderner Gravimeter liegt bei ±0.001 bis 0.005
mGal. Da die absolute Bestimmung der Schwerebeschleunigung sehr aufwendig ist, werden für
Erkundungsarbeiten relative Messungen eingesetzt. Deshalb ist es notwendig, Korrekturen und
Reduktionen durchzuführen, um die einzelnen Messwerte untereinander vergleichbar zu machen.
Dazu benötigt man immer eine exakte Bestimmung von Lage und Höhe der Messpunkte. Für
mikrogravimetrische Hohlraumortungen muss die Genauigkeit der Höhenmessung besonders hoch
sein.
2.7
Geothermie
Unterirdische Hohlräume führen zu Störungen im Wärmefluss und verändern das natürliche
Temperaturfeld. Lufterfüllte Hohlräume wirken infolge der schlechten Wärmeleitung der Luft im
Vergleich zum umgebenden Gebirge als Wärmestauer. In einer ersten Annahme wäre über einem
Hohlraum eine negative Temperaturanomalie zu erwarten. Die Zusammenhänge sind jedoch
weitaus komplizierter (nach[3]):
Der Hohlraum steht mit einem Luftstrom in Verbindung, dessen Temperatur sich von der
Lufttemperatur des Messniveaus unterscheidet. Die Temperaturanomalie kann positiv
oder negativ sein. Ihre Amplitude hängt von der Differenz der beiden Temperaturniveaus
ab.
Der Hohlraum befindet sich nahe der Erdoberfläche. Bei intensiver Sonneneinstrahlung bildet
sich infolge Wärmestaus am Hohlraum eine positive Anomalie aus, die insbesondere
kurz vor bzw. nach Sonnenuntergang meßtechnisch werden kann.
Der Hohlraum befindet sich im Bereich der Eindringtiefe einer wechselnden
äußeren Umgebungstemperatur. Dadurch bildet sich eine instationäre Anomalie
mit wechselndem Vorzeichen aus. Dies macht es möglich, zwischen einer durch
einen Hohlraum und einer durch eine Gesteinsinhomogenität verursachten Anomalie
zu unterscheiden, wenn die Oberflächentemperaturmessungen zu zwei verschiedenen
Zeiten mit erheblich unterschiedlichen Außentemperaturen durchgeführt werden.
Die Messungen erfolgen meisst mit speziellen Infrarotsrahlungssensoren.
10
3. ALTBERGBAU - KOLLOQUIUM
2.8
FREIBERG 2003
Radonemanationsmessungen
Das radioaktive Edelgas Radon ensteht als Nuklid des Radiums in den Zerfallsreihen von Uran und
Thorium. Treten die entstehenden Radon-Atome aus der kristallinen Matrix aus (Emanation), so
kann das Gas entlang von Störungen und Klüften, aber auch innerhalb von Schächten oder Stollen
an die Erdoberfläche gelangen.
Radon wird über die bei seinem Zerfall entstehende Alpha-Strahlung in der Bodenluft
nachgewiesen. Dazu wird Bodenluft abgesaugt und in eine Messzelle geleitet. Da radioaktive
Zerfallsprozesse nach statistischen Gesetzen ablaufen, muss der Zerfallsprozess über eine
bestimmte Zeitspanne beobachtet werden. Für die Messung eines Punktes werden bei ausreichend
hohen Radonkonzentrationen ca. 10 Minuten benötigt. Die benötigte Messzeit verlängert sich bei
geringeren Konzentrationen.
Die Kartierung von Gebieten mit erhöhter Radonkonzentration liefert somit einen indirekten
Hinweis auf Zonen mit erhöhter Durchlässigkeit im Untergrund. Der Radongehalt in der Bodenluft
wird auch durch weitere Faktoren, wie zum Beispiel die Bodenzusammensetzung, Bodenfeuchte,
Luftdruck- und Temperaturschwankungen, beeinflusst. Eine exakte Korrektur aller dieser Einflüsse
ist bisher nicht möglich. Dies bedeutet, dass die Messungen jeweils unter gleichen
meteorologischen Bedingungen durchgeführt werden müssen.
3
Wertung der Verfahren hinsichtlich ihrer Einsetzbarkeit
3.1
Seismische Verfahren
3.1.1
Reflexions-, Refraktions- und Diffraktionsseismik
Aus den bereits unter 2.1.1 erwähnten Gründen der notwendigen Schallhärtezunahme ist die
Refraktionsseismik nicht zur Hohlraumortung geeignet. Refraktionsseismische Messungen könnten
bestenfalls die Erkundung eines verdeckten Schachtes ermöglichen, wenn dieser mit einer größeren
Betonplatte abgedeckt ist.
Reflexionsseismische Messungen von der Oberfläche aus können Störungen in sonst ungestört
gelagerten Schichten nachweisen. Dies äußert sich beispielsweise in Reflexionsausfall, Reflexionsversetzungen und Änderungen im Frequenzgehalt der Reflexionen. Dazu werden aber aushaltende
Reflektoren benötigt, die deutlich grösser als die Wellenlänge sein müssen. Des weiteren treten
Diffraktionen an Inhomogenitäten auf, die kleiner als die Wellelänge der seismischen Signale sind.
Daraus folgt, dass nur sehr grosse Hohlräume deutlich reflektierende Grenzen besitzen. Das
reflexionsseismische Verfahren ist deshalb besser zum indirekten Hohlraumnachweis geeignet.
Eine Anwendung ist dann erfolgversprechend, wenn zum Beispiel grössere Abbauflächen des
historischen Braunkohlentiefbaues nicht mehr standfest sind und Verbrüche auftreten, die sich nach
oben fortsetzen und überlagernde, normalerweise ungestörte Schichtflächen unterbrechen. Kennt
man den Aufbau der ungestörten Schichtenfolge, so ist der Nachweis solcher Verbrüche möglich.
Standfeste kleine Hohlräume können nur mittels Auswertung der von ihnen ausgehenden
Diffraktionswellen geortet werden. Dabei sollten die Messprofile möglichst orthogonal zur
Richtung der Strecken oder Stollen verlaufen. Die Methode ist in Locker- und Festgesteinsgebieten
anwendbar. Da Diffraktionen auch andere Ursachen haben können als Hohlräume (z. B.
Faltenscheitel, absetzende Störungszonen), ist eine gute Kenntnis des möglichen tektonischen
Strukturbaues eine Vorraussetzung für die erfolgreiche Interpretation der Ergebnisse. Dies bedarf
der engen Zusammenarbeit zwischen erfahrenen Geophysikern und Geologen.
Anhand von Diffraktionen wurden Hohlräume (z.B. Abbaufirsten im Erzbergbau) bereits bis in
Tiefen von ca. 50 m nachgewiesen.
11
3. ALTBERGBAU - KOLLOQUIUM
3.1.2
FREIBERG 2003
Seismische Tomographie
Die seismische Tomographie zwischen Bohrungen ist eine erfolgreich eingeführte Methode zur
Hohlraumortung. Sie ist jedoch wegen der benötigten wassergefüllten Bohrungen relativ
aufwendig. Für den Ortungserfolg ist der einzige wichtige Faktor die Entfernung zwischen den
Bohrungen. Diese sollte das 5- bis 6-fache des angenommenen Hohlraumdurchmessers möglichst
nicht überschreiten. Eine Messebene sollte immer so angeordnet werden, dass das zu ortende
Objekt etwa das Zentrum der Ebene durchsetzt. Für die Ortung von Schächten werden
Schrägbohrungen benötigt. Die Messbohrungen müssen aus technologischen Gründen etwa einen
Bohrlochabstand tiefer als die angenommene Lage des zu ortenden Hohlraumes sein.
Zusätzliche seismische Bohrlochmessungen ermöglichen ein optimales Startmodell für den
tomographischen Iterationsprozess. Genaue Bohrlochabweichungsmessungen erhöhen die Güte des
Ergebnisses. Bei Einsatz im Lockergestein muss die Verrohrung der Messbohrungen sehr gut
hinterfüllt sein, um die Qualität der Messungen nicht zu beeinträchtigen.
Tomographische Verfahren sind besonders für die Erkundung solcher Bereiche sinnvoll, in
denen hohe Anforderungen an die Baugrundsicherheit gestellt werden. Dies trifft zum Beispiel auf
die Erkundung von Brückenpfeiler-, Grossmast- und Turmstandorten zu.
Da in Schrägbohrungen gearbeitet werden kann, lassen sich auch Bereiche unter Bebauung
erkunden.
3.2
Georadar
3.2.1
Radar-Reflexionsmessungen
Es ist prinzipiell möglich, sowohl offene als auch teilweise oder vollständig verbrochene
Hohlräume durch Radar-Reflexionsmessungen nachzuweisen. Die Reflexionsamplitude und damit
die Eindeutigkeit des Nachweises eines Hohlraumes ist vom Kontrast der dielektrischen
Eigenschaften (Dielektrizitätskonstante, spezifische elektrische Leitfähigkeit) des umgebenden
Gesteins zum Hohlraum abhängig. Offene Hohlräume bilden sich in den Messdaten gewöhnlich
deutlicher als teilweise oder vollständig verbrochene Hohlräume ab. Hohlräume, die mit einem gut
leitfähigen Fluid gefüllt sind (z.B. laugengefüllte oder –durchtränkte Kavernen in Salzgesteinen),
besitzen an ihren Grenzen einen sehr hohen Reflexionskoeffizienten und sind damit sehr gut
nachweisbar.
Um einen sicheren Nachweis von zweidimensional streichenden Hohlraumstrukturen (z.B.
Altbergbaustrecken) zu ermöglichen, müssen diese Strukturen möglichst senkrecht zum Streichen
übermessen werden. Ist dieses Streichen nicht bekannt, sollten Radarmessungen auf einem
rechtwinkligen Profilgitternetz geplant und ausgeführt werden. Sollen oder können Altbergbauhohlräume nur aus Bohrungen erkundet werden, gelten in Analogie zu Oberflächenmessungen die
gleichen geometrischen Überlegungen für die Anlage der Bohrungen (Azimut und Neigung) in
Bezug auf die nachzuweisenden Strukturen. Da bei einer Bohrerkundung oftmals tomographische
Messungen sinnvoller sind, müssen bei kombinierter Anwendung beider Messmodi bzgl. der
festzulegenden Anlage der Bohrungen die dort geltenden messtechnischen Forderungen in jedem
Fall mitbeachtet und einbezogen werden (s.a. Punkt 3.2.2).
Die Ortung von senkrecht stehenden Strukturen (z.B. Schächte) ist schwieriger und nur dann
möglich, wenn diese mit einem Profil direkt oder in unmittelbarer Nähe übermessen werden.
Die Ortung eines Hohlraumes in Bezug auf seine maximal mögliche Überdeckung ist weniger
von der Dimension des Hohlraumes als vielmehr von den Dämpfungseigenschaften des
Deckgebirges abhängig. Diese bestimmen die für eine Antennenfrequenz maximal erzielbare
Erkundungstiefe in einem konkreten Untersuchungsgebiet.
12
3. ALTBERGBAU - KOLLOQUIUM
3.2.2
FREIBERG 2003
Radar-Tomographie
Der Abstand der Bohrungen zur Durchführung radartomographischer Messungen wird von zwei
wesentlichen Gesichtspunkten beeinflusst:
Dimension der nachzuweisenden Altbergbauhohlräume (Auflösung)
Dämpfungsverhalten der zu durchstrahlenden Gesteine und Sedimente.
Da der Anomalieeffekt des Hohlraumes sich sowohl in Laufzeit- oder Amplitudendifferenzen als
auch kombiniert in beiden Parametern widerspiegeln kann, sind für konkrete Betrachtungen zur
Nachweissicherheit eines zu ortenden Hohlraumes sowohl die Hohlraumgröße als auch die
Hohlraumfüllung zu betrachten. Des weiteren ist der Hohlraumeffekt signifikant abhängig vom
Kontrast der dielektrischen Parameter des Gesteins, in dem der Hohlraum sich befindet. Da sich
diese Parameter gegenseitig beeinflussen, sind konkrete Aussagen zur Nachweissicherheit im
Vorfeld nur unter Berücksichtigung der konkreten petrophysikalischen Bedingungen der Gesteine
einerseits und der geometrischen Dimensionen der nachzuweisenden Strukturen andererseits
möglich. In Analogie zur Seismik sollte aus der praktischen Erfahrung resultierend das Verhältnis
zwischen dem Abstand der Bohrungen und der Größe des Altbergbauhohlraumes nicht größer als
5:1 werden.
Das Dämpfungsverhalten der Gesteine hat unabhängig von den vorab beschriebenen geometrisch
bedingten Nachweisgrenzen wesentlichen Einfluss auf den maximal möglichen Abstand der
Bohrungen. Dieser Abstand muss so gewählt werden, dass zwischen Sender- und Empfängerbohrloch auch bei schrägen Strahlengängen noch sichere, auswertbare Signale empfangen werden
können. Damit wird der Abstand maßgeblich durch die dielektrischen Eigenschaften der Gesteine,
von denen die Dämpfungsparameter abhängig sind, bestimmt. Um diesen Abstand zu optimieren,
sollte im Vorfeld des Teufens der Bohrungen geprüft werden, ob durch spezielle
Laboruntersuchungen an Gesteinsproben die dielektrischen Eigenschaften der anstehenden Gesteine
bestimmt werden können. Dies erhöht wesentlich die Sicherheit der Planung von tomographischen
Messungen.
Die Tiefe der Bohrungen sollte wie in der seismischen Tomographie ca. einen Bohrlochabstand
tiefer wie der zu ortende Hohlraum sein. Durch die zusätzliche messtechnische Bestimmung der in
situ – Radarwellengeschwindigkeiten entlang der Bohrlochachsen beider Bohrungen kann ein
besseres Startmodell zur Optimierung des numerischen Iterationsprozesses generiert werden.
Ergänzende Bohrlochabweichungsmessungen verbessern die Qualität und Güte der Mess- und
Berechnungsergebnisse.
3.3
Elektromagnetik
Elektromagnetische Messungen erlauben die schnelle Vermessung einer Untersuchungsfläche. Sehr
oberflächennahe, unverbrochene Hohlräume, die wassergefüllt oder lufterfüllt sind, können
entsprechende Leitfähigkeitsanomalien ausbilden. Diese Anomalien sind bei kleinen Durchmessern
der Hohlräume (d<2 m) nur schwach. Laterale Änderungen in der Geologie oder urbanistische
Einflüsse können markantere Anomalien hervorrufen, welche die Nutzinformation überlagern und
die Interpretation erschweren.
3.4
Widerstandsgeoelektrik
Oberflächennahe, unverbrochene Hohlräume, die wasser- oder lufterfüllt sind, können nutzbare
Widerstandsanomalien ausbilden. Sind die Hohlräume verbrochen oder versetzt bzw. teilversetzt,
so sinken die Widerstandskontraste und damit die Ortungschancen erheblich. Zum Nachweis
mittels Widerstandsgeoelektrik werden Multielektroden-Sondierungskartierungen eingesetzt. Die
Messungen müssen sogfältig geplant werden. Beim Nachweis von Strecken sollten die Messprofile
13
3. ALTBERGBAU - KOLLOQUIUM
FREIBERG 2003
möglichst orthogonal zum Streckenverlauf angelegt werden. Es muss mit kleinstmöglichem
Elektrodenabstand (0,5 m … 1 m) gemessen werden. Besonders wichtig ist die verwendete
Messgeometrie. Es sollten 2 Messungen / Profil erfolgen. Eine Messung mit SCHLUMBERGERKonfiguration und eine weitere Messung mit einer Dipol-Dipol-Konfiguration. Eventuelle
Unterschiede im Inversionsbild erleichtern die Interpretation. Die für andere Aufgabenstellungen
gut geeignete WENNER-Konfiguration ist für die Ortung von Hohlräumen oder schmale, steil
einfallende Strukturen nicht optimal. Am Messort muss eine gute Ankopplung der Elektroden an
den Untergrund möglich sein. Versiegelten Flächen (z.B. Asphalt, Beton ) müssen aufgebrochen
bzw. durchbohrt werden. Da für eine hinreichend gute Informationsdichte die Auslage einer
Elektrodenanordnung etwa das 6- bis 10-fache der geforderten Untersuchungstiefe beträgt, muss im
Untersuchungsgebiet genügend freie Fläche für die Messungen zur Verfügung stehen. Wenn zum
Beispiel im Mittelpunkt einer Anordnung (dem Punkt, dem der Messwert zugeordnet wird) eine
Nachweistiefe von 5 m erreicht werden soll, dann sollte die Entfernung der beiden äußeren
Stromeinspeisungselektroden mindestens 30 m betragen.
Die Methode ist für eine Erkundungtiefe bis 10 m und für den Nachweis von Strecken
einsetzbar. Die Ortung verdeckter Schächte dürfte, wie Modellrechnungen belegen, auch bei gutem
Widerstandskontrast nur bis zu Tiefen von 2 m möglich sein und erfordert eine hohen Messdichte.
3.5
Geomagnetik
Die Geomagnetik kann keinen direkten Hohlraumnachweis führen. Das Verfahren kann jedoch für
die Schachtortung eingesetzt werden, wenn das Füllmaterial im Schacht oder Bestandteile des
Ausbaus und der Abdeckung eine messbare magnetische Anomalie erzeugen. Eisen ergibt die
deutlichsten Anomalien. Dies bedeutet jedoch auch, dass die Identifizierung und Interpretation
schwacher Anomalien erheblich erschwert wird, wenn starke magnetische Störfelder (Leitungen,
Metallzäune, Fahrzeuge, Schrott, u.s.w.) existieren.
3.6
Gravimetrie
Unversetzte bzw. unverbrochene Hohlräume rufen den größtmöglichen Dichtekontrast hervor.
Langestreckte, oberflächenparallele Hohlräume (Strecken) ergeben eine deutlichere Anomalienform
als engbegrenzte, senkrechte Strukturen wie beispielsweise Schächte. Dies bedeutet, dass mit
gravimetrischen Messungen nur unverfüllte Hohlräume relativ sicher nachgewiesen werden
können. Ist die Lage eines verdeckten Schachtes bekannt, so kann man nachweisen, ob er bis zu
Oberfläche verfüllt ist oder ein Hohlraum unter der Abdeckung existiert. Die Tiefenreichweite der
Methode ist begrenzt. Das Verhältnis Durchmesser des Objektes zu Überdeckungsmächtigkeit
sollte auch bei Strecken zwischen 1:1 und maximal 1:6 betragen, um einen sicheren
Hohlraumnachweis zu ermöglichen. Das Ergebnis ist bezüglich Durchesser und Tiefenlage des
nachgewiesenen Hohlraumes aufgrund des bei Potentialfeldern wirkenden Äquivalenzprinzipes
mehrdeutig. Ein grösserer, tiefer liegender Hohlraum erzeugt den gleichen Effekt wie ein kleiner in
geringerer Tiefe befindlicher.
Ein sehr bewegtes Relief sowie eine Bebauung unmittelbar im Untersuchungsgebiet erschwert
die Interpretation gravimetrischer Anomalien. Starke Erschütterungen im Umfeld mindern die
Qualität der Messungen.
3.7
Geothermie
Infrarotgeothermische Messungen erfordern keinen hohen messtechnischen Aufwand und können
schnell bei kontinuierlicher Messwertaufnahme durchgeführt werden. Nachteilig ist, dass die
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3. ALTBERGBAU - KOLLOQUIUM
FREIBERG 2003
Messungen an trockene Oberflächen gebunden sind und die Messeffekte vielfältigen Einflüssen
unterliegen. Es ist schwierig, Angaben über die Tiefenlage und den Durchmesser von Hohlräumen
zu gewinnen.
3.8
Radonemanation
Einerseits kann ein Einsatz der Radonmethode im Hinblick auf die Ortung von Hohlräumen
sinnvoll sein, wenn im Untergrund mit einer Uranmineralisation zu rechnen ist. Andererseits ist in
Uranbergbaugebieten immer auch mit störenden Kontaminationen zu rechnen. Da Radon als Gas
auch in gering durchlässigen Zonen, wie zum Beispiel in tektonischen Störungen, aufsteigen kann
und die Tiefenlage des Quellbereiches nicht bestimmbar ist, ist die Interpretation von Radonemanationsmessungen immer schwierig und mehrdeutig.
4
[1]
[2]
[3]
[4]
Literaturverzeichnis
KNÖDEL, K., KRUMMEL, H., LANGE, G., 1997: Handbuch zur Erkundung des Untergrundes
von Deponien und Altlasten, Band 3: Geophysik. BGR, Bundesanstalt für
Geowissenschaften und Rohstoffe (Hrsg.), Springer-Verlag, Hannover, Berlin
MILITZER, H., WEBER,F., 1985: Angewandte Geophysik 1,2,3; Springer-Verlag, WienNew York, Akademieverlag Berlin
MLITZER, H., SCHÖN, J., STÖTZNER, U., 1986; Angewandte Geophysik im
Ingenieur- und Bergbau, Enke Verlag, Stuttgart
SCHÖN, J., 1983: Petrophysik, Akademieverlag, Berlin
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