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Geoelektrische Erkundung und Überwachung im Salzgestein
Dipl.-Geophys. Gerhard Kurz, wissenschaftlicher Angestellter bei den Geowissenschaftlichen Gemeinschaftsaufgaben,
Hannover, zur Zeit des Forschungsvorhabens Diplomand und Mitarbeiter an der TU Berlin, und Professor Dr. rer. nat.
Ugur Yaramanci, Professor für Angewandte Geophysik mit Schwerpunkt Umwelt- und Ingenieurgeophysik am Institut für
Geowissenschaften II, Fachgebiet für Angewandte Geophysik, TU Berlin
Im Rahmen geophysikalischer Erkundungsmaßnahmen wurden im Forschungsbergwerk Asse
gleichstromgeoelektrische Messungen durchgeführt, um Aussagen über petrophysikalische
Verhältnisse wie Laugenvorkommen und Klüftigkeit zu treffen. Lauge besitzt im Vergleich zu
Salzgesteinsmatrix einen bedeutend niedrigeren spezifischen Widerstand. Daher ist die
Geoelektrik besonders zum Observieren der Laugenverhältnisse geeignet. Es wurde eine WennerPseudosektion gemessen, die aus 878 einzelnen Meßpunkten bestand. Es konnte nachgewiesen
werden, daß die spezifischen Widerstände im Gebirge deutlich eine lokale und vor allem eine
zeitliche Variation zeigen. Anhand früherer Untersuchungen konnte diesem Widerstandskontrast
eine Wassergehaltsänderung zugeordnet werden. Das geoelektrische Meßverfahren ist soweit
ausgereift, daß es für eine Überwachung von Laugenverhältnissen im Salinar sinnvoll eingesetzt
werden kann
Die Erkundung und Überwachung von Salzgesteinen, insbesondere bezüglich Laugenvorkommen
und -migrationen stellen wichtige Aufgaben für die Sicherheit einer Untertagedeponie oder eines
produzierenden Bergwerks dar. Hierfür eignet sich die Gleichstromgeoelektrik besonders gut, da
Laugenvorkommen aufgrund ihrer extrem hohen elektrischen Leitfähigkeit gegenüber der
Gesteinsmatrix sehr gut zu detektieren sind. Durch zahlreiche und vielfältige Arbeiten im Institut für
Tieflagerung des GSF (Forschungszentrum für Umwelt und Gesundheit) wurde Anfang der 90er
Jahre das geoelektrische Vierpunktverfahren für die Anwendung im Salinar weiterentwickelt
beziehungsweise optimiert, so daß es mittlerweile für eine dauerhafte Überwachung eingesetzt
werden kann. Die Arbeiten waren einerseits technischer Natur (zum Beispiel der Bau einer
vollautomatisierten auch für eine Dauerüberwachung geeigneten Geoelektrikanlage (1, 2, 3, 4) und
eines Leitfähigkeitssensors (5, 6)). Sie erstreckten sich andererseits auf die elektrischen
Eigenschaften des Salinars, insbesondere den Zusammenhang der elektrischen Leitfähigkeit zur
Laugenmenge im Salinar (7, 4, 8, 9) und beinhalteten ausführliche Testmessungen auf der 490-mSohle des Forschungsbergwerks Asse. Des weiteren wurden auch umfangreiche Modellierungen mit
den Finiten-Differenzen zur Simulation und Inversion der elektrischen Messungen im Salzgestein
durchgeführt (10, 11).
Nachdem nun die Voraussetzungen für eine dauerhafte geoelektrische Überwachung erarbeitet
waren, wurden Ende 1996 ein großräumiges fest installiertes Überwachungsnetzwerk und eine
Meßanlage im Forschungsbergwerk Asse in Betrieb genommen. Die Überwachung eines 500 m
langen Profils bezüglich Präsenz und Migration von Laugen im Salinar wurde in diesem Umfang zum
ersten Mal realisiert.
lm vorliegenden Beitrag werden die exemplarischen Messungen zur Erkundung und in der Folge zur
Dauerüberwachung vorgestellt, wodurch die Funktionsfähigkeit der Meßapparatur und des
Verfahrens belegt wird. Weiterhin zeigen die Messungen, daß sich die elektrische Leitfähigkeit im
Salinar mit der Zeit auch in tieferen Bereichen deutlich ändert. Dies wurde im Rahmen einer
Diplomarbeit (12) und eines Forschungsberichts (13) ausführlich untersucht. Die Ergebnisse sind in
diesen Beitrag eingeflossen.
Meßort
Gemessen wurde im Forschungsbergwerk Asse auf der 490-m-Sohle in der südlichen Richtstrecke
der Südwestflanke (Bild 1). Dort befindet sich auch ein klimatisierter und weitestgehend
staubgeschützter Meßcontainer, der die Meßgeräte enthält und in dem die Elektroden angesteuert
werden können.
Das
Geoelektrikprofil
ist
insgesamt ca. 500 m lang. Es
verläuft
mit
seiner
Numerierung von Südost
nach Nordwest, wobei die
Elektroden am Südstoß der
südlichen
Richtstrecke
installiert wurden. Es ist das
längste durchgehende Profil
im Bergwerk Asse, mit dem
auch sehr große Auslagen
gemessen werden können.
Insgesamt
wurden
249
Elektroden angebracht und
fest im Gebirge verankert.
Die Elektroden haben einen
mittleren Abstand von 2 m
und sind einzeln mit der
Meßanlage im Meßcontainer
verbunden.
Bild 1. Grundriß der 490-m-Sohle im Forschungsbergwerk Asse. Das
Geoelektrikprofil ist entlang der Südwestflanke dick markiert. Es treten
vornehmlich drei steil stehende Schichten auf: So-Buntsandstein,
So1A-Anhydrit und Na...-Steinsalz.
Die Elektroden wurden in Löcher eingesetzt und anschließend einzementiert. Im westlichen Teil des
Profils wurden kleine Löcher von ca. 5 cm Durchmesser in einem ungefähren Winkel von 45° zu den
einzementierten Elektroden gebohrt. Diese Löcher konnten mit Lauge befüllt werden, um den
Übergangswiderstand zwischen Elektrode und Salz zu minimieren.
Grundlagen des geoelektrischen Verfahrens
Die Gleichstromgeoelektrik zählt zu den geophysikalischen Potentialverfahren, mit dem die
Verteilung des spezifischen elektrischen Widerstands (Resistivität beziehungsweise Kehrwert von
der Leitfähigkeit) des Gebirges gemessen beziehungsweise abgebildet wird (14,15,16,17).
In der Regel wird die Messung mit einer sogenannten Vierpunktanordnung durchgeführt (Bild 2).
Durch zwei Elektroden (A und B) wird im Gebirge ein Stromfeld aufgebaut. Senkrecht dazu liegt das
elektrische Potentialfeld. Mit zwei weiteren Elektroden (M und N) kann im Potentialfeld die
Potentialdifferenz (auch Meßspannung genannt) gemessen werden. Die Berechnung des
spezifischen Widerstands erfolgt nach Formel [1]:
ρs = K
∆V
I
[1]
Dabei ist AV die Potentialdifferenz beziehungsweise die Spannung zwischen M und N, l der Strom,
der durch A und B eingespeist wird. K beschreibt den Geometriefaktor und wird wie folgt berechnet:
K=
2π
1
rAM
1
rAN
1
rBM
1
+
rBN
[2]
Hier bezeichnet r den Abstand zwischen den Elektroden. Der Geometriefaktor ergibt sich aus der
Lage der Elektroden zueinander.
Eine der häufig benutzten
Bild
2.
Aufbau
der
Elektrodenanordnungen ist die
allgemeinen
Vierpunktsogenannte Wenner-Anordnung
Anordnung.
A und B: Elektroden zur
(Bild 3). Sie zeichnet sich
Stromeinspeisung;
dadurch
aus,
daß
alle
M und N: Elektroden zur
Elektroden äquidistant auf einer
Messung des elektrischen
Feldes.
Linie angeordnet sind, wobei
über die beiden äußeren
Elektroden
der
Strom
eingespeist
wird.
Der
Bild 3. Aufbau einer WennerGeometriefaktor
K
einer
Anordnung
Wenner-Anordnung
im
Halbraum
ist
gleich
2πa
(Berechnung mit Formel [2]: rAM
= rBN = a und rAN = rBM = 2a). Die Herleitung von [2] beruht auf den Bedingungen für einen Halbraum.
Für einen Vollraum - was hier nicht explizit gezeigt wird - ergibt sich für den Geometriefaktor 4πa.
Wird mit einer kleinen Auslage im Stollen gemessen, dann ist in einer guten Näherung die
Halbraumbedingung erfüllt. Mit steigenden Auslagen wird der Einfluß des Gebirges „hinter" den
Elektroden immer größer, so daß eigentlich der spezifische Widerstand mit 4πa (Vollraum) berechnet
werden müßte. Wegen der Kompliziertheit des Profilverlaufs (Profil durchquert Kammern, Elektroden
sind in Bohrlöchern verlegt und einzementiert. Stollendurchmesser ist ungleichmäßig) wurde der
Übergang von Halbraum auf Vollraum stellenweise nicht berücksichtigt.
Bei Messungen unter realen Bedingungen wird ein scheinbarer spezifischer Widerstand gemessen,
da die Herleitung von [1] auf einem homogenen isotropen Untergrund beruht. Es wird also davon
ausgegangen, daß der spezifische Widerstand keine physikalische räumliche Abhängigkeit zeigt, wie
sie zum Beispiel durch Inhomogenitäten im Aufbau des Gesteins hervorgerufen wird. Eine der
zentralen Arbeiten in der Geoelektrik besteht darin, aus den gemessenen scheinbaren spezifischen
Widerständen die Verteilung des wahren spezifischen Widerstands abzuleiten.
Bei unseren Arbeiten wurde die Wenner-Anordnung bevorzugt, weil mit ihr eine zuverlässige stabile
automatische Meßwertaufnahme möglich war. Selbst bei großen Auslagen konnte noch eine
meßbare Potentialdifferenz gemessen werden, was mit anderen Anordnungen nicht erreicht werden
konnte.
Eine Information aus größeren Tiefen erhält man dadurch, daß man den Elektrodenabstand a um ein
ganzzahliges Vielfaches vergrößert. Durch systematisches Vorgehen bei der Veränderung des
Elektrodenabstands wurde eine sogenannte Pseudosektion aufgenommen. Eine Pseudosektion
besteht aus mehreren Kartierungen (Messung entlang dem Profil mit gleichem Elektrodenabstand).
Die einzelnen Kartierungen unterscheiden sich dadurch, daß ihnen ein unterschiedlicher
Elektrodenabstand zugrunde liegt (Bild 4). Werden die einzelnen Kartierungen untereinander
angeordnet, ist es bereits möglich, die scheinbaren spezifischen Widerstände zweidimensional
darzustellen. Üblicherweise wird ein Meßwert immer auf den Auslagenmittelpunkt bezogen.
Allerdings zeigen sich die Verhältnisse in den
Pseudosektionen
verzerrt,
da
die
zunächst
zugeordnete Tiefe von a/2 nicht der tatsächlichen
entspricht, weshalb der Begriff Pseudotiefe verwendet
wird. Ähnliches gilt auch für die scheinbare
spezifischen Widerstände. Eine bessere Darstellung,
mit einer korrigierten Tiefe und einem korrigierten
spezifischen Widerstand, kann durch eine Inversion
gewonnen werden.
Mit der Inversion wird aus den gemessenen
scheinbaren spezifischen Widerständen (ρs) die wahre
spezifische Widerstandsverteilung (ρ) im Untergrund
berechnet und tiefenmäßig korrigiert dargestellt
(18,19,20,21,22). Für die Inversionsrechnung ist es
Bild
4.
Prinzipskizze
einer
Wennernotwendig, den Untergrund unter den Elektroden in K
Pseudosektion. A = fester Elektrodenabstand,
Zellen aufzuteilen. Jeder Zelle wird ein spezifischer
a = nA Elektrodenabstand bei den einzelnen
Kartierungen.
Widerstand zugeordnet. Die Verknüpfung zwischen
den
gemessenen
scheinbaren
spezifischen
Widerstandwerten (ρs,i) und den wahren spezifischen Widerstandwerten (ρj) der einzelnen Zellen wird
über die Sensitivitätsmatrix hergestellt. Die mathematische Beschreibung lautet:
ρ s ,i =
K
sij ρ j
j =1
Dabei ist
Sij =
δρ s ,i
δρ j
die Sensitivitätsmatrix, die Auskunft über die Richtcharakteristik einer Messung gibt beziehungsweise
den Einfluß des j-ten Zellenwerts auf die i-te Messung beschreibt. Im allgemeinen ist der
Zusammenhang zwischen den scheinbaren und wahren spezifischen Widerständen nicht linear,
wodurch die Rechnung zusätzlich kompliziert wird.
Für die Meßspannung V in der i-ten Messung gilt
Vi = Φ ( rM ,i ) − Φ ( rn ,i ) = f i ( ρ j ),
wobei rM,i und rN,i die Koordinaten der Elektroden der i-ten Messung an den Potentialsonden M
beziehungsweise N sind. Das Potential (Φ) genügt einer Poissongleichung, die auch
Potentialgleichung genannt wird:
æ 1
ö
∇çç
∇Φ ( r ) = − Iδ ( r − rA,i ) + Iδ ( r − rB ,i ),
è ρ (r)
wobei rA,i und rB,i die Koordinaten der Stromelektroden bei der i-ten Messung sind und r die
allgemeine Ortskoordinate ist.
Ausgehend von einem Startmodell (alle Zellen sind zunächst mit einem beliebig abgeschätzten
spezifischen Widerstandswert (ρi) belegt), erfolgt durch eine Vorwärtsmodellierung (Lösung der
Potentialgleichung und Berechnung von (ρs,i)) die Simulation von Messungen. Die simulierten Daten
werden dann mit den real gemessenen Daten verglichen, und daraus wird schließlich eine Korrektur
für die wahren spezifischen Widerstände mit Hilfe der kleinsten Fehlerquadrate errechnet. Die
spezifischen Widerstandswerte der einzelnen Zellen werden dann entsprechend der Korrektur
verbessert. Die Lösung der Potentialgleichung und Verbesserung der spezifischen Widerstandswerte
der Zellen wird solange iterativ wiederholt, bis die Abweichung zwischen den gemessenen und den
simulierten scheinbaren spezifischen Widerstandswerten sehr klein wird beziehungsweise sie in
vorgegebenen Grenzen liegt. Das zuletzt berechnete Modell wird dann ausgegeben.
Über die Berechnung der kleinsten Fehlerquadrate läßt sich auch ein RMS (root mean square)Faktor ableiten. Er beurteilt die Anpassung der gemessenen scheinbaren spezifischen
Widerstandswerten an die simulierten. Allerdings ist der RMS-Faktor nicht immer ein verläßliches
Maß für die Güte der Inversion.
Bei unseren Arbeiten wurde ein Programm von Loke und Barker (19, 22) (verfügbar über Campus
Ltd.) für die Inversion benutzt. Dieses Programm ist repräsentativ für viele andere
Inversionsprogramme, die momentan in der Geoelektrik zur Anwendung kommen.
Die Geoelektrik-Meßanlage
Das zentrale Meßinstrument für die geoelektrischen Messungen ist eine Syscal-R2-Apparatur (23).
Dieses Gerät wurde speziell für Grundwasserexplorationen, geologische Untersuchungen sowie für
geoelektrische Untertage-Untersuchungen entwickelt. Neben den Meßgrößen, die für die
Berechnung von [1] notwendig sind, registriert das Gerät das Eigenpotential und die induzierte
Polarisation. Im Salzgestein können spezifische Widerstände von 106 Qm und mehr auftreten. Da der
Spannungsabfall in hochohmigeren Medien größer ist, können nur geringe Ströme eingespeist
werden und es wird die Auflösungsgrenze des Geräts bezüglich des Stroms erreicht. Um noch eine
ausreichende Empfindlichkeit zu bekommen, wurde der werksinterne Meßbereich für den Strom von
1,5 A auf 200 mA erniedrigt. Die Ströme können dadurch erhöht werden, daß eine höhere
Einspeisespannung angelegt wird. Daraus resultiert aber wiederum eine höhere Meßspannung,
weshalb der Meßbereich von 4 V auf 20 V erhöht wurde.
Der Multiplexer wurde von der Firma Geosoft Feldtmann & Hagen GbR hergestellt. An ihm sind alle
Elektroden angeschlossen. Das Gerät ist in der Lage, aus insgesamt 480 Elektroden zwei Einspeisungselektroden und zwei Elektroden für den Potentialabgriff auszuwählen und für eine Messung
durchzuschalten.
In der Regel wurden die Messungen übertage gestartet. Dazu diente ein Modem, über das mit dem
Fernwartungsprogramm Teleservice der Firma Shamrock Software GmbH auf den zentralen Rechner
im Meßcontainer zugegriffen werden konnte.
Bevor das Steuerungsprogramm eine Messung durchführen kann, benötigt es drei Dateien. Zum
einen ist es die Datei „corel.dat". In ihr sind alle Elektroden mit ihren Koordinaten aufgeführt. Die
zweite Datei heißt „melec.dat". Darin sind die Elektroden an den Eingängen des Multiplexers
angegeben. Als dritte Datei benötigt das Programm noch „mespar.dat", in dem neben den vier für
eine Messung notwendigen Elektroden auch der zu benutzende Meßzyklus festgelegt ist.
Eine umfangreiche Darstellung der verwendeten Geoelektrikanlage wurde bereits veröffentlicht (1).
Messungen
Um eine gute Interpretationsgrundlage zu erhalten, wurden die Messungen dem Inversionsprogramm
Res2Dinv (20) zugeführt. Da Res2Dinv nur eine bestimmte Anzahl von Meßwerten invertieren
konnte, wurden zur Reduktion der Meßwerte einer Pseudosektion die einzelnen Wenner-Auslagen
nicht um den kleinsten Elektrodenabstand, sondern immer um den gerade verwendeten
Elektrodenabstand (a) verschoben. Dadurch überlappten sich hintereinander laufende Messungen zu
1/ 3. Eine weitere Grenze des Programms bestand darin, daß nur Auslagen invertiert werden
konnten, welche die 24fache Größe des kleinsten Elektrodenabstands haben, das heißt hier 48 m.
Mit diesen Einschränkungen reduzierte sich die Anzahl der Meßwerte auf 878 pro Pseudosektion.
Bei der Inversion zeigte sich, daß das Inversionsprogramm keine gute Anpassung der berechneten
scheinbaren spezifischen Widerständen zu den gemessenen erreicht. Abhilfe schaffte eine Glättung
der Daten, wodurch aufgrund von Meßfehlern entstandene Ausreißer in den Messungen eliminiert
wurden. Die Wirkung dieser Glättung ist in Bild 5 dargestellt. Ein Vergleich beider
Inversionsergebnisse (a und b) zeigte, daß dieser Bearbeitungsschritt den Informationsgehalt nicht
verfälschte.
Die durch die Inversion berechneten Modelle für
die Verteilung des spezifischen Widerstands sind
in Bild 6 dargestellt, wobei logarithmische
Isolinienabstände benutzt wurden. Helle Farben
beschreiben leitfähige Bereiche, dunkle resistive.
Die x-Achse gibt die Profillänge an. Der
Profilanfang befindet sich bei 0 m im Osten,
während das Profilende nach -500 m im Westen
endet (vgl. Bild 1). Die y-Achse stellt die
zugeordnete Tiefe horizontal ins Gebirge dar. Das
Meßdatum befindet sich in sechsziffriger
Darstellung als Überschrift über jedem Modell. Alle
Modelle wurden nacheinander in zeitlicher
Reihenfolge dargestellt. In der linken Spalte
befinden sich die Modellbilder, wie sie von dem
Inversionsprogramm Res2Dinv (nach der sechsten
Iteration) berechnet wurden. In der rechten Spalte
befinden
sich
Modelldifferenzbilder
(in
logarithmischer Darstellung wird dies durch das
Verhältnis erreicht). Ein Modellbild wurde jeweils
von dem direkt davor liegenden abgezogen.
Dadurch
ist
es
vielfach
leichter.
Leitfähigkeitsänderungen von einem Meßzeitpunkt
zum darauffolgenden zu erkennen. In diesen
Bildern bedeutet die Null-Linie keine Änderung.
(a)
(b)
Bild 5. Wenner-Pseudosektion einer
Messung, (a) ungeglättet, (b) geglättet
realen
Betrachtet man die Inversionsergebnisse des Bilds 6 näher, so fällt auf, daß sich eine große Anzahl
von Anomalien im stollennahen Bereich abzeichnet. Sie können in allen anderen Modellen in kaum
veränderter Struktur beobachtet werden. Daraus wurde gefolgert, daß keine oder nur geringe
Leitfähigkeitsänderungen in diesem Bereich stattgefunden haben.
Neben diesen, die gegenüber der Zeit kaum oder keine Veränderung zeigen, finden sich aber
welche, die sich mit der Zeit deutlich ändern. Auf diese wird im folgenden näher eingegangen. Am 4.
Dezember 1996 wurde zum ersten Mal ein vollständiger Datensatz der 490-m-Sohle gewonnen. Der
auffälligste Bereich in dieser Abbildung ist im zentralen Teil, zwischen -250 m und -200 m und einer
Tiefe von -10 m zu sehen. Dort liegt ein spezifischer Widerstand von 2 x 106 Ωm vor. Im Vergleich zu
Steinsalz, dessen typischer Wert bei rund 5 x 105 Ωm liegt, deutet dies auf einen resistiven Bereich
hin. Weitere resistive, aber kleinere Bereiche finden sich oberflächennah (bis 8 m Tiefe) zwischen
-500 und -250 m, bei -440 m, bei -390 m, bei -360 m und bei -310 m. Ein etwas leitfähigerer Bereich
zeichnet sich zwischen -400 und -350 m in ca. 15 m Tiefe ab. Als weiterer charakteristischer Bereich
fällt am östlichen Rand der Abbildung eine resistive Anomalie auf.
Zwei Wochen später, am 18. Dezember 1996, hatten sich die beschriebenen resistiveren und
leitfähigeren Bereiche verstärkt. Alle Anomalien, die am 4. Dezember 1996 beobachtet wurden,
waren ebenfalls wieder vorhanden. Es fanden kaum Veränderungen zum vorhergehenden Zustand
statt, was auch anhand des Differenzbilds festgestellt werden kann.
Mitte Januar war der zentrale Bereich nicht mehr so stark und zeigte sich nicht mehr so
abgeschlossen. Der Bereich mit einem Widerstandswert von 106 Ωm hatte sich in Richtung Osten
ausgedehnt, was am Differenzbild erkennbar war. Ende Januar war dieses Verhalten wieder
entgegengesetzt. Allerdings konnte hier zum ersten Mal ein Bereich detektiert werden, der deutlich
leitfähiger ist. Er befindet sich in einer Tiefe von rund -23 m am östlichsten Teil des Modells.
Diese leitfähige Zone konnte ebenfalls im gesamten Zeitraum Februar gefunden werden. Gegen
Ende dieses Monats hat sie sich sogar hinsichtlich ihrer Fläche und ihrer Leitfähigkeit vergrößert. Sie
liegt in einem Bereich von 104 Ωm und erscheint am Modellende auf einer Breite von rund 50 m. Im
Differenzbild ist ein Faktor 2 in logarithmischer Darstellung zu erkennen, also ein Faktor 100 in
linearer Darstellung.
Im März waren diese Bereiche nicht mehr in diesem Umfang zu erkennen. Allerdings erschien im
Differenzbild in der Modellmitte in 20 m Tiefe eine resistive Zone, was mit einer schlauchförmigen
Ausbildung des zentralen Bereichs des Modellbilds korreliert werden konnte.
Im nächsten Monat zeigte sich, daß sich die zentrale Anomalie weiter durch das ganze Modell vom
stollennahen Bereich bis in das Gebirgsinnere zog. Nur das Modell vom 26. April 1997 verdeutlichte,
daß eine kurzfristige (ca. zehn Tage) Leitfähigkeitsänderung möglich ist, denn kurz darauf im Mai,
war wieder die langgestreckte Form zu beobachten. Dies stimmt auch mit dem Differenzbild vom
3. Mai 1997 überein.
Weiterhin tauchte im Mai ein Bereich von 107 Ωm auf, welcher in den vorangegangenen Modellen
nicht vorhanden war. Parallel dazu erschien wiederum eine Anomalie in der gleichen Größenordnung
im östlichen hinteren Bereich des Modells.
Die nächste Messung wurde erst wieder im Juli durchgeführt. Es sind große Unterschiede zu
erkennen. So sind die resistiven Bereiche am östlichen Rand vollständig verschwunden. Bei -350 m
ist ein leitfähiger Zustand von 104 Ωm zu beobachten. Des weiteren ist der resistive Bereich von
Anfang Mai wieder im hinterem Bereich bei -375 m zu erkennen.
Bei den Differenzbildern hat sich gezeigt, daß Widerstandsänderungen auftauchen können, die sich
um einen Faktor 10 vom vorhergehenden Zustand unterscheiden. Bei dem direkt darauf folgenden
Meßzeitpunkt ist es dann meist so, daß sich diese Änderungen umkehren. Diese Umkehr ist oft
stärker als ein reiner Rückgang der vorher entstandenen Verhältnisse, so daß ein
Widerstandskontrast von einem Faktor 100 entsteht. Dieser Kontrast ist so groß, daß er durch
Prozesse im Gebirge hervorgerufen werden muß. Er kann nicht auf Fehler, die den Messungen
naturgemäß anhaften, zurückgeführt werden. Solche Fehler wären zum Beispiel:
keine Berücksichtigung der Vollraumverhältnisse (Faktor 2),
keine Berücksichtigung des Genauigkeitsverlusts bei niedrigen Stromwerten und
ein generell recht hoher RMS-Faktor.
Bild 6. Links: Darstellung der Inversionsmodelle.
Rechts: Darstellung zum jeweils vorhergehenden Zeitpunkt.
Skala der Inversionsmodelle: Logarithmus des spezifischen Widerstandes.
Skala der Differenzbilder: Logarithmus des Verhältnisses der spezifischen Widerstände.
Petrophysikalische Betrachtungen
Eine Zuordnung der spezifischen Widerstände zu petrophysikalischen Größen erfolgt über die
modifizierte Archie-Gleichung (24):
ρ = ρ w Φ −m S −n
[3]
Dabei ist ρ der spezifische Widerstand des Gesteins, ρw der spezifische Widerstand des Elektrolyts
im Porenraum, Φ die Porosität, m der Zementationsfaktor beziehungsweise Archie-Exponent, S der
Sättigungsgrad und n der Sättigungsexponent. Die Porosität ist durch
Φ=
V por
V ges
Und der Sättigungsgrad durch
S=
Vw
V por
gegeben, wobei Vges das Gesamtvolumen des Gesteins, Vpor das Volumen der Porenräume und Vw
das Volumen des Elektrolyts im Porenraum sind.
Weiterhin gilt die Beziehung
G = S ⋅Φ
[4]
mit dem Wassergehalt
G=
Vw
V ges
Mit dieser Gleichung kann die Archie-Gleichung direkt mit dem Wassergehalt geschrieben werden:
ρ = ρ w G −m S m−n
Die Werte für m und n sind für die meisten Gesteine ähnlich (25), so daß m-n sehr klein ist und damit
Sm-n gegen 1 geht.
Der spezifische Widerstand des Elektrolyts ist 0,035 Ωm (vollgesättigte Lauge). Der
Zementationsfaktor beträgt nach ausführlichen Labor- und In-situ-Messungen 1,9 (9). Damit kann
aus dem spezifischen Widerstand der Wasser- beziehungsweise der Laugengehalt bestimmt werden.
Der Wassergehalt von intaktem Steinsalz mit einem spezifischen Widerstand von 5 x 105 Ωm ist etwa
0,02 % (Volumenprozent bezogen aufs Gesamtvolumen). In mehr ausgetrockneten Bereichen mit
107 Ωm beträgt der Wassergehalt rund 0,004 %. Bereiche mit 104 - 103 Ωm gelten schon als feucht
mit entsprechendem Wassergehalt von 0,14 - 0,45 %.
Literatur
1. Yaramanci, U.; Flach, D. (1989a): Geoelectrical measurements in the salt mine Asse to observe an
underground barrier construction, in: Lecture Notes in Earth Sciences, Vol. 27, Detection of
Subsurface Flow Phenomena, Springer Verlag, 295-312.
2. Yaramanci, U.; Flach, D. (1989b): Entwicklung einer vollautomatischen GleichstromGeoelektrikanlage für den Einsatz im Vorhaben „Dammbau im Salzgebirge", Gesellschaft für
Strahlen- und Umweltforschung, GSF-Bericht 1/89, 96 pp.
3. Yaramanci, U.; Flach, D. (1989c): Erste geoelektrische Untersuchungen im Bereich des
Dammbaufeldes auf der Asse, Gesellschaft für Strahlen- und Umweltforschung, GSF-Bericht 18/89,
66 pp.
4. Yaramanci, U.; Flach, D. (1992): Resistivity of rock salt in Asse (Germany) and petrophysical
aspects. Geophysical Prospecting, 40, 85-100.
5. Miehe, R.; Yaramanci, U. (1993): Neues Sensor- und Meßsystem für elektrische Leitfähigkeit zur
Erfassung von Laugen in Salzgesteinen und Bauwerken, Kali und Steinsalz, Band 11, Heft 3/4, 9093.
6. Yaramanci, U.; Miehe, R.; Stockmann, N.; Glötzl, F.; Roller, L. (1994): Sensor und Meßeinrichtung
zur Erfassung der elektrischen Leitfähigkeit, Deutsches Patentamt, München, Patent 4307379,
Europäisches Patentamt, Den Haag, Patent 94101697.4.
7. Kessels, W.; Flentge, l.; Kolditz, H. (1985): DC geoelectric sounding to determine the water content
in the salt mine Asse (FRG), Geophysical Prospecting, 33, 436-446.
8. Kulenkampff, J,; Yaramanci, U. (1993): Frequency dependent complex resistivity of rock-salt
samples and related petrophysical parameter. Geophysical Prospecting, 41, 995-1008.
9. Yaramanci, U. (1994): Relation of in situ resistivity to water content in rock salts. Geophysical
Prospecting 41, 229-239.
10. Fan, X.; Yaramanci, U. (1995): Geoelektrisches Modellieren mit 3D-Finite-Differenzen:
Untersuchungen zu einem Injektionstest, Proceedings zum IV. Arbeitsseminar „Hochauflösende
Geoelektrik", Institut für Geophysik und Geologie der Universität Leipzig, 135-144.
11. Zimmer, U.; Yaramanci, U. (1997): Eigenschaften des Salinars zur Beurteilung des
Gesteinszustandes in situ, Mitteilungen der Deutschen Geophysikalischen Gesellschaft, Sonderband
11/1997 zum 4. DGG-Seminar „Umweltgeophysik", 41-51.
12. Kurz, G. (1997): Untersuchungen zur geoelektrischen Überwachung des Salinars im
Forschungsbergwerk „Asse", Diplomarbeit, TU Berlin, Institut für Angewandte Geowissenschaften II
(unveröffentlicht).
13. Yaramanci, U.; Kurz, G.; Becken, M. (1997): Geoelektrisches Überwachungssystem in der
Südwestflanke des Forschungsbergwerkes Asse, (Bericht zum Forschungsauftrag für GSF Forschungszentrum für Umwelt und Gesundheit (Forschungsbergwerk Asse)), TU Berlin, Institut für
Angewandte Geowissenschaften II, Fachgebiet Angewandte Geophysik.
14. Militzer, H.; Schön, J.; Stötzner, U. (1978): Angewandte Geophysik im Ingenieur- und Bergbau,
Enke-Verlag.
15. Robinson, S. E. und Coruh, C. (1988): Basic Exploration Geophysics, John Wiley and Sons.
16. Zhadanov, M. S.; Keller, G. V. (1994): The Geoelectrical Methods in Geophysical Exploration,
Elsevier.
17. Telford, W. M.; Geldart, L. P.; Sheriff, R. E. (1995): Applied Geophysics, Cambridge University
Press.
18. Friedel, S. (1997): Hochauflösende Geoelektrik – Geoelektrische Tomographie, in:
Umweltgeophysik, Ernst & Sohn Verlag, 131-151.
19. Loke, M. H.; Barker, R. D. (1996): Rapid least-squares inversion of apparent resistivity
pseudosections by a quasi-Newton method. Geophysical Prospecting, 44, 131-152.
20.Campus Geophysical Instruments Ltd., (1995), Res2Dinv - 2D resistivity inversion using the
Gauss-Broyden least-squares methods. Campus Geophysical Instruments Ltd.
21. Tripp, A. C.; Hohmann, G. W.; Swift, C. M., Jr. (1984): Two-dimensional resistivity inversion.
Geophysics 49, 1708-1717.
22. Barker, R. D. (1992): A simple algoritm for electrical imaging of the subsurface. First Break 10,
53-62.
23. Iris Instruments (1993): Syscal R2 Operating Manual, Iris Instruments BRGM & OYO Joint
Venture.
24. Archie, G. E. (1942): The electric resistivity log as an aid in determining some reservoir
characteristics, Trans. AIME 146, 54-62.
25. Schopper, J. (1982): Electrical conductivity of rocks containing electrolytes. In: Landolt-Börnstein,
Group V, Physical Properties of Rocks, Vol. 1b, 276-291, Springer-Verlag.
Danksagung
Die Verfasser bedanken sich bei M.W. Schmidt, Direktor des Forschungsbergwerks Asse für die
Ermöglichung dieser Arbeit und bei Dr. G. Gommlich und Dr. B. Hente für die Betreuung der Arbeit
und für wertvolle Diskussionen bzgl. der Interpretationen der Daten. Ferner sei der Belegschaft des
Forschungsbergwerks Asse, insbesondere Herrn M. Pelz, für deren logistische und technische Hilfe
bei den Messungen gedankt.