Praktikumsunterlagen Angewandte Geophysik im Modul TF3 A

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Praktikumsunterlagen Angewandte Geophysik im Modul TF3
Prof. Dr. A. Hördt, Institut für Geophysik und extraterrestrische Physik
A. Geoelektrik
1. Einleitung
Mit geoelektrischen Verfahren misst man den spezifischen Widerstand des Untergrundes. Der
spezifische Widerstand wird in Ωm (Ohmmeter) gemessen und ist der Kehrwert der
elektrischen Leitfähigkeit, welche ein Maß dafür ist, wie gut ein Material elektrischen Strom
leiten kann. Der Widerstand kann um viele Größenordnungen variieren und hohe Kontraste
aufweisen, er ist daher oft eine sehr gute diagnostische Größe. Die Anwendungsmöglichkeiten sind sehr vielfältig. Neben der Bestimmung der Lithologie eignet sich der
Widerstand u.a. zur Erkundung von Erzkörpern, zur Grundwassererkundung und zur
Untersuchung von Altlasten und Altstandorten.
2. Messprinzip
Über zwei Stahlspieße, die Stromelektroden, wird ein elektrischer Strom in den Untergrund
eingespeist. Mit zwei weiteren Spießen, den Spannungselektroden, wird die Spannung
gemessen.
Abbildung 1: Messprinzip der Geoelektrik (aus Knödel et al.). Die Stromeinspeisung erfolgt
an den Elektroden A und B, die Spannungsmessung zwischen den Elektroden M und N. Die
durchgezogenen Linien sind die Stromlinien für ein Modell, welches aus 2 Schichten besteht.
Über das Verhältnis zwischen eingespeistem Strom I und gemessener Spannung ΔV bekommt
man den spezifischen Widerstand ρ:
ρ=k
ΔV
I
(1)
Die Proportionalitätskonstante k ist der Geometriefaktor, der von der Konfiguration der
Strom- und Spannungselektroden abhängt. Wenn der Untergrund homogen ist, entspricht der
nach Gl. (1) berechnete spezifische Widerstand dem spezifischen Widerstand des
Untergrundes. Normalerweise ist der Untergrund inhomogen, und kann z.B. durch eine
1
Schichtung oder durch homogene Bereiche, die durch Verwerfungen getrennt sind,
beschrieben werden. Der gemessene Widerstand wir daher als scheinbarer Widerstand
bezeichnet, der einem gewichteten Mittelwert der wahren Widerstandsverteilung entspricht.
Um die räumliche Verteilung des wahren Widerstandes zu ermitteln, muss man die Messung
mit vielen verschiedenen Konfigurationen durchführen.
3. Durchführung
Bei Geoelektrikmessungen unterscheidet man Sondierung und Kartierung. Bei der
Sondierung versucht man, an einem Punkt den spezifischen Widerstand als Funktion der Tiefe
zu bestimmen. Bei der Kartierung wird der spezifische Widerstand entlang eines Profils oder
auf einer Fläche bestimmt. Welche der beiden Methoden wir bei dem Praktikum anwenden,
wird vor Ort entschieden.
Als dritte, und modernste Möglichkeit gibt es noch die Kombination von Sondierung oder
Kartierung, die Sondierungskartierung oder Tomografie. Diese wird im Rahmen des
Praktikums nicht durchgeführt.
Schlumberger - Sondierung
Die Sondierung eignet sich zur Bestimmung einer Schichtung an einem Ort. Meist benutzt
man hierfür die Schlumberger- Auslage (Abb. 2)
Abbildung 2: Die beiden bekanntesten Auslagen der Geoelektrik. Oben: Wenner-Auslage: der
Abstand zwischen allen 4 Elektroden ist gleich. Unten: Schlumberger-Auslage. Der Abstand
AB (auch mit 2L bezeichnet) zwischen den Stromelektroden ist wesentlich gößer, als der
Abstand MN (auch mit 2 l bezeichnet) zwischen den Potentialelektroden.
Die Stromeinspeisung erfolgt außen, die Spannungsmessung innen. Der Abstand der
Stromelektroden wird vergrößert. Dadurch vergrößert sich die Eindringtiefe des eingespeisten
Stromes. Man bekommt Informationen über den spezifischen Widerstand in immer größeren
Tiefen. Der Geometriefaktor der Schlumberger-Auslage ist
L2 − l 2
k =π
(2)
2l
dabei stehen L und l jeweils für den halben Elektrodenabstand. Da meist l<<L gewählt wird,
vereinfacht sich die Formel zu
L2
k =π
(3)
2l
Der Abstand AB wird nicht äquidistant vergrößert, sondern mit immer größer werdenden
Intervallen. Als Beispiel nehmen wir an, man beginnt mit AB=1m, um die sehr
2
oberflächennahen Schichten zu erkunden, und endet mit AB=200 m, um eine Erkundungstiefe
von ca. 50 m zu erreichen. Würde man am Anfang AB jeweils um 20 cm vergrößern, und dies
bis zum Ende beibehalten, so müsste man, um am Ende 200 m zu erreichen, sehr viele
Auslagen vermessen. Daher werden die AB-Abstände in etwa exponentiell vergrößert. Dabei
nimmt allerdings die Spannung zwischen M und N immer weiter ab. Um dies auszugleichen,
wird MN wiederum regelmäßig vergrößert. Dabei ist darauf zu achten, dass für 2
verschiedene MN jeweils eine Messung mit dem gleichen AB durchgeführt wird. Ein Beispiel
für eine Vorgehensweise ist im beigefügten Messprotokoll zu finden.
In das Messprotokoll werden die Lage und Bezeichnung des Messpunktes, Datum, und
Namen der Gruppe eingetragen. Für jedes AB und MN wird der Messwert (je nach Gerät
Strom und Spannung, oder direkt der Quotient) protokolliert. Es ist sinnvoll, schon im Feld
mit Formeln (1) und (3) den spezifischen Widerstand abzuschätzen. Dieser sollte etwa
zwischen 1 und 1000 Ωm liegen. Starke Abweichungen sind Hinweise auf Fehler in der
Apparatur oder der Auslage.
Die Auswertung erfolgt durch ein sogenanntes 1-D Inversionsprogramm. Dabei wird
angenommen, dass der Untergrund aus horizontalen Schichten besteht. Das Programm
bestimmt automatisch ein Schichtmodell so, dass die berechneten Daten dieses Modells
möglichst gut mit den gemessenen Daten übereinstimmen. Hierzu werden die Abstände AB
und die Messwerte in das Programm eingegeben. Außerdem wird ein Startmodell festgelegt,
d.h eine Abschätzung eines Schichtmodelles aus dem scheinbaren Widerstand als Funktion
der Auslage. Die Anzahl der Schichten richtet sich nach der Anzahl der Wendepunkte in der
Kurve, die Widerstandswerte werden aus den scheinbaren Widerständen abgeschätzt. Abb. 3
zeigt ein Beispiel für ein Ergebnis einer solchen Inversionsrechnung. Die Daten werden
doppelt logarithmisch dargestellt. Auf der Widerstandsachse ist dies sinnvoll, weil die
spezifischen Widerstände um mehrere Größenordnungen variieren können und der
Unterschied zwischen 1Ωm und 2 Ωm genau so deutlich sein soll, wie zwischen 1000 und
2000 Ωm. Auf der Abstandsachse entspricht die logarithmische Darstellung dem Vorgehen im
Gelände. Die Darstellung des scheinbaren Widerstandes als Funktion des Abstandes AB/2
nennt man Sondierungskurve.
spez. Widerstand
1000
100
10
1
10
100
AB/2 (m)
Abb. 3: Ergebnis einer 1-D Geoelektrik Inversionsrechnung. Dargestellt ist der spezifische
Widerstand doppelt logarithmisch gegen den halben Stromelektrodenabstand. Die Symbole
sind die gemessenen Daten, die durchgezogene Linie ist die berechnete Kurve. Die stufige
Linie ist das Schichtmodell, welches vom Programm so berechnet wurde, dass die zugehörige
3
berechnete Kurve gut mit den gemessenen Daten übereinstimmt. In diesem Fall wurde ein
Modell mit 5 Schichten gewählt.
Wenner-Kartierung
Die Kartierung eignet sich zur Bestimmung von Variationen entlang eines Profiles oder auf
einer Fläche. Während die Sondierung Variationen mit der Tiefe auflöst, bestimmt man also
mit der Kartierung laterale Variationen. Zur Kartierung benutzen wir die Wenner –Auslage.
Dabei sind die Elektrodenabstände gleich, und die gesamte Auslage wird mit festem Abstand
entlang eines Profiles bewegt. Der Elektrodenabstand „a“ entspricht ungefähr der
Aussagetiefe. Der Geometriefaktor der Wenner-Auslage (siehe Abb. 2) ist
k = 2π a
(4)
Ein Profil wird zunächst mit konstantem Abstand a vermessen. Will man Aussagen über
unterschiedliche Tiefenbereiche, so wird das Profil mehrmals nacheinander mit verschiedenen
a vermessen. Im Protokoll wird jeweils die Lage des Profiles und die Lage jedes Messpunktes
auf dem Profil, sowie der Messwert (U/I oder U und I) notiert. Es ist darauf zu achten, dass
die Richtung des Profile eindeutig protokolliert wird, z.B. indem man N, S vermerkt oder eine
zusätzliche Skizze anfertigt. Es ist eine typische Fehlerquelle, dass man sich bei der
Vermessung mehrere Profile nicht mehr erinnern kann, welches Profil in welcher Richtung
verlaufen ist.
4. Geräte
Wir arbeiten je nach Gegebenheiten mit 2 verschiedenen Geräten:
1. Die GEOLOG-Apparatur der Fa. GEOTOM ist speziell für Geoelektrikmessungen
konzipiert. Strom- und Spannungselektroden werden über Bananenstecker mit dem Gerät
verbunden. Die Buchsen für die Stromelektroden sind mit A und B gekennzeichnet, die für
die Potentialelektroden mit M und N. Eine mit Z gekennzeichnete Buchse wird mit einem
Erdungsspieß verbunden. Zusätzlich verfügt das Gerät über einen Drehschalter, um die
Stromstärke einzustellen. Es wird immer mit der größtmöglichen Stromstärke gearbeitet.
Diese hängt von den Ankopplungsbedingungen ab (z.B. trockener Boden, nasser Boden).
Kann das Gerät eine gewünschte Stromstärke nicht realisieren, so gibt es einen Signalton ab.
Es wird dann die nächst niedrigere Stromstufe gewählt. Die gemessene Spannung wird in
einem digitalen Display angezeigt und zusammen mit der Stromstärke und den
Konfigurationsparametern notiert.
2. Das Geohm wurde für die Messung von Erdungswiderständen z.B. von Strommasten
entwickelt, kann aber auch für Geoelektrikmessungen eingesetzt werden. Es besitzt ebenfalls
4 Buchsen für Banannenstecker, die mit E1, E2, S und HE bezeichnet sind. Die
Stromelektroden werden in E1 und HE eingesteckt, die Potentialelektroden in E2 und S. Zur
Messung wird der weiße Knopf „Messung“ gedrückt gehalten. Dadurch schlägt ein Zeiger
nach rechts oder links aus. Mit dem Widerstands-Drehschalter wird nun der Zeiger wieder in
die mittlere Stellung gebracht. Der Widerstand R=U/I lässt sich dann an der Anzeige oberhalb
des Drehschalters ablesen. Bei großen Auslagen kann es vorkommen, dass der Zeiger sich bei
Drücken des Messknopfes und Drehen des Widerstandsschalters nicht mehr bewegt. Dann ist
die Leistungsgrenze des Gerätes erreicht und keine weitere Messung mehr möglich.
Eine genauere Einwieung in die Geräte erfolgt vor Ort.
4
5. Auswertung
Die Auswertung ist prinziell durch Modellrechnungen möglich. Wir werden uns jedoch
darauf beschränken, die Messwerte graphisch darzustellen.
Wenn ein Profil vermessen wurde, stellen wir den scheinbaren Widerstand entlang des
Profiles dar. Dabei ist es wichtig, eine logarithmische Skala zu wählen, da der spezifische
Widerstand über mehrere Größenordnungen variieren kann. Ebenfalls wichtig ist es, auf einer
Karte den Profilverlauf und auch die Richtung genau einzuzeichnen. Abbildung 4 zeigt eine
Beispiel für eine graphische Darstellung iner Wenner-Kartierung.
10000
spezifischer Widerstand
Profil 1
Profil 2
1000
100
10
0
5
10
15
20
25
30
Distanz [m]
Abb. 4: Ergebnis einer Wenner-Kartierung entlang zweier benachtbarter Profile.
Wenn eine Fläche vermessen wurde, wird der spezifische Widerstand mit einen geeigneten
Programm (z.B. Matlab) farbkodiert entlang der Fläche dargestellt, mit einer logarithmischen
Skala für die Farbkodierung.
6. Interpretation
Bei der Interpretation werden die Modelle des spezifischen Widerstandes den geologischen
Einheiten zugeordnet. Wir versuchen, in den graphischen Darstellungn Zonen gleichen
Widerstandes oder anomale Bereiche zu identifizieren und mit den geologischen
Gegebenheiten zu korrelieren. Hierdurch werden Hypothesen bestätigt oder widerlegt, oder
vermutete Schichtgrenzen genau lokalisiert. Eine Kenntnis der typischen spezifischen
Widerstände ist dabei hilfreich. Bei Gesteinen hängt der Widerstand in erster Linie von der
Porosität und von der Leitfähigkeit der Porenflüssigkeit ab. Dadurch variiert der Widerstand
auch innerhalb des Gesteines stark, und es gibt große Überlappungsbereiche zwischen
verschiedenen Gesteinen. Eine eindeutige Zuordnung ohne Zusatzinformationen ist daher
meist nicht möglich. Allerdings weisen verschiedene Gesteine innerhalb eines Messgebietes
5
i.d.R. hohe Kontraste auf, so dass sie sich gut voneinander trennen lassen. Abb. 5 zeigt
typische Bereiche einiger Gesteine und von Wasser.
Abbildung 5: Typische Wertebereiche für spezifische Widerstände einiger Gesteine
(verschiedene Quellen).
Zur Interpretation können wir auch das Gesetz von Archie heranziehen. Dieses besagt, wie
sich der spezifische Widerstand eines tonfreien Sedimentes als Funktion der Porosität und der
Wassersättigung verhält. Es lautet:
ρ b = aρ w φ − m S − n
Dabei ist ρb der spezifische Widerstand des gesamten Sedimentes, ρw der des Porenfluides (in
der Regel Salzwasser), φ ist die Porosität und S die Wassersättigung. Vorsicht: S unterscheidet
sich von der Bodenfeuchte. Letztere wird in der Regel in Bezug auf das gesamte Volumen
angegeben, während S sich nur auf den Porenraum bezieht.
a, m und n sind empirische Konstanten, die an das jeweilige Sediment angepasst werden
sollten. Wenn nichts anderes bekannt ist, benutzt man in der Regel a=1 und m=n=2.
Tonhaltige Sedimente haben in der Regel einen niedrigeren Widerstand als tonfreie, da die
negative Ladung der Oberfläche der Tonminerale und eine hohe innere Oberfläche einen
zusätzlichen Leitfähigkeitsmechanismus ermöglichen. Archie’s Gesetz ist dann nicht
anwendbar, um z.B. die Porosität oder die Wassersättigung abzuschätzen. Man kann jedoch
die Widerstandswerte sehr gut benutzen, um tonige von tonfreien Sedimenten abzugrenzen.
6
Anlage 1:
Messprotokoll Schlumberger-Sondierung
Datum:
Messpunkt - Nr.:
Messgebiet:
AB/2 [m] MN/2 [m] R [Ω] k [m]
ρ [Ωm]
0.5
0.1
3.925
0.6
0.1
5.652
0.8
0.1
10.048
1
0.1
15.7
1.2
0.1
22.608
1.5
0.1
35.325
2
0.1
62.8
2.5
0.1
98.125
3
0.1
141.3
4
0.1
251.2
5
0.1
392.5
6
0.1
565.2
8
0.1
1004.8
10
0.1
1570
8
2
50.24
10
2
78.5
12
2
113.04
15
2
176.625
20
2
314
25
2
490.625
30
2
706.5
40
2
1256
50
2
1962.5
60
2
2826
80
2
5024
100
2
7850
Operator:
Messpunkt - Nr.:
AB/2 [m]
7
MN/2
[m]
R [Ω]
k [m]
ρ [Ωm]
Anlage 2:
Messprotokoll Wenner-Kartierung
Datum:
Messgebiet:
ProfilNr.
Profil - Nr.:
x [m]
a [m]
R [Ω]
k [m]
ρ [Ωm]
x [m]
8
a [m]
R [Ω]
k [m]
ρ [Ωm]
B. Magnetik
1. Einleitung
Mit Magnetometern misst man örtliche Variationen des Magnetfeldes der Erde. Die
wichtigsten Anwendungen sind neben dem Kartieren geologischer Strukturen das Auffinden
von Erzkörpern, Leitungen oder metallischen Ablagerungen.
2. Grundlagen
Das Magnetfeld macht sich durch die Kraft bemerkbar, die sie auf magnetische Objekte, z.B.
eine Kompassnadel, ausübt. Es ist charakterisiert durch seine Stärke und seine Richtung, kann
also durch einen Vektor beschrieben werden. Die Stärke des Magnetfeldes, also die Länge des
Vektors, misst man in Nanotesla (1 nT= 10-9 Vs/Am). Sie nimmt von den Polen (ca. 60000
nT) zum Äquator (ca. 30000nT ) ab und ist in hiesigen Breiten ca. 50000 nT. Zur
vollständigen Beschreibung des Magnetfeldes (also Stärke und Richtung) benötigt man 3
Parameter. Man kann entweder die 3 Komponenten (X,Y,Z) angeben, oder die Stärke, bzw.
das Totalfeld F, sowie 2 Winkel, nämlich a) die Neigung gegen die Horizontale, die
Inklination, bezeichnet mit I, und b) die Abweichung von der Nordrichtung, die Deklination,
bezeichnet mit D.
Zur Erkundung des Untergrundes in der Angewandten Geophysik verwendet man meist das
Totalfeld F. Dieses ergibt sich aus den drei Einzelkomponenten zu:
F=
X 2 +Y 2 + Z2
(1)
Die einzelnen Komponenten werden nicht verwendet, weil zu ihrer genauen Bestimmung eine
extrem genaue Orientierung des Instrumentes erforderlich ist. Eine Neigung des Sensors um 1
Grad erzeugt bereits einen Fehler in der Komponente von mehreren 100 nT und ist damit
größer als die meisten typischen Anomalien. Das Totalfeld ist hingegen unempfindlich gegen
Drehung der Sensoren.
Das Magnetfeld der Erde sieht an der Oberfläche ungefähr so aus, als würde es durch einen
geneigten Stabmagneten im Erdmittelpunkt erzeugt. In Wirklichkeit wird es allerdings durch
Konvektionsströme im äußeren Erdkern hervorgerufen und sieht im Erdinneren vollkommen
anders aus.
Abbildung 1: Schematische Darstellung des Erdmagnetfeldes durch magnetischen Dipol im
Erdinnneren
9
3. Magnetische Anomalien
Magnetisierbare Körper erzeugen ein eigenes Magnetfeld, welches sich dem Erdmagnetfeld
überlagert. Man subtrahiert also das Normalfeld von den gemessenen Daten und erhält das
anomale Feld. Die Form der Anomalie hängt von Inklination des Erdmagnetfeldes und damit
von der geografischen Breite ab. Außerdem ist wichtig, welche Komponente des
Magnetfeldes gemessen wird (meist das Totalfeld, gelegentlich die Vertikalkomponente).
Abbildung 3 veranschaulicht das Zustandekommen einer magnetischen Anomalie bei der
Messung des Totalfeldes. Ein magnetitreicher oder eisenhaltiger Körper wird vom
Erdmagnetfeld in dessen Richtung magnetisiert. Er erzeugt ein eigenes Magnetfeld, das
Sekundärfeld, welches sich dem Erdmagnetfeld überlagert. Dies lässt sich als lokale
Anomalie des Magnetfeldes messen (Abb. 3 oben). Etwas links von der Mitte des Körpers
liegt das Maximum, weil dort das Sekundärfeld in Richtung des Erdmagnetfeldes zeigt und
dieses verstärkt. Etwas rechts vom Körper schwächt das sekundäre Feld das Erdmagnetfeld
ab, so dass dort ein Minimum entsteht.
Abbildung 3: Magnetische Anomalie (schematisch). Oben: Gemessene Kurve über einem im
Erdmagnetfeld magnetisierten Störkörper. Unten: Sekundäres Magnetfeld des in Richtung des
Erdmagnetfeldes (F) magnetisierten Körpers.
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4. Suszeptibilität
Lokale Variationen des Magnetfeldes werden durch unterschiedliche Magnetisierbarkeit der
Gesteine im Untergrund verursacht. Die Magnetisierbarkeit hängt überwiegend vom Gehalt
an Eisen ab, welches in der Natur wiederum hauptsächlich in Magnetit vorkommt. Sie wird
quantitativ durch die magnetische Suszeptibilität κ (dimensionslos) beschrieben. Die
Suszeptibilität nimmt von Sedimenten über Metamorphite, saure Magmatite und basische
Magmatite zu. Sie kann für eine Gesteinsart um Größenordnungen variieren. Typische Werte
sind:
Material
Suszeptibilität
Eisen
50
Magnetit
10
Basalt
0.1
Granit
0.001
Sedimente
0.0001
5. Geräte
Uns stehen zwei Geräte zur Verfügung, deren Benutzung vor Ort erklärt wird. Welches der
Geräte eingesetzt wird, hängt von der Gruppenstärke und der genauen Zielsetzung der
Messung ab.
1. Overhauser- Magnetometer
Das Overhauser-Magnetometer basiert auf dem Effekt der Nuklearmagnetischen Resonanz
(NMR). Die eigentliche Sonde ist der weiße Zylinder, der mit einem protonenreichen Alkohol
gefüllt ist. Es kann nur das Totalfeld F messen, nicht die einzelnen Komponenten. Die
Genauigkeit ist ca. 0.1 nT.
Das Overhauser-Magnetometer kann auch als Gradiometer eingesetzt werden. Dabei wird die
Differenz des Magnetfeldes zwischen 2 vertikal übereinander angebrachten Sensoren
gemessen. Der Vertikalgradient ΔFv ergibt sich aus der Differenz zwischen oberen und
unterem Sensor (F2-F1), dividiert durch den Abstand h der Sensoren:
ΔFv =
F2 − F1
h
(2)
Gegenüber dem Totalfeld selbst ist der Gradient empfindlicher gegen oberflächennahe
Strukturen. außerdem ist der Gradient nicht durch zeitliche Variationen des Erdmagnetfeldes
gestört, da diese an beiden Sensoren gleich sind.
11
2. Fluxgate-Magnetometer
Das Fluxgate-Magnetometer besteht aus drei Sensoren, welche die drei zueinander
senkrechten Komponenten X,Y,Z des Erdmagnetfeldes messen. Hieraus wird das Totalfeld F
nach Gleichung (1) berechnet. Zuvor ist allerdings eine Korrektur erforderlich. Die drei
Sensoren stehen nicht exakt senkrecht zueinander. Kleine Abweichungen sind immer
unvermeidbar. Diese leichte Fehlstellung muss vor der Berechnung des Totalfeldes korrigiert
werden. Hierfür steht ein einfach zu bedienendes Computerprogramm zur Verfügung.
6. Durchführung
Magnetische Messungen sind empfindlich gegen Störungen. Metall am Körper
(Schlüsselbund, Portmonee, Armbanduhr) sollte möglichst abgelegt werden. Ist dies nicht
möglich, so ist darauf zu achten, dass sich das Metall jedes Mal in gleicher Position relativ zur
Sonde befindet. Den Einfluss der Störer auf die Messung kann man testen, indem man z.B.
einen Schlüsselbund neben die Sonde hält. Sichtbare Metallkörper entlang des Profiles, z.B.
Autos, Leitungen, Zäune, sind zu vermeiden oder im Protokoll zu vermerken. Auch
Schotterwege können Magnetitreiches Material enthalten und sind zu vermeiden.
7. Auswertung
Wir stellen das gemessene und korrigierte Magnetfeld graphisch entlang der Profile dar, oder
farbkodiert auf einer vermessenen Fläche. Zur Interpretation identifizieren wir Bereiche mit
Anomalien oder systematischen Variationen. Folgende Ursachen kommen in Frage:
1. Anthropogene Störkörper
Metallische Körper wie Stahlträger, Fässer, Kabelstücke oder anderer Schrott erzeugen meist
starke, räumlich gut abgegrenzte Anomalien, typischerweise größer als 100 nT.
Straßenschotter oder anderes Baumaterial, sowie Schlacke oder anderer Müll, erzeugt
ebenfalls recht große Anomalien.
2. Natürliche Körper hoher Suszeptibilität
Dies sind meist magnetitreiche Körper, wie z.B. Erzkörper oder Vulkanische Gesteine. Sie
erzeugen ebenfalls große Anomalien um 100 nT, die sich allerdings über große Bereiche von
einigen hundert Metern erstrecken. Solche Anomalien sind im Rahmen des Praktikums nicht
zu erwarten.
3. Schwache Variationen der Suszeptibilität
Wenn keine Störungen durch Anthropogene Körper vorhanden sind, und die Messung
sorgfältig durchgeführt wurde, lassen sich relativ geringe Variationen beobachten, in der
Größenordnung von 10 nT oder darunter. Diese lassen sich zurückführen auf Variationen der
Suszeptibilität des Bodens oder Gesteines. Beispielsweise hat Ton eine etwas höhere
Suszeptibilität als Sand, so dass eine schwache, systematische Variation im Magnetfeld auf
eine Variation im Tongehalt schließen lassen könnte.
12
Anlage 1: Messprotokoll Magnetik-Messung
Datum:
Operator
x
Messgebiet:
y
Uhrzeit
Magnetfeld [nT]
x
13
y
Gerät Nr.:
Uhrzeit
Magnetfeld [nT]
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