Seismoelektrik
Das Seismoelektrikphänomen, durch seismische Anregung im gesättigten porösen Medium verursacht, beruht auf einer elektrokinetischen Kopplung zwischen sich bewegender Matrix und darin enthaltenen Fluid (Abb. 1).
Abb. 1: Zwei Arten des seismoelektrischen Phänomens verursacht durch die Ausbreitung einer seismischen Welle in einem porösen gesättigten Medium: (1) Seismisch angeregte Fluid-Strömung von Kompressionszone in Dilatationszone verursacht einen “streaming current” , das sogenannte koseismische elektrische Feld, das sich begleitend der Kompressionswelle ausbreitet. (2) Heterogenitäten im koseismischen Feld treten bei Ankunft der Wellenfront auf einer Trennfläche auf und werden durch Entstehung eines vertikalen elektrischen Dipols an der Trennfläche ausgeglichen. G und D stellen die typische Auslage der Geophone und der elektrischen Dipole während der Datenaufnahme dar.
Durch die relative Bewegung des Porenfluids gegenüber der Matrix wird ein koseismisches, auch als begleitendes bezeichnet, elektrisches Signal erzeugt, dessen Ursprung auf mikroskopischer Skala in der sogenannten Doppelschicht liegt. Diese begleitende Welle ist proportional zur seismischen Teilchenbeschleunigung (was die Ähnlichkeit mit dem P-Seismogramm bestätigt) und hängt unter anderem von der Porengeometrie und den Eigenschaften des Fluids ab. Letztlich hängen diese elektromagnetischen Wellen von verschiedenen Parametern ab: elektrische Leitfähigkeit des Fluids, Porosität, hydraulische Leitfähigkeit, Viskosität, Zeta-Potential und Tortuosität.
Bei Ankunft der gemeinsamen Wellenfront auf einer geologischen (z.B. Sand / Ton) oder hydraulischen (z.B. Süßwasser / Salzwasser) Diskontinuität, findet eine Ladungstrennung senkrecht zur Trennfläche statt. Diese Ladungstrennung bildet einen vertikalen elektrischen Dipol aus, was zur Entstehung der sogenannten konvertierten Welle führt. Diese an der Trennfläche konvertierte Welle strahlt dann mit EM-Geschwindigkeit bis zur Oberfläche, wo sie nahezu gleichzeitig an allen elektrischen Dipolen empfangen wird. So bildet sie einen Horizont, das ausschließlich auf dem Elektrogramm zu sehen ist (Abb. 3). Wenn diese Trennfläche auch einer seismischen Diskontinuität entspricht, beträgt die Ankunftszeit dieser Welle die Hälfte der Laufzeit der P-Reflektion an dem Schusspunkt. Wie es typisch für vertikale elektrische Dipole ist, fällt die Amplitude in 1/r³ mit der Entfernung ab, was den Anwendungsbereich auf oberflächennahe Zonen beschränkt.
Abb. 2: Gelände-Aufbau mit überlappenden Dipolen D (Länge 1,5 m, direkt an Vorverstärker angeschlossen). Die Geophone G stecken an entsprechenden Dipol-Mittelpunkten (Abstand 1m).
Im LIAG wird Seismoelektrik sowohl im Gelände als auch im Labor angewendet und weiterentwickelt. Die Feldmessungen, deren Verlauf nachfolgend beschrieben werden, haben bereits wiederholbare Ergebnisse hingebracht. Im Labor sind die ersten experimentellen Befunde vielversprechend.
Bei seismoelektrischen Feldmessungen werden geoelektrische und seismische Signale gleichzeitig aufgenommen (Abb. 2). Als Apparatur dient die Geode (24 Bit) an die neben den üblichen Geophonkabeln auch die elektrischen Dipole angeschlossen sind. Das Anregungssignal erfolgt am bestens mit wiederholten Hammerschlägen und manuellen Trigger. Dank selbstentwickelter Vorverstärker wird das elektrische Signal unmittelbar nach der Aufnahme über das Geräusch-Niveau verstärkt. Die Aufnahme des seismischen Signals, wenn streng genommen nicht erforderlich zum elektrischen Messungsablauf, bleibt in der Entwicklungsphase wesentlich. Tatsächlich bietet das seismische Signal sowohl das Material für die spätere Amplitude-Korrektur des Elektrogramms und die Geometrie der nahen Oberfläche, als auch Anhaltspunkt zum Interpretieren des sonst mehrdeutigen Elektrogramms.
Wie die Ähnlichkeit des Elektrogramms zu dem P-Seismogramm bestätigt, ist das koseismische EM-Signal tatsächlich proportional zur seismischen Teilschenbeschleunigung. Das horizontale Signal bei 10 ms taucht aber nur auf dem Elektrogramm auf: es handelt sich hier um die konvertierte EM-Welle. Eine Analyse ihrer Amplitudenverteilung kann gewisser Eigenschaft des vertikalen elektrischen Dipols liefern, unter anderem die Tiefe der Trennfläche an der er entstanden ist.
Abb.3: Ergebnisse von Feldmessungen nach Stapeln und Bandpass-Filtern: das horizontale Signal der konvertierte EM-Welle bei 10 ms taucht nur auf dem Elektrogramm auf.
Der Zweck der Labormessungen besteht darin, die Ursprünge des seismoelektrischen Effekts in einem kontrollierten Umfeld gründlich zu untersuchen. Dafür wurde eine 50cm lange Plexiglasssäule mit Ringelektroden und seismischen Empfängern bestückt. Als seismische Quelle wurde ein Geber mit einer Resonanzfrequenz von 40 kHz eingebaut. Das Füllmaterial besteht aus nach Größe sortierten Glassperlen, deren Korngrößenfraktion sich zwischen 50 µm und 500 µm verteilt. Durch die unterschiedlichen Korngrößen entsteht eine künstliche wirksame Trennfläche, mit der die Einflüsse der Porenraum-Geometrie auf koseismische und konvertierte EM-Signal untersucht werden sollen.
Abb.4: Ergebnisse von Labormessungen nach Stapeln und Bandpass-Filter, bei einer homogenen Korngrößemischung von 200-600 µm mit Anregungsfrequenz 40 kHz. Wasserkante schaut 10 cm über Glassperlen hinauf, und bildet insofern eine Trennfläche. Durch Filtern ist das koseismische Signale mit ~2000 m/s sowohl auf der Seismogramm als auch der Elektrogramm zu erkennen. Der Ursprung des augenblicklichen Signals auf dem Elektrogramm ist noch untersucht.
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Rückblick Workshop 08./09.02.2011
Die Beiträge des Workshops im Rückblick!
Ein Projekt aus dem Forschungsschwerpunkt Grundwassersysteme-Hydrogeophysik