GAISBERGSTRASSE 7, 5020 SALZBURG
(GEO)PHYSIKALISCHE METHODEN BEI DER SUCHE UND
ERKUNDUNG VON ERDöL- UND ERDGASLAGERSTäTTEN
FACHBEREICHSARBEIT
AUS
PHYSIK
VORGELEGT BEI
MAG. ELISABETH WILLAU
STEFAN PÖLLITZER SALZBURG, IM FEBRUAR 1995
Herrn Prof. Dr. Niesner danke ich herzlich für die freundliche Einführung und Beratung bei der Literatursuche, aber auch für die interessanten Einblicke in die praktische Geophysik, die er uns anhand der institutseigenen Meßgeräte gewährte. Unsere Reise nach Leoben endete mit einer konkreten Themenformulierung. Die Komplexität der Thematik machte eine Einschränkung auf seismische Methoden bei der Erdöl- bzw. Erdgasexploration notwendig.
Im Rahmen der Arbeiten für die Fachbereichsarbeit gilt mein Dank auch Herrn Prof. Dr. Schmöller von der Montanuniversität für die Vermittlung einer Exkursion zur Firma PRAKLA-SEISMOS, sowie Herrn Dipl. Ing. Boekler und Herrn Dr. Zeissl von der Firma PRAKLA-SEISMOS für die hochinteressanten Einführungen in die Praxis der Erdölexploration anhand der seismischen Messungen in Auersthal. Auch Herrn Dr. Herndler, ÖMV AG, danke ich für die Übersendung von Unterlagen betreffend die Auswertung seismischer Daten.
Nach der Einführung in die praktische Geophysik in Auersthal war es meine Aufgabe, anhand der Literatur die theoretischen Grundlagen zusammenzufassen, was mir hoffentlich einigermaßen gelungen ist. Fast die gesamte aktuelle geophysikalische Literatur ist in englischer Sprache abgefaßt. Die Durchsicht der Werke hat jedoch ergeben, daß die einführenden Kapitel einander und auch denen in der deutschsprachigen Literatur sehr ähnlich sind, so daß ich meine Studien oft auf die beiden Werke von Bender [1] und Meissner [8] beschränken konnte.
Erdöl gehört zur Gruppe der natürlichen Bitumina. Rohöl ist eine dunkel- bis schwarzbraune Flüssigkeit, es kann gelegentlich auch salbenartig oder fest (Erdteer, Erdwachs) sein. Charakteristisch ist auch sein grünliches Fluoreszenzleuchten. Erdöl besteht aus Kohlenwasserstoffen, denen geringe Mengen von Schwefel-, Sauerstoff- und Stickstoffverbindungen beigemengt sind. Für die Farbe des Erdöls sind die in ihm enthaltenen Harz- und Asphaltstoffe verantwortlich. Nach ihrer Dichte werden Leichtöle und Schweröle unterschieden. Leichtöle sind reich an niedrigmolekularen Kohlenwasserstoffen. Schweröle weisen hingegen einen entsprechend geringeren Anteil an derartigen Kohlenwasserstoffen auf.
Dem Erdgas, einem Gemisch aus verschiedenen Gasen (in der Hauptsache Methan), sind neben Kohlenwasserstoffen i.a. CO2, Helium, H2S und Stickstoff beigemengt.
Entstanden sind Erdöl und Erdgas aus organischen Stoffen, abgestorbenen einzelligen Lebewesen und Pflanzen, die in großer Anzahl in Meeressedimenten abgelagert worden sind. In sauerstoffarmen Zonen bzw. unter Luftabschluß wurden unter hohem Druck bzw. hoher Temperatur einerseits die lockeren Sedimente verfestigt (Diagenese), andererseits Eiweiß und Fette in Kohlenwasserstoffe umgewandelt, die in weiterer Folge aus dem dichten Muttergestein in benachbarte poröse Speichergesteine einwanderten.
Das nicht verfestigte Erdöl-Muttergestein, Vollfaulschlamm oder Sapropel, kann sowohl in abgeschlossenen Süßwasserseen als auch unter bestimmten Bedingungen im Meer entstehen. Zur Bildung von Erdöl sind neben den fossilen marinen Sapropelen folgende biologische Elemente entscheidend: Phytoplankton, Zooplankton, höhere Pflanzen und Bakterien.
Mit der Ablagerung des Sapropels beginnt neben der Diagenese auch eine biochemische Umwandlung der organischen Substanzen. Im jungen Sediment werden anfänglich nur die tierischen Reste durch anaërobe Bakterien in Aminosäuren und verschiedene Arten von Zukker umgewandelt. Erst in einem weiter fortgeschrittenen Stadium der Diagenese werden alle tierischen und pflanzlichen Stoffe unter Abgabe von NH4, CO2 und CH4 in unlösliche organische Sedimente umgewandelt, dem sog. hochpolymeren Kerogen.
Sinkt das Erdöl-Muttergestein im Sedimentationsbecken in Tiefen zwischen 1000 und 2000 Meter ab, so kommt es in Bereiche von höheren Temperaturen. Aber erst bei Überschreitung einer bestimmten Mindesttemperatur (ca. 50o bis 70o, Maximaltemperatur während der Diagenese und der Migration jedoch stets unter 200o) entstehen durch thermische Spaltungen aus den organischen Sedimenten Kohlenwasserstoffe: Erdöl und Erdgas. Die Bildung neuer Kohlenwasserstoffe nimmt mit zunehmender Temperatur und daher auch mit zunehmender Tiefe zu. Eine Bildung von Kohlenwasserstoffen kann solange erfolgen, wie im Kerogen Wasserstoff vorhanden ist. Die Komponenten des Kerogens bestimmen auch die Zusammensetzung des Erdöls.
Fein verteilt, erfährt das neu gebildete Erdöl im feinkörnigen
Muttergestein noch einige Veränderungen (Gasverluste, Crackvorgänge)
und erreicht dann seine Reife (Maturität). Zur Lagerstättenbildung
ist das Erdöl-Muttergestein jedoch nicht geeignet. Die Kohlenwasserstoffe
müssen aus dem Muttergestein in poröse Speichergesteine (Sandsteine
oder zerklüftete Kalkgesteine) wandern. Dieser Vorgang wird als
Migration bezeichnet.[1 Infolge ihrer geringeren
spezifischen Dichte steigen Erdöl und Erdgas stets in höher gelegene
Gesteinsschichten auf.
Für die Ansammlung von Erdöl sind ]
Werden Schichtgesteine durch Verwerfungen gegeneinander verschoben, dann können sich Erdöl und Erdgas in Verwerfungslagerstätten stauen.
Schieben sich Sedimente über schräg gestellte Schichtgesteine und "verschließen" diese, dann können Lagerstätten vom Transgressionstyp entstehen.
Der Antiklinaltyp ist der Idealfall einer Lagerstätte. Die ideale Schichtung der Rohstoffe und die Größe der zu erschließenden Erdöl- und Erdgasvorräte bedingen seine große wirtschaftliche Bedeutung.
Beim Faziestyp werden klüftige oder poröse Gesteine von undurchlässigen umschlossen.
Bewegt sich ein Salzstock aufwärts, dann werden auch die ihn umgebenden Gesteinsschichten gehoben und durch Salz abgedichtet. Öl kann sich nicht nur um den Salzstock ansammeln, sondern auch über einem Salzstock befinden, sofern höher liegende undurchlässige Schichten vorhanden sind. (Kommt in Österreich nicht vor.)
Ölschiefer sind Faulschlammgesteine, aus denen das Erdöl nicht ausgewandert ist. Der Kerogenanteil kann bis zu zehn Prozent betragen. Erst bei Temperaturen bis zu 500 Grad Celsius wird das Kerogen unter Gasabspaltung in ein rohölähnliches Produkt umgewandelt.
Zusammengefaßt: Erdöl und Erdgas können sowohl gemeinsame Lagerstätten bilden als auch getrennt vorkommen. Speichergesteine müssen porös und durchlässig sein. Das Gas kann im Öl gelöst sein oder in Form einer Gaskappe auftreten (vgl. Abb. 1)
Abb. 1, aus[13], p 135, 136, Lagerstättentypen: oben: Antiklinaltyp, mitte: Verwerfungs- und Transgressionstyp, unten: Salzstocktyp
- Gravimetrische Verfahren - Strukturerkundung und Aufsuchung von Ölfallen und Riffen
- Magnetische Verfahren - Übersichtsmessungen, erste Erkundung des Aufbaues von Sedimentbecken
- Geoelektrische Verfahren - in Ergänzung zu seismischen Verfahren
- Seismische Verfahren s. 3.
1.2.1.
GRAVIMETRIE
Ausgangspunkt aller gravimetrischen Messungen ist das Gravitationsgesetz (1786
von I. Newton veröffentlicht):
G = 6,67.10-11 Nm2kg-2... Gravitationskonstante
d.h., die Anziehungskraft F zwischen zwei Massen m1 und m2 ist proportional zu den beiden Massen und verkehrt proportional zum Quadrat ihres Abstandes r.
Gravimetrische Verfahren zählen zu den ältesten Methoden der Erdölexploration. Durch Gravimeter werden Unterschiede in der Fallbeschleunigung ermittelt. Für die Schwerebeschleunigung (Fallbeschleunigung) gilt:
Abb. 2:
örtliche Fallbeschleunigung
mit: M ... Masse der Erde (starr und kugelförmig)
R ... Radius der Erde
... geographische Breite
... Winkelgeschwindigkeit
Aus lokalen Anomalien in der Schwerebeschleunigung kann man auf Dichteunterschiede im Untergrund und damit auch auf Lagerstätten schließen. Für eine Tiefenaufklärung müssen die gemessenen Daten durch entsprechende mathematische Verfahren aufbereitet werden.
Ermittelt werden Schwereanomalien durch Gravimeter, die in verschiedenen Ausführungen verwendet werden. (Ursprünglich verwendete man in der Hauptsache Drehwaagen). Gemessen wird die Beschleunigung, die eine Probemasse an einem bestimmten Ort erfährt.
Die Bestimmung relativer Schwereanomalien beruht bei dynamischen Messungen auf der Messung der Schwingungsdauer eines "Fadenpendels", sog. Schwerependel (Translationssystem). In der angewandten Geophysik werden jedoch fast ausschließlich statische Gravimeter eingesetzt.
Abb. 3, aus [1], p 10: Gravimeter: a) Federpendel (lineares Verhalten), b) Rotationssystem - Waagebalkentyp (lineares Verhalten), c) Waagebalkentyp (nichtlineares Verhalten).
Im einfachsten Fall handelt es sich bei einem statischen Gravimeter um ein Federpendel. Die am Pendel angehängte Masse m erfährt durch die Gewichtskraft eine Beschleunigung. Ist die Masse in Ruhe, so hält die Federkraft der Gewichtskraft das Gleichgewicht und es gilt:
Gewichtskraft ... FG = m.g = k.(x - x0) = F ... Federkraft
mit: m ... Masse des Sensors
g ... örtliche Fallbeschleunigung
k ... Federkonstante
x - x0 ... Längenänderung (Deformation) der Feder.
dx ... Längenänderung, die durch die Änderung der Erdbeschleunigung, dg, hervorgerufen wird.
Die bei derartigen Messungen hervorgerufenen Längenänderungen werden heute elektronisch erfaßt.
Bei einfachen Rotationssystemen ist die Masse m an einem horizontal drehbaren
Balken aufgehängt. Durch eine Torsionsfeder wird der Masse das
Gleichgewicht gehalten. Am Balken herrscht Gleichgewicht, wenn die Summe der
linksdrehenden Drehmomente gleich der Summe der rechtsdrehenden ist. Auch in
diesem Fall kann die durch Schwereanomalien hervorgerufene Änderung des
"Drehwinkels" aus Parametern des Instrumentes ermittelt werden. Eine
schräge Anbringung der Feder erhöht die Empfindlichkeit des Systems.
1.2.2.
MAGNETIK
Das Magnetfeld der Erde kann in seiner Struktur mit dem eines Stabmagneten bzw.
einer stromdurchflossenen Spule verglichen werden. In Tiefen zwischen 2900 -
5100 km ist die Materie bei Temperaturen von mehreren 1000 K flüssig.
Konvektionsströme und eine hohe elektrische Leitfähigkeit der Materie
stellen eine Art selbsterregter "Dynamo" dar, dessen Ströme das Magnetfeld
verursachen.
Die unterschiedlichen magnetischen Eigenschaften der Gesteine bewirken magnetische Anomalien und lassen Rückschlüsse auf die Struktur des Untergrundes und mögliche Lagerstätten zu.
Untersuchungen des Erdmagnetfeldes werden sehr oft von Flugzeugen (Aeromagnetometrie) aus durchgeführt.
Zur Vermessung des Erdmagnetfeldes dienen Magnetometer, im einfachsten Fall handelt es sich dabei um einen Kompaß, Deklinations- bzw. Inklinationsgeräte, ... Ermittlung der Richtung des Magnetfeldes. Messungen durch Flugzeuge werden jedoch nach einem ganz anderen Prinzip ausgeführt: Atomkerne mit einem halbzahligen Spin besitzen ein magnetisches Dipolmoment, das sich in einem äußeren Feld in Richtung der Feldlinien einstellt. Die Gesamtmagnetisierung ergibt sich als Summe der parallel und antiparallel ausgerichteten Dipolmomente. Ein zusätzliches Magnetfeld übt ein Drehmoment auf die "Kern-Kreisel" aus und verursacht eine Präzessionsbewegung (anschauliche Erklärung nach den Gesetzen der klassischen Physik). Die Präzessionsbewegung erfolgt mit einer Frequenz, die proportional zur Frequenz des angelegten Feldes ist. Kennt man das magnetische Moment (für Protonen bekannt!), dann kann man aus der Präzessionsfrequenz auf das verursachende Magnetfeld schließen. Meßgeräte, die auf diesem Prinzip beruhen, heißen Protonenpräzessionsmagnetometer, kurz: Protonenmagnetometer.
In einer Sonde befindet sich eine protonenreiche Flüssigkeit, Wasser oder Alkohol. Sie ist von einer Spule umgeben, die zuerst ein starkes externes Magnetfeld verursacht und nach dessen Abschalten die elektrischen Signale der präzedierenden Protonen registriert. Mittels eines Protonenpräzessionsmagnetometers läßt sich die Intensität des Erdfeldes relativ "einfach" ermitteln, außerdem reagieren Protonenpräzessionsmagnetometer sehr empfindlich auf magnetische Anomalien. Sie sind ferner unabhängig von äußeren Einflüssen wie Temperatur, usw., da zur Auswertung der Ergebnisse nur atomare Konstanten herangezogen werden müssen.
Auch der Zeemanneffekt, d.h. die Aufspaltung von Spektrallinien im Magnetfeld,
kann zur "Vermessung" von Magnetfeldern angewendet werden. Man beobachtet das
Verhalten bestimmter Gase (Rb, Cs, K) im Magnetfeld der Erde und kann daraus
Rückschlüsse auf das irdische Magnetfeld ziehen.
1.2.3.
GEOELEKTRIK
Die Einteilung geoelektrischer Methoden ist schwer zu treffen - die folgende
Abbildung vermittelt eine gute Übersicht.
Abb. 4, nach [7], 2. Teil, p 1: Übersicht über geoelektrische Methoden
Abb. 5, aus [1], 386: "Schematische Darstellung der magnetotellurischen Sondierung."
Bei der Auffindung von Erdöl- und Erdgaslagerstätten ist von den geoelektrischen Methoden die Magnetotellurik von großer Bedeutung. Teilchenströme in der Ionosphäre bzw. Magnetosphäre induzieren in der Erdkruste bis in eine Tiefe von ca. 10 km elektrische Ströme.
Die auf diese Weise hervorgerufenen elektrischen Ströme (besser: Strompulse) und das von ihnen verursachte Magnetfeld werden in der Magnetotellurik untersucht.
Die elektrischen und magnetischen Komponenten des elektromagnetischen Feldes werden einzeln als Funktion der Zeit aufgezeichnet. Nach umfangreichen Auswertungen erhält man eine Verteilung des spezifischen elektrischen Widerstandes.
Die Messung der elektrischen Komponenten erfolgt über Elektroden, die in 1 bis 2 m Tiefe im Boden versenkt werden und zwischen denen elektrische Spannungen gemessen werden. Die magnetischen Eigenschaften können mittels verschiedener Verfahren bestimmt werden, z.B. Torsionsmagnetometer (Dipol, der an einem "Faden" aufgehängt ist; aus der Verdrillung des Fadens kann auf die magnetische Feldstärke geschlossen werden), Induktionsspulen oder auch SQUID-Magnetometer (Supraströme können durch äußere Magnetfelder beeinflußt werden- Josephson Effekt).
Meßmethoden und Auswertung sind sehr aufwendig, magnetotellurische
Untersuchungen daher sehr teuer. Derartige Verfahren werden in bestimmten
Situationen in Ergänzung zu reflexionsseismischen Untersuchungen angewendet.
2.
PHYSIKALISCHE UND GEOPHYSIKALISCHE GRUNDLAGEN
2.1.
PHYSIKALISCHE GRUNDLAGEN
Durch Erdbeben aber auch durch Vibratoren, Sprengungen oder Fallgewichte werden
Bodenerschütterungen ausgelöst. Alle Erschütterungen des Bodens
verursachen seismische, d.h. elastische Wellen. Wie alle Wellen kann man auch
seismische Wellen in Longitudinalwellen (Kompressionswellen oder
P-Wellen) und Transversalwellen (Scherwellen oder S-Wellen)
einteilen (s. Abb. 6).
Bei einer P-Welle erfolgt die Bewegung der Teilchen des Gesteins in Ausbreitungsrichtung. S-Wellen zeigen Deformationen quer zu Ausbreitungsrichtung der Welle. Die Wellenlängen seismischer Wellen liegen im Bereich einiger 10 bis einiger 100 Meter.
Abb. 6, aus [1], p 161: Schematische Darstellung von Kompressions- bzw. Scherwellen
Die Wellen breiten sich im Untergrund durch die verschiedenen Gesteinsschichten aus. Ihre Ausbreitungsgeschwindigkeit nennt man Schichtgeschwindigkeit v ([v] = 1 m/s), diese hängt sowohl von den Eigenschaften des Untergrundes als auch von der Art der Welle ab (Longitudinal- und Transversalwellen breiten sich mit unterschiedlichen Geschwindigkeiten aus). Weist der Untergrund konstante Eigenschaften auf (elastisch - homogen - isotrop), dann breitet sich die Energie als Kugelwelle aus. I.a. ist die Erdkruste jedoch aus verschiedenen Schichten aufgebaut, die Ausbreitungsgeschwindigkeit der Wellen ist von Gesteinshorizont zu Gesteinshorizont verschieden (die Änderung kann sprunghaft oder kontinuierlich erfolgen). An den Grenzflächen zwischen den Gesteinsschichten kommt es zu einer Aufspaltung der seismischen Energie. Ein Teil der Energie dringt in das "zweite" Medium ein, die Welle wird gebrochen. Der andere Teil der Energie wird reflektiert und in Richtung Erdoberfläche "zurückgeschickt".
Die Ausbreitung der Wellen läßt sich mittels "Strahlen" (vgl. Herleitung des Reflexions- und des Brechungsgesetzes nach dem Fermatschen Prinzip) und durch die Gesetze der Wellentheorie (s. Huygenssches Prinzip) beschreiben. Es gelten dieselben Gesetze wie in der Optik!
Fermatsches Prinzip
"Seismische Wellen breiten sich wie Licht zwischen zwei Punkten immer längs desjenigen Weges aus, für den die Ausbreitungszeit minimal ist, das heißt, daß die Laufzeit einer seismischen Welle durch ein Medium minimal ist."
Reflexionsgesetz
Ein Strahl trifft unter einem bestimmten Winkel auf die Grenzfläche zweier Medien. Normal auf die Grenzfläche durch den Auftreffpunkt des Strahles wird ein Lot gefällt. Gemäß dem Reflexionsgesetz wird der eintreffende Strahl unter dem selben Winkel reflektiert.
Einfallswinkel = Reflexionswinkel = '
Abb. 7: Reflexionsgesetz
Herleitung nach dem Fermatschen Prinzip:
Für die von den Strahlen zurückgelegten Wege gilt:
Brechungsgesetz
Der Sinus des Einfallswinkels steht zum Sinus des Brechungswinkels in einem konstanten Verhältnis, das von der Natur der beiden Medien abhängt.
v1 ... Ausbreitungsgeschwindigkeit in Medium 1
v2 ... Ausbreitungsgeschwindigkeit in Medium 2
Bemerkung: Ist die Ausbreitungsgeschwindigkeit im Medium 1 kleiner als im Medium 2, dann kommt es zu einer "Brechung vom Lot" ( < ), ist v1 > v2, dann kommt es zu einer "Brechung zum Lot ( > )". Im ersten Fall kann es bei Überschreitung eines bestimmten Einfallswinkels, des kritischen Winkels, zu einer überkritischen Reflexion kommen. Die Welle tritt dann nicht mehr in das zweite Medium ein, sie wird reflektiert.
Herleitung des Brechungsgesetzes nach Snellius mittels des Fermatschen Prinzips: s. Abb. 8
Abb. 8: Brechung eines Wellenstrahles beim Auftreffen auf die Grenzfläche zweier Medien. Die unterschiedliche Ausbreitungsgeschwindigkeit von P- und S-Wellen ist in der Abbildung nicht berücksichtigt.
q.e.d.
Das Huygenssche Prinzip
Punkte, die von einer Welle zur gleichen Zeit erreicht werden, bilden eine Wellenfläche oder Wellenfront (mit anderen Worten: Eine Wellenfront ist die Menge aller phasengleich schwingenden Punkte). Jeder Punkt einer Wellenfront kann als Ausgangspunkt einer Elementarwelle angesehen werden. Die Überlagerung aller Elementarwellen, die von einer Wellenfront ausgehen, bildet die nächste beobachtbare Wellenfront.
Das Huygenssche Prinzip ist auf alle Wellen anwendbar.
Herleitung des Reflexionsgesetzes mittels des Huygensschen Prinzips:
Auf die Grenzfläche zweier Medien trifft eine ebene Welle. Die einfallenden Strahlen 1, 2 und 3 haben gleichen Abstand und sind untereinander parallel. Die einfallende Wellenfront wird mit W bezeichnet. Trifft die Wellenfront in A auf die Grenzfläche der beiden Medien, dann ist A der Ausgangspunkt einer Elementarwelle, die sich im Medium 1 ausbreitet. In weiterer Folge erreicht die Wellenfront auch die Punkte B und C. Während dieser Zeit kann sich die Elementarwelle um A ausbreiten, die entsprechenden Radien betragen:
Click here for Picture . Auch um B kann sich eine Elementarwelle ausbreiten: Click here for Picture . Die reflektierte Wellenfront W' ergibt sich dann als Umhüllende der Elementarwellen, die von W ausgelöst wurden.
Die Dreiecke ACE und ACD sind kongruent, daher gilt: DAC = ECA. Da die einfallenden Strahlen auf die Wellenfront W normal stehen, und das Einfallslot auf die Grenzfläche normal ist, folgt: = '.
Abb. 9: Herleitung des Reflexionsgesetzes mittels des Huygensschen Prinzips
Herleitung des Brechungsgesetzes, s. Abb. 10:
Wieder läuft eine Wellenfront auf die Grenzfläche zweier Medien zu. Sie sind durch verschiedene Wellengeschwindigkeiten v1 und v2 gekennzeichnet, und es soll gelten: v1 > v2.
Im Fall der Brechung von Wellen wird der Teil der Welle betrachtet, der in das zweite Medium eindringt. Wieder breiten sich um A und B Elementarwellen aus, da die Wellengeschwindigkeit im zweiten Medium jedoch kleiner ist, kann sich die Wellenfront in der Zeit t
Abb. 10: Herleitung des Brechungsgesetzes mittels des Huygensschen Prinzips
nur auf eine Kugelschale mit dem Radius Click here for Picture ausbreiten. Betrachtet man die Winkel DAC und ACF, so gilt: DAC = und ACF = sowie
D.h., der Sinus des Einfallswinkels und der Sinus des Brechungswinkels stehen
in einem konstanten Verhältnis, das nur von den
Ausbreitungsgeschwindigkeiten abhängt.
2.2.
GEOLOGISCHE UND PETROLOGISCHE GRUNDLAGEN
Da der Berechnung der Ausbreitungsgeschwindigkeit von Kompressions- bzw.
Scherwellen aus den Elastizitätskonstanten eher formale Bedeutung zukommt,
sollen im Folgenden aus der Theorie der elastischen Wellen nur einige Punkte
herausgegriffen werden (die auch mit den Möglichkeiten der
"Schulmathematik" in Einklang stehen).
Von einer elastischen Welle spricht man, wenn die auftretenden Spannungen den Verformungen proportional sind. Für alle elastischen Verformungen gilt das Hookesche Gesetz. (In der bekannten Formulierung für die Federkraft (F) lautet es: Click here for Picture
mit: k ... Federkonstante bzw. x ... Deformation)
Click here for Picture Hookesches Gesetz
im eindimensionalen Fall.
Die in der Realität ablaufenden Vorgänge sind wesentlich komplizierter und können daher durch dieses Gesetz nur näherungsweise beschrieben werden.
Aus der Wellengleichung lassen sich die Wellengeschwindigkeiten für Kompressions- bzw. Scherwellen herleiten: Da die Ausbreitungsgeschwindigkeit der Kompressionswellen stets größer ist als die der Scherwellen spricht man, wie schon angegeben, von P-Wellen - "Primärwellen" (primae undae) und S-Wellen - "Sekundärwellen" (secundae undae).
für Kompressionswellen gilt: Click here for Picture Click here for Picture
für Scherwellen gilt: Click here for Picture Click here for Picture
mit: , ... Lamésche Konstanten K ... Kompressionmodul
... Dichte G ... Schermodul
Für die meisten Gesteine gilt: Click here for Picture
Wird auf einen elastischen Körper von allen Seiten Druck ausgeübt, so wird seine Deformation V durch den Kompressionsmodul beschrieben:
Abb. 11, aus [1], p 158: Zur Erklärung des Kompressionsmoduls
Setzt man einen quaderförmigen Block einer Schubspannung (= Scherkraft B'/Querschnitt Q) aus, dann beobachtet man eine Scherung um den Winkel . Der Schermodul G ist daher definiert:
Abb. 12, aus [1], p 158: Zur Erklärung des Schermoduls
In der Praxis geht man in umgekehrter Reihenfolge vor: Man bestimmt die seismischen Geschwindigkeiten und ermittelt daraus die entsprechenden elastischen Konstanten.
Abbildung 13 gibt einen Überblick über den physikalischen Aufbau der Erdkruste und die Geschwindigkeiten der P-Wellen.
Abb. 13, aus [15], p 20 - Aufbau der Erdkruste und Wellengeschwindigkeiten
Verschiedene Gesteinsarten zeigen unterschiedliches elastisches Verhalten. Aber auch in einem einzigen Gesteinstyp können die elastischen Eigenschaften variieren. Folgende Faktoren beeinflussen die Geschwindigkeit seismischer Wellen: nach [8]
Die elastischen Eigenschaften und die Dichten einzelner Gesteinskomponenten und deren Gehalt im entsprechenden Gestein. (Z.B. kann der Gehalt an Kalk in Sedimentgesteinen zu einer starken Zunahme der Geschwindigkeit führen).
Die Porosität des Gesteins. Eine Zunahme der Porosität in Sedimentgestein führt i.a. zu einer Abnahme der Geschwindigkeit. Auch die Porenfüllung wirkt sich auf die Ausbreitungsgeschwindigkeit aus.
Der Druck auf das Skelett, die Zwischenräume und auf die Porosität.
Die Temperatur, die speziell in großen Tiefen die elastischen Eigenschaften des Gesteins direkt und indirekt (Kristallisation, Schmelzen) verändert.
Die Entstehungsgeschichte des Gesteins (Umgestaltung durch chemische oder thermische oder auch physikalische Prozesse).
Das Alter des Gesteins. Alte Gesteine sind im allgemeinen stärker verfestigt und weisen eine geringere Porosität, größere Dichte und höhere Geschwindigkeiten auf als jüngere des gleichen Typs.
Im Hinblick auf die Ausbreitungsgeschwindigkeiten erfolgt nun noch eine Kurzcharakteristik verschiedener Gesteinstypen, vgl. [8]
Sedimentgesteine
In Sedimentgesteinen, die den größten Teil nutzbarer Lagerstätten (Erdöl, Erdgas, Salz, Kohle, Wasser, Erze) umgeben, werden die elastischen Eigenschaften wesentlich bestimmt von Druck, Alter und der Zementation.
Art und Menge des zementierten Stoffes beeinflussen die Ausbreitungsgeschwindigkeit. Seismische Methoden eignen sich gut, um sprunghafte Änderungen in der Zementation (sog. Zementationshorizonte) nachzuweisen.
Mit zunehmendem Alter steigen Verdichtung und Zementation, die seismische Geschwindigkeit erhöht sich. Durch seismische Messungen lassen sich ältere, "liegende" Schichten, aber auch Zementationslücken gut verfolgen.
Auch höherer Druck bewirkt einen Anstieg der Ausbreitungsgeschwindigkeit seismischer Wellen. Die Geschwindigkeit wächst daher mit zunehmender Tiefe, bei hohen Drucken erreicht sie einen Sättigungswert. Gewisse durch Druck hervorgerufene mechanische Verformungen und die daraus resultierenden Geschwindigkeiten sind oftmals irreversibel.
Metamorphe Gesteine
Da metamorphe Gesteine während der Zeit ihres Entstehens großen Drucken und hohen Temperaturen ausgesetzt waren, sind sie stärker verdichtet als Sedimentgesteine und kristallisiert. Die Folge sind größere Elastizitätskonstanten, größere Geschwindigkeiten und i.a. eine geringere Abhängigkeit der Geschwindigkeit von der Tiefe.
Magmatische Gesteine:
Auch magmatische Gesteine weisen im allgemeinen größere Geschwindigkeiten auf als Sedimentgesteine. Bei metamorphen und magmatischen Gesteinen ist ein enger Zusammenhang zwischen Ausbreitungsgeschwindigkeit seismischer Wellen sowie Dichte und Temperatur auffallend.
Ziel aller seismischen Untersuchungen ist es, Aussagen über Strukturen und physikalische Eigenschaften des Untergrundes zu gewinnen. Mittels Computer können die gewonnenen Informationen auch zu dreidimensionalen Modellen verarbeitet werden. Um ein exaktes Tiefenprofil erstellen zu können, müssen die Tiefen von Grenzflächen bzw. Horizonten genau ermittelt werden. Allerdings stimmen die aus seismischen Daten gewonnenen Werte nicht immer mit den tatsächlichen Gegebenheiten überein. Die unterschiedlich starke Verwitterungsschicht, die oberste Schicht der Erdkruste, weist i.a. eine geringere Ausbreitungsgeschwindigkeit auf und führt zu starken Signalveränderungen (hohe Dämpfungen, Verzerrungen bzw. Nachhallerscheinungen).
Eine zweite gesteinsspezifische und daher charakteristische Größe
ist die Absorption. Auch sie verursacht Veränderungen des
seismischen Signals (in Form und Amplitude) und beeinflußt somit die
Qualität eines Seismogramms negativ. Besonders groß ist der
Absorptionseinfluß in hügeligen Gebieten und Sumpfgebieten, aber
auch in Wüsten und Steppen. Die Ermittlung der "spezifischen Absorption"
setzt genaue Amplituden- und Frequenzstudien voraus.
2.3.
TECHNISCHE GRUNDLAGEN UND SEISMISCHE GRUNDBEGRIFFE
Im folgenden Abschnitt erfolgt eine Zusammenstellung einiger wichtiger
technischer Grundlagen bzw. Definitionen spezieller seismischer Grundbegriffe.
Die einzelnen Begriffe sind alphabetisch geordnet.
2.3.1.
TECHNISCHE GRUNDLAGEN
Seismometer
Seismometer dienen der Erfassung der Bodenbewegung (Geophone) oder der Registrierung von Druckwellen im Wasser (Hydrophone).
Ein Geophon ist das zentrale Element bei der Registrierung seismischer Wellen. Man verwendet fast ausschließlich elektromagnetische Geophone, sog. Tauchspul-Geophone. Der elastisch angebrachte Magnet (vgl. Abb. 14) macht aufgrund der Trägheit seiner Masse die auf das Geophon übertragene Bewegung des Bodens nicht mit. Die daraus resultierende Relativbewegung zwischen Magnetfeld und elektrischem Leiter (Spule) induziert in der Spule Spannung. Die elastische Energie der seismischen Signale wird mittels Geophon in ein elektrisches Signal umgewandelt. Prinzipiell ist natürlich auch die umgekehrte Anordnung möglich: Die Spule ist elastisch aufgehängt und der Magnet mit dem Gehäuse verbunden. Dem Induktionsgesetz, Click here for Picture (mit: Uind ... Induktionsspannung, ... magnetischer Fluß), entsprechend kommt es nur auf eine Relativbewegung zwischen Spule und Magnet an.
Abb. 14, aus [1], p 176: Geophon, schematischer Aufbau
Für Spezialmessungen werden auch piezoelektrische Geophone verwendet. Aufgrund des piezoelektrischen Effektes können Druckwellen, die auf einen Schwingquarz auftreffen, in elektrische Spannungen (Signale) umgewandelt werden.
Die Eigenfrequenzen der Geophone, die für reflektierte bzw. refraktierte Wellen verwendet werden, sind unterschiedlich (zw. 10 - 80 Hz, Bodenbewegungen in Größenordnungen von 2,510-10 m). Um ein unerwünschtes Nachschwingen zu verhindern, müssen Geophone gedämpft werden.
In der Praxis verwendet man nicht einzelne Geophone, sondern ganze Geophongruppen. Diese werden entlang einer Meßlinie zusammengeschlossen, s. auch: Geophonauslage.
Hydrophone registrieren, analog Geophonen, Druckwellen im Wasser. In diesem Fall wird das mechanische Signal i.a. mittels Schwingquarz (piezoelektrischer Effekt) in ein elektrisches umgewandelt.
Sprengstoff, Zünder
Der Sprengstoff, Amongelit, Seismogelit oder Geosit, wird elektrisch gezündet. Die Auslösung eines Schusses erfolgt i.a. vom Meßwagen aus.
Abb. 15, aus [8], p 32:
Aufbau eines Zünders bzw. elektrischer Teil einer Schießmaschine
Nach einer elektrischen Kontrolle wird die Zündung durch den Entladungsstrom eines Kondensators (C = 200 F in Abb. 15) ausgelöst. Die Reaktionszeiten moderner Zünder sind kleiner als 1 ms. Das Zerreißen des Zündfadens (der Moment der Sprengung) wird als "Abrißmarkierung" in die Seismogramme eingetragen und dient als Bezugspunkt einer Zeitskala zur Festlegung der seismischen Einsätze.
Vibratoren
Vibratoren sind geländegängige Fahrzeuge, die auch in schwierigem, unwegsamen Gelände einsetzbar sind. Das Führerhaus eines Vibrators ist i.a. vibrationsgedämpft. Das Anpreßgewicht der Bodenplatte kann bis zu 20.103 kg betragen, wobei ein großer Teil der Masse die des Fahrzeuges ist. Die Hauptbestandteile eines Vibrators sind:
Die Bodenplatte, die während der Sweepdauer an den Boden angepreßt wird.
Ein Hydrauliksystem, das die Bodenplatte genau nach dem Sweep bewegt.
Durch das Steuersystem werden die Sweeps der beteiligten Vibratoren elektronisch mit einer Genauigkeit von 0,0005 Sekunden gesteuert.
Das Liftsystem senkt und hebt die Bodenplatte (hydraulisch).
Die Leistung des Dieselmotors kann bis 300 kW betragen. Das Fahrgestell.
Abb. 16: Schematische Darstellung eines Vibrators, aus: Prospekt der Firma PRAKLA SEISMOS
Unter Geophonauslage versteht man eine definierte Anzahl von Geophonen, die im Feld nach einem genauen Schema ausgelegt sind, um die seismischen Wellen, die von verschiedenen Wellenerregern ausgesendet und in der Folge reflektiert bzw. gebrochen werden, aufzunehmen.
Abb. 17, aus[16]: 2 D-Seismik - vertikale Schnittbilder
Werden Wellenerreger und Geophone längs einer Geraden angeordnet, so spricht man von 2 D-Seismik. Derartige Messungen liefern Informationen nur über jene Gesteinsschichten, die senkrecht unter der Meßlinie liegen. Eine räumliche Darstellung des Untergrundes wird erst dann möglich, wenn sowohl Geophone als auch Vibrator- bzw. Schußpunkte flächenhaft angeordnet sind, vgl. Geophon- bzw. Vibratorpattern, 3 D-Seismik.
Abb. 18, aus [16]: dreidimensionales Bild des Untergrundes (135 km2 Meßfläche)
Mehrfachüberdeckung, Stapelung
Ein Punkt im Untergrund wird von mehreren Oberflächenpunkten aus mit Wellen "angeschossen". Die einzelnen Wellenzüge treffen unter verschiedenen Winkeln beim Reflektor bzw. Geophon ein. Durch die verschiedenen Weglängen der ausgesandten bzw. reflektierten Wellen, ist damit zu rechnen, daß Störungen nicht kohärent auftreten, Reflexionen jedoch sehr wohl. Auf diese Weise erreicht man eine Verstärkung der reflektierten Wellen und eine Auslöschung der Störungen. Je höher der Überdeckungsgrad, desto wirksamer ist die Methode und je mehr Daten zur Verfügung stehen, desto sicherer ist auf den tatsächlichen Zustand des Untergrundes zu schließen. Für den Überdeckungsgrad gilt:
Click here for Picture mit: G ... Geophonabstand in Meter
TR ... Anzahl der Geophonspuren
Spa ... Vibrationsabstand, Schußpunktabstand in Meter
Seismogramm
Die von einem Seismographen aufgezeichneten Bodenschwingungen werden in einem Seismogramm als Funktion der Zeit dargestellt.
Sweep
Ein Sweep ist ein mindestens sieben Sekunden langer, genau definierter Wellenzug, dessen Frequenz kontinuierlich geändert wird. Sweeps werden als Energiequelle beim Vibroseis-Verfahren verwendet. s. 3.1.2.
Abb. 19, aus [3], p 138: up and down Sweep
Unterscheidet man die seismischen Verfahren nach dem zugrunde liegenden physikalischen Prinzip, muß man sie, wie schon angegeben, in reflexions- und refraktionsseismische Methoden einteilen. Wählt man den Einsatzbereich als Unterscheidungsmerkmal, so spricht man von Land- bzw. Seeseismik. Werden die Daten elektronisch erfaßt, digitalisiert und ausgewertet, dann spricht man von Digitalseismik. Mittels Computer kann man aus den gewonnenen Daten sofort einen groben Umriß des Flächenprofils des vermessenen Gebietes erstellen.
Da jeder seismischen Untersuchung die Erregung seismischer Wellen vorausgeht,
soll im ersten Abschnitt eine kurze Übersicht über mögliche
Wellenerreger gegeben werden.
3.1.
ERREGUNG SEISMISCHER WELLEN
Seismische Wellen können durch zwei grundsätzlich verschiedene
Methoden hervorgerufen werden: durch Sprengungen bzw. sprengstofflose
Verfahren. In den Anfängen der seismischen Exploration wurden fast
ausschließlich Sprengungen verwendet. Durch eine Sprengung können
sehr hohe Energiedichten freigesetzt werden, man kann jedoch nicht überall
nach dieser Methode vorgehen. Möglichkeiten, Daten elektronisch zu
erfassen bzw. zu verarbeiten, verhalfen den sprengstofflosen Verfahren (mit
entsprechend geringeren Energiedichten) zum Durchbruch.[2 (Beschreibung der Sprengungen und der sprengstofflosen
Verfahren vgl. [8], p 31ff)
]
I.a. stellt man bei Reflexionsmessungen zwei bis drei Meter neben dem Bohrloch ein Geophon auf, um die Aufzeit, das ist die Laufzeit vom Ort der Ladung zur Erdoberfläche, zu bestimmen. Mit Hilfe der Aufzeit werden oberflächennahe Geschwindigkeiten kontrolliert. Sie wird zusammen mit der Abrißzeit als eigene Spur in Seismogrammen eingezeichnet. Eine Bohrung sollte nach Möglichkeit so durchgeführt werden, daß sie die Verwitterungsschicht durchdringt.
Die Sprengladung muß mit großer Vorsicht ins Bohrloch eingeführt werden. Der letzte Teil der Ladung, der sog. Schlag, ist mit dem Zünder versehen. Damit nicht ein Teil der Energie ungenützt nach oben entweichen kann, ausbläst, wird die Ladung mit Sand, Bohrlochflüssigkeit und Wasser verdämmt.
Die Bestimmung der Ladungstiefe ist für die Exploration wichtig. Zur Ermittlung der geeigneten Tiefe führt man oft kleine Probesprengungen durch.
Die benötigte Ladungsmenge hängt vom Verhältnis Ladungsmenge/Bodenbewegung ab. Je größer die Ladungsmenge, desto mehr Energie geht allerdings bei nicht elastischen Verformungen des Gesteins verloren!
Gruppensprengungen
Bessere Ergebnisse als durch eine "große" Sprengung erzielt man durch Gruppensprengungen, d.h. eine Vielzahl kleinerer, zeitlich und räumlich koordinierter Einzelsprengungen. Gruppensprengungen sind nicht nur wirtschaftlicher, sondern durch die Bündelung der Einzelschüsse wird die abgestrahlte Energie gerichtet. Horizontal verlaufende Störwellen interferieren destruktiv, die vertikal verlaufenden Nutzsignale überlagern einander konstruktiv. Bei Gruppensprengungen (meist: Zentralschuß- oder Mehrfachüberdeckungsanordnungen) werden die Einzelschüsse meist gleichzeitig ausgelöst. Will man den Untergrund jedoch in verschiedenen Richtungen durchprüfen, müssen die Einzelschüsse zeitlich verzögert ausgelöst werden.
Statt dem verzögerten Schießen kann man auch durch unterschiedlich tiefe Bohrlöcher Verzögerungen erreichen, da die Ausbreitungsgeschwindigkeiten in den Horizonten verschieden sind.
Luftsprengungen
In unbewohnten oder landwirtschaftlich nicht genutzten Untersuchungsgebieten operiert man am wirtschaftlichsten mit Luftsprengungen. Die Ladungen werden an ein bis zwei Meter langen Stangen befestigt oder einfach auf den Boden gelegt. Ein großer Teil der freigesetzten Energie geht zwar verloren, aber man ist dafür in der Schußanordnung und in der Schußwiederholung sehr flexibel. Der Luftschall bewirkt in den Geophonen eine starke Schwingungsamplitude. Die Geophonauslage bei Reflexionsmessungen muß daher so weit von der Schußanordnung entfernt aufgestellt werden, daß die Störwellen erst nach den Reflexionen bei den Geophonen eintreffen (Entfernung Schußpunkte - Geophone: ca. 1000 bis 1500 Meter).
Seesprengungen
Sprengungen im Wasser sind wirtschaftlicher als am Land, da ein größerer Teil der chemischer Energie in seismische Energie umgesetzt wird. Jedoch treten im Wasser Blubber-Phänomene auf. Wasserteilchen in der Umgebung der Sprengung werden stark beschleunigt, sie bewegen sich aufgrund ihrer Trägheit über ihren Gleichgewichtszustand hinaus und werden anschließend wieder zurückgeworfen. Es entsteht eine Gasblase, deren wenig gedämpfte Schwingungen von den Hydrophonen aufgenommen werden. Blubber-Einsätze können Teile von Seismogrammen unlesbar machen. Blubbereinflüsse können auf verschiedene Weise ausgeschaltet werden:
Eine Zündung der Schüsse dicht unterhalb der Wasseroberfläche führt dazu, daß die entstandene Gasblase schon bei ihrer ersten Ausdehnung die Wasseroberfläche durchstößt.
Bei der Flexotir-Methode wird jede Einzelladung in einer porösen Hohlkugel
aus Stahl gezündet. Man verhindert ein schnelles Austreten der
Schußgase, es kann keine einheitliche Gasblase entstehen.
3.1.2.
SPRENGSTOFFLOSE VERFAHREN
Landmessungen
Fallgewichtsmethode (geringe Tiefen): Von einem Lastwagen fällt eine etwa drei Tonnen schwere Masse aus zwei bis drei Metern Höhe zu Boden. Bei Messungen bewegen sich die Lastwagen nach einer genau definierten Linie. Ausgewertet werden die im Boden reflektierten Signale.
Bei den folgenden Verfahren wird Bewegung der Masse (Platte oder Stempel) gegen den Boden jeweils geeignet verstärkt:
Verfahren Masse wird gegen den Boden gepreßt durch
Impaktor Federn
Terrapakt Preßluft
Dyna Pulse Druckwelle, die von einem Lichtbogen ausgeht
Dinoseisverfahren Energie, die bei der Verbrennung eines
Propan-Sauerstoff-Gemisches frei wird
Rogacord Kolben führt in einem speziellen Bohrloch
erzwungene Schwingungen aus, über Öldruck
gesteuert
Vibroseis "Vibrator", s. auch 2.3.
Vibroseis-Verfahren[3]
Beim Vibroseis-Verfahren arbeitet man im Gegensatz zu den bisher angeführten Methoden mit permanenter Anregung. Der Vibrator (Energiequelle) erzeugt ca. 7 Sekunden lang eine definierte Folge von Signalen, "Sweep". Die Bodenplatte, verstärkt durch die Masse des Vibrators, wird in dieser Zeit entsprechend der Sweepfrequenz hydraulisch gegen den Boden gepreßt.
Die Frequenz des Sweeps kann frei gewählt werden und damit der Problemstellung bzw. der Explorationstiefe angepaßt werden.
Dem ausgesandten Signal überlagern sich im Übertragungsmedium verschiedene Störungen, ein Teil der Energie geht auch bei der Übertragung verloren. Man schätzt, daß nur 1/10000stel bis zu 1/50000stel der Energie vom Sender bis zum Empfänger gelangt (Schimunek 1979).
Abb. 20, aus [1], p 173: Vergleich Sweep - Explosion
Seemessungen
Weiterentwicklungen des Echolotverfahrens [Pinger, Boomer (102-103 J) und Sparker (104-105 J)] liefern kurzzeitig energiereiche Impulse, die eine strukturelle Aufklärung von Tiefseeböden erlauben.
Luftpulser: Ein plötzliches Entspannen hochkomprimierter Luft löst (explosionsartig) die seismische Welle aus.
Flexichoc: Eine durch Unterdruck hervorgerufene Implosion verursacht die Welle (weniger Nachschwingungen als bei einer Explosion).
Vaporchoc-Verfahren: Überhitzter Dampf wird unter hohem Druck in das umgebende Wasser eingespritzt, wo er implosionsartig kondensiert.
Vibroseismethode: Der Sweep wird in diesem Fall von der Bewegung eines Kolbens hervorgerufen.
Je dichter die Besiedelung in einem Gebiet, desto wichtiger ist der Einsatz sprengstoffloser Verfahren. Sprengstofflose Methoden können auch in der Nacht eingesetzt werden, wodurch die Wirtschaftlichkeit gesteigert werden kann. Auch sind in der Nacht die Erschütterungen des Bodens (natürliche Bodenunruhe) geringer.
Vorteile des Vibroseis-Verfahrens: Arbeit mit kleinen Energiemengen.
Anregungsenergie ist sehr gut regelbar (veränderliche Frequenz).
Keine Bohr- und Sprengstoffkosten.
Summationstechnik ideal verwirklicht.
Nachteile des Vibroseis-Verfahrens: Erzeugung von Oberflächenwellen.
Schwieriger Einsatz im Urwald, Sumpf und im Hochgebirge.
3.2.
DIE REFLEXIONSSEISMIK
3.2.1.
GRUNDLAGEN
Anhand nachfolgender (stark vereinfachter) Abbildung soll das Prinzip der
Reflexionsseismik noch einmal erklärt werden. Im Punkt O wird das
seismische Signal durch Vibratoren oder Sprengung erregt. Die Laufzeit des in
den Untergrund eindringenden und dann reflektierten, bzw. des direkten Signals
wird gemessen. Ist die Ausbreitungsgeschwindigkeit der seismischen Wellen
bekannt, kann aus der Laufzeit (T) und der Geschwindigkeit (v) die
Eindringtiefe der Wellen bzw. die Tiefe (h) bzw. die Neigung der
reflektierenden Grenzfläche, im speziellen der Lagerstätte, berechnet
werden.
In Abb. 21 sind die Laufzeitkurven der direkten und der ersten bzw. zweiten reflektierten Welle dargestellt. Bezeichnet man den Abstand 0 (Schußpunkt) - G3 (Geophon) mit x und die Schichtdicke mit h und nimmt man eine mittlere Geschwindigkeit v an, so gilt für die Laufzeit T:
Abb. 21: aus [6], p 217
Daraus folgt: die Laufzeitkurven der reflektierten Wellen sind Hyperbeln, für die gilt:
Reflexionen treten stets dann auf, wenn sich der Wellenwiderstand v, d.h. entweder die Dichte oder die Ausbreitungsgeschwindigkeit v, ändert.
Die Reflexionsseismik ist die erfolgreichste Methode der angewandten Geophysik, im speziellen auch bei der Erdölexploration. Im Vergleich zur Refraktionsseismik ermöglichen kürzere Laufwege und höhere Frequenzen, Sedimentlagen in mehreren Kilometern Tiefe zu unterscheiden (untereinander liegende Schichten können getrennt und als unterschiedliche Einsätze beobachtet werden). Das hohe Auflösungsvermögen, das von keiner anderen geophysikalischen Methode erreicht wird, ist im besonderen bei der Erdölexploration von Bedeutung, da in diesen Fällen oft schwierige Strukturen zu untersuchen sind.
Auch bei Reflexionsmessungen ist die Verwitterungsschicht schwierig zu behandeln. Sie ruft, wie schon erwähnt, eine Veränderung des Signals (Absorption bzw. Verzerrung) hervor. Eine Erhöhung der "Primärenergie" kann das Problem nicht lösen, denn höhere Anregungsenergien führen auch zu einer Zunahme der Störwellen. Eine Lösung des Problems bieten Weitwinkelmessungen (ev. in Verbindung mit Refraktionsverfahren), gebündeltes Schießen, in wenig besiedelten Gebieten (Steppen und Wiesen) kann auch das Luftschießen angewendet werden.
Im ersten Fall, der Weitwinkelmessung, ist die Geophonauslage so weit vom Schußpunkt entfernt, daß die Störwellen aufgrund ihrer geringeren Geschwindigkeiten erst nach dem Nutzsignal bei den Geophonen eintreffen.
Die ursprünglich bei reflexionsseismischen Untersuchungen fast ausschließlich verwendete Zentralaufstellung (beiderseits des Schußpunktes werden je zwölf Geophonmuster im Abstand von zehn bis fünfzig Metern aufgestellt; auch hier übt die Verwitterungsschichte wieder negative Einflüsse aus!) ist von derjenigen der Mehrfachüberdeckung ersetzt worden. Wie schon angegeben, wird bei derartigen Anordnungen jedes Element der reflektierenden Schicht mehrmals von seismischen Wellen getroffen, jedesmal unter einem anderen Winkel. In diesem Fall sind nicht nur zwei Geophonauslagen, sondern drei im Einsatz, während die vierte neu verlegt wird. Von jedem Reflexionselement erhält man auf diese Weise mehrere Einsätze. Bei der Auswertung der Ergebnisse werden die Laufzeitunterschiede rechnerisch beseitigt und alle Signale eines Elementes summiert - gestapelt.
In Abbildung 22 ist das Prinzip der Mehrfachüberdeckung als kontinuierliches Profilschießen dargestellt.
Abb. 22, aus [8], p 87: Prinzip der Mehrfachüberdeckung, Zwölffachüberdeckung. Nach der Registrierung der Schüsse A-L wird die halbe Aufstellung links abgebaut und rechts vorgeschoben.
Die von den Geophonen kontinuierlich aufgenommenen und auf Magnetband aufgezeichneten Meßwerte (Bodenbewegungen) müssen in Zahlen bzw. Zahlenreihen umgesetzt werden, da die Daten digital aufgezeichnet werden. Bei der Digitalisierung dürfen natürlich weder Informationen verfälscht noch verloren werden. Vor einer Interpretation müssen die Daten bearbeitet werden, sog. seismisches Processing (vgl. [1], p 182ff). Die in diesem Stadium ablaufenden, teils sehr komplexen und komplizierten Prozesse (beispielsweise Korrelationen) können nur anhand einiger weniger Begriffe angedeutet werden. Eine schematische Übersicht stellt Abbildung 23 dar.
Abb. 23, aus [1], p 182
Felddaten und Meßprotokolle, die alle externen Parameter der einzelnen Messungen enthalten, müssen überprüft werden. Erst dann können sie editiert werden. Beim Demultiplexen werden die nach Einsatzzeiten geordneten Daten spurenweise geordnet.
Bei der Amplitudenkorrektur ("Verstärkung") werden die Amplituden im Mittel auf das gleiche Niveau angehoben.
Statische Korrekturen gleichen topographische und oberflächennahe Effekte aus. Bei der Bezugsniveaukorrektur werden Aufstellungshöhen und die Tiefe des Schußbohrloches berücksichtigt. Alle Laufzeiten werden auf ein Bezugsniveau reduziert, das in oder unter der Schußhöhe liegen muß.
Einflüsse der Verwitterungsschicht werden durch die Laufzeit der direkten Welle beim Aufzeitschießen korrigiert. (In einem seichten Bohrloch wird ein Schuß gezündet und die Laufzeit der direkten Welle zum Bohrlochmund ermittelt.)
Bei Mehrfachüberdeckungsanordnungen erhält man über jedes Reflexionselement mehrfache Informationen. Beim Stapelprozeß müssen die Daten der Einzelspuren so ausgewählt und addiert werden, daß optimale Aussagen möglich werden. Eine Sortierung bzw. Stapelung kann nach folgenden Gesichtspunkten erfolgen:
- nach gemeinsamem Quellpunkt ( Anordnung am Feldband)
- nach gemeinsamem Empfänger; Beide Prozesse erlauben in der Folge statische Korrekturen.
- nach gemeinsamem Abstand von Quelle und Empfänger Ermittlung der Reflektorneigung
- nach gemeinsamem Mittelpunkt zwischen Quelle und Empfänger - CMP Sortierung common midpoint gather oder: CDP Sortierung (common depth point gather)
Darstellung des Reflexionselementes
Abb. 24., aus [1], p 186, CMP Anordnung bei horizontalem Reflektor
Abb. 25, aus [1], p 186:
Stapeldiagramm
Alle Signale, die vom gleichen Reflexionselement ausgehen, haben annähernd gleiche Form (trotz unterschiedlicher Strahlenwege). Um den Stapelprozeß effektiv zu gestalten, müssen die Laufzeitunterschiede der einzelnen Strahlen berechnet werden, mit anderen Worten: Man verschiebt die Einzelspuren so gegeneinander, daß die Primärreflexionen phasengleich erscheinen. Man bezeichnet diesen Vorgang als dynamische Korrektur oder NMO-Korrektur ("normal mouveout").
Für die Zunahme der Laufzeit gilt im Falle eines horizontalen reflektierenden Elementes: Bezeichnet man die Laufzeit mit T und den gesamten zurückgelegten Weg mit L, dann gilt entsprechend nebenstehender Skizze unter der Annahme einer mittleren Geschwindigkeit v:
Abb. 26 aus [1], p 187 Bezeichnet man mit To die Laufzeit des senkrechten Strahles, dann folgt:
Ist das reflektierende Element unter einem Winkel gegen die Horizontale geneigt, dann gilt:
Abb. 27, aus [1], p 187
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Sind die NMO-Zeiten bekannt, dann können die Signale gestapelt werden.
Abb. 28, aus [1], p 188 - Stapelprozeß
In Abbildung 28 ist schematisch die Stapelung aller Spuren einer CDP Gruppe auf jene Spur dargestellt, die man erhält, wenn Schußpunkt und Empfänger zusammenfallen.
Vorteile der Stapelung von Daten:
- Starke Reduzierung der seismischen Spuren.
- Unterdrückung des stets vorhandenen Rauschens und der Mehrfachreflexionen.
- Die Primärreflexionen werden kohärent aufsummiert und heben sich daher vom Rauschen deutlicher ab.
In weiterer Folge müssen die aufgrund von Mehrfachreflexionen vorhandenen Störsignale ausgefiltert werden - aufwendige mathematische Verfahren! Störsignale liefern keine Informationen, im Gegenteil, sie verschleiern die tatsächlichen.
Einzelne Bearbeitungsschritte müssen mehrmals durchlaufen bzw. ihre Reihenfolge geändert werden. An manchen Stellen muß gegebenenfalls auch eine Interpretation vorweggenommen werden.
Nach der Aufarbeitung der Daten beginnt der Prozeß der seismischen Modellbildung und die Phase der Interpretation. Aus seismischen Oberflächenmessungen muß auf die Beschaffenheit des Untergrundes geschlossen werden. Eine Lösung dieser Aufgabe, des sog. inversen seismischen Problems, kann anhand vieler Ansätze erfolgen. Gesicherte und fundierte Interpretationen erfordern stets mehrere Bearbeitungsschritte, wobei auch Stadien des Processing erneut durchlaufen werden können, solange bis eine größtmögliche Optimierung erreicht worden ist.
Ein entscheidender Schritt in diesem Stadium ist die seismische Migration. Es handelt sich dabei um mathematische Verfahren, durch die der "Lauf" der seismischen Signale (rechnerisch) bis zum Zeitpunkt bzw. Ort ihrer Entstehung zurückverfolgt wird. Unter der Voraussetzung, daß die Geschwindigkeit bekannt ist, kann das zur Zeit t = 0 "explodierende Wellenfeld" berechnet werden entsprechend dem "exploding reflector model". Ergebnisse derartiger Auswertungen sind entweder migrierte Zeitprofile oder migrierte Tiefenprofile bzw. 3D-migrierte Darstellungen.
Das Ziel jeder Modellbildung bzw. Interpretation ist ein möglichst
unverfälschtes Bild des Untergrundes.
3.3.
REFRAKTIONSSEISMIK
Da refraktionsseismische Methoden bei der Erdölexploration von geringerer
Bedeutung sind, soll in der folgenden Darstellung nur auf einige markante
Punkte hingewiesen werden. Methoden der Refraktionsseismik eignen sich vor
allem zur Erforschung und Kartierung des kristallinen Grundgebirges, bzw. in
besonderer Weise zur Erkennung oberflächennaher Schichten.
Jede seismische, an der Erdoberfläche erzeugte Welle breitet sich in einem homogenen Gesteinskörper nach allen Richtungen gleichmäßig aus. Dargestellt werden kann die Ausbreitung anhand der entsprechenden Wellenstrahlen. Sobald der Wellenstrahl auf einen Gesteinskörper mit anderen physikalisch - geologischen Eigenschaften trifft, wird ein Teil dieser Welle reflektiert. Der andere Teil der Welle dringt in den Gesteinskörper ein und wird gemäß dem Brechungsgesetz gebrochen. Die Welle ändert ihre Ausbreitungsrichtung.
Die verschiedenen Eigenschaften der Gesteinsschichten ergeben für die seismische Welle verschiedene Geschwindigkeiten, die Schichtgeschwindigkeit.
Weist nun eine tiefer liegende Schicht eine größere Geschwindigkeit auf als die darüberliegende, dann wird für einen bestimmten Einfallswinkel iC der Brechungswinkel 90o betragen. Die Welle dringt nicht mehr in den unteren Gesteinskörper ein. Ein Teil der Energie wird unter ihrem Einfallswinkel zurückgeworfen. Man spricht von überkritischer Reflexion bzw. Weitwinkelreflexion, analog der Totalreflexion in der Optik. Ein anderer Teil der Welle läuft an der Grenzschicht der beiden Gesteinskörper entlang. D.h., überkritische Reflexionen sind mit dem Auftreten einer weiteren Welle, der Mintrop-Welle oder Kopfwelle, verbunden. Die Geschwindigkeit dieser Wellen ist größer als die Scheingeschwindigkeit Click here for Picture der direkten Welle, weswegen Kopfwellen auch in großer Entfernung stets die Ersteinsätze in Seismogrammen bilden, auch wenn ihre Amplituden sehr viel kleiner sind als die der überkritisch reflektierten Wellen.
Abb. 29, aus [1], p 229 Laufzeitkurven für refraktierten Wellen
Sofern es nicht zu einer überkritischen Reflexion kommt, ist die Richtungsänderung, die eine Welle durch Brechung erfährt, stets kleiner als 90o. Damit ein Strahl wieder an die Erdoberfläche gelangen kann, muß er mehrmals reflektiert werden. Mögliche Brechungsvorgänge sind in Abbildung 30 dargestellt.
Abb. 30, aus [1], p 226, Wellenstrahlen verschiedener gebrochener Wellen.
Bei refraktionsseismischen Untersuchungen müssen die verwendeten Sprengladungen aufgrund der längeren Wege, die eine Welle zurücklegt, größer sein als in der Reflexionsseismik. Sprengstofflose Verfahren werden daher noch nicht im selben Maß eingesetzt wie in der Reflexionsseismik. Da während der Ausbreitung der Welle die hohen Frequenzen stärker absorbiert werden als die niedrigeren, müssen bei der Registrierung Geophone mit tieferen Eigenfrequenzen verwendet werden.
Überblick über mögliche Einsatzbereiche der Refraktionsseismik:
Verwitterungsschichtprobleme: Ermittlung genauer Informationen über oberflächennahe Geschwindigkeiten und über die Mächtigkeiten der Schichten, die zur Laufzeitkorrektur von Reflexions- und Refraktionsmessungen benötigt werden.
Ingenieurseismik (Flach-Seismik) - Ermittlung der Eigenschaften des Untergrundes bei Damm- und Brückenbauten (i.a. ergänzende geoelektrische Untersuchungen).
Spezialmessungen zur Festlegung von vertikal verlaufenden Grenzflächen.
Ziel tiefenseismischer Sondierungen (TSS) ist die Bestimmung der Geschwindigkeitsverteilung bis in Tiefen von 100 km.
In kaum erforschten Gebieten werden Übersichtsmessungen zur
Vorbereitung späterer Reflexionsmessungen durchgeführt.
4.
SEISMISCHE MESSUNGEN DER ÖMV IM
NöRDLICHEN
WIENER BECKEN, AUERSTHAL 1994
4.1.
AUERSTHAL
Am 12. Oktober 1994 war es soweit! Nach der freundlichen Vermittlung von Herrn
Professor Dr. Niesner und Herrn Professor Dr. Schmöller von der
montanistischen Universität in Leoben an die Firma Schlumberger
PRAKLA-SEISMOS war es möglich, seismische Messungen live zu erleben. Frau
Professor Willau und ich machten uns an diesem Tag um vier Uhr früh mit
der Bahn auf den Weg nach Wien, wo uns Herr Dipl. Ing. Willau in Kagran
erwartete. Mit dem Privatauto erreichten wir nach einer halben Stunde Fahrt
Auersthal.
Im Büro der Firma PRAKLA-SEISMOS wurden wir von Herrn Dipl. Ing. Boekler und Herrn Dr. Zeissl freundlichst empfangen. Zur Einführung sahen wir einen Film, der Aufschluß über die Einsatzmöglichkeiten der Seismik gab. In Auersthal selbst verwendet man das Vibroseis - Verfahren. Nach der Erläuterung der wichtigsten Grundbegriffe begann der interessanteste Teil des Tages: Die Beobachtung der praktischen Arbeiten. Zuerst konnten wir uns über die Arbeit in Büros und Werkstätten informieren und erhielten viele Detailinformationen über die Messungen.
"Vor Ort" sahen wir die in Linien ausgelegten Kabel und Geophone. Längs einer Linie befindet sich im Abstand von jeweils 50 m ein Meßpunkt (Details s. Abb. 33). Normal zu diesen Geophonspuren sind die Verbindungskabel zum Meßwagen gelegt, der i.a. im Zentrum des zu vermessenden Gebietes aufgestellt ist.
Nach einigem Suchen fanden wir die Wellenerreger, in diesem Fall die Vibratoren. Vier Vibratoren, die hintereinander herfuhren, säumten das Gelände, oder besser gesagt die Straße. Die Vibratoren bewegen sich normal zur Richtung der Geophonspuren. Sie rütteln im Abstand von ca. zehn Sekunden und bewegen sich im Anschluß daran immer um einige Meter vorwärts. Die Weiterbewegung der Vibratoren bestimmt der Fahrer, der im ersten Vibrator sitzt. Den Befehl zum Vibrieren bekommen die Vibros vom Meßwagen aus über Funk, damit der Sweep aller vier Vibratoren exakt zur gleichen Zeit beginnt.
Nach mehrstündigen interessanten Beobachtungen im Feld konnten wir die tatsächlichen Meßpunkte und Vibrationspunkte noch einmal anhand einer Computergraphik verfolgen.
Nach dem Mittagessen mußten wir uns verabschieden und die Rückreise nach Wien bzw. nach Salzburg antreten.
An dieser Stelle sei Herrn Dr. Zeissl und Herrn Dipl. Ing. Boekler noch einmal sehr herzlich gedankt für Ihr Entgegenkommen und all Ihre Bemühungen, uns in die Arbeitsweisen der angewandten Geophysik im Bereich der Erdölexploration einzuführen. Für mich war dieser Tag sehr informativ und aufschlußreich, ich werde ihn nicht so schnell vergessen. Er hat nicht nur meinen Studien im Rahmen der Fachbereichsarbeit Leben verliehen, sondern auch meinen Berufswunsch verstärkt.
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4.2.
ÖL UND GASFELDER IM WIENER BECKEN
Abb. 31, aus, [11], p 310, 311: Öl- und Gasfelder im Wiener Becken,
sowie: Profil durch den Raum des Wiener Beckens
Allen Feldmessungen voraus geht eine detaillierte Vermessung des zu untersuchenden Geländes. Die Position der Meßpunkte und der Vibrationspunkte muß genau bekannt sein, denn nur in diesem Fall kann eine exakte Auswertung der Daten erfolgen (statische und dynamische Korrekturen, Stapelung, ...). In weiterer Folge muß das Einverständnis aller Grundeigentümer eingeholt werden, auf deren Grundstück Messungen geplant sind, d.h. über deren Grundstück Meßlinien bzw. Vibratorstraßen verlaufen.
Beim Vibroseis-Verfahren wird die Energie in Form eines Sweeps abgestrahlt. Die elektronisch gesteuerte Hydraulik prägt dem Boden einen definierten Wellenzug von einigen Sekunden Dauer auf. Um die Energiedichte zu erhöhen werden i.a. mindestes drei Vibratoren eingesetzt. In Auersthal arbeiten vier Vibratoren synchron. Der Einsatz für den Sweep kommt vom Meßwagen über Funk.
Der Meßwagen stellt die Kontroll- und Kommandoeinheit dar. Nachdem die Vibratoren das Signal empfangen haben, startet der Sweep, d.h., die Vibratoren beginnen den Boden zu erschüttern. Im selben Augenblick beginnt auch das Registriersystem im Meßwagen zu arbeiten. Die durch die Vibratoren erzeugten Schwingungen werden von den Geophonen aufgenommen. Alle Meßwerte einer Spur werden in SU-Units gespeichert. Von diesen werden die gewonnen Daten über Kabel zum meistens im Zentrum des zu vermessenden Gebietes aufgestellten Meßwagen übertragen. Im Meßwagen werden die Daten jedes einzelnen Geophons auf Magnetband gespeichert.
Abb. 32, aus [8], p 93: Arbeitsschema beim Vibroseis-Verfahren nach PRAKLA-SEISMOS
Nach einer bestimmten Anzahl Sweeps pro Vibrationspunkt bewegen sich die Vibratoren in definierten Abständen bis zum nächsten Punkt. Theoretisch soll die Bewegung der Vibratoren senkrecht zu den Meßlinien erfolgen. Jedoch können sowohl Meßlinien bzw. auch die Vibratorlinie nicht immer nach den Idealplänen verlegt bzw. befahren werden (Hindernisse, Verbote...).
Folgende Seite: Informationsblatt der ÖMV über die Messungen in Auersthal.
Das gesamte in Auersthal 1994 untersuchte Gebiet hat eine Ausdehnung von 11,5 mal 14,5 km. Im nördlichen Teil des Gebietes, vgl. vorangehender Plan, wurden die seismischen Wellen durch Sprengungen ausgelöst. (Meßlinien im Abstand von 150 m.)
Nebenstehende Abbildung legt die Messungen mittels Vibroseisverfahrens näher dar. Die Meßlinien haben einen Abstand von je 300 m. Die einzelnen Meßpunkte sind 50 m voneinander entfernt.
An jedem Geophonpunkt liegt eine Kette mit 24 Geophonen. In der SU-Unit (Feldbox) jedes Punktes werden die seismischen Wellen registriert und vorverstärkt. In der Mitte jeder Meßlinie werden alle Meßergebnisse in der sog. CSU-Unit erfaßt und zum Meßwagen weitergeleitet.
Die Vibratorstraßen sollen senkrecht zu den Meßlinien verlaufen. Die Vibrationspunkte haben ebenfalls einen Abstand von 50 m.
Zusammenfassende Übersicht
Abstand
Meßlinien 300 m
Geophonpunkte 50 m 24 Geophone
pro
Geophonpunkt
Vibrationspun 50 m 10 Sweeps
kte pro
Vibrationspu
nkt
Sweep Anzahl 10 pro Punkt,
(Up-Sweep)
Dauer 16 Sekunden
Frequenz 12 - 84 Hz
Grad der Überdeckung 2000 %Click here for Picture
Abb. 33:
Schematische Darstellung der Messungen im Wiener Becken
Abb. 34, aus [10], Schematische Darstellung der Reflexionsseismik - Meßprinzip bzw. Seismogramm eines Vibrationspunktes.
Gas, Öl und Salzwasser sind entsprechend ihrer Dichte gelagert.
Auf den folgenden Seiten geben einige Fotos Einblick in Praxis der Vibroseismik am Beispiel der Messungen im Gebiet um Auersthal.
Der Meßwagen ist die zentrale Kontroll- und Kommandoeinheit.
Die Vibratoren sind über Funk mit dem Meßwagen verbunden.
Im Meßwagen erfolgt auch die Aufzeichnung aller Meßdaten.
Blick in das Innere des Meßwagens - oben in der Mitte befindet sich der Sweep-Generator.
oben: Die vier Vibratoren im Einsatz - sie müssen sich in definierten Abständen bewegen.
rechts bzw. unten:
Vibrator - bzw. Bodenplatte, die hydraulisch bewegt wird und den Sweep abgibt.
rechts: Geophonauslage im freien Gelände, pro Meßpunkt sind 24 Geophone angeordnet.
unten:
Geophonpunkt Nr. 190, Linie 36.
Feldboxen: SU-Unit (zwei Anschlüsse) und CSU-Unit - das rote Kabel ist die Verbindung zum Meßwagen.
Geophonauslage in bewohntem Gebiet
Geophon bzw. Vibratorpattern - theoretisch sollten die Vibratorstraßen (rot) stets senkrecht zu den Meßlinien (grau) verlaufen. Aus verschiedensten Gründen muß jedoch in der Realität von den Idealvorgaben abgewichen werden.
Folgende Seite: CDP-ausgewertetes Profil einer ÖMV-Messung.
Auf den Seiten 42 und 43 erfolgt eine Zusammenstellung einiger englischer Fachbegriffe, aus [3], p 227.
alternating current Wechselstrom
amplifier Verstärker
angle of emergence (emersion) Austrittswinkel
angle of incidence Einfallswinkel
anticline structure Antiklinalstruktur
apparent resistivity scheinbarer Widerstand
apparent velocity Scheingeschwindigkeit
attenuation Dämpfung, Schwächung
average velocity mittlere Geschwindigkeit
body wave Raumwelle
boundaries of salt-plugs Salzstockflanken
bulk modulus Kompressionsmodul
common depth point gemeinsamer Tiefenpunkt, gemeinsamer Reflexionspunkt im Untergrund
common offset plane migration Migration in den Ebenen gleicher Schuß-/Empfänger-Ent fernungen
compressional waves Kompressionswellen, Longitudinalwellen
conductance elektrische Leitfähigkeit
conductor elektrischer Leiter
constant of gravitation Gravitationskonstante
core of the earth Erdkern
critical angle kritischer Winkel
cross section seismische Profildarstellung (meist Zeitdarstellung, auch migrierte Darstellung)
damping Dämpfung
density Dichte
diffracted wave gebeugte Welle
diffraction Beugung
earth attraction Erdanziehung
earth magnetic field Magnetfeld der Erde
earthquake Erdbeben
earthquake waves Erdbebenwellen
elevation correction Höhenkorrektur
facies variations fazielle Änderungen
fan-shooting Fächerschießen
first breaks Ersteinsätze in Seismogrammen
frequency Frequenz
geological boundaries geologische Grenzflächen
geophone spread Geophonaufstellung
impedance Scheinwiderstand
inclines layer (plane) geneigte Fläche
interval velocity Intervallgeschwindigkeit
layer Schicht, Lage, Horizont
level of reverence Bezugsniveau
magnetic flux magnetischer Fluß, magnetische Induktion
magnetic tape Magnetband
mirror point Spiegelpunkt
multiple coverage Mehrfachüberdeckung
multiple reflexions Mehrfachreflexionen
noise Störenergie, Rauschen, Störung
normal mouve out (NMO) normale hyperbelförmige Krümmung der Einsätze von Reflexionen. Sie ergibt für jede Geophonaufstellung bei vorgegebener Geschwindigkeit der seismischen Wellen eine bestimmte Zeitverzögerung gegen die Reflexionszeit für den senkrechten Einfall.
overvoltage Überspannung
path of a wave Wellenweg
phase shift Phasenverschiebung
point of intersection Schnittpunkt
ray Strahl
record Registrierstreifen, Seismogramm (auch Magnetbandauf nahme eines Seismogramms)
resistivity Widerstand
salt-plug Salzstock
seismic lines seismische Profillinien
shear waves Scherwellen, Transversalwellen
shot point Schußpunkt
specific resistance spezifischer Widerstand
split spread Zentralaufstellung
stacking stapeln
surface waves Oberflächenwellen
telluric current Erdstrom
time depth curve Zeit/Tiefenkurve
travel time Laufzeit
uphole time Aufzeit
velocity scan Geschwindigkeit gegen Tiefe oder Laufzeit aufgetragen
wave front Wellenfront
wave length Wellenlänge
wavelet kurzer Wellenzug
well logging Bohrlochmessung
ERKLäRUNG
üBER DIE ABFASSUNG DER ARBEIT
Vorliegende Arbeit habe ich selbst verfaßt und als Quellen nur die
angegebene Literatur verwendet.
LITERATUR
[1]: BENDER Friedrich: Angewandte Geowissenschaften, Band 2, Enke Verlag,
Stuttgart, 1985
[2]: BRINKMANN Roland: Abriß der Geologie, Band 1, Allgemeine Geologie, Enke Verlag, 14. Auflage, 1990
[3]: DOHR Gerhard: Applied Geophysics, Introduction to Geophysical Prospecting, Ferdinand Enke Publishers Stuttgart, 1981, 2. Auflage
[4]: DOBRIN Milton B.: Introduction to Geophysical Prospecting McGraw-Hill Book Company, New York, Second Edition, 1960
[5]: ERDÖL und ERDGAS in Österreich, herausgegeben von F. Brix und O. Schultz, Naturhistorisches Museum Wien, 2. Auflage 1993
[6]: KERTZ Walter: Einführung in die Geophysik, Bibliographisches Institut, Mannheim Wien Zürich, 1969
[7]: KLAMMER W.: Angewandte Geophysik, Skriptum der Hochschülerschaft an der Montanistischen Universität Leoben, Vorlesung von Prof. F. WEBER, 1981
[8]: MEISSNER R. und L. STEGENA: Praxis der seismischen Feldmessung und Auswertung, Verlag Gebrüder Borntraeger, Berlin Stuttgart, 1977
[9]: MILITZER Heinz (Hrsg.) und F. WEBER: Angewandte Geophysik, Band 3 Seismik, Springer Verlag 1987
[10]: ÖMV Unternehmensgruppe: Erdöl und Erdgas, Entstehung, Suche, Förderung, Transport und Verarbeitung, Jugend- und Volk Verlagsgesellschaft, Wien, 3. Auflage 1990
[11]: PETRASCHECK Walther: Lagerstättenlehre, Eine Einführung in die Wissenschaft von den mineralischen Bodenschätzen, E. Schweitzerbart'sche Verlagsbuchhandlung, Stuttgart, 1982
[12]: PFEIFFER L. / M. KURZE / G. MATHÉ: Einführung in die Petrologie, Akademieverlag, Berlin, 1981
[13]: RICHTER Dieter: Allgemeine Geologie, Walter de Gruyter, Berlin New York, 1992, 4. Auflage.
[14]: RICHTER M. und D. RICHTER: Geologie, Westermann, Braunschweig, 1991, 4. Auflage.
[15]: SCHICK R. und G. SCHNEIDER: Physik des Erdkörpers, Ferdinand Enke Verlag, Stuttgart, 1973
[16]: W.E.G: Wirtschaftsverband Erdöl- und Erdgasgewinnung, Seismik, Auf
der Suche nach Erdgas, Hannover
PROTOKOLL
Juni/Juli 1994:
Erste konkrete Themenbesprechungen - grober Umriß - Zusammenhänge mit der "Erdölphysik" - physikalische Methoden in der Montanistik.
27. Juli 1994:
Leoben - Literatursuche in der Bibliothek der Montanuniversität - Eingrenzung des Themas auf physikalische Methoden bei der Suche nach Erdöl bzw. Erdgas - speziell seismische Methoden
20. September 1994:
Einreichung des Themas beim Landesschulrat für Salzburg
September:
Bibliotheksbesuche und Literatursuche
September/Oktober:
Überblick über die theoretischen Grundlagen anhand der Literatur - erste Exzerpte.
12. Oktober 1994:
Exkursion nach Auersthal
Oktober/November/Dezember 1994:
Bearbeitung einzelner Kapitel: allgemeine Grundlagen - Erdölentstehung; Seismik - wöchentliche kurze Besprechungen mit Frau Professor Willau
Weihnachtsferien
Gesamtkonzept der Arbeit - Ausarbeitung der einzelnen Kapitel; Erfassung des Textes mit Computer; Fertigstellung des ersten Entwurfes der Arbeit
28./29. Jänner 1995:
Ergänzungen zu einigen Kapiteln; Umsetzung der Layout-Vorstellungen am Computer
19. Februar 1995:
Letzte Korrekturen - Erstellung der endgültigen Version der Arbeit; - Einfügung der Abbildungen. In den folgenden Tagen kopieren und binden der Arbeit.
