Anwendung und Verifizierung von 2-D Geoelektrik (ERT) auf geomorphologische Fragestellungen in Verbindung mit anderen geophysikalischen Methoden

Inhaltsverzeichnis

  Symbol und Abkürzungsverzeichnis  6

  Abbildungsverzeichnis  7

  Tabellenverzeichnis  10

1  Einleitung  11

1.1  Fragestellung und Zielsetzung  11

1.2  Untersuchungsgebiete  13

2  Das Prinzip geoelektrischer Messungen  15

2.1  Grundlagen  15

2.2  Die elektrische Leitfähigkeit  15

2.3  Verfahren geoelektrischer Messungen  18

2.3.1  Die Eigenpotentialmethode  19

2.3.2  Widerstandsgeoelektrik  21

2.3.3  Induktionsgeoelektrik  22

2.3.4  Magnetotellurik  23

3  Elektrische Widerstandstomographie (ERT)  24

3.1  Methodik  24

3.2  Instrumentarium  26

3.3  Praktische Durchführung  29

3.3.1  Gesteinsfeuchtemessung  29

3.3.2  Messungen auf Hangrutschung und Schutthalden  31

3.4  Modellierung  33

3.5  Inversionsparameter  37

4  Weitere geophysikalische Methoden  39

4.1  Georadar (GPR)  39

4.2  Refraktionsseismik  42

4.3  Leitfähigkeitsmessung  44

4.4  TDR-Feuchtemessung  46

5  Untersuchung der Gesteinsfeuchte und ihrer Entwicklung beim  

  Frostwechsel an alpinen Felswänden  47

5.1  Beschreibung der Untersuchungsgebiete  47

5.1.1  Am Seinsbach  47

5.1.2  Wendelstein  48

5.1.3  Karwendel  48

5.2  Monitoring eines Frostzyklus im Messgebiet Am Seinsbach  50

5.3  Monitoring eines Frostwechsels im Karwendel  61

5.4  Weitere Messungen an alpinen Felswänden  72

5.5  Abschätzung der spezifischen Widerstände von Kalkstein  76

6  Ermittlung von Mächtigkeit und Struktur alpiner Lockersedimente  78

6.1  Beschreibung der Untersuchungsgebiete  78

6.1.1  Tegelberg  78

6.1.2  Kühtai  79

6.1.3  Parzinn  80

6.2  Untersuchung der Schutthalden im Grüble auf dem Tegelberg  80

6.2.1  Geoelektrische Erkundung in Verbindung mit Kleinrammbohrungen  80

6.2.2  Vergleich mit den Ergebnissen einer GPR-Messung  86

6.3  Geoelektrische Messungen auf den Schutthalden am Neunerkogel im  

  Messgebiet Kühtai  89

6.4  Untersuchung der Schutthalden an der Dremelspitze im Messgebiet Parzinn  94

6.4.1  Geoelektrische Erkundung  94

6.4.2  Vergleich mit den Ergebnissen von Georadar und Refraktionsseismik  98

6.5  Abschätzung der spezifischen Widerstände von alpinen Lockersedimenten  103

7  Untersuchung von Aufbau und Mächtigkeit eines randalpinen  

  Rutschkörpers am Schliersberg  104

7.1  Beschreibung des Untersuchungsgebiets  104

7.2  Anordnung der Messprofile  105

7.3  Untersuchung der Hangrutschung in vier differenzierten Abschnitten  106

7.3.1  Erkundung des Schuttstroms im zentralen Rutschungsabschnitt  106

7.3.2  Geoelekrische Messung im Bereich des Anrisses  110

7.3.3  Erkundung der Hangstruktur seitlich des Schuttstroms  112

7.3.4  Untersuchung des unteren Rutschungsbereichs  113

8  Zusammenfassung  115

8.1  Gesteinsfeuchtemessungen  115

8.2  Erkundung alpiner Lockersedimente  116

8.3  Erkundung eines Rutschkörpers  117

8.4  Schlussbetrachtung  118

  Literaturverzeichnis  119

Symbol- und Abkürzungsverzeichnis

elektrische Feldstärke [V m -1 ] E G elektrischer Leitwert [S]

I elektrische Stromstärke [A] Stromdichte [A m -2 ] J R elektrischer Widerstand [ ] U elektrische Spannung [V] ûU Potentialdifferenz [V] k Konfigurationsfaktor [m] Dielektrizitätskonstante [A s V -1 m -1 ] elektrische Feldkonstante [A s V -1 m -1 ]

0

relative Dielektrizitätszahl [1] r magnetische Permeabilität [V s A -1 m -1 ] spezifischer Widerstand [ m] !

scheinbarer spezifischer Widerstand [ m] ! s elektrische Leitfähigkeit [S m -1 ]

ERT Electrical resistivity tomography EMR Elektromagnetisches Reflexionsverfahren GPR Ground penetrating radar TDR Time domain reflectometry WARR Wide angle reflection and refraction

6

Abbildungsverzeichnis

  Abb 1: Lage der Untersuchungsgebiete  13

  Abb 2: Schematische Übersicht von Methoden der Geoelektrik  19

  Abb 3: Messanordnungen der Eigenpotentialmessung  20

  Abb 4: Prinzip der Widerstandsmessung mit einer Vierpunktanordnung  22

  Abb 5: Messanordnungen in der Widerstandsgeoelektrik  25

  Abb 6: GeoTom RES IP (Messgebiet Schliersberg Juni 2004)  27

  Abb 7: ERT-Installation (Messgebiet Seinsbach März 2004)  30

  Abb 8: Aneinanderreihung mehrerer Messstrecken  32

  Abb 9: Schematischer Ablauf eines Wenner-Arrays  33

  Abb 10: Verteilung der Sensitivität im Wenner-Array  35

  Abb 11: Messprinzip Georadar  40

  Abb 12: Darstellung der Messung im Radargramm  41

  Abb 13: Seismische Geschwindigkeiten in verschiedenen Materialien  43

  Abb 14: Prinzip der Refraktionsseismik  44

  Abb 15: Verteilung der Felddichte im Fels bei Sondeninstallation in 5 cm  

  Tiefe  45

  Abb 16: Lage des Messgebiets Seinsbach  47

  Abb 17: Lage der Messstrecke am Wendelstein  48

  Abb 18: Lage der Messstrecke im Karwendel  49

  Abb 19: Felstemperaturen in 5 bzw 6 cm Tiefe während der Monitoring  

  einsätze  50

  Abb 20: Messstrecke am Seinsbach (März 2004)  51

  Abb 21: Luft und Felstemperaturen während des Monitorings am Seins  

  bach (März 2004)  52

  Abb 22: Korrelation zwischen Gesteinsfeuchte und spezifischem Widerstand  53

  Abb 23: Widerstandsmodell des Messprofils am Seinsbach in der Nacht vom  

05.03.2004  auf den 06 03 2004: Prozess des Gefrierens zwischen  

15:30  Uhr und 02:00 Uhr  54

  Abb 24: Durchschnittlicher spezifischer Widerstand in Layer 1  55

  Abb 25: Indexierte Entwicklung des spezifischen Widerstands in verschiede  

  nen Tiefen während eines Frostzyklus  57

  Abb 26: Widerstandsmodell des Messprofils am Seinsbach in der Nacht  

  vom 05 03 2004 auf den 06 03 2004: Entwicklung von 5:00 Uhr  

  bis 11:15 Uhr  58

  Abb 27: Spezifischer Widerstand von Kalkstein nach verschiedenen  

  Autoren  59

  Abb 28: Messprofil Karwendel (Mai 2004)  61

  Abb 29: Temperaturverlauf während des Monitorings im Karwendel  

  (Mai 2004)  62

  Abb 30: Oberflächenstruktur des Messprofils im Karwendel (Mai 2004)  63

  Abb 31: Zusammenhang von RMS error und hohen Widerständen  64

  Abb 32: Widerstandsmodell des Messprofils im Karwendel in der Nacht  

  vom 08 05 2004 auf den 09 05 2004: Entwicklung von 13:30 Uhr  

  bis 8:30 Uhr  65

  Abb 33: Entwicklung des spezifischen Widerstands zweier benachbarter  

  Profilpunkte in Layer 1  66

  Abb 34: Spezifischer Widerstand in verschiedenen Tiefen während des  

  Monitorings im Karwendel  67

  Abb 35: Indexierte Entwicklung des spezifischen Widerstands im Profilab  

  schnitt 60 cm bis 140 cm während des Frosteintritts  68

  Abb 36: Entwicklung des Widerstandsmodells von 8:30 Uhr bis 13:30 Uhr  69

  Abb 37: Installierte TDR-Sonde im Karwendel (Mai 2004)  70

  Abb 38: Ergebnis der TDR-Messung während des Monitorings im Kar  

  wendel  70

  Abb 39: Messstrecke am Wendelstein (Mai 2004)  72

  Abb 40: Temperaturverlauf während des Monitorings am Wendelstein  

  (Mai 2004)  73

  Abb 41: Widerstandsmodell Wendelstein um 17:30 Uhr  74

  Abb 42: Parallele Installation von Schraub und Klebeelektroden im  

  Untersuchungsgebiet Seinsbach (Februar 2005)  74

  Abb 43: Vergleich der Übergangswiderstände zwischen zwei Elektroden  75

  Abb 44: Vergleich der Widerstandsmodelle mit Schraubelektroden und  

  Klebeelektroden  75

  Abb 45: Verteilung der Messwerte nach Messgebiet und Frostverhältnissen  76

  Abb 46: Lage der Untersuchungsflächen am Tegelberg  78

  Abb 47: Lage der Untersuchungsflächen im Kühtai  79

  Abb 48: Lage der Untersuchungsflächen im Parzinn  80

  Abb 49: Lage der Messstrecke Tegel-SO (Juni 2004)  81

  Abb 50: Widerstandsprofil Tegel-SO  82

  Abb 51: Ergebnis der ERT-Messung Tegel-SO  84

  Abb 52: Widerstandsprofil Tegel-SW  85

  Abb 53: Lage der Messstrecke Tegel-SW (Juni 2004)  86

  Abb 54: Radargramm Tegel-SO  87

  Abb 55: Vergleich von GPR und ERT-Messung  88

  Abb 56: Lage der Messstrecken Neunerk-nord l und Neunerk-nord q  

  (Juli 2004)  89

  Abb 57: Ergebnis der ERT-Messung Neunerk-nord l  90

  Abb 58: Ergebnis der ERT-Messung Neunerk-nord q  92

  Abb 59: Ergebnis der ERT-Messung Neunerk-sued l  93

  Abb 60: Messbedingungen beim Querprofil (Neunerk-sued q)  93

  Abb 61: Lage der Messstrecken Dremel 1 und Dremel 2 (August 2004)  94

  Abb 62: Ergebnis der ERT-Messung Dremel 1  95

  Abb 63: Ergebnis der ERT-Messung Dremel 2  97

  Abb 64: Vergleich der Ergebnisse von ERT Bodenradar und Refraktions  

  seismik (Dremel 1)  99

  Abb 65: Modell des Profils Dremel 1  100

  Abb 66: Vergleich der Ergebnisse von ERT Bodenradar und Refraktions  

  seismik (Dremel 2)  101

  Abb 67: Modell des Profils Dremel 2  102

  Abb 68: Lage der Hangrutschung am Schliersberg  104

  Abb 69: Lage der Messprofile auf der Hangrutschung  105

  Abb 70: Unterer Abschnitt des Schuttstroms (Juni 2004)  107

  Abb 71: ERT-Längsprofil Schuttstrom (sb verfl-l)  107

  Abb 72: ERT-Querprofile sb verfl-q kurz (1) und sb-verfl q lang (2)  108

  Abb 73: Vergleich zwischen ERT und TDR-Messung  109

  Abb 74: Korrelation zwischen Feuchtegehalt und spezifischem Widerstand  

  im Messprofil  110

  Abb 75: Widerstandsmodell im Bereich des Anrisses (sb anriss-l)  111

  Abb 76: ERT-Profile sb wald-l (1) und sb wald-q (2)  112

  Abb 77: ERT-Längsprofile sb nord-l lang (1) und sb nord-l kurz (2)  114

Tabellenverzeichnis

  Tab 1: Spezifische Widerstände verschiedener Materialien  18

  Tab 2: Qualitative Bewertung der gebräuchlichsten Messanordnungen  26

  Tab 3: Angewendete Messauslagen  28

  Tab 4: Ausrüstung zur Messung der Gesteinsfeuchte  29

  Tab 5: Berechnung des Konfigurationsfaktors  34

  Tab 6: Modellqualität anhängig von RMS error und Anteil der interpolier  

  ten Daten  37

  Tab 7: Übersicht der wichtigsten Inversionsparameter  38

  Tab 8: Typische relative Dielektrizitätszahlen und Ausbreitungsgeschwin  

  digkeiten verschiedener Materialien  41

  Tab 9: Durchgeführte Messungen am Seinsbach (März 2004)  51

  Tab 10: Prozentuale Verteilung der Messwerte in Widerstandsbereichen  

  (Seinsbach)  60

  Tab 11: Prozentuale Verteilung der Messwerte in Widerstandsbereichen  

  (Karwendel)  71

  Tab 12: Typische spezifische Widerstände von Kalkstein in verschiedenen  

  Zuständen  77

  Tab 13: Zuordnung der gemessenen spezifischen Widerstände zur Akkumu  

  lationsform  103

  Tab 14: Übersicht der Profile am Schliersberg mit RMS error  106

1 Einleitung

1.1 Fragestellung und Zielsetzung

Viele Fragestellungen in der Geomorphologie beziehen sich auf die Beschaffenheit des Untergrunds. Informationen über die Beschaffenheit und Struktur des Untergrunds sind nach traditionellen Arbeitsmethoden jedoch oft nur schwer oder gar nicht zu beschaffen. Geophysikalische Methoden, wie sie in vielen Bereichen bereits eingesetzt werden, können hier einen großen Beitrag leisten. In dieser Arbeit sollen die Möglichkeiten der 2-D Geoelektrik für die Anwendung auf verschiede Fragestellungen in der Geomorphologie untersucht und beschrieben werden. Die 2-D Geoelektrik ermöglicht die Aufzeichnung von zweidimensionalen Widerstandsprofilen des Untergrunds. Dieses Verfahren wird als Elektrische Widerstandstomographie (ERT) bezeichnet und ist prinzipiell auf zahlreiche Untersuchungsgegenstände anwendbar. In vielen Bereichen ist der Kenntnisstand über die Verwendbarkeit dieser Methode jedoch eher gering (Kneisel 2003; Hoffmann & Schrott 2003). Speziell Untersuchungen zur Gesteinsfeuchte an alpinen Felswänden stellen als Einsatzgebiet geoelektrischer Messungen Neuland dar (Sass 2005). Verbreitet ist die Anwendung der Geoelektrik in den Geowissenschaften dagegen bei der Erkundung von Permafrost (Rennert 1991; Hauck & Vonder Mühll 2003; Kneisel & Hauck 2003).

In dieser Arbeit soll nun die Eignung der Methode für folgende drei Einsatzzwecke untersucht werden:

- Die Messung der Gesteinsfeuchte im Zuge der Forschungen zu Frostsprengung und Steinschlag an alpinen Felswänden stellte bislang ein Problem dar und konnte nur exemplarisch und punktuell erfolgen. Eine Methode ist die gravimetrische Bestimmung des Feuchtegehalts (Sass 1998). Dabei werden Proben aus dem Fels geschlagen und möglichst vor Ort gewogen. Im Labor erfolgt eine Trocknung der Proben, so dass aus der Gewichtsdifferenz der Feuchtegehalt bestimmt werden kann. Gesteinsfeuchtemessungen mittels Leitfähigkeitsmessung stellen demgegenüber einen großen Fortschritt dar. Dabei wird der Leitwert zwischen zwei im Fels angebrachten Leitfähigkeitssonden gemessen und daraus der Feuchtegehalt des Gesteins berechnet (Sass 1998). Auch diese Methode kann jedoch nur punktuelle Aussagen liefern. Mithilfe der 2-D Geoelektrik sollen eine genauere Analyse der kleinräumigen Feuchteverteilung erfolgen und Informationen über

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das Verhalten der Gesteinsfeuchte beim Frostwechsel gewonnen werden. Erste Voruntersuchungen wurden von Sass (2003) durchgeführt.

- Die Mächtigkeit und Struktur alpiner Schutthalden steht in unmittelbarem Zusammen- hang mit dem alpinen Steinschlag. Die zeitliche Entstehung und der stratigraphische Aufbau wurden bislang in erster Linie über Berechnungen bezüglich der Abtragsmengen ermittelt (Sass 1998). Auch der Einsatz geoseismischer Methoden ist in dieser Disziplin bereits erprobt (Hoffmann & Schrott 2003; Hecht 2003). Über die Möglichkeiten geoelektrischer Erkundungen liegen jedoch nur vereinzelt Ergebnisse vor, zumeist in Verbindung mit Untersuchungen zu alpinem Permafrost (Hauck & Vonder Mühll 2003; Kneisel & Hauck 2003; Rennert 1991). Die prinzipielle Eignung der Geoelektrik ist diesbezüglich bekannt, Untersuchungen zu Aufbau und Struktur sind jedoch bislang stets mit einem Fragezeichen behaftet. Vergleichende Untersuchungen mit verschiedenen Methoden können dem Abhilfe schaffen. Aus diesem Grund werden die geoelektrischen Untersuchungen in dieser Arbeit zum Teil von parallel durchgeführten Messungen mit alternativen Methoden begleitet. Zum Einsatz kommen Bodenradar und Refraktionsseismik, sowie Kleinrammbohrungen. Dies soll der Verifizierung der durch die ERT gewonnenen Erkenntnisse dienen.

- Ein weiteres Einsatzgebiet der Geoelektrik im Rahmen dieser Arbeit stellt die Untersuchung eines alpinen Rutschkörpers am bayerischen Alpenrand dar. Den Fragen zu Mächtigkeit und Bewegung des Schuttstroms wurde bereits mit vielfältigen Methoden begegnet (Sass & Wetzel, unveröffentlicht). Erkenntnisse zur Bewegung wurden mittels kontinuierlich nachgemessenen Pflockreihen und durch Extensometermessungen ermittelt. Weitere Erkenntnisse konnten mittels Vegetationskartierung und Luftbild- auswertung gewonnen werden. Der Aufbau und die Struktur der Rutschung wurden durch bodenhydrologische Messungen und Kleinrammbohrungen untersucht. In dieser Arbeit sollen die Erkenntnisse über Struktur und Mächtigkeit durch die Erstellung von Widerstandsprofilen mithilfe der 2-D Geoelektrik erweitert werden.

Ziel dieser Arbeit ist, neben der Datengewinnung für verschiedene universitäre Forschungsprojekte, die Beurteilung der 2-D Geoelektrik bezüglich ihrer Eignung für Ein- satzzwecke in der Geomorphologie. Es soll deshalb gezeigt werden, welche Informationen

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mithilfe der ERT gewonnen werden können und mit welchem Aufwand die Untersu- chungen verbunden sind. Zudem soll eine Beurteilung der Qualität und der Zuverlässigkeit der gewonnenen Daten erfolgen.

1.2 Untersuchungsgebiete

Die im Zuge dieser Arbeit durchgeführten Messungen erfolgten an sieben verschiedenen Standorten im nördlichen Alpenraum. Die Auswahl der Messstellen erfolgte abhängig vom Untersuchungszweck. Die Lage der Untersuchungsgebiete ist in Abb. 1 dargestellt.

Für die Messungen zur Gesteinsfeuchte wurden Standorte gewählt, die in erster Linie ideale Vorraussetzungen für die Messungen boten und zudem gut erreichbar waren. Die drei gewählten Untersuchungsgebiete lagen alle in den Nördlichen Kalkalpen. Da für die Messungen spezifische Temperaturen vorhanden sein sollten, wurde vor allem die Höhenlage abhängig von der Witterung gewählt.

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Die Messungen auf alpinen Schutthalden wurden an zwei Standorten in den Nördlichen Kalkalpen und an einem Standort in den Zentralalpen durchgeführt. Als Auswahlkriterien waren in erster Linie die Ausprägung der Schutthalde und, aufgrund des Zusammenhangs mit dem Forschungsprojekt Steinschlag, ein gut abgrenzbarer Abtragsraum von Bedeutung. Eine gute Erreichbarkeit des Untersuchungsgebietes war aufgrund der teilweise umfangreichen Ausrüstung unabdingbar.

Im Untersuchungsgebiet „Schliersberg“ wurden die Messungen auf einem alpinen Rutschkörper durchgeführt. Der Standort liegt am Nordhang des Schliersbergs im Mangfallgebirge, nordöstlich des Schliersees. Die Messungen fanden im Rahmen eines Geländepraktikums im Juni 2004 statt.

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2 Das Prinzip geoelektrischer Messungen

2.1 Grundlagen

Sämtliche Bestandteile der Erdoberfläche wirken als mehr oder weniger guter elektrischer Leiter. Dies betrifft sowohl Festgestein und Sedimente, als auch organische und flüssige Substanzen (Berckhemer 1997). Da sich die Leitfähigkeiten der verschiedenen Materialien gravierend voneinander unterscheiden, ermöglicht es eine systematische Erfassung der Leitfähigkeiten an verschiedenen Punkten, Aussagen über den Aufbau der untersuchten Räume zu treffen. Hierbei ist es von Bedeutung, mit welcher Genauigkeit die erfassten Leitfähigkeiten lokal zugeordnet werden können. Bezieht sich eine Messung auf einen größeren Raum, so erhält man lediglich einen undifferenzierten Durchschnittswert.

Das Ziel geoelektrischer Messungen ist es, aus den ermittelten Leitfähigkeiten die Strukturen des Untergrunds und dessen stofflichen Aufbau zu rekonstruieren. Dieses Prinzip findet dabei in vielen Bereichen Anwendung. Dazu zählen nicht nur wissenschaftliche Untersuchungen, sondern auch ökonomische. Über Leitfähigkeitsunter- schiede können unter anderem Lagerstätten für Rohstoffe und Grundwasservorkommen ausfindig gemacht werden. Des Weiteren findet die Geoelektrik Anwendung in der Altlastenerkundung (Vogelsang 1993; Knödel et al. 2005) und der Archäologie (Osten 2003). Die wissenschaftlichen Einsatzgebiete liegen in der geologischen Kartierung des Untergrunds, der Bestimmung von Bodenfeuchtegehalten und in verschiedenen geomorphologischen Fragestellungen (Hansel 1978; Kaus 1992; Kneisel 2003; Zhou et al. 2002). Ein wesentliches Einsatzgebiet der Geoelektrik im wissenschaftlichen Bereich ist derzeit die Erkundung von Permafrostvorkommen (Rennert 1991; Hauck & Vonder Mühll 2003; Kneisel & Hauck 2003). Aufgrund der hohen Leitfähigkeitsunterschiede zwischen gefrorenem und nicht gefrorenem Material, ist der Einsatz von geoelektrischen Messungen für diese Fragestellung nahe liegend.

2.2 Die elektrische Leitfähigkeit

Die elektrische Leitfähigkeit () bestimmt zusammen mit der Dielektrizitätskonstante () und der magnetischen Permeabilität () das Ausbreitungsverhalten elektromagnetischer

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Felder in einem Medium. Bei geoelektrischen Messungen im niederfrequenten Bereich sind die Dielektrizitätskonstante und die magnetische Permeabilität vernachlässigbar. Sie spielen vor allem bei hochfrequenten Radarmessungen eine Rolle (Knödel et al. 2005). In einem isotropen Material ist die elektrische Leitfähigkeit eine skalare Größe und beschreibt das Verhältnis zwischen Stromdichte (J) und elektrischer Feldstärke (E):

J

V

E

Die elektrische Feldstärke wird in Volt pro Meter (V m -1 ) gemessen, die Stromdichte in Ampere pro Quadratmeter (A m -2 ). Die elektrische Leitfähigkeit wird in Siemens pro Meter (S m -1 ) angegeben.

1 S m -1 = 1 A V -1 m -1

Demnach gilt:

1 S = 1 A V -1 = -1

Siemens ist dabei die Einheit für den elektrischen Leitwert (G), welcher den Kehrwert des elektrischen Widerstands (R) bildet, also:

1

G

R

Der Kehrwert der elektrischen Leitfähigkeit ist der spezifische Widerstand (!):

1

U

V

Der spezifische Widerstand wird in Ohmmeter ( m) angegeben.

Der elektrische Widerstand und der Leitwert sind streckenabhängige Messgrößen und daher nicht unmittelbar zur Charakterisierung von Materialeigenschaften geeignet. Um Aussagen über das untersuchte Medium treffen zu können, müssen deshalb der spezifische Widerstand, beziehungsweise die elektrische Leitfähigkeit, bestimmt werden (Berckhemer 1997).

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Die elektrische Leitfähigkeit ist materialspezifisch und beruht auf folgenden Faktoren (Berckhemer 1997; Knödel et al. 2005):

- Elektronische (metallische) Leitfähigkeit Der elektrische Strom wird durch freie Elektronen gebildet. Diese so genannte Matrixleitfähigkeit findet in erster Linie in metallischen Leitern statt. Im Bereich der Geowissenschaften spielt sie nur in stark erzhaltigen Gesteinen eine Rolle, beziehungsweise, wenn metallische Fremdkörper im Untersuchungsgebiet vorliegen (Leitungen, Rohre).

- Elektrolytische Leitfähigkeit Der Ladungstransport findet durch Ionen von gelösten Salzen statt. Diese Leitfähigkeit ist in nichtmetallischen Leitern fast ausschließlich für den Ladungstransport verantwortlich. Der Grad der Leitfähigkeit ist in erster Linie vom Ionenreichtum der Lösung abhängig. Zum anderen spielt aber auch die Verteilung der Wassersättigung eine Rolle. Handelt es sich um voneinander isolierte gesättigte Bereiche, kann kein Ladungstransport stattfinden. Dagegen reicht bereits ein dünner geschlossener Wasserfilm, um die Leitfähigkeit eines Gesteines um ein Vielfaches zu erhöhen.

- Grenzflächenleitfähigkeit Diese Leitfähigkeit spielt vor allem bei Tonen eine Rolle und wird mit deren Kationenaustauschvermögen in Verbindung gebracht. Sie wird auch in Sanden beobachtet, wo vermutlich die Wechselwirkung zwischen der Porenflüssigkeit und der Gesteinsmatrix für die Ladungsverschiebung verantwortlich ist.

- Dielektrische Leitung Hierbei handelt es sich um örtliche Verschiebungen von elektrischen Ladungen. Dies tritt vor allem in Isolatoren und schlecht leitenden Formationen auf. Die Ströme fließen aufgrund von Polarisationseffekten innerhalb der atomaren Strukturen. Die Ladungen bleiben dabei an das Material gebunden.

Zur Messung der elektrischen Leitfähigkeit wird ein elektrischer Strom benötigt, welcher durch das zu untersuchende Medium fließt. Dies kann zum Beispiel durch zwei Elektroden

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erreicht werden, an welchen eine Potentialdifferenz angelegt wird. Es kann jedoch auch durch Anlegen eines zeitlich veränderlichen Magnetfelds ein Strom induziert werden.

Die Erfassung der elektrischen Leitfähigkeit beziehungsweise des spezifischen Widerstands ermöglicht es, Aussagen über die Beschaffenheit des Untergrunds zu treffen. Dabei ist zu bedenken, dass der spezifische Widerstand auch materialabhängig in gewissen Grenzen eine variable Größe ist. Speziell der Feuchtigkeitsgehalt eines Mediums kann dessen spezifischen Widerstand um ein vielfaches verändern (Knödel et al. 2005). In Tab. 1 ist eine Zusammenstellung von spezifischen Widerständen verschiedener Materialien dargestellt. Diese beruhen auf den Untersuchungen verschiedener Autoren. Da diese teilweise zu erheblich voneinander abweichenden Ergebnissen kommen (vgl. Abb. 27), ist in Tab. 1 jeweils der Kernbereich, sowie die maximale Spanne der ermittelten Widerstandsbereiche dargestellt.

Tab. 1: Spezifische Widerstände verschiedener Materialien (nach Knödel et al. 2005; Loke 2004; Kneisel

2003; Hauck & Vonder Mühll 2003; Lowrie 1997; Vogelsang 1993)

2.3 Verfahren geoelektrischer Messungen

Unter dem Begriff Geoelektrik werden verschiedene Verfahren zusammengefasst. Dazu zählen sowohl elektrische als auch elektromagnetische Methoden, welche nach der Art der

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Anregung und der verwendeten Stromquelle unterschieden werden. Die Anregung kann durch das natürliche Potential, durch Elektroden oder induktiv stattfinden. Als Stromquelle kann Gleichstrom oder Wechselstrom verwendet werden (Berckhemer 1997). Abb. 2 differenziert die geoelektrischen Messungen in vier prinzipielle Methoden, abhängig von Art und Quelle des Stroms. Die folgende Zusammenstellung folgt im wesentlichen Knödel et al. (2005).

Abb. 2: Schematische Übersicht von Methoden der Geoelektrik

2.3.1 Die Eigenpotentialmethode

Bei der Eigenpotentialmethode wird das elektrische Feld der natürlichen, im leitfähigen Untergrund fließenden, Gleichströme gemessen. Ursache der Ströme sind natürlich ablaufende elektrochemische und elektrokinetische Prozesse.

Elektrochemische Prozesse führen zur Entstehung von Redox-, Diffusions- und Membranpotentialen. Redoxpotentiale bilden sich durch Oxidations- und Reduktionsprozesse unter Beteiligung von Elektronenleitern, wie Erzen oder graphitführenden Schichten. Dabei entwickeln sich Stromsysteme mit Dipolcharakter, welche auch als Geobatterie bezeichnet werden. Diffusions- und Membranpotentiale entstehen durch Ionenaustauschprozesse. Diffusionspotentiale bilden sich beim Aufeinandertreffen von verschieden ionisierten Lösungen durch die unterschiedliche Wandergeschwindigkeit von Kationen und Anionen. Die daraus resultierende

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Ladungstrennung führt zur Entstehung eines Eigenpotentials. Die Entstehung von Membranpotentialen ist an die Austauschkapazität von Tonmineralen gebunden, sie wirken als so genanntes Ionensieb.

Elektrokinetische Prozesse führen zur Entstehung von Fließ- und Strömungspotentialen. Dies geschieht vor allem beim Versickern von Niederschlagswasser oder im Grundwasser. Hier führt die Wechselwirkung von elektrokinetischen und elektrochemischen Vorgängen an der Kontaktfläche von Wasser und Gestein zu einer Ladungstrennung innerhalb der elektrischen Doppelschicht. Das dadurch gebildete Strömungspotential ist abhängig von der Fließgeschwindigkeit und vom Ionengehalt des Wassers.

Die Messung des Eigenpotentials erfolgt mittels zweier im Boden versenkter Elektroden. Diese dürfen nicht polarisierbar sein, da sich sonst ein Kontaktpotential zwischen Elektrode und Elektrolyt im Boden ausbildet. Eine Elektrode wird als Referenzsonde außerhalb der Untersuchungsfläche gesetzt, die zweite Elektrode durchläuft als so genannte

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Wanderelektrode alle Stationen des Messfelds. Die Elektroden werden mit einem entsprechend hochohmigen Spannungsmessgerät verbunden, an welchem das Eigenpotential abzulesen ist. Dieses Messprinzip kann auch in Form eines Sondenarrays, bestehend aus einer entsprechenden Zahl Einzelelektroden, durchgeführt werden. Ein alternatives Messprinzip stellt das Gradientenverfahren dar, bei welchem die Elektroden abwechselnd je zwei Messpunkte weitergesetzt werden, wie in Abb. 3 dargestellt.

2.3.2 Die Widerstandsgeoelektrik

Bei der Widerstandsgeoelektrik wird der spezifische Widerstand des untersuchten Mediums über die direkte Einspeisung eines Gleichstroms oder eines niederfrequenten Wechselstroms (< 50 Hz) gemessen. Die Einspeisung erfolgt mittels zweier geerdeter Elektroden. Da eine direkte Widerstandsmessung zwischen den Elektroden in erster Linie den Erdungswiderstand liefern würde, erfolgt die Spannungsmessung mithilfe zweier weiterer Elektroden (Sonden). Zwischen den stromgebenden Elektroden baut sich ein räumliches Potentialfeld aus, welches von den Leitfähigkeitsstrukturen des Untergrunds beeinflusst wird. Mithilfe der zwischen den Sonden gemessenen Potentialdifferenz kann der spezifische Widerstand im Messbereich ermittelt werden.

Die Widerstandsgeoelektrik wird häufig auch als Gleichstromgeoelektrik bezeichnet, um sie von der mit hochfrequenten Wechselströmen arbeitenden Elektromagnetik abzugrenzen. Dabei ist zu beachten, dass in der Praxis nur selten reiner Gleichstrom verwendet wird. Um Polarisierungseffekte an Elektroden und Sonden zu verhindern werden schnell aufeinander folgende Einzelmessungen mit wechselnder Polarität durchgeführt (gepulster Gleichstrom). Auch die Anwendung von niederfrequentem Wechselstrom ist möglich. Dies führt jedoch mit steigender Frequenz zur Zunahme von induktiven Einflüssen, welche die Erdkundungstiefe negativ beeinflussen.

Für die Anordnung der Elektroden gibt es zahlreiche Möglichkeiten, welche je nach Art der Anwendung unterschiedliche Vor- und Nachteile bezüglich Auflösung, Erkundungstiefe und logistischem Aufwand bieten. Das Prinzip der Widerstandsmessung mit einer Vierpunktanordnung ist in Abb. 4 schematisch dargestellt. An den Elektroden A und B wird ein Strom der Stärke I eingespeist, und mithilfe der Sonden M und N eine

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Potentialdifferenz ûU gemessen. Nach dem Ohmschen Gesetz lässt sich daraus der elektrische Widerstand des durchflossenen Mediums berechnen. Je nach Elektrodenan- ordnung muss dieser Widerstand mit einem spezifischen Konfigurationsfaktor multipliziert werden um den spezifischen Widerstand des Mediums zu ermitteln. Da das Ohmsche Gesetz jedoch auf einem homogen leitenden Körper basiert, erhält man nur den so genannten scheinbaren spezifischen Widerstand. Dieser stellt den gemittelten Widerstand des gesamten Messraums dar. Um die spezifischen Widerstände auf bestimmte Teilräume auflösen zu können, ist deshalb eine Vielzahl von einander überlagernden Messungen nötig. Dieses Prinzip wird in Kap. 3 näher erläutert.

2.3.3 Induktionsgeoelektrik

In der Induktionsgeoelektrik lassen sich zwei gegensätzliche Prinzipien voneinander unterscheiden, welche jedoch beide auf demselben Prinzip basieren: Die Elektromagnetik und die Methode der induzierten Polarisation. Die Methode der induzierten Polarisation erfasst die von hochfrequenten Wechselströmen induzierten elektromagnetischen Felder im Untergrund. Der Aufbau dieser Felder hängt von der strukturellen und der stofflichen Beschaffenheit des untersuchten Materials ab. Dadurch ist eine Erfassung von zusätzlichen,

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vom Gleichstromwiderstand unabhängigen, Parametern möglich, wie zum Beispiel die Aufladbarkeit von Gesteinen. Ursache für die induzierte Polarisation sind elektrochemische Prozesse, wie die Bildung von elektrischen Doppelschichten an den Kornoberflächen und Ladungsansammlungen in elektrolytischen Porenfüllungen.

Das Prinzip der Elektromagnetik beruht dagegen auf der Induktion eines Wechselstroms durch das Anlegen eines Magnetfelds mittels zweier Induktionsspulen. Die Sende- und Empfangsspule werden dabei in gleich bleibendem Abstand entlang der Messstrecke bewegt. Durch einen durch die Sendespule fließenden Wechselstrom wird ein elektromagnetisches Primärfeld erzeugt, welches induktiv ein Wirbelstromsystem im Untergrund erzeugt. Die Intensität, Richtung und Phasenlage des von der Empfangsspule erfassten Magnetfelds gibt Aufschluss über die Leitfähigkeit des untersuchten Mediums. Vertikale Leitfähigkeitsunterschiede im Untergrund können durch eine Veränderung des Abstands zwischen den Spulen erfasst werden.

2.3.4 Magnetotellurik

In der Magnetotellurik werden die elektrischen und magnetischen Felder von natürlichen im Untergrund fließenden Wechselströmen gemessen, welche durch Teilchenströme in der Ionosphäre und durch Gewittertätigkeiten induziert werden. Diese natürlichen elektroma- gnetischen Felder haben Frequenzen im Bereich von wenigen Millihertz bis zu einem Hertz. Über die zeitlichen Variationen und das Verhältnis des magnetischen und des elektrischen Feldes können Aussagen über die Leitfähigkeitsstrukturen des Untergrunds getroffen werden.

Die Messung der elektrischen Komponenten erfolgt durch eine Spannungsmessung zwischen zweier im Boden versenkter Elektroden, die Messung des magnetischen Feldes über Induktionsspulen oder Magnetometer. Die Magnetotellurik ermöglicht prinzipiell eine sehr tiefreichende Erkundung der Erdkruste. Allerdings sind zur Beurteilung von Struk- turen in mehreren tausend Metern Tiefe Beobachtungszeiträume von mehreren Monaten nötig. Das natürliche elektromagnetische Feld der Erde wird in der Praxis heute auch durch künstlich erzeugte Felder simuliert. Hierbei wird, mehrere Kilometer von der Messfläche entfernt, ein elektromagnetisches Wechselfeld durch einen elektrischen Dipol erzeugt.

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3 Elektrische Widerstandstomographie (ERT)

3.1 Methodik

Als Elektrische Widerstandstomographie werden zwei- und dreidimensionale Widerstands- messungen bezeichnet. Diese Form der Widerstandsgeoelektrik wird auch als electrical imaging bezeichnet, da sie ein mehrdimensionales und hochauflösendes Widerstandsbild des untersuchten Raums liefert (Loke 2004). Dabei wird die Verteilung der spezifischen Widerstände in Form von Isolinien oder Isoflächen wiedergegeben. Diese Form der Geoelektrik hat sich erst in jüngerer Zeit entwickelt, da die Berechnung und Modellierung des Widerstandsbilds enorm aufwändig und deshalb nur mit einer entsprechenden Rechnerleistung umsetzbar ist (Knödel et al. 2005).

Zur Erlangung eines hochauflösenden Widerstandsbilds ist eine Vielzahl von Einzel- messungen mit variierenden Elektroden- und Sondenpositionen nötig. Zur Durchführung werden deshalb in der Regel Multielekrodenarrays mit Mehrkanalkabeln und zentralem Steuergerät verwendet. In der vorliegenden Arbeit kam das Multielektrodengerät „GeoTom RES/IP“ der Firma Geolog2000 (Starnberg) zum Einsatz, welches in der verwendeten Ausführung den Anschluss von bis zu 100 Elektroden ermöglicht. Das Auflösungs- vermögen und die Erkundungstiefe sind abhängig von der gewählten Messkonfiguration. Die Erkundungstiefe selbst ist in erster Linie abhängig von der maximalen Messauslage. Als Faustregel kann man davon ausgehen, dass die maximale Erkundungstiefe etwa ein Fünftel bis ein Zehntel der maximalen Auslage beträgt (Knödel et al. 2005). Sie hängt zudem von den Leitfähigkeitsverhältnissen des Untergrunds und der gewählten Messanordnung ab.

Bei der Anordnung der Elektroden und Sonden gibt es verschiedene Möglichkeiten, welche jeweils ihre Vor- und Nachteile besitzen. Kriterien sind zum einen das Auflösungs- vermögen und die mögliche maximale Erkundungstiefe, jedoch auch die Durchführbarkeit beziehungsweise der benötigte Aufwand. Diese Faktoren sind wiederum abhängig von der Geländebeschaffenheit und vom zur Verfügung stehenden Instrumentarium. Die gebräuch- lichsten Messanordnungen sind die Methoden nach Wenner und Schlumberger, sowie das Dipol-Dipol-Verfahren (Loke 2004).

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Prinzipiell lassen sich symmetrische und asymmetrische Elektrodenanordnungen unter- scheiden (vgl. Abb. 5). Die symmetrischen zeichnen sich dabei durch ein gutes vertikales Auflösungsvermögen aus, das heißt, sie sind besonders bei der Erkundung von vorwiegend horizontal geschichteten Untergründen von Vorteil. Analog dazu eignen sich asymmetrische Anordnungen vor allem zur Feststellung vertikaler Strukturen, wie zum Beispiel tektonischen Störungen oder Fremdkörpern in einer horizontal gelagerten Schicht. Aus diesem Grund finden diese Verfahren häufig Anwendung in der Altlastenerkundung (Knödel et al. 2005). Abb. 5 zeigt das Prinzip der gebräuchlichsten Elektrodenkonfigura- tionen.

Abb. 5: Messanordnungen in der Widerstandsgeoelektrik (nach Loke, 2004)

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In der vorliegenden Arbeit wurde das Wenner Alpha Verfahren angewendet. Der größte Vorteil dieser Messanordnung ist das Verhältnis von Nutz- zu Störsignal. Unter Störsignal sind in der ERT die Auswirkungen der natürlichen Potentiale im Untergrund zu verstehen, welche zusammen mit den künstlich angelegten Potentialen erfasst werden (vgl. Kap. 2.3.1). Diese Störsignale wirken sich in der Wenner- und auch in der Schlumberger- Messanordnung nur relativ schwach aus. Als weitere Vorteile der Wenner-Anordnung sind die gute vertikale Auflösung und der relativ geringe Einfluss oberflächennaher Inhomogenitäten zu sehen. Einen Überblick über die wichtigsten Vor- und Nachteile der gebräuchlichsten Messanordnungen liefert Tab. 2.

Tab. 2: Qualitative Bewertung der gebräuchlichsten Messanordnungen (nach Knödel et al., 2005)

3.2 Instrumentarium

Die Durchführung einer ERT verlangt nach einer großen Anzahl von Einzelmessungen in verschiedenen Elektrodenabständen. Um den Aufwand in vertretbaren Grenzen zu halten, ist die Anwendung eines prozessorgesteuerten Messablaufs mit fest installierten Elektroden nötig. Hierfür kommen Multielektrodengeräte mit Mehrkanalverkabelung zum Einsatz. Das in der vorliegenden Arbeit verwendete „GeoTom RES/IP“ der Firma Geolog2000, ermöglicht die Messung eines 50-Elektroden-Arrays in Wenner-Anordnung in etwa 15

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