REFRAKSJONSSEISMIKK - METODEBESKRIVELSE
Refraksjonseismikk er en metode som benyttes mye for å bestemme dyp til fjell, gi informasjon om løsmassetyper og ikke minst kvalitet i fjell. Metoden har derfor et bredt anvendelsesområde og kan benyttes ved mineral-, grunnvanns-, miljø- og ingeniørgeologiske undersøkelser. I Norge benyttes metoden mye ved forundersøkelser for tunneler både på land og i marine miljø.
Målemetode.
Metoden grunner seg på at lydens forplantningshastighet forandrer seg med mediets elastiske egenskaper. Ved utføring av refraksjonsseismiske målinger benyttes vanligvis dynamitt eller en slegge som energikilde. Oppsatte lydbølger fanges opp av geofoner (land) eller hydrofoner (sjø) og disse sendes inn på en digital registreringsenhet (seismograf, figur 1). Avstanden mellom geofonene kan variere fra 2 og gjerne opp til 20 meter, avhengig av problemstillingen.
Figur 1: Seismograf (24 kanaler), batteri, triggespole og avfyringsenhet.
En forutsetning for refraksjonsseismikken er at hastigheten i jordlagene øker mot dypet.
Ved tolkninger benyttes den første ankomne bølgefront som når geofonene, P-bølgen.
Dersom en "skyter" nært en geofon, vil den første ankomne bølge gå direkte fra skudd til geofonen, i sandlaget i figur 2. Når avstanden til geofonen øker, vil det etter hvert bli raskere for energien å gå ned i lag nummer 2 der hastigheten er større (Morene i figur 2), og etter hvert også ned i lag 3 (Fjell). Ut fra mange målte gangtider fra skudd til geofon kan et gangtidsdiagram konstrueres, og ut fra dette kan hastigheten i p-bølgene og lagenes tykkelse beregnes. Det aktuelle hastighetsområde i den såkalte ingeniørseismikk er fra ca. 200 m/s i visse typer porøst overdekke til godt over 6000 m/s i enkelte bergarter (se tabell 1).
Figur 2: Enkel utførelse av refraksjonsseismikk. Vanligvis benyttes mange skudd og enda flere geofoner.
Tolkning
Bruk av refraksjonsseismikk metoden forutsettes at undergrunnen kan beskrives med en forholdsvis enkelt modell av mer eller mindre horisontale lag med homogene seismiske parameter. Ved å måle tiden fra et skudd går av til lydbølgen når en geofon, kan materialenes P-bølgehastighet og lagtykkelser beregnes. Det finnes enkle formler for beregning av bølgehastighet og dyp til lagene under hvert skuddpunkt. Under de fleste geofonene mellom skuddpunktene kan hastigheter og tykkelser av lag beregnes ved bruk av Hagedoorns "Pluss-Minus-metode" eller GRM-metoden (Generalised Resiprocal Method). Dersom overdekket er homogent med hensyn på lydhastigheten langs profilet, kan det oppnås en god dybdebestemmelse. Imidlertid vil det ofte være betydelige laterale variasjoner til stede, og overdekkehastighetene blir ved små dyp bare bestemt i nærheten av skuddpunktene.
En "lydstråle" fra sprengning i overflaten treffer en grense mellom to sjikt hvor lydhastigheten er henholdsvis V1 og V2, og vinkelen mellom lydstråle og innfallslodd kalles i (se figur 3). Etter at strålen har passert sjiktgrensen vil den danne en vinkel R med innfallsloddet, slik at
sin i/sin R = V1 /V2
Når R=90°, vil den refrakterte stråle følge sjiktgrensen, og vi har
sin ic = V1 /V2
Vi sier da at vi har kritisk refraksjon, og den bestemte innfallsvinkel som tilfredsstiller denne betingelse kalles kritisk vinkel eller ic.
Figur 3: Snells lov beskriver sammenhengen mellom brytingsvinkel og seismiske hastigheter i de involverte lagene.
Usikkerheter og feilkilder.
På grunn av usikkerheter i avlesning av førsteankomster og generelle tolkingsfeil, regnes vanligvis usikkerheten i angivelse av dybde på en meter ned til 10 meters dyp. Ut over dette angis usikkerheten på 10 % av dypet. Det er imidlertid visse fysiske begrensninger som kan gjøre denne usikkerheten kan være større og feiltolkinger kan oppstå. Disse er:
Hastighetsinversjon: Hastigheten avtar nedover fra ett lag til et annet. Dette gjør at bølgestrålene brytes feil veg, og beregnede dybder blir feil.
Blindsonelag: Hastigheten i de forskjellige lag øker mot dypet, men ett lag kan være for tynt i forhold til hastigheten i underliggende lag slik at det er raskere å gå ned i det nederste laget. Dette betyr at det tynne laget ikke kan registreres.
Manglende kontrast: Som tabell 1 viser, kan forskjellige geologiske lag ha samme hastighet. En vil da ikke få noen brytning av bølgene, og laggrensen overses.
Geofonavstand: I noen tilfeller kan ett lag overses på grunn av at en har for stor avstand mellom geofonene.
Siderefraksjon: Ved refraksjonsseismikk forutsettes at bølgeenergien en studerer går i vertikalplanet. Dersom en skyter seismikk langs en laggrense (overgang fra løsmasser til fjell) kan en komme i skade for på beregne avstanden til fjell i stedet for dypet til fjell.
Geologisk tolkning
Når en fysisk modell (laggrenser og hastigheter) av undergrunnen er beregnet, er det viktig å foreta en geologisk, ingeniørgeologisk eller geoteknisk tolkning av denne modellen. Til dette benyttes kjente hastigheter i ulike geologiske materialer (Tabell 1).
Som det fremgår her, vil en bestemt seismisk p-bølgehastighet gi en entydig geologisk tolkning. Flere materialtyper har forskjellig hastighet, og andre geofysiske metoder som for eksempel resistivitet eller boring må benyttes for å få en sikrere tolkning.
Jordarter P-bølgehastighet (m/s)
Bergarter, ikke oppsprukket
P-bølgehastighet (m/s)
Torv 150 – 500 Sandstein 3000 – 3500
Leire (tørr) 600 – 1200 Kalkstein 4000 – 6000
Sand (tørr) 400 – 900 Dolomitt 2500 – 6500
Grus (tørr) 400 – 1000 Kvartsitt 5500 – 6000
Morene (tørr) 400 – 1600 Granitt 4800 – 5500
Leire (vannmettet) 1200 – 1600 Gneis 4700 – 5800 Sand (vannmettet) 1400 – 1800 Diabas 5700 – 6500 Grus (vannmettet) 1400 – 1900 Gabbro 6200 – 6700 Morene (løs) 1500 – 1900 Ultramafisk 6500 – 7500 Morene (hard) 1900 – 2800
Tabell 1: P-bølgehastighet i noen geologiske materialer. Data er hentet fra norske erfaringer (NGU og Geomap as). S-bølgehastigheten er ofte lik ca 60 % av P-bølgehastigheten (varierer). Oppsprekning av bergarten og leiromvandling vil kunne redusere hastighetene betydelig.
Eksempel på tolkning.
Figur 4 viser et eksempel på tolket refraksjonsseismisk profil. Profilet viser lagdeling i løsmassene som er forenlig med tørr grus (350 – 600 m/s) over vannmettet sand/grus (1500 m/s).
Fjellet synes å ha god kvalitet (5000 m/s) bortsett fra en ca 50 m bred sone med hastighet 3500 m/s. Stedvis finner en dagnært problemer med hastighetsinversjon 750 – 850 m/s over 350 – 620 m/s, og mot høyre kan vannmettet sand/grus med hastighet 1500 m/s ligge som en blindsone.
Maksimal tykkelse av dette laget er angitt med piler.
Figur 4: Eksempel på tradisjonell refraksjonsseismisk tolkning (Fra Tønnesen 1979).
Referanse:
Tønnesen, J.F. 1979: Seismiske undersøkelser over sand- og grusforekomster i
Storbjørkåsen ved Kolvereid, Nærøy i Nord-Trøndelag. NGU Rapport 1703, (7 sider).
