Eine Voraussetzung für eine Reihe von menschlichen Tätigkeiten ist eine detaillierte Kenntnis des geologischen Umfeldes. Die üblichsten solcher Tätigkeiten sind Bauarbeiten, insbesondere Baumaßnahmen mit einem größeren Umfang. Sollte ein Zusammenbruch oder eine Störung dieser Bauwerke eintreten, würden Leben gefährdet sein und große materielle Schäden entstehen. Als Beispiele können Verkehrsinfrastruktur, Produktleitungen, Gasbehälter, Staudämme, Kernkraftwerke etc. genannt werden. Die Gefahr, die aus einer schlecht gegründeten Talsperre oder einem plötzlichen Kollaps eines Eisenbahntunnels ausgeht muss hier nicht nähren beleuchtet werden.

Insbesondere in geologisch vielfältigen Gebieten stellt eine detaillierte Darstellung der unterirdischen Situation eine Schlüsselfrage für einen erfolgreichen Abschluss des Projektes dar. Ein Beispiel ist zum Beispiel der Bau der Autobahn D8 Prag - Dresden, die über ein geologisch vielfältiges Gebiet tertiärer Vulkane des Böhmischen Mittelgebirges führt. Ein rascher Wechsel von weichen und schnell verwitternden vulkanoklastischen Materialen und fester Lava kann für die Bauarbeiten (Tunnelbau, Abteufung von Einschnitten, Gründung von Brücken) zu einem Problem werden, insbesondere dann, wenn die Geologie des Gebietes nicht ausreichend genau bekannt ist.

Das Ausstreichen der einzelnen Gesteinstypen kann relativ einfach mit Hilfe einer geologischen Erkundung kartiert werden, aber die Weiterführung der erfassten Strukturen in die Tiefe kann nur abgeschätzt oder sehr aufwendig und kostspielig mit Hilfe eines dichten Bohrnetzes festgestellt werden. Weil aber diese Gesteine sehr unterschiedliche physikalische Eigenschaften haben (dies ist auch der Grund dafür, warum in diesem Gestein so schwierig und teuer gebaut werden kann), sollte es möglich sein sie gerade nach ihren physikalischen Eigenschafften zu trennen. Und dies ist genau das, worauf Geophysik baut.

Geophysik ist eine wissenschaftliche Disziplin, die bemüht ist, die Struktur der Erde auf Grundlage von Veränderungen physikalischer Eigenschaften des Gesteins zu beschreiben. Die physikalischen Eigenschaftěn (wie zum Beispiel die Dichte, die Magnetisierung, spezifischer Widerstand oder die Geschwindigkeit der Verbreitung seismischer Wellen) können als eine weitere Eigenschaft des Gesteins verstanden werden, so, wie zum Beispiel die Farbe, die Maserung, oder die mineralische oder chemische Zusammensetzung. Durch die Messung der physikalischen Eigenschaften auf der Oberfläche kann ihr Verlauf und ihre Veränderungen in der Tiefe bestimmt werden. Somit ist die Geophysik die einzige geologische Disziplin, die tatsächlich ins Erdinnere "blickt", als wenn die Erde durchsichtig wäre. Ein prinzipieller Nachteil ist die Tatsache, dass die Geophysik die Veränderungen physikalischer Eigenschaften "sieht", nicht aber Veränderungen der Lithologie. Die physikalischen Eigenschaften müssen in die geologische "Sprache übersetzt werden, also die gemessenen Daten müssen interpretiert werden. Die Interpretation geophysikalischer Daten ist nicht immer eindeutig, weil sich der Umfang der Werte der physikalischen Parameter für die einzelnen Gesteine überdeckt (s. Tab.  1), genauso, wie der Typ des Gesteins nicht nur auf Grundlage seiner Farbe bestimmt werden kann. Durch eine gleichzeitige Interpretierung mehrerer physikalischer Parameter kann das Maß der Unsicherheit auf ein annehmbares Niveau reduziert werden (mehr s. zum Beispiel Musset und Khan 2000 oder Telford et al.. 1991). Weil sämtliche Messungen physikalischer Parameter in der Regel von der Oberfläche aus geführt werden, sind die geophysikalischen Methoden prinzipiell nicht destruktiv und gleichzeitig schnell und billig (im Vergleich mit weiteren Typen geologischer Arbeiten).

Definition des Problem

  • Problem: Erfassung eines detaillierten Bildes des geologischen Aufbaus tertiärer Vulkanite

  • Verfahren: Analyse des Problems, Vorschlag der einzusetzenden Methoden, Messung und Interpretierung der Daten

Im folgenden Text wird dargestellt, wie es möglich ist, mit Hilfe von geophysikalischen Methoden in einer relativ kurzen Zeit und mit einem geringen finanziellen Aufwand ein detailliertes Bild eines stark heterogenen geologischen Aufbaus zu gewinnen. Als Beispiel dient eine Untersuchung zur Sicherung des inneren Aufbaus des tertiären Vulkans Zebín in der Nähe der Stadt Jitschin (Jičín). Die dargestellten Verfahren können universell auch für weitere Arbeiten in ähnlichen geologischen Bedingungen verwendet werden.

Tab. 1: Übersicht einiger physikalischer Eigenschaften ausgewählter Gesteinstypen  (Milsom a Eriksen, 2011).

 

Geophysikalische Untersuchungen werden oftmals als eine Methode angewendet, mit denen Probleme von vielen geologischen sowie nicht geologischen Fachgebieten gelöst werden können. Ein wesentlicher Erfolgsfaktor ist eine enge Zusammenarbeit der Fachexperten, die sich mit Teilaspekten beschäftigen. Die erwähnte Studie setzt eine Zusammenarbeit von Fachexperten aus unterschiedlichen Fachdisziplinen vor. Zur Illustration werden hier konkrete Aspekte einer interdisziplinaren Zusammenarbeit im Rahmen der Erarbeitung dieser Studie beschrieben.

Vor Beginn der Arbeiten ist eine mindestens grobe Vorstellung über die geologische Situation des Projektgebietes zu erstellen. Diese entstand in diesem Fall auf Grundlage von Geländearbeiten und Erfahrungen des Geologen und Vulkanologen, die die erste Hypothese über die innere Struktur des Vulkans aufstellen. So kann zum Beispiel auf Grundlage der vorausgesetzten geologischen und geomorphologischen Situation während der Eruption der Typ der Eruption abgeschätzt werden, ob sie explosiv war oder ob es eher ruhige Ausgüsse waren, mögliche Typen der Lava und eventueller Pyroklastiken etc.

Folgend werden durch den Geophysiker die Eigenschaften der vorausgesetzten Gesteine abgeschätzt und die physikalischen Parameter ausgewählt, die für ihre Kartierung eingesetzt werden können. Er plant das Messnetz, führt die Datenerfassung durch und übernimmt die Verarbeitung und erste Interpretation der Daten.

Folgend werden wieder der Geologe und Vulkanologe eingeladen, die in enger Zusammenarbeit mit dem Geophysiker die endgültige Interpretation übernehmen und im Ergebnis ein umfassendes geologisches Modell entwickeln. Dieser beinhaltet nicht nur detaillierte Angaben zum Umfang der einzelnen Gesteinstypen, sondern auch das Verwitterungsmaß der einzelnen Gesteine, es markiert tektonisch gestörte Bereiche oder zum Beispiel die Tiefe des Felsuntergrundes, der für eine Baugründung in Frage käme. Dieses umfassende Modell kann dann als eine Unterlage für weitere Fachdisziplinen dienen, die die geologische Situation als ein Eingabeparameter kennen brauchen. Im Fall der am Anfang erwähnten Autobahn ist es der Projektant, der auf Grundlage dieser Angaben stabile Hangneigungen der Böschungen (und somit überflüssigen Rutschungen vorbeugen) und Gebiete festlegen kann, die es besser wäre zu meiden (alte Rutschungskörper, wenig tragbarer Untergrund, ...) und die Tiefe der Gründung der Brückenpfeiler, Stützmauer etc. festlegen.

 

Geologische Lage

Der tertiäre Vulkan Zebín (399 m NN) ist heute ein kleiner Kegel, der etwa ein Hundert Meter über die umliegende Landschaft etwa zwei Kilometer Nordöstlich vom Stadtzentrum von Jitschin herausragt (Abb.  1, 2, 3). Der Vulkan ist ein Bestandteil des jitschiner neovulkanischen Gebietes (alkalischer Innenplattenvulkanismus aus dem oberen Erdmantel) Der K-Ar Datierung nach fand hier die vulkanische Aktivität vor etwa 17,51 Millionen Jahren statt (Rapprich et al. 2007). Zur Eruption kam es in einer sumpfigen, aus tonhaltigen Meeressedimenten der oberen Kreide gebildeten Landschaft. Die stürmischen Wechselwirkungen des glühenden vulkanischen Materials mit Wasser führten zur Fragmentierung des vulkanischen Materials und der Herausbildung eines Tuffkegels.

Abb. 1: Schematische Karte der Böhmischen Masse mit Angabe der Lages des Vulkans Zebín . Das eingefügte Bild zeigt die Lage der Böhmischen Masse im Rahmen der europäischen variszischen Orogenese. (Raprich et al. 2017)

 

Abb. 2: Anblick des Zebín von Südost. (Rapprich et al. 2017).

 

Abb. 3: Anblick des Zebín vom Westen. (Foto V. Rapprich)

Der eigentliche Vulkan wird durch einen vulkanischen pyroklastischen Kegel (vulkanische Asche, Lapili, Bomben...) gebildet, der an vielen Stellen durch Basaltgänge durchbrochen wird und mit Lavaausgüssen durchlegt ist. Der vulkanische Kegel bildet eine stark inhomogene Einheit mit scharfen unregelmäßigen Übergängen zwischen sehr festen und sehr weichen Gesteinen. Diese inhomogene Struktur wird sehr gut durch die Wände eines verlassenen Steinbruchs aus der Zeit Albrechts von Waldstein dokumentiert (Abb.  4). Diese heterogene innere Struktur des Vulkankegels ist keine Ausnahme und ist ein typisches Beispiel der Zusammensetzung der Gesteine aller vulkanischer Gebiete.

Abb. 4:Anblick der Wand im alten Steinruch zeigt eine sehr heterogene Innenstruktur des Vulkankegels  (Rapprich et al. 2017).

Physikalische Parameter des Gesteins

Für eine erfolgreiche Anwendung geophysikalischer Methoden ist ein ausreichender Kontrast der untersuchten physikalischen Parameter der untersuchten Strukturen und der umliegenden Landschaft notwendig. In diesem Fall ist das Ziel die festen, kompakten basischen Laven, die weichen, verwitterten pyroklastischen Gesteine und die Tonsteine und den Mergelkalk der Kreide im Untergrund voneinander zu unterscheiden. In diesem Fall bieten sich gleich mehrere physikalische Parameter an, mit deren Hilfe die Gesteinstypen unterschieden werden können.

Die erste physikalische Kenngröße ist die Magnetisierung des Gesteins. Allgemein verfügen die basischen Laven über eine höhere magnetische Suszeptibilität (Magnetisierbarkeit des Gesteins, Tab.  1)), als das pyroklastische oder sedimentierte Gestein. Dies wird durch einen hohen Anteil magnetischer Eisenminerale (Magnetit, Pyrhotin, Ilmenit,...) in basischen Eruptivgesteinen verursacht. Die Magnetisierung der Basalte wird durch das geomagnetische Feld der Erde in der Nähe ihres Vorkommens wesentlich beeinflusst. So kann mit Hilfe der Messungen von Abweichungen des geomagnetischen Feldes von seinem Normalwert dieses Gestein sehr einfach erfasst werden.

Ein weiterer nutzbarer physikalischer Kennwert ist der elektrische Widerstand des Gesteins. ·Insbesondere der sog. spezifische Widerstand, als ein auf die Größe der Probe umgerechneter Widerstand, der somit ein konkretes Material spezifiert. Weil sich das pyroklastische Gestein aus sehr feinen Gesteinskörnern zusammensetzt und relativ gut durchlässig ist, findet in Folge der Wirkung des Oberflächenwasser eine relativ rasche Verwitterung statt. Der Verwitterungsprozess bedeutet unter anderem eine Umwandlung der ursprünglichen gesteinsbildenden Minerale zu Tonmineralen. Diese binden sehr einfach Wasser auf ihre Oberfläche und werden somit leitfähig. Der Unterschied der Werte der spezifischen Widerstände von Tonen und üblicher gesteinsbildender Minerale (Tab.  1) kann auch mehrere Ordnungen betragen, somit ist ihre Unterscheidung in der Regel einfach.

Das letzte physikalische Parameter, dass in dieser Studie eingesetzt werden kann, ist die Geschwindigkeit der Verbreitung der sog. P-Wellen (elastische Kompressionswellen). Die kompakten basischen Laven verfügen über eine mehrfach höhere Geschwindigkeit der Verbreitung seismischer Wellen, als die weichen und verwitterten Pyroklasten. Genauso ist auch die Dämpfung der seismischen Wellen wesentlich geringer in Laven, als in Pyroklasten.

Alternativ könnte auch eine Messung von Veränderungen der Endbeschleunigung gemessen und davon auf die Veränderungen der Dichte des Gesteins gefolgert werden, weil die basischen Laven über eine höhere Dichte, als die meisten anderen Gesteine verfügen (Tab.  1). In manchen Fällen kann auch für eine Unterscheidung der basischen Gesteine die Messung der natürlichen Radioaktivität verwendet werden, indem die basischen Gesteine eine geringere Radioaktivität aufweisen, als zum Beispiel wegen einer unterschiedlichen Konzentration von K, U, Th das saure Gestein.

Geophysikalische Methoden

Magnetometrie

Die Magnetometrie stellt eine schnelle Methode der Messung dar. Somit ist sie gleich zu Beginn der Untersuchungen dazu geeignet, die Fläche aufzuteilen und gezielt zeitlich aufwendigere Methoden zu ersetzen. In diesem Fall wurden die Messungen mit einem Protonenmagnetometer mit einer Genauigkeit von 1 nT  durchgeführt. Gänge basischer Eruptivgesteine mit einem ähnlichen Umfang, der erwartet werden konnte, rufen Anomalien des geomagnetischen Feldes in Ordnungen von Hundert und Tausend nT hervor, somit ist die Genauigkeit der Messung also mehr als ausreichend. Die Intensität des geomagnetischen Feldes wurde an Punkten gemessen, die an den zugänglichen Teilen des Vulkans frei verteilt waren (Abb.  5). Die Verarbeitung magnetometrischer Daten ist relativ einfach, die Daten werden nach den Zeitveränderungen des Magnetfeldes angepasst, die durch wiederholte Messungen an einem Kontrollpunkt gewonnen wurden. Folgend werden sie in einer Form von Karten der Intensität des geomagnetischen Feldes dargestellt (Abb.  6). Für den entsprechenden Standort und den Zeitraum der Messungen entspricht der Wert eines Normalfeldes etwa 49000.nT. Wesentlich höhere Werte (die stellenweise  bis 60000 nT übersteigen) indizieren Stellen, an denen die kompakte basische Lava an die Oberfläche ausstreicht, also Stellen der vulkanischen Zuleiter. Auf diese Stellen konzentrierten sich dann die folgenden detaillierte Untersuchungen.

Abb. 5: Topographische Karte des Zebin mit eingetragenen geophysikalischen Messungen

 

Obr. 6: Izolinie velikosti geomagnetického pole. Velikost normálního pole na lokalitě v čase měření odpovídá velikosti cca 49000 nT.

Der Zeitaufwand für diese Messungen war etwa ein Nachmittag, für die Durchführung dieser Arbeiten reicht ein Mitarbeiter. Somit ist die Magnetometrie als eine Erkundungsmethode sehr gut geeignet.

Geoelektrische Messungen

Von einer Reihe geoelektrischer Methoden wurde die sog. ERT-Geoelektrik Methode (in englischer Literatur Electrical Resistivity Tomography, ERT) verwendet. Diese Methode macht sich die Tatsache zum Nutzen, dass die Tiefe der Durchdringung des elektrischen Stroms in das Gestein mit der zunehmenden Entfernung der Stromelektroden zunimmt. Wird also eine Reihe von Wiederstandmessungen durchgeführt, bei denen die Entfernung der Stromelektroden schrittweise zunimmt, werden die gewonnenen Erkenntnisse unterschiedlichen Tiefebenen entsprechen. Durch die Verschiebung der gesamten Ordnung entlang des Profils können auch die Messpunkte entlang des Profils verschoben werden. Das Ergebnis ist eine Karte mit Veränderungen des spezifischen Widerstands in unterschiedlichen Tiefen entlang des Profils. Die Tiefe der Durchdringung des elektrischen Stroms wird neben der Entfernung der Stromelektroden durch die gesamte Konfiguration dieser Elektroden (unterschiedliche Kombinationen der Strom- und Potentialelektroden) beeinflusst. Die praktische Messung wird so durchgeführt, dass entlang des Profil eine hohe Anzahl an Elektroden angebracht wird (mehr als Zehn oder Hunderte an Elektroden), die mit einem Mehrleiterkabel verbunden werden. Die Steuerungseinheit schaltet die einzelnen Elektroden abwechselnd als Strom- und potentielle Elektroden nach einem vorher definierten Schema.

Die häufigste Art der Messungen beruht in einer Verteilung der Elektroden entlang des direkten Profils und der 2D Inversion (Umrechnung) der gemessenen scheinbaren spezifischen Widerstände und ihrer richtigen Position entlang des Profils. Die Inversion kann aber auch in drei Dimensionen (3D) berechnet werden. Für eine 3D Bearbeitung können einige parallelen oder gegenseitig senkrechte Direktprofile oder eine direkte Anordnung der Elektroden in der Fläche genutzt werden. Alternativ (wie in diesem Fall) können auch eingekrümmte Profile verwendet werden. Die eingekrümmten Profile werden am häufigsten durch eine begrenzte Zugänglichkeit des Geländes (dichte Vegetation, Felshänge, private nicht zugängliche Grundstücke etc.) erzwungen. Der Verlauf der gemessenen Profile wurde im Bild 5 dargestellt, die Entfernung einzelner Elektroden entlang des Profils beträgt fünf Meter. Die direkten Teile der Profils wurden in 2D invertiert (Abb.  7), sämtliche gemessene Daten dann mit Hilfe einer 3D Inversion (Abb. 8).

Flache Refraktionsseismik

Mit dem Begriff der flachen Refraktionsseismik werden mehrere Varianten der Messungen der Geschwindigkeit seismischer Wellen bis in Tiefen von einigen zehn Metern bezeichnet. Für die Messungen der Geschwindigkeiten werden die Kopfwellen, oder auch reflektierte Wellen verwendet. In der flachen Seismik werden die seismischen Wellen am meisten durch einen Schlag eines schweren Hammers in eine spezielle Unterlage generiert, die auf der Erdoberfläche liegt. Aus dem gesamten Spektrum der durch die seismische Welle getragenen Informationen werden in der Refraktionsseismik am meisten nur die sog. Ersteinsätze (die Zeit des Eintreffens der seismischen Welle zum Sensor) verwendet. Sowie im Fall der ERT-Geoelektrik Methode wird eine hohe Anzahl von Sensoren (Geophone) verwendet, die in regelmäßigen Abständen entlang der Profile aufgestellt werden. Die Profile können ebenfalls gerade oder gekrümmt sein. Die Verteilung seismischer Profile ist auf Abb. 5 dargestellt. Anzahl der Anschläge des Hammers - die Quelle - ist in der Regel vergleichbar oder leicht geringer, als die Anzahl der Sensoren.

Die erfassten Zeiten des Eintreffens von den einzelnen Quellen, geordnet je nach der Entfernung der Sensoren (Hodochrone) zeigen die Veränderungen der seismischen Geschwindigkeiten entlang des Profils und dienen als Input für die Berechnung des Geschwindigkeitsmodells (Verteilung der Geschwindigkeit der Verbreitung der seismischen Wellen in unterschiedlichen Tiefen entlang des Profils). Im Unterschied zur ERT-Geoelektrik Methode werden in der Refraktionsseismik zwei grundlegende Typen der Interpretierungsmodelle verwendeten - ein Schichtmodell und ein Gradientenmodell.

Das Schichtmodell setzt ein Modell der Umgebung voraus, dass aus mehreren Schichten mit mehr oder weniger homogenen seismischen Geschwindigkeiten zusammensetzt ist. Die Veränderungen der Verbreitung der seismischen Wellen an den Schnittstellen der Schichten sind sprunghaft und können auch relativ hoch sein. Dieser Typ der Umgebung ergibt sich aus einem Modell eines sedimentären Beckens, in dem lithologisch sehr vielfältige Schichten aufeinander liegen können. Die Lithologie an den Schnittstellen der Schichten unterliegt somit sprunghaften Veränderungen, im inneren der Schicht ist sie aber auch über große Entfernungen ähnlich. Eine sehr häufig verwendete Methode für die Interpretierung mit Hilfe eines Schichtmodells ist die t0-Methode .

Der zweite Typ des Modells der Umgebung ist die sog. Gradientumgebung. In diesem Typ der Umgebung verändern sich die Größen der seismischen Geschwindigkeiten nur allmählich, dennoch aber können sie sich beliebig in allen Richtungen verändern. Diesem Modell fehlen also scharfe Schnittstellen. Als ein geologisches Vorbild dieses Modells kann zum Beispiel eine verwitterte Oberfläche des Kristallinikums dienen. Die Intensität der Verwitterung nimmt mit der Tiefe allmählich ab, der Rückgang der Intensität der Verwitterung ist aber langsam und es fehlen hier scharfe lithologische Übergänge. Das Model einer Gradientumgegbung stellt das grundlegende Modell für die seismische Tomographie dar.

Früher wurde aus Gründen eines geringen Rechenaufwandes das Schichtmodell bevorzugt, heute überwiegt viel mehr die Verarbeitung der Daten mit Hilfe der seismischen Tomographie und des Gradientmodells   und zwar wegen einer Vielseitigkeit des Gradientmodells und Vereinfachung des gesamten Prozesses der Verarbeitung. 

Die Datenverarbeiten bestand in diesem Fall aus der Erfassung der Zeiten des Eintreffens der seismischen Wellen (Ersteinsatz) und dem Testen der Konsistenz des gewonnenen Datensatzes. Danach folge die Berechnung eines Schichtenmodells mit Hilfe der t0-Methode, der folgend als ein Ausgangsmodell für die seismische Tomopgrahie diente. Das Gradienten - Geschwindigkeitsmodell (Abb.  9) diente als das Ausgangsmodell für die geologische Interpretation.

Geologische Interpretation

Die geologische Interpretation einiger unterschiedlicher geophysikalischer Methoden wird in mehreren Schritten durchgeführt. Zuerst wird für jede Methode die erste, Startinterpretierungen festgelegt, diese werden folgen untereinander verglichen. Die Ergebnisschnittmenge stellt dann die endgültige Interpretation dar.

In diesem Fall handelte es sich insbesondere um die Erfassung der Lavaströme und der Zuleiter, die markante inhomogenitäten bilden (sehr hartes Gestein in relativ weichen und leicht abbaubauren Gesteinen). Mit Hilfe der Magnetometrie werden basische Gesteine als Gebiete mit einer erhöhten Magentisierung erfasst (wegen Vorkommen magnetischer Minerale). Die Widerstandtomographie als ein Gebiet erhöhter spezifischer Widerstände (geringe Konzentration leitfähiger Tonminerale - Verwitterungsprodukt). Die Seismik betrachtet kompakte Laven als Gebiete mit höheren seismischen Geschwindigkeiten (die Geschwindigkeit der Verbreitung seismischer Wellen nimt mit der zunehmenden Intensität der Verwitterung steil ab).

Eine gemeinsame Interpretation aller eingesetzter Methoden deutet auf mehrere Zuleiter basischer Lava (Abb.  7 und 9). Eine 3D-Bearbeitung der Widerstandstomographie (Abb.  8) stellt einen generellen Verlauf der Basalte im Inneren des gesamten Vulkans dar.

Abb. 7: Die ERT-Geoelektrik Methode  - 2D Inversion direkter Teile der Profile. Gestrichelt die interpretierten Zuleiter des Magma. 

Abb. 8: 3D Inversion sämtlicher gemessener geoelektrischer Daten. Die weißen Punkte bezeichnen die Position der einzelnen Elektroden

Abb. 9: Das Geschwindigkeitsmodell der seismischen Tomographie zeigt die Schnittstelle zwischen der kompakten Lava (hohe Geschwindigkeit der Verbreitung seismischer Wellen) und Tuffe mit Verwitterungen. Die weiße Linie markiert die Schnittstelle, die mit Hilfe der Methode t0 berechnet wurde und die rot gestrichelten Linien zeigen die interpretieren Zuleiter basaltischer Lava.   

Fazit

Die dargestellte Studie zeigt, wie geophysikalische Methoden sehr leicht, schnell (einige Tage im Gelände und folgende Verarbeitung der Daten im Büro) und somit auch kostengünstig detaillierte Angaben über den geologischen Aufbau einer sehr inhomogenen Umgebung liefern können. Das geschilderte Verfahren und die dargestellten Ergebnisse zeigen insgesamt eindeutig, dass im Fall von welchen auch immer Bauarbeiten an geologisch schwierigen Standorten esjedes Mal besser ist, vor der Erarbeitung des Projektes und Beginn der Bauarbeiten eine gründliche Kartierung der geologischen Situationen am Standort durchzuführen, als folgend mit hohem Aufwand misslungene Baumaßnahmen sanieren zu müssen.

 

Anlagen

  1. Tabelle der physikalischen Eigenschaften (Datei im Anhang)

  2. Schematische Karte der Böhmischen Masse mit dem Vulkan Zebín. (Datei im Anhang)

  3. Anblick auf den Zebín von Südosten. (Datei im Anhang)

  4. Anblick des Zebín von Westen. (Datei im Anhang)

  5. Aufnahme der Wand des in den vulkanischen Kegel des Zebin eingeschnittenen Steinbruchs. (Datei im Anhang)

  6. Topographische Karte des Zebin mit der Kennzeichnung der geophysikalischen Messungen. (Datei im Anhang)

  7. Isolinien des Magnetfeldes. (Datei im Anhang)

  8. ERT-Geoelektrik Methode - 2D-Inversion  (Datei im Anhang)

  9. ERT-Geoelektrik Methode - 3D-Inversion  (Datei im Anhang)

  10. Geschwindigkeitsmodell der seismischen Tomographie. (Datei im Anhang)

Reference

Milsom J. and Eriksen A., 2011. Field Geophysics. John Wiley & Sons, Chichester, UK.

Musset, A. E. and Khan, M. A. (2000): Looking into the Earth: An Introduction to Geological Geophysics, Cambridge University Press.

Rapprich V, Cajz V, Košťák M, Pécskay Z, Řídkošil T, Raška P, Radoň M (2007) Reconstruction of eroded monogenic Strombolian cones of Miocene age: a case study on character of volcanic activity of the Jičín Volcanic Field (NE Bohemia) and subsequent erosional rates estimation. J Geosci 52: 169–180

Rapprich V., Shields S., Halodová P., Lindline J., van Wyk de Vries B., Petronis M. S., Valenta J. (2017). Fingerprints of magma mingling processes within the Miocene Zebín tuff cone feeding system (Jičín Volcanic Field, Czech Republic). Journal of Geosciences, 62, 215–229. doi: 10.3190/jgeosci.245

Telford William M., Geldard L. P., Sheriff Robert E., 1991: Applied Geophysics. Cambridge University Press, Cambridge