Modellering med programmet RES2DINV för bedömning av bergkvalité från resistivitet och inducerad polarisation

Transkript

1

2 UNIVERSITY OF GOTHENBURG Department of Earth Sciences Geovetarcentrum/Earth Science Centre Modellering med programmet RES2DINV för bedömning av bergkvalité från resistivitet och inducerad polarisation Danial Farvardini ISSN B594 Bachelor of Science thesis Göteborg 2010 Mailing address Address Telephone Telefax Geovetarcentrum Geovetarcentrum Geovetarcentrum Göteborg University S Göteborg Guldhedsgatan 5A S Göteborg SWEDEN

3 ISSN B594 Examensarbete Göteborg 2010 Resistivitet Tanum Danial Farvardini, Göteborgs Universitet, Institutionen för Geovetenskaper, Geologi Box 460, SE Göteborg E-post: SAMMANFATTNING I samband med vägprojekteringen inför utbyggnaden av väg E6, sträckan Pålen-Tanumshede har Bergab - Berggeologiska Undersökningar AB utfört geofysiska underökningar för att bestämma bergläge och bergkvalité för den del av sträckan som planeras gå i tunnel genom Gerumsberget. Beställare har varit Vägverket (nuvarande Trafikverket), via Ramböll AB. Undersökningarna har innefattat mätning med refraktionsseismik, resistivitet och inducerad polarisation (IP). I detta examensarbete på kandidatnivå bearbetas och tolkas resistivitet- och IP data från dessa mätningar med syfte att utvärdera metoden som ett instrument för att undersöka bergkvalité. Mätningen utfördes tvärs en tidigare dokumenterad svaghetszon för att studera om/hur denna kunde följas till djupet för den planerade tunneln. Resultaten har sedan jämförts mot undersökningar med refraktionsseismik, kärnborrningar och JB-sonderingar. Denna undersökning visar att zoner med uppsprucken och omvandlad berggrund tydligt framträder i resistivitetsmodellen, till skillnad mot modellen baserad på IP data. Dock framträder gränsen mellan berg och jord på IP-modellen. Nyckelord: Resistivitet, inducerad polarisation (IP), svaghetszon, E6, tunnel, Gerumsberget. ISSN B

4 ISSN B594 Thesis Göteborg 2010 Resistivity Tanum Danial Farvardini, University of Gothenburg, Department of Earth Science, Geology, Box 460, SE Göteborg ABSTRACT In connection with the extension of road E6, route Pålen-Tanumshede, Bergab Berggeologiska Undersökningar AB has performed geophysical surveys to determine rock quality and bedrock level for the distance that has been planned to go by a tunnel through Gerumsberget. The clients for this project have been the Swedish traffic/road department (Trafikverket) via Ramböll AB. These surveys included seismic refraction, resistivity and induced polarization (IP). In this thesis, at a level of bachelor s degree, the resistivity and IP data have been two dimensionally (2-D) modeled by the modeling tool RES2DINV- Geotomo Software with the aim to interpret and determine the quality and level of the bedrock in the area of interest across a CVES-profile. The resistivity- and IP-sections have then been compared with results from other methods such as seismic refraction and boreholes. Keywords: Resistivity, induced polarization (IP), rock quality, E6, tunnel, Gerumsberget. ISSN B

5 INNEHÅLLSFÖRTECKNING 1 INLEDNING Projektbeskrivning Bakgrund Områdesbeskrivning GEOFYSISKA METODER; TEORI Grundläggande om elektricitet Resistivitet Resistiviteter hos bergarter och Archie s Lag Inducerad polarisation (IP) Resistivitets- och IP metodernas begränsningar METODBESKRIVNING Elektrisk sondering (VES) Multielektrodteknik (CVES) Utförda mätningar Bearbetning och modellering av mätdata Modelleringsverktyg Processeing av data JB-sondering Kärnborrhål RESULTAT OCH TOLKNING Resultat och tolkning Resultat CVES Tolkning CVES Resultat IP Tolkning IP DISKUSSION Jämförelse med resultat från andra metoder Kärnborrhål KBH JB-sondering Refraktionsseismik SLUTSATSER...26

6 7 REKOMMENDATIONER TACKORD REFERENSLISTA...28 Bilagor Resistivitets- och IP-sektioner... Bilaga I Data från JB-sonderingar... Bilaga II

7 1 INLEDNING 1.1 Projektbeskrivning I samband med vägprojekteringen inför utbyggnaden av väg E6, sträckan Pålen-Tanumshede har Bergab - Berggeologiska Undersökningar AB utfört geofysiska underökningar för att bestämma bergläge och bergkvalité för den del av sträckan som planeras gå i tunnel genom Gerumsberget (figur 1). Beställare har varit Vägverket (nuvarande Trafikverket), via Ramböll AB. Undersökningarna har innefattat mätning med refraktionsseismik, resistivitet och inducerad polarisation (IP). I detta examensarbete bearbetas och tolkas resistivitet- och IP data från dessa mätningar med syfte att utvärdera metoden som ett instrument för att undersöka bergkvalité. Mätningen utfördes tvärs en tidigare dokumenterad svaghetszon för att studera om/hur denna kunde följas till djupet för den planerade tunneln. Resultaten har sedan jämförts mot undersökningar med refraktionsseismik, kärnborrningar och JB-sonderingar. 1.2 Bakgrund Utbyggnaden av väg E6 har utretts under lång tid då vägen ingår i det nationella stamvägsnätet. Detta innebär att E6an tillhör de vägar som bedömts vara viktigast för landets transportförsörjning. Den är en viktig länk längs västkusten och spelar en avgörande roll för internationell trafik till och från Sverige och Norge mot övriga kontinenten. De brister som den nuvarande vägen har är knutna till framkomlighet, trafiksäkerhet och miljöpåverkan. Den cirka 7 km långa sträckan över Tanumslätten har en vägbredd av inte är mer än 9 meter utom på vissa delar i norr där vägbredden är meter. För gående, cyklister och lokaltrafik saknas i området ett parallellt vägnät. Trafikflödet varierar stort under året. Under de mest trafikbelastade dygnen i juli månad kan dygnstrafiken uppgå till cirka fordon. Vägen föreslås att byggas ut som motorväg med en bredd på 18,5 meter med totalt fyra körfält; två i varje riktning. Hastigheten blir 110 km/h. De vägar som korsar denna leds under eller över motorvägen. Anslutande trafik kopplas på motorvägen genom rampsystem i trafikplatserna vid Rabbalshede och Tanumshede (figur 1). Den nuvarande vägen som går igenom området kommer att bli lokal väg för långsamgående fordon, lokaltrafik och oskyddade trafikanter. Utöver att lösa trafikuppgiften för E6an ska vägens utbyggnad bidra till att bevara, visa och utveckla Världsarv Tanum. Denna utbyggnad ska inte heller skada kulturmiljövårdens riksintresseområde eller områden med höga naturvärden (Tanums Kommun, 2007). I dagsläget projekteras arbetsplan för denna sträcka (se figur 1). Till detta skede skall huvuddelen av vägens sträckning vara bestämd. Dock kan vissa sträckor fortfarande finnas där alternativa vägdragningar måste utredas. Innan arbetsplansskedet har en vägutredning utförts där flera vägdragningar var aktuella. En fördjupad vägutredning, om vägen skulle gå i öppen skärning eller i tunnel, utfördes också då. Efter att arbetsplanen är färdig börjar detaljprojekteringen och framtagningen av bygghandligsamt förfrågningsunderlag. Dessa innebär alltså handlingar som väg och tunnel ska byggas och upphandlas efter. 1

8 Figur 1. Geografiskt läge för sträckan Tanumshede Rabbalshede. (kartor hämtade från Eniro.se) 2

9 1.3 Områdesbeskrivning Landskapet kring Tanumshede och Rabbalshede (figur 1) kan delas in i tre typer, med olika mäktigheter och förutsättningar för vägutbyggnad. Dessa tre typer är mosaiklandskap, slättlandskap och berglandskap. Mosaiklandskapet i väster och söder utgör väldigt kuperat, småskaligt landskap med framträdande bergkullar och vägar längs de mellanliggande dalgångarna. Det undersökta tunnelläget vid Gerumsberget tillhör berglandskap och utgörs av Bohusgranit i en nordöstligt strykande bergrygg. Inom området dokumenteras tre huvudsakliga sprickgrupper. Två brantstående sprickgrupper stryker ca 160 respektive 310 grader, där det sistnämnda huvudsakligen följer bergryggens utsträckning. Den tredje gruppen utgörs av nära horisontella sprickor. Sprickgruppen vilken stryker ca 310 grader framträder särskilt tydligt i bergryggens centrala del där en förkastningssänka utbildats. I denna lokala dalgång påträffas jordmäktigheter på upp till 16 m och de geofysiska mätningarna som presenteras i detta arbete har lagts tvärs denna struktur. 2 GEOFYSISKA METODER; TEORI 2.1 Grundläggande om elektricitet Elektrisk ström ( I ) är ett mått på flödet av elektriska laddningar per tidsenhet förbi en punkt i en krets. Denna mäts i enheten ampere, vilket motsvarar 1 Coulumb per sekund. Den elektriska potentialen ( V ) är ett mått på arbetet ( W ) som krävs flytta en laddning, q, mellan två punkter. Genom arbetet som behövs för att flytta på laddningen från punkt a till punkt b, kan man räkna ut hur stor den potentiella skillnaden blir genom nedanstående ekvation (ekvation 1): V [volt] = W [Nm] / q [Coulomb] (1) Resistansen, R, mot strömmen, I, är direkt relaterade till potentialskillnaden, V, genom Ohm s lag (ekvation 2): V [volt] = I [amp] * R [Ω (ohm)] (2) 3

10 2.2 Resistivitet Resistivitet är liktydigt med specifikt elektriskt motstånd och är inversen av elektrisk konduktivitet. Resistiviteten i marken varierar inom stora intervall. Genom att kartlägga dessa variationer kan man bygga upp en bild av markens struktur. Eftersom resistivitetsintervallen för olika material överlappar varandra är det väldigt viktigt att kalibrera mätresultaten mot framför allt geologiska observationer och borrdata, men även mot andra geofysiska mätresultat. Resistiviteten, ρ, av ett material definieras som motståndet, R, mellan två motsatta sidor av en kubisks enhet av materialet. För en strömledande cylinder (figur 2) med motståndet δr, längden δl samt tvärsnitts arean δa, är resistiviteten, ρ (ekvation 3): ρ = δr δa / δl (3) där ρ är materialets elektriska resistivitet, L är längden på den cylindriska kroppen och A är arean av cylinderns tvärsnitt. SI-enheten för resistivitet är ohm-meter (Ωm) och inversen av resistivitet refereras till konduktivitet med enheten Siemens per meter (Sm -1 S ); 1 m m Figur 2. Illustration av en strömledande cylinder med motståndet δr, längden δl samt tvärsnitts arean δa (Kearey et al., 2002) Från ekvation (3) ser vi att motståndet, R, är direkt proportionell mot kroppens längd samt omvänd proportionell mot kroppens tvärsnittsarea. Det är därför viktigt och pointera att R inte är konstant för alla omständigheter. Material som koppar och guld har väldigt bra ledningsförmågor och har därför låga resistiviteter, medan exempelvis fältspater är sämre ledare med mycket höga resistivitets värden. Resistiviteten, ρ, ökar även vanligtvis med temperaturen och kan därmed vara en funktion av temperaturen. Figur 3 visar att resistiviteterna för olika material varierar över breda intervall och kan överlappa varandra. På samma figur kan vi se att identifikationen av en viss bergart inte endast kan baseras på resistivitetsdata. I vanligt förekommande jord- och bergarter fungerar mineralkornen som isolatorer. På grund av detta styrs resistiviteten av vatteninnehållet (Archie s lag), där mängden vatten, lösta joner i vattnet och dess fördelning i vattnet är viktigt. Eventuellt kan lerinnehåll ge låga resistiviteter, lägre än 100 Ωm. Detta på grund av 4

11 att lermineralen fungerar som elektriskt ledande partiklar och binder till sig joner. Sand och grus med färskvatten i porerna har högre resistiviteter, normalt högre än 100 Ωm, samt torr sand eller grus har betydligt högre resistiviteter. Grovkorniga sediment ovan grundvattenytan kan ha väldigt höga resistiviteter. För morän varierar resistiviteten ofta väldigt mycket beroende på om det är en lermorän eller en grovkornig morän. Även moränens vatteninnehåll spelar stor roll. Kristallint, ovittrat, berg har i regel ett obetydligt vatteninnehåll och därmed hög resistivitet, vanligtvis större är 2000 Ωm, medan vittrat urberg kan ha låga resistiviteter på grund av eventuell leromvandling och vatteninnehåll, (Dahlin et al., 1999). Figur 3. Schematisk bild av variationen av olika materials resistivitet. Resistivitetsvärdet för granit finn inom markerat intervall. (Palacky, 1987) Resistiviter hos bergarter och Archie s Lag Resistivitet tillhör en av de fysiska egenskaper i marken som visar störst variation. En del mineral, som exempelvis ädla metaller, leder ström via elektronernas gångar. De flesta mineral som bygger upp bergarter är dock isolatorer och elektrisk ström transporteras i sådana fall genom bergarten via gångar där joner i porvattnet förflyttar sig. På grund av detta leder de flesta bergarter elektroniska strömmar via elektrolytiska processer; med andra ord inte elektroniska processer. Till följd av detta märker vi att en bergarts porositet, Φ, har en betydlig påverkan på dess elektriska resistivitet, samt att resistiviteten oftast ökar med minskad porositet. Trots detta är det viktigt att inte bortse från det faktum att även kristallin bergart med obetydlig porositet också leder elektriskt ström via dess spricksystem. Den effektiva resistiviteten kan räknas fram med Archie s lag, genom formeln: ρ = a Φ -b f -c ρ w (4) där Φ är porositeten hos en viss bergart, f är den del av porerna som innehåller vatten med resistiviteten ρ w, samt a, b och c är konstanter. Porvattnets resistivitet, ρ w, kan variera, beroende på upplösta materials kvantiteter och konduktiviteter, (Milsom, 2003). 5

12 2.3 Inducerad polarisation (IP) Inducerad potential är en skillnad i elektrisk potential som ibland råder kort efter att strömmen i en resistivitetmätning slås av. Då strömmen bryts kommer potentialen i marken inte att försvinna direkt utan den kommer att minska långsamt beroende på materialens förmåga att laddas upp. Denna förmåga beror på elektrokemiska reaktioner. IP-metoden har används främst i samband med malmprospektering och tillämpas mer sällan vid geotekniska frågeställningar. En av hypoteserna i detta examensarbete är dock att använda IP-metoden som en tillämpning med geoteknisk mening för bergkvalitet. Vittrat och sprucket berg förväntas att ge hög uppladdningsförmåga och låg resistivitet (Dahlin, 2004). IP mätningar är ett bra alternativ som komplement till resistivitetsmätningar. Kombinationen av dessa två geoelektriska metoder gör att olika materialgrupper lättare kan särskiljas. Utrustningen som används för IP-mätningar är ungefär densamma som för resistivitetmätningar. För IP-mätningar är det dock viktigare att undvika brus eftersom metoden är känslig för detta. Brus kan bero på olika faktorer, vilka kan exempelvis vara orsakade av antingen naturen eller av människan och instrumentet. Geologiska material som har ett långt avklingningsförlopp uppvisar normalt hög uppladdningsförmåga (M), så kallad IP-effekt och kan därmed urskiljas med IP-mätningar. I dagsläget har man fortfarande inte kunnat förklara IP-effekt till fullo. Det som finns för närvarande är två olika förklaringsmodeller, nämligen membranpolarisation och elektrodpolarisation. Enligt membranpolarisationsmodellen uppstår IP-effekt i material med stor andel porer som har väldigt små pordiametrar. Orsaken till denna polarisation är blockering av porerna. Måna mineral, som exempelvis lermineral, är negativt laddade på ytan. I porvätskan finns både anjoner och katjoner (negativt respektive positivt laddade joner), vilket gör att positiva joner fäster sig som ett skikt på mineralytan (se figur 4). Skiktets tjocklek minskar pordiametern och är tillräckligt för att helt blockera de minsta porerna. Då strömmen sluts bildas ett externt elektriskt fält vilket medför att en potentialskillnad uppstår, varpå katjoner och anjoner rör sig till plus respektive minuspolen. Jonerna fastnar senare i de blockerade porerna och en lokal spänningsskillnad uppkommer. När strömmen bryts tränger jonerna igenom de blockerade porerna gradvis och polarisationen upphör. För att IP-effekt ska uppstå, får inte spänningens avklingning och uppbyggnad gå alltför fort. Markens förmåga att transportera joner och jonhalten i porvätskan ska alltså vara låga, (Johansson & Jones, 2007). Elektrodpolarisation uppstår runt kroppar med hög ledningsförmåga. Exempel på sådana kroppar är metallsulfider och metalloxider (se tabell 1). Denna typ av polarisation är ett ytfenomen. På grund av detta uppvisar förekomster med stor yta störst IP-effekt. Kroppar som har hög ledningsförmåga befinner sig i en laddningsneutral miljö fram till den stund då ström leds ner i marken. Denna ström ger, liksom vid membranpolarisation, upphov till ett externt elektriskt fält i marken där laddningarna fördelas och polarisation uppstår över den konduktiva kroppen (se figur 4). Ytorna på den polariserade kroppen blir antingen negativt eller positivt laddade. Jonerna i marken dras därför långsamt åt respektive riktning med konsekvensen att polarisationen minskar. Då strömmen bryts försvinner det externa elektriska fältet. Det som sker efter detta är att polarisationen och laddningsansamlingarna sakta tar sig tillbaka ut i marken igen. Med andra ord klingar spänningen gradvis av för att så småningom bli noll, För att IP-effekt bäst ska uppnås måste kroppens förmåga att transportera joner vara låg. Detta innebär att den inte får innehålla för många sprickor och porer, vilka underlättar jontransport. (Bergman, 2009). 6

13 Figur 4 a) Normal distribution av joner i en porös sandsten b) Membranpolarisation och c) elektrodpolarisation i samma material, (Telford et al., 1990). Elektrodpolarisation ger upphov till betydligt större IP-effekt än membranpolarisation. I övrigt är det väldigt svårt att skilja dessa två processer utifrån avklingningskurvan. IP-mätningarna kan utföras antingen som tidsdomänmätningar eller frekvensdomänmätningar. Den förstnämnda har vid mätningarna, utförda av Bergab Berggeologiska undersökningar AB, använts och kommer därför att förklaras här. Vid tidsdomänmätning leds likström (I) med känd styrka ned i marken via strömelektroderna. Detta gör att spänningen (U) stiger över de två potentialelektroderna direkt till en viss nivå (U ), (figur 5). Figur 5. Gradvis uppbyggnad av spänningen (U) och avklingning då strömmen (I) slås på respektive bryts (Johansson & Jones, 2007). 7

14 Efter detta ökar spänningen en kort stund för att senare bli konstant (U max ). När spänningen bryts efter tiden T, faller spänningen direkt till den nivå och storlek U inledningsvis hade. Spänningen klingar därefter mot noll under tidsperioden (τ). Denna tid benämns avklingningstid. Spänningens uppbyggnad och avklingning då strömmen slås på respektive bryts kallas för IP-effekt. Denna effekt beror på mätinstrument och geologiska faktorer. Det man mäter vid inducerad polarisation är en funktion av alla de ingående lagrens uppladdningsförmåga (M) som uttrycks i enheten millisekunder (ms). Denna (M) är proportionell mot den totala laddningen som finns bevarad i marken. M = I / U (5) M I U Uppladdningsförmåga Ström Spänning Uppladdningsförmågan är ytan under spänningens avklingningskurva (figur 6) i ett på förhand valt intervall (t 1 -t 2 ). M U max ΔU Uppladdningsförmåga, skenbar Uppmätt spänning då strömmen slås av Skillnaden mellan U max och U vid tiden t (Reynolds, 1997) 8

15 Figur 6. Ytan under spänningens avklingningskurva är uppladdningsförmågan. Notera att spänningen (U) betecknas som (V) i figuren, (Reynolds, 1997). Den resterande potentialskillnaden är väldigt liten och kan inte mätas i samma ögonblick som strömmen bryts. Detta på grund av att den nedsända strömmen behöver en stund för att sjunka till noll volt. Avtagandet av potentialskillnaden (spänningen) mäts inte kontinuerligt, utan värden läses av från ett antal separata tidsintervall som oftast inte är längre än några millisekunder (V 1, V 2, V 3, ). Dessa potentialskillnader formar kurvan som kan ses i figur 6. Tabell 1 visar uppladdningsförmågan i millisekunder hos olika mineral och bergarter. Tabell 1. Uppladdningsförmågan (M) hos olika mineral och bergarter. Typiskt har graniten en uppladdningsförmåga som ligger mellan 10 och 50 millisekunder. (Telford et al., 1990) 9

16 2.4 Resistivitets- och IP metodernas begränsningar Mätfel kan uppstå på flera olika sätt. Dålig kontakt mellan elektroderna och marken kan uppkomma i torr, grusig eller stenig mark. Strömmen kan även koncentreras i ett ytligt lager. I det fallet får man mindre information från djupare lager. När ström skickas ut genom en elektrod laddas området runt denna och en viss tid måste passeras för att laddningen ska avklinga (Bergman, 2009). Om samma elektrod används härefter som potentialelektrod, kan felaktig data genereras. Andra misstag i fält kan generera mätfel. Dessa kan exempelvis vara dålig kontakt mellankabel och elektrod, samt kortslutning i metallföremål. Då man utför 2D-undersökningar antar man att geologin i marken endast varierar i två dimensioner. Hänsyn tas alltså inte till det som existerar runtomkring den aktuella mätprofilen. Med tanke på att den injekterade strömmen flödar i flera riktningar genom marken, innebär ökat elektrodavstånd större djupnedträngning men samtidigt flödar strömmen även på ett större horisontellt avstånd ut från mätprofilen. Detta på grund av att elektroduppställningens känslighet har samma utsträckning i ett horisontellt som i ett vertikalt plan. Medförandet av detta blir att pseudosektionen i tillägg också visar data som tillhör någonting som inte existerar i profilen. Detta kan alltså leda till att den inverterade modellen blir missvisande. En missvisande modell kan resultera i att exempelvis borrpunkter placeras på fel ställen, (Loke 2000). Vid tolkning av resistivitetsmodeller är det väldigt viktigt att ta hänsyn till att ett visst värde på resistiviteten inte nödvändigtvis representerar en specifik geologisk kropp. Olika modeller för en och samma profil kan stämma överens med uppmätt data. Mätningarna rekommenderas därför att bli korrelerade med andra undersökningar i området. 3 METODBESKRIVNING 3.1 Elektrisk sondering (VES) Resistivitetmätningar utförs i en mängd olika variationer och den mest kända är vertikal elektrisk sondering (VES). När denna metod används för mätningar, bestämmer man den elektriska resistivitetens variation som funktion av djupet i en punkt. 3.2 Multielektrodteknik (CVES) Under senare år har datainsamlingsmetodik och utvärderingsmetodik utvecklats i och med införandet av ett multielektrodsystem kallad för CVES (continuous vertical electrical sounding). Med hjälp av moderna datainsamlingssystem mäts med denna metod elektriska pseudosektioner effektivt. Metoden ger kontinuerliga beskrivningar av den elektriska resistiviteten i en profil ned till ett djup av några hundra meter (Dahlin et al., 1999). För undersökningar kan följande elektroduppsättningar användas; Wenner, pol-pol, dipoldipol, Wenner Schlumberger samt ekvatorial dipol-dipol (rektangulär). Undersökningen 10

17 utförs längs en profil där elektroderna har konstanta avstånd mellan varandra, (Loke, 2000). Figur 7 visar exempel på elektrodernas arrangemang samt mätsekvenser som kan användas för en 2D undersökning. Figur 7. Principiellt upplägg för en CVES-undersökning (Dahlin et al., 2001). 3.3 Utförda mätningar Fältmätningarna utfördes av Bergab Berggeologiska Undersökningar AB. Mätningarna utfördes med Wennerkonfiguration med ett minsta elektrodavstånd på 5 meter längs en cirka 400 meters profil (figur 8). Topografin längs profilen varierar mellan 25 till 68 meter över havet (figur 9). För automatiserad insamling av resistivitets- och IP data användes ABEM Lund Imaging System SAS 4000 med reläboxen ES464 med 64 elektroduttag (figur 10). Vidare har flerledarkablar, rostfria stålelektroder och diverse kopplingsanordningar använts. Detta har drivits av en 12 V blyackumulator (bilbatteri). De ställen där jordtäcket varit mycket tunt eller obefintligt har man använt en kontaktlösning bestående av salt, vatten och tapetklister. Detta har man utfört på grund av att få ned mer ström; det vill säga skapa bättre kontakt mellan kontakt och geologi och därmed möjliggöra mätning även direkt på häll. IP data samlades in under 8 tidsintervall med logaritmisk ökande mättid (tabell 2). Fördröjningen mellan strömavstängning till första mätfönster sattes till 0.01 sekund. Tabell 2. I tabellen kan man se längden av varje tidsfönster (i millisekunder). Den markerade raden har vid IP mätningen i Tanum använts. (Reference manual, 2004). 11

18 Figur 8. CVES profilens utsträckning visas i denna figur. Avståndet från START till SLUT är 400 meter. De gröna punkterna på profilen markerar elektrodernas avstånd som är 5 meter (Kartan tillhör Bergab). Figur 9. Topografisk kurva över CVES-profilen som finns utmärkt i figur 8. Figur 10. Mätinstrument som användes vid resistivitet samt inducerad polarisation mätningar. Instrumentet heter ABEM Lund Imaging System SAS 4000, (ABEM instruction manual, 2009). 12

19 3.4 Bearbetning och modellering av mätdata Modelleringsverktyg Idag sker bearbetning av resistivitetsdata (CVES) normalt med geofysisk inversmodellering där en två- eller tredimensionell blockmodell optimeras med avseende på resistiviteten i blocken. En modell accepteras när dess respons är tillräckligt nära de i fält uppmätta data. Detta ger en resistivitetsmodell med gradvisa variationer. Problemet med inversmodellering är svårigheten att tolka skarpa lagergränser, (Wisén och Dahlin, 2004). Denna typ av modellering har också använts vid tolkning av resistivitetsdata från Gerumsberget i Tanum. Som verktyg för modellering av resistivitetdata har det Windows baserade programmet RES2DINV använts. Detta program fastställer automatiskt en tvådimensionell (2D) modell, av geologin under marken, från resistivitetsdata som har importerats. RES2DINV är kapabel att modellera stora datamängder med cirka datapunkter samt elektroder. Programmet stöder och använder någon av modelleringsmetoderna finit-differens och finitelement för att kalkylera skenbar resistivitet där en ickelinjär minsta kvadratmetod används som optimeringsteknik för inversionen. Om resistivitetsdata saknar topografisk data använder programmet finit-differens metoden. I annat fall, om resistivitetsdata innehåller topografi används finit-element metoden. Eftersom topografin över CVES-profilen inkluderas i resistivitetsdatan som användes vid modelleringen i detta examensarbete, så har alltså den sistnämnda metoden, nämligen finit-element, använts Processering av data Innan modelleringen kontrolleras datakvaliteten och eventuellt dåliga datapunkter elimineras. Topografin har hämtats från topografiskt kartunderlag med ekvidistansen 1 meter. Det uppmätta resultatet från undersökningen visar skenbar resistivitet, vilket definieras som ett genomsnittligt resistivitetsvärde för ett antal olika kroppar i en antagen homogen mark. Den skenbara resistiviteten presenteras vanligen i en pseudosektion (figur 11), vilken är en profil med en horisontell axel i mätprofilens riktning och en vertikal axel som visar skenbart djup. Figur 11. Pseudosektion med skenbar resistivitet, (Dahlin et al., 1999). 13

20 I pseudosektionen placeras datapunkten horisontellt i mittpunkten för de använda elektroderna och vertikalt på ett pseudodjup proportionellt mot den använda elektrodseparationen. Resultatet redovisas med interpolerade konturlinjer med en angiven färgskala. Pseudodjupet baseras på elektroduppställningens känslighet och är alltså inte det verkliga djupet för datapunkten, (figur 12). Viktigt att, i samma figur, lägga märke till är elektroduppställningens känslighet.. Figur 12. Pseudodjupet baseras alltså på elektroduppställningens känslighet och illustreras här i form av relativt känslighets värde; Relative Sensitivity Values. Pseudosektionen ger i själva verket en felaktig bild av marken. Anledningen till detta är att formen på konturerna beror på vilken elektroduppställning som använts och att den vertikala skalan inte är det sanna djupet. Vidare kan man nämna att den skenbara resistiviteten, som pseudosektionen redovisar, inte är en fysisk egenskap hos markens material; sann resistivitet är däremot det. Pseudosektionen är ett bra verktyg för att bedöma datakvaliteten i undersökningen och för att eliminera dåliga datapunkter. Dessa punkter, även kallade för outliers, kan exempelvis ha onormalt höga eller låga värden. En sektion med sanna resistivitetsvärden för geologisk tolkning kan fås fram genom att skapa en resistivitetsmodell. I denna modell har resistiviteten beräknats för olika enheter i marken. Den vertikala axeln representerar då ett verkligt djup. Det skall poängteras att denna resistivitetsmodell, liksom alla geofysiska modeller, är en förenklad bild av geologin under ytan. Modellen har en uppsättning av parametrar (sann resistivitet), vilket är den fysiska kvantitet som önskas bli uppskattad utifrån uppmätt data (skenbar resistivitet). Modellens svar blir då de syntetiska data som beräknats utifrån det matematiska sambandet som definierar modellen 14

21 för en given mängd uppmätta modellparametrar (Dahlin et al., 1999). För att få en tolkningsbar resistivitetsmodell utifrån uppmätta data, görs denna bearbetning genom inversionsprocess. I inversionsprocessen har den antagna modellen modifierats för en sann resistivitetsmodell. Detta har utförts stegvist med ett antal iterationer (vanligtvis mellan 5 och 8 iterationer) för att minska skillnaden mellan modellsvaret och de uppmätta värdena. En iteration är alltså processen där modellen justeras och en nymodellerad pseudosektion beräknas. Inversionsprocessen började med importering av de uppmätta resistivitets samt IP värdena till programmet i form av DAT-filer, med dess negativa värden eliminerade. Dessa är helt enkelt filer som innehåller data samt koordinater från mätningarna och topografin över profilen som man har utfört mätningarna på, (Reference Manual, 2004). För att RES2DINV ska kunna modellera strukturerna och resistivitetsfördelningarna i marken, används en cellbaserad uppdelning av marken. Marken delas alltså upp i ett antal rektangulära celler med konstant storlek och position. Dessa bildar en antagen skenbar initialmodell av marken (Figur 13) (Johansson & Jones, 2007). Programmet använder en algoritm som delar upp marken på så sätt att cellerna är löst knutna till datapunkterna i pseudosektionen. Den inversionsmetod som användes vid modelleringen av data ifrån Gerumsberget i Tanum, var en så kallad least square inversion. Denna metod ger möjligheten att inkludera markens kända begränsningar i inversionen genom att använda följande beräkningsformler; Robust inversion; L1-norm; ger ett bättre resultat i modeller med skarpa övergångar mellan områden med olika resistiviteter. Smooth inversion; L2-norm; är ett bättre alternativ och fungerar bra vid gradvisa övergångar (Loke et al., 2003) Då inversionen körs med L2-norm modifieras modellen så att kvadraten av felsumman för skillnaden mellan uppmätt och beräknad skenbar resistivitet minimeras; RMS (Root Mean Square). Då modelleringen körs med robust inversion anger programmet ett absolut felvärde (Abs. error) istället för ett RMS värde (Johansson & Jones, 2007). Datan som användes för invertering hade 345 datapunkter samt 2198 celler (figur 13). Programmet använder normalt en Gauss-Newton optimeringsmetod. Men för att programmets inverteringsprocess ska ta kortare tid användes en ofullständig Gauss-Newton metod (för vidare fakta om denna metod refereras läsaren till programmets manual som kan hittas på ABEM s hemsida ( Antal iterationer på varje modell har, som nämnts innan, varit mellan 5 och 8. Resistivitetsmätningarna ingår som en del av proceduren för IP-mätning i tidsdomän. Den konstanta spänningen som ligger till grund för resistivitetsvärdet bestäms under mätningens procedur. På grund av detta kan mätningar av resistivitet och inducerad polarisation kombineras. 15

22 Inverteringen av IP-data sker på samma sätt som för resistivitetsdata I bilaga I redovisas resistivitets samt IP modeller som har blivit inverterade båda med smooth inversion och robust inversion. Figur 13. Illustration av en celluppdelning av marken för en resistivitetsmodell i RES2DINV. 3.5 JB-sondering Med JB-sondering avses vanligtvis sondering i jord och berg med trycklufts- eller hydrauldrivna borrmaskiner med borrstänger och bergborrkrona. Slagernergi överförs från en slaghammare via ett borrstål till en borrkrona. Borrstålet roteras och tryckbelastas samtidigt som borrkärnan pressas mot berget. Syftet med denna metod är att ta reda på djupet till berg, samt bergets relativa fasthet och sprickighet. I vissa fall kan block eller liknande som påträffas misstolkas som berg. För att på ett med stor sannolikhet konstatera bergytans nivå, drivs sonderingen minst 2 meter i antaget berg. JB-sonderingar kan utföras i tre olika klasser. Dessa benämns Jb-1, Jb,-2 och Jb-3, (SGF, 1998). Den andra klassen, Jb-2, har i detta projekt använts för att få noggrannare upplysningar om jordlagrens mäktighet samt djupet till bergytan (se figur 14). En tabell med data från dessa sonderingar finns tillgänglig i bilaga II. 16

23 Figur 14. I figuren är CVES profilen tillsammans med samtliga sonderingar markerade. Sonderingar som har markerats med röd färg är mer relevanta för tolkningen av djupet till berg längs profilen. 3.6 Kärnborrhål Kärnborrhålet (KBH4) är borrat mot N115, har en lutning av 6 ifrån horisontalplanet och är 130,2 meter långt (se figur 15). Jorddjupet i den punkt där man har börjat borrningen är 0,10 meter. Denna punkt ligger cirka 83 meter ifrån CVES-profilens start. Största delen av borrkärnan utgörs av grov- till medelkornig rödgrå granit. Denna är till större del homogen med relativt få sprickor. Den innehåller grovkornig kalifältspat samt medelkornig kvarts och plagioklas. Graniten har zoner där den är delvis mer röd och oxiderad (se figur 16). Inom zonerna, 48,25-52,4 meter och 103,43-106,46 meter, är kalifältspat det dominerande mineralet. Dessa zoner bryts på flera ställen av grovkornig pegmatit. Mellan 74,3 och 82 meter finns en zon med mycket omvandlad och sprucken granit. Inom denna zon, mellan och 77,6 meter består berget i princip av kvarts. Vid 110,78 meter, till 111,5 meter, går den finkorniga graniten över till grovkornig, mörkgrön-grå granit. Efter denna, fram till 115,15 meter, blir denna finkornig igen med en mörk brun-röd färg. Denna sistnämnda zon har dock några väldigt grovkorniga inslag. Figur 16 visar alla dessa zoner i form av en grafisk borrhålslogg. 17

24 Figur 15. KBH4 är utmärkt med blå färg på den topografiska kurvan över CVES-profilen. Denna har en lutning på 6 grader från horisontalplanet som i figuren är markerat med röd färg. 18

25 Figur 16. Borrhålslogg; KBH 4. 19

26 De sprickor som har påträffats i borrkärnan har blivit uppmätta i förhållande till borrkärnans axel (tabell 3). Denna är som nämnt tidigare borrad i cirka 6 från horisontalplanet (figur 15). Tabell 3. De påträffade sprickornas vinklar (i förhållande till borrkärnans axel), antal, samt dess vanligaste sprickfyllnader visas i denna tabell. Sprickorna är relativt flacka i borrkärnans början. Dessa blir senare mer brantstående. På flera ställen skärs borrkärnan av sprickor som vinklar Dessa, nästan horisontella sprickor, påträffas vid 11,90 m, 36,78 m, 47,70 m, 48,33 m, 86,50 m och 126,18 meter från borrkärnans början. Eftersom bergmassans egenskaper är starkt beroende av sprickfrekvensen, kan man använda sprickfrekvensen för att bedöma bergkvaliteten genom att beräkna ett RQD-index. RQD (Rock Quality Designation) används ofta som grundparameter vid dimensionering av tunnlar och tunnelförstärkningar. RQD är ett allmänt accepterat index för sprickfrekvensen och ingår även som en parameter i andra klassificeringssystem. Detta index bygger på längden av de borrkärnor som erhålls vid kärnborrning. RQD-värdet bestäms genom att summera längden för de kärnbitar vilkas längd är större än 10 cm och dividera med den totala borrlängden. Denna kvot multipliceras sedan med 100 då att RQD uttrycks i procent enligt ekvation 7 (Sundström, 2009). RQD för kärnan KBH 4 ligger oftast mellan 75 och 100 vilket enligt klassificeringen i tabell 4 ger bergmassan en bra till utmärkt kvalitet. Kortare bitar av kärnan, framförallt vid kärnlängderna10-12 m, 47, 48m och m, är RQD-värdet mellan (bra). Endast ett fåtal ställen har värden mindre än 50 (dålig - mycket dålig). RQD <25 % % % % % Bergmassans kvalitet Mycket dålig Dålig Bra Mycket bra Utmärkt Tabell 4. Klassifikation av bergmassan enligt RQD. 20

27 4 RESULTAT OCH TOLKNING I inversionen för CVES-profilen (figur 6) användes 20 lager. Tjockleken på dessa lager redovisas i bilaga I. De modellerade cellernas bredd i det översta lagret för profilen delades upp på halva elektrodavståndet; från 5 meter till 2,5 meter. Samtliga inversionsmodeller inkluderar topografisk data. Resistivitetsdata har inverterats med smooth inversion (L-2 norm) och inkomplett Gauss-Newton metod. IP-data har till skillnad från resistiviteten modellerats båda med smooth inversion och robust inversion (L-1 norm). Även här har en inkomplett Gauss-Newton ekvation använts. 4.1 Resultat och tolkning Resultat CVES Den slutliga inversmodellen av resistivitetsdata redovisas i figur 17. Denna är som nämnt tidigare inverterad med smooth inversion metoden. Figur 17. Resistivitetsdata modellerades med smooth inversion i programmet RES2DINV. Den slutliga inverterade modellen illustreras i figuren Tolkning CVES Eftersom resistivitetsintervallen för olika material överlappar varandra, är det väldigt viktigt att kalibrera mätresultaten mot annan geologisk information. Resistivitetsvärden kan därför vara väldigt komplicerade och svårtolkade om mätresultat från andra metoder inte finns tillgängligt för kalibrering. Tolkningen av de geoelektriska sektionerna (se t.ex. figur 17-18) har i detta examensarbete till stor del baserats på borrdata. Eftersom borrkärnan, KBH 4, täcker en bred horisontell del av de geoelektriska sektionerna (figur 20) har representativa resistivitets- och IP-värden (Ωm resp. millisekunder) längs denna kärna valts för tolkning. I 21

28 annat fall kan det vara väldigt vanskligt att basera en tolkning på generella representativa värden som finns tillgängligt hos olika källor (t.ex. Palacky, 1987). Vid profilens längdmätning mellan ca 160 och 185 meter syns ett område med generellt låga resistiviteter, ställvis under 200 Ωm. Området ligger på gränsen mellan jord och berg och skulle kunna förklaras av en kraftigt vittrad och delvis leromvandlad bergart. Området sammanfaller med läget för den dokumenterade förkastningen. Denna tolkning kan delvis även styrkas med låga RQD- värden på (se figur 20). Sådana värden motsvarar enligt RQD klassifikationen (tabell 4) dålig- mycket dålig kvalitet på bergmassan. Som tillägg till detta visar borrkärnan KBH 4 i samma område många sprickor med sprickfyllnader av lera och oxider. Vid ca 210 m längs profilen finns ytterligare en zon som uppvisar låg resistivitet på ca 700 Ωm. Även detta område sammanfaller med en mindre sprickzon dokumenterad i fält (Bergab, pers. kom.). Områden med lägre resistivitet som förekommer vid profilens flanker tolkas som ökande jordmäktighet. Resterande delar av sektionen ger generellt höga resistivitetsvärden. Värden över 3000 Ωm tolkas som massiv granit dominerande av mineralen kvarts och fältspat Resultat IP IP data modellerades båda med smooth inversion (L2-norm) och robust inversion (L-1 norm). Modeller som är inverterade med robust inversion redovisas i bilaga I. En inkomplett Gauss- Newton ekvation har använts. Pseudosektioner av samtliga tidsfönster som visar en betydande IP-effekt redovisas i figur 19. I tillägg redovisas även en sammanfattande pseudosektion av alla tidsfönster i figur 18. Tidsfönster med obetydlig IP-effekt inkluderas i denna sektion. Anledningen till varför pseudosektionen i figur 18 skiljer sig med de i figur 19 förmodas vara de första 3 till 4 tidsfönstrens låga IP-effekter. Figur 18. En sammanfattande modell baserad på samtliga tidsfönster (1-8). Tidsfönster (1-3) med obetydlig eller ingen IP-effekt inkluderas i denna sektion. 22

29 Figur 19. Smooth inversion: IP modeller baserade på data från tidsfönster 4 till 8 vilka visar en tydlig IP-effekt. 23

30 4.1.4 Tolkning IP Modellerna baserade på tidsfönster 4-8 ger typiska värden på IP för graniten. IP effekten för graniten för modellen för alla tidsfönster lags samman är något högre. Modellerna från tidsfönster 4-8 ger en lägre IP effekt <10 msec, närmast ytan vid läget för förkasningen mellan m längs profilen. Det samma gäller för vid den mindre parallellförkastningen vid ca 210 m längs profilen. Detta är särskilt tydligt i modellen från tidsfönster 4 (IP-effekt <3 msec) och antas reflektera jorddjupet. En låg IP effekt på grund av jorddjupet syns även i profilens västra del, fram till ca 40 m in i profilen. Mågon motsvarighet saknas i profilens östra del, vilket skulle kunna bero på att jordarten här till större del utgörs av lera, vilken bör ge en viss IP-effekt. 5 DISKUSSION Resistivitetmetoden, i jämförelse med IP-metoden, har under projektets gång varit mycket enklare att arbeta med. Inversmodellen för resistivitetdata har i stort sett givit en tydligare bild än modellerna framtagna från IP-metoden. Hypotesen om att använda IP-metoden med avseende på bergkvalité och identifikation av sprucket- och leromvandlat berggav här inte tillräckligt bra resultat. Syftet var att med hjälp av denna metod försöka identifiera bergkvalité. 5.1 Jämförelse med resultat från andra metoder Tolkningen från resistivitetsdata har jämförts med data från tre andra metoder; kärnborrhål, JB-sonderingar och refraktionsseismik. Nedan följer en sammanfattning av resultaten från dessa metoder Kärnborrhål KBH 4 Läget för KBH 4 illustreras i resistivitetsektionen i figur 20. Borrkärnan visade totalt sett en mycket god kvalitet på bergmassan. På 6 ställen i borrkärnan har RQD-värden som motsvarar 55 och mindre (se tabell 4) påträffats. Dessa är markerade med vertikala streck i figur 20. I huvudsak stämmer bergkvalitén baserad på resistivitetsmodellen väl överens med bergkvalitén bedömd från borrkärnan. 24

31 Figur 20. Borrkärnan KBH 4 visas i denna resistivitetsektion. RQD-värdet för största delen av borrkärnan är över 90. Värden som är 55 och mindre är markerade med svart på KBH 4. Röda siffror motsvara dålig- till mycket dålig bergkvalitet enligt RQD-klassifikationen (se tabell 4) JB-sondering Huvudskälet till att data från JB-sonderingar inkluderades som komplettering till de geoelektriska undersökningarna har varit att ta reda på bergytans nivå längs profilen. Grafen i figur 21 är framställt av Bergab Berggeologiska Undersökningar AB och är baserad på data från JB-sonderingar och refraktionsseismik. Denna visar CVES-profilens topografi och bergytan under den. I figur 22 visas samma graf på en resistivitetsektion. I huvudsak verkar resistivitetsmodellen ge korrekt djup till berg, dock med undantag för sprickzonen vid där jorddjupet skulle övertolkats på grund av den låga resistiviteten om sonderingsdata saknats. Figur 21. Bergytan illustreras i denna graf. Profilens topografi är markerat med röd färg. 25

32 Figur 22. Djup till berg har med hjälp av data från JB-sonderingar och refraktionsseismik tolkats. Bergytans topografi visas i denna sektion, markerat med svart Refraktionsseismik Refraktionsseismisk data har bearbetats av Johan C.D. Persson vid Göteborgs Universitet med syfte att tolka bergmassans kvalitet på samma profil (figur 1) som har använts i detta examensarbete. Följande tolkning refereras till (Persson, 2010). Den seismiska hastigheten för de första 5 m vid yxhugget* är på 1500 m/s. Efter detta kommer ett lager som är 12 meter tjockt, med en seismisk hastighet på 3500m/s. Detta motsvarar ett Q värde av storleken 1 (very poor). Efter meter så ligger de seismiska hastigheter på 4500m/s, som motsvarar ett Q värde 5.5 (good-very good). I stora drag ger både resistivitets- och refraktionsseismikmodellerna liknande resultat avseende bergkvalité. Dock avbildar resistiviteten geologin mer korrekt vad gäller jorddjup. 6 SLUTSATSER Resistivitetmätningen ger generellt en bättre bild av bergkvalitén jämfört med IP. Låga resistivitetsvärden motsvarar vittrat och/eller sprucket berg med dålig kvalitet på bergmassan. IP-mätningen gav inte förväntade värden på uppladdningsförmågan (M). Vittrat och sprucket berg karaktäriseras inte av hög uppladdningsförmåga. Områden med låga RQD-värden har successivt identifierats i resistivitetsektionen. Dock har IP-sektionen inte kunnat ge samma goda respons. I stora drag ger modellerna från resistiviteten och refraktionssesmiken samt borrdata och JB-sonderingar liknande resultat resultat avseende bergkvalitet och djup till berg. *Benämningen yxhugget används av Persson J.C.D. och motsvarar sprickzonen vid profillängden (CVES) meter. 26

33 7 REKOMMENDATIONER IP mätningar är generellt mer känsliga jämfört med resistivitetsmätningar i avseende på mängden ström som skickas ner i marken och mätinstrument med högre uteffekt kan därmed ge bättre resultat och bör därför prövas. Båda metoderna skulle troligen även tjäna på ett större antal datapunkter och mätning med gradientprotokoll bör därför övervägas. I denna undersökning användes elektroder av rostfritt stål, vilka till viss del laddas upp under mätningen. Användande av ej polariserbara keramiska elektroder skulle också kunna förbättra resultatet, men då på bekostnad av det praktiska utförandet. 8 TACKORD Jag vill passa på och tacka Erik Sturkell, Eric A. Hegardt och Erik Meland för all hjälp och goda råd som de har givit under arbetets gång. Jag säger också tack till Mark Johnsson, Johan C. D. Persson och Mats Olsson vid Göteborgs Universitet för all support. 27

34 9 REFERENSLISTA ABEM Instruction Manual, (2009), Terrameter SAS 4000/SAS 1000 Bergman B., (2009),Geofysiska analyser (stångslingram, CVES och IP) av lagerföljd och lakvattenrörelser vid Albäcksdeponin, Geologiska institutionen, Centrum för GeoBiosfärsvetenkap, Lunds Universitet. Dahlin T., (2004), Resistivity/Induced Polarisation Imaging: Odarslöv, ABEM instruments, ABEM Printed matter No Dahlin T., Gass R., Jeppsson H., (1999), Resistivitetsmätning som förundersöknings-metod vid tunnelbygget genom Hallandsås, Föredrag Bergmekanikdag i Stockholm Dahlin T., Larsson R., Leroux V., Svensson M., Wisén R., (2001), Geofysik i släntstabilitetsutredningar, Statens Geotekniska Institut, Rapport 62 Johansson B., Jones S., (2007), Ekedodadeponin i Hörby: Utredning, lakvattenspridning och påverkan på omgivning En geofysisk undersökning med resistivitet och inducerad polarisation, Teknisk geologi, Lunds Universitet Kearey P., Brooks M., Hill I., (2002), An introduction to geophysical exploration, Blackwell Publishing Loke M. H., (2000), Electrical imaging surveys for environmental and engineering studies -A practical guide to 2-D and 3-D surveys Milsom J., (2003), Field Geophysics The geological field guide series -third edition, Wiley Palacky, G. J., (1987), Resistivity characteristics of geological targets, in electromagnetic methods in applied geophysics, ed. Nabighian, Soc. of expl. geoph., Tuls Persson J. C. D., (2010), Tomografisk modellering med programmet Rayfract för bedömning av bergkvalité från refraktionsseismik, Institutionen för Geovetenskaper, Göteborgs Universitet. Reference Manual, (2004), RES2DINV ver for Windows 98/Me/2000/NT/XP: Rapid 2-D Resistivity & IP inversion using the least-squares method, Geotomo Software Reynolds J.M., (1997), An Introduction to Applied and Environmental Geophysics, England: John Wiley & Sons Ltd. Svenska Geotekniska Förening (SGF), (1998), Metodbeskrivning för Jord-Bergsondering, SGF rapport 2:99, Sundström R., (2009), Utverdering av Smart Cable för att se belastning på bergbultar, Luleå Tekniska Universitet: Avdelning för Bergmekanik. Tanums kommun, (2007), Vägutredning med MKB, Väg E6: delen Pålen-Tanumshede Objektnummer Telford W. M., Geldart L. P., Sheriff R. E., (1990), Applied geophysics; second edition, Cambridge University Press. 28

35 Wisén R., Dahlin T., (2004), Samtidig inversion av olika geofysiska data och á priori information i geofysisk inversmodellering fältexempel från geoteknisk förundersökning, Procs. NGM 2004, Ystad 29

36 BILAGOR Bilaga I Resistivitetsektion

37 IP sektioner: Följande sektioner är modellerade med inversionsmetoden Robust inversion. Modellerna baseras på data från tidsfönster 5 till 8 vilka har gett tydliga IP-effekter.

38 Följande sektion är modellerad med inversionsmetoden Robust inversion. Modellen baseras på data från samtliga 8 tidsfönster.

39 Bilaga II Data från JB-sonderingar Waypoints (JB-ID) E N Djup till Berg Markyta (Höjd) Bergyta CVES START Sond_ ,1 Sond_ ,8 Sond_ ,5 Sond_ ,6 Sond_ Sond_ ,6 Sond_ ,8 Sond_ ,425 45,86 36,435 Sond_ ,75 46,16 40,41 Sond_ ,1 Sond_ ,8 Sond_ Sond_ ,5 Sond_ ,6 Sond_ ,5 Sond_ ,22 58,3 47,08 Sond_ ,425 52,15 50,725 Sond_ ,05 45,32 44,27 Sond_ ,65 43,73 42,08 Sond_ ,35 42,09 38,74 Sond_ ,02 41,77 40,75 Sond_ ,775 40,82 40,045 Sond_ ,025 38,73 35,705 Sond_ ,125 33,01 31,885 Sond_ ,5 59,174 57,674 Sond_ ,575 58,889 41,314 Sond_ ,8 59,848 49,048 Sond_ ,8 59,231 53,431 Sond_ ,3 58,604 43,304 Sond_ ,325 59,882 49,557 Sond_ ,875 57,581 53,706 Sond_ ,95 67,137 66,187 Sond_ ,875 60,052 52,177 Sond_ ,854 61,854