Seismic MethodsThe seismic method m

Seismic Methods

The seismic method measures the response of seismic (sound) waves that are input into the earth and then refract along or reflect off subsurface soil and rock boundaries. The seismic source is usually a sledgehammer blow to a metal plate on the ground, a larger weight drop, or an explosion. The earth response is measured by sensors called geophones, which measure ground motion. Two basic methods of seismic exploration are used refraction and reflection.

Seismic Refraction

The seismic refraction method measures head waves that are refracted along geologic formations below the earth's surface. Refractions generally occur along the top of the water table and the uppermost bedrock formation. A plot of the arrival time of the first seismic wave to each geophone gives information about the depth and location of these geologic horizons. This information is plotted in a cross section that shows the depth to the water table and to the first bedrock layer.
◾Seismic Refraction Velocities in Minnesota (42KB) pdf

Seismic Reflection

The reflection method measures the time necessary for a sound impulse to travel from the source, bounce off a geologic boundary, and return to the surface at a geophone. The reflection from a geologic horizon is similar to an echo off a cliff face.

Electromagnetic Induction Method

The electromagnetic induction (EM) method measures the response of an induced alternating current. A current is induced into the ground by a transmitting coil. A receiving coil is placed a short distance away to measure the induced earth current. The size of the induced current depends on the geologic material (lithology) beneath the transmitter and receiver. By mapping changes in the induced current, it is possible to map out changes in lithology, in order to determine the potential presence of an aquifer.

The EM method is also very sensitive to metal. Thus, the location of buried metal objects, such as drums or pipes, can be mapped with this technique.

Electrical Resistivity Method

The resistivity imaging method uses standard arrays developed for electrical resistivity sounding and profiling techniques and modifies them to create two dimensional resistivity profiles. A line of electrodes is placed at equal intervals along the desired profile. Four electrodes are used at one time. Two inject current into the ground and two read the electrical potential between them. The resistivity meter and switch box automatically read many combinations of current and potential electrodes from short offsets to long offsets starting at one side of the electrode spread and moving toward the opposite end. The short offsets look at the shallow earth, and the longer offsets look more deeply.

At the Minnesota DNR, we typically use either the dipole-dipole or the Wenner-Schlumberger array. The dipole-dipole array gives good horizontal resolution, but may have a poor signal to noise ratio (S/N) because the potential electrodes are outside of the current electrodes. The Wenner-Schlumberger array is more directed for vertical resolution, but it also gives reasonable horizontal resolution. This method has greater S/N than the dipole-dipole method because the potential electrodes are placed between the two current electrodes.

The field data contain apparent resistivity values and geometry information. These data are then inverted to produce a two dimensional (X - Z) plot of resistivity values. This resistivity inversion section is then used to interpret subsurface lithology.

Magnetic Method

The magnetic method measures the earth's ambient magnetic field. The field strength becomes stronger near large magnetic objects. Therefore, buried magnetic objects can be located by mapping magnetic field values. One example is mapping the location of buried drums on a hazardous waste site.

Because some earth materials are more magnetic than others, this method can also map geologic changes.

ผลลัพธ์ (ไทย) 1:

วิธีการสั่นสะเทือนธรณีวิทยาวิธีวัดการตอบสนองของการสั่นสะเทือนคลื่น (เสียง) ที่ป้อนเข้าไปในแผ่นดินแล้ว refract ตาม หรือออก subsurface ดินและขอบเขตของหิน แหล่งธรณีวิทยามักจะเป่า sledgehammer ชุบโลหะบนพื้นดิน วางน้ำหนักขนาดใหญ่ หรือการระเบิด วัดการตอบสนองโลก โดยเซ็นเซอร์ที่เรียกว่า geophones ที่วัดล่างเคลื่อนไหว สองวิธีการพื้นฐานของการสำรวจธรณีวิทยาจะใช้การหักเหและสะท้อนหักเหที่ธรณีวิทยามาตรการวิธีการหักเหการสั่นสะเทือนหัวคลื่นที่ refracted ตามก่อตัวธรณีวิทยาใต้ผิวดิน Refractions เกิดขึ้นโดยทั่วไปด้านบนของตารางน้ำและการก่อตัวของหินที่สุด แผนเวลาเดินทางของคลื่นไหวสะเทือนแรกให้แต่ละเครื่องรับคลื่นไหวสะเทือนให้ข้อมูลเกี่ยวกับความลึกและตำแหน่งที่ตั้งของฮอลิซันส์ธรณีวิทยาเหล่านี้ ข้อมูลนี้ถูกพล็อตในส่วนขนที่แสดงความลึกตารางน้ำ และชั้นหินครั้งแรก◾Seismic ตะกอนหักเหใน pdf มินเนโซต้า (42KB)สั่นสะเทือนสะท้อนมาตรการวิธีการสะท้อนเวลาจำเป็นสำหรับแรงกระตุ้นจากเสียงเดินทางจากต้น กระเด็นขอบเขตธรณีวิทยา และกลับไปยังพื้นผิวที่เป็นเครื่องรับคลื่นไหวสะเทือน สะท้อนจากขอบเขตธรณีวิทยาจะคล้ายกับเสียงก้องออกจากหน้าผาวิธีการเหนี่ยวนำแม่เหล็กไฟฟ้าวิธีการเหนี่ยวนำแม่เหล็กไฟฟ้า (EM) วัดการตอบสนองของกระแสสลับการเหนี่ยวนำให้ กระแสจะเกิดเป็นพื้นดิน โดยม้วนส่ง ขดลวดรับอยู่ไกลไปวัดอาจโลกปัจจุบัน ขนาดของกระแสเหนี่ยวนำให้ขึ้นอยู่กับวัสดุธรณีวิทยา (lithology) ภายใต้การส่งสัญญาณและตัวรับสัญญาณ โดยการเปลี่ยนแปลงการแม็ปในปัจจุบันอาจ สามารถได้ต้องออกใน lithology การเปลี่ยนแปลงเพื่อแสดงศักยภาพของ aquifer กำหนดวิธี EM ก็สำคัญมากโลหะ ดังนั้น ฝังวัตถุโลหะ เช่นกลองหรือท่อ สถานที่สามารถแม็ปกับเทคนิคนี้วิธีการความต้านทานไฟฟ้าความต้านทานภาพวิธีใช้อาร์เรย์มาตรฐานพัฒนาความต้านทานไฟฟ้าเสียง และเทคนิคการสร้างโพรไฟล์ และปรับเปลี่ยนให้คุณสร้างส่วนกำหนดค่าความต้านทานมิติสอง บรรทัดของหุงตอยู่ช่วงที่เท่าตามโปรไฟล์ที่ระบุ ใช้หุงตสี่ที ฉีดสองปัจจุบันเป็นพื้น และสองอ่านศักย์ระหว่างพวกเขา ความต้านทานมิเตอร์และสวิตช์กล่องอ่านหลายชุดของหุงตปัจจุบัน และเป็นไปโดยอัตโนมัติจากปรับค่าสั้นเพื่อปรับค่าความยาวเริ่มต้นที่ด้านหนึ่งของการแพร่กระจายของอิเล็กโทรด และย้ายไปยังส่วนปลายตรงข้าม ปรับค่าสั้นลักษณะดินตื้น และปรับค่าอีกต่อไปมองให้ลึกซึ้งยิ่งในรัฐมินนิโซตา DNR เรามักจะใช้ dipole dipole หรืออาร์เรย์ Wenner Schlumberger เรย์ dipole dipole ให้ความละเอียดแนวนอนที่ดี แต่อาจมีสัญญาณต่อสัญญาณรบกวน (S/N) เพราะหุงตอาจจะนอกหุงตปัจจุบัน อาร์เรย์ Wenner Schlumberger เพิ่มเติมได้โดยตรงสำหรับความละเอียดแนวตั้ง แต่ยังให้ความละเอียดแนวนอนที่เหมาะสม วิธีนี้มีค่า S/N มากกว่าวิธี dipole dipole เพราะหุงตอาจอยู่ระหว่างหุงตปัจจุบันที่สองข้อมูลของเขตข้อมูลประกอบด้วยค่าความต้านทานที่ชัดเจนและข้อมูลเรขาคณิต ข้อมูลเหล่านี้แล้วจะกลับผลิตสองมิติ (X - Z) ลงจุดของค่าความต้านทาน จากนั้นใช้ส่วนกลับความต้านทานนี้แปล subsurface lithologyวิธีการแม่เหล็กวิธีการแม่เหล็กวัดสนามแม่เหล็กของโลกแวดล้อม แรงฟิลด์จะแข็งแกร่งใกล้วัตถุแม่เหล็กขนาดใหญ่ ดังนั้น สามารถตั้งวัตถุฝังแม่เหล็ก โดยการแม็ปค่าสนามแม่เหล็ก ตัวอย่างหนึ่งคือแมปที่ตั้งของกลองฝังบนไซต์ขยะอันตรายเนื่องจากวัสดุบางโลกมีแม่เหล็กยิ่งกว่าผู้อื่น วิธีนี้สามารถยังแผนที่ธรณีวิทยาการเปลี่ยนแปลง