geofysica, toegepast op de exploratie van mineralen, aardolie, delfstoffen en ook grondwater. Men meet hierbij de fysische eigenschappen van de ondergrond met het doel geofysische anomalieën te vinden (zie Anomalie).
Soms spoort men de afzetting rechtstreeks op in functie van de anomalie die zij veroorzaakt (bijv. magnetische ertsen). In andere gevallen werkt men indirect en tracht men de geologisch gunstige structuren te bepalen die bijv. aardolieaccumulaties bevatten. Aan de anomalieën wordt vervolgens een geologische interpretatie gegeven. Deze laatste stap bevat een min of meer speculatief element daar de anomalieën wat hun geologische interpretatie betreft niet eenduidig zijn.
Naar de aard der gemeten grootheden onderscheidt men de volgende methoden:
1. de seismische;
2. de gravimetrische,
3. de magnetometrische,
4. de elektrische, met inbegrip van de elektromagnetische,
5. de radioactieve; en de weinig toegepaste en hier ook verder buiten beschouwing gelaten thermische methode; een bijzondere plaats wordt ingenomen door de boorgatmetingen.
Seismische methode.
Deze methode, bij uitstek geschikt voor het onderzoek van sedimentaire bekkens, is de belangrijkste bij de exploratie van olie en gas en de meest nauwkeurige en directe van alle methoden, doordat er een direct en enkelvoudig verband bestaat tussen de waargenomen anomalie en haar oorzaak, hetgeen bij de andere methoden niet het geval behoeft te zijn. Voor de ertsexploratie is de seismische methode minder geschikt o.a. doordat de gesteenten waarin de ertsen voorkomen in het algemeen geen duidelijk gelaagde structuur hebben en bovendien dikwijls in elastische eigenschappen te weinig met de ertslichamen contrasteren. Met de seismische methode tracht men de structuur van de ondergrond te bepalen door na te gaan hoe elastische golven zich daarin voortplanten. De golven worden in een schotpunt opgewekt en opgevangen door geofoons. Van de verschillende golfsoorten die ontstaan, zijn alleen de longitudinale die de grootste voortplantingssnelheid en doordringdiepte hebben voor exploratie bruikbaar; alle andere soorten moeten als storingen worden beschouwd. De voortplantingssnelheid hangt af van de elastische eigenschappen van het gesteente; over het gehele gesteentepakket genomen, neemt de snelheid toe van ca. 1000...1500 m s−1 aan het oppervlak tot 5000...6000 m s−1 in het kristallijne basisgesteente. De snelheidstoename is niet altijd monotoon. Diepteintervallen waarover de snelheid af- in plaats van toeneemt komen veelvuldig voor. Zulke ‘snelheidsomkeringen’ moeten echter worden gezien als incidentele onderbrekingen van een voortdurende snelheidstoename, zodat uiteindelijk alle golven weer naar de oppervlakte zullen terugkeren. Hierop berust de seismische refractiemethode.
Ook door reflectie veroorzaakt door discontinuïteiten in de akoestische impedantie ϱv van het gesteente, keren golven naar de oppervlakte terug; hierin is ϱ de dichtheid en v de snelheid. Men spreekt van een discontinuïteit wanneer de verandering plaatsvindt over een afstand die klein is ten opzichte van de golflengte. Verandert de impedantie over de discontinuïteit van ϱ1v1 naar ϱ2v2 dan is de reflectiecoëfficiënt voor loodrecht invallende vlakke golven:
R = (ϱ₂v₂ - ϱ₁v₁)/(ϱ₂v₂ + ϱ₁v₁)
Daar v sterker varieert dan ϱ zal R hoofdzakelijk van de verandering van v afhangen. Daardoor zullen snelheidscontrasten meestal niet alleen breking, maar ook reflectie veroorzaken. Op de waarneming van gereflecteerde golven berust de seismische reflectiemethode. Doordat deze een beter oplossend vermogen heeft, een grotere nauwkeurigheid en een groter dieptebereik, heeft ze de refractiemethode vrijwel geheel verdrongen.
De snelheidstoename met de diepte kan stapsgewijs of continu zijn. In het eerste, meest voorkomende geval, heeft de ondergrond een snelheidsgelaagdheid en zullen op de grensvlakken de golven worden gebroken en gereflecteerd. In het tweede geval zal de snelheidsgradiënt wel breking maar geen reflectie veroorzaken en neemt bij een gegeven snelheidsverdeling in de ondergrond de doordringdiepte toe met de schietafstand. De tijden waarop de uit de ondergrond terugkerende golven de geofoons bereiken, worden van de seismogrammen afgelezen en tegen de bijbehorende afstanden tot het schotpunt in een tijdafstandgrafiek uitgezet. Bij een gelaagde ondergrond zullen deze grafieken voor de gerefracteerde golven uit lijnsegmenten bestaan (afb. 3). Bij reflectieschieten worden het hyperbolen waarvan de kromming afneemt met de verticale afstand tot de reflector (afb. 5). Indien de snelheidstoename met de diepte continu is wordt de refractietijd-afstandkromme een vloeiende lijn (afb. 4). De tijd-afstandgrafieken, zonodig gecorrigeerd voor schotpuntsdiepte, topografie en het vertragende effect van de meestal aanwezige verweerde of niet volledig geconsolideerde oppervlaktelaag, leveren de gegevens voor het berekenen van de door de golven gevolgde weg. Deze weg volgt uit de brekings- en reflectiewetten welke zijn afgeleid van de beginselen van Fermat en Huygens.
De refractiemethode wordt voornamelijk voor een eerste, verkennend onderzoek van sedimentaire bekkens gebruikt, in het algemeen voor het lokaliseren van structuren of lagen die in snelheid duidelijk met hun omgeving contrasteren, bijv. voor het bepalen van de diepte tot het onder de sedimenten liggende basisgesteente, het lokaliseren van zoutpijlers enz. Bij diepten groter dan 2...3 km worden de resultaten vaag, dit in tegenstelling met de reflectiemethode die geen dieptegrens heeft. Voor een gegeven diepte is de reflectieweg veel korter dan de refractieweg en bovendien is het bereik niet afhankelijk van de schietafstand. Daardoor zal de demping van de hogere frequenties in het signaal geringer zijn, zodat de aankomsttijden scherper zijn af te lezen. De instrumentatie voor het opvangen en registreren van de signalen bestaat uit geofoons, versterkers met ingebouwde filters en de feitelijke registratieapparatuur. De versterkers hebben een automatische of geprogrammeerde amplitudeversterking van 100...120 dB en ingebouwde instelbare afsnijfilters voor hoge en lage frequenties. De registratie gebeurt tegenwoordig vrijwel uitsluitend op magnetische band met visuele registratie als monitor.
Iedere geofoon of groep geofoons van de opstelling geeft een spoor op het seismogram (afb. 2), dat gewoonlijk 24 of meer sporen heeft. De tijdmarkering is in honderdsten seconden, en tot duizendsten seconden interpoleerbaar.
Het geregistreerde signaal wordt in het laboratorium ‘teruggespeeld’ en naar behoefte gefilterd. In vele gevallen wordt het signaal nog analoog opgenomen en daarna gedigitaliseerd, hoewel men steeds meer overgaat tot rechtstreekse digitale registratie, die gemakkelijker te bewerken is en bovendien een betere signaal-storingverhouding mogelijk maakt dan bij analoge signalen. Door toepassing van digitale filters, grotendeels ontleend aan de communicatietheorie, is de signaal-storingverhouding sterk verbeterd en het oplossend vermogen van de reflectiemethode tot ongekende hoogte opgevoerd (signaalcontractie met inverse filters).
Voor refractie- en diepe reflectieonderzoeken zijn krachtige signalen nodig en gebruikt men springstoffen. Bij werk op zee wordt tegenwoordig veel de ‘air gun’ gebruikt, waarbij het signaal ontstaat door het plotseling doen ontsnappen van sterk samengeperste lucht. Ook gasexplosies (‘gas guns’) worden gebruikt; verder nog vallende gewichten en verschillende soorten elektromechanische signaalgevers. Meestal is het signaal een scherpe energiepuls, maar ook continue signalen worden gebruikt, zoals golftreintjes van constante amplitude en met op- of aflopende frequentie, opgewekt door een vibrator. De reflecties op het seismogram worden in dat geval gevonden door kruiscorrelatie van uitgaand en ontvangen signaal.
Gravimetrie.
Bij het gravimetrisch onderzoek bepaalt men de verdeling van de zwaartekracht aan het aardoppervlak, die afhangt van verschillende factoren, zoals de vorm van de aarde, de massaverdeling daarin en o.a. de topografische hoogte. Bovendien verandert de zwaartekracht periodiek met de tijd ten gevolge van de aantrekking van zon en maan. Voor de exploratie is alleen de verdeling van de zwaartekracht van belang die verband houdt met de geologische structuur van de ondergrond, zodat de andere factoren geëlimineerd moeten worden. Allereerst wordt daartoe de waargenomen zwaartekracht gereduceerd tot de overeenkomstige waarde op de geoïde, het equipotentiaalvlak op gemiddeld zeeniveau, of tot die op een daarmee evenwijdig referentieoppervlak. De gereduceerde meetwaarde wordt vervolgens vergeleken met de theoretische zwaartekracht ter plaatse, d.w.z. die op de referentie-ellipsoïde, het omwentelingslichaam waarmee het werkelijke aardoppervlak kan worden benaderd; het verschil tussen geoïde en ellipsoïde wordt hierbij dus verwaarloosd.
In de geofysica wordt de sterkte van het zwaartekrachtveld nog wel uitgedrukt in gal (symbool: Gal) waarvoor geldt:
1 Gal = 1 cm2 s−1 = 10−2 N kg−1
De zwaartekrachtverschillen in de exploratie liggen echter in de grootteorde van 10− 6 van het zwaartekrachtveld, dus wordt als praktische eenheid de milligal (mGal) gebruikt.
Om de zwaartekracht in een waarnemingspunt op een hoogte h boven de geoïde tot de geoïde te reduceren, zijn drie correcties nodig: de hoogtecorrectie die corrigeert voor het verschil in afstand tot het middelpunt der aarde, de bouguercorrectie die het effect compenseert dat de massa gelegen tussen het horizontale vlak door het waarnemingspunt en de geoïde op g heeft, en de topografische correctie die het effect van de nabijgelegen topografie compenseert. Bij de berekening van deze correcties wordt de kromming van het aardoppervlak verwaarloosd en de centrifugale kracht door de rotatie van de aarde buiten beschouwing gelaten. De anomalie die na het aanbrengen van deze correcties overblijft wordt de bougueranomalie genoemd. Deze zou nul moeten zijn indien overal beneden de geoïde de dichtheid van het gesteente als functie van de diepte gelijk zou zijn; het blijkt echter dat nabij hoge gebergten en diepe oceanen de bouguer-anomalie belangrijk van nul verschilt.
Een verklaring hiervoor geeft de isostatiehypothese volgens welke de aardkorst drijft op een zwaarder, plastisch substratum in (bij benadering) hydrostatisch evenwicht. Het komt erop neer dat het te veel of te kort aan korstmateriaal in gebieden hoger of lager dan gemiddeld zeeniveau wordt gecompenseerd door een lichtere of zwaardere massa daaronder. Het is het effect van deze compenserende massa’s die de bougueranomalie negatief maakt nabij hoge gebergten en positief nabij diepe oceanen. De grootte en begrenzing ervan kunnen uit de topografische hoogte worden afgeleid, aannemende dat op een bepaalde diepte in het substratum, de compensatiediepte, de druk overal gelijk is. Het is daarom mogelijk de waarneming voor de aantrekking van deze massa’s te corrigeren. Na de isostatische correctie aan de bougueranomalie te hebben toegevoegd, krijgt men de isostatische anomalie. Vaak kan de isostatische correctie achterwege blijven.
Voor detailonderzoeken waarvoor een grote nauwkeurigheid wordt vereist, moet nog een getijdecorrectie worden aangebracht voor het effect van de aantrekking van zon en maan (maximaal van ca. −0,10... + 0,19 mGal).
Na de nodige correcties te hebben aangebracht, splitst men de overgebleven anomalie in regionale en lokale effecten. Als regionaal effect in een waarnemingspunt wordt het gemiddelde genomen van de zwaartekracht in een brede zone rondom dat punt. Door dit af te trekken van de anomalie in het punt houdt men de lokale anomalie over. Door dit te doen voor alle waarnemingspunten, ontstaat de ‘lokale anomalie’-kaart. Waar deze lokale anomalieën een indicatie zijn voor de aanwezigheid van geologische structuren of ertsaccumulaties, wordt aan de hand van deze kaart de geologische interpretatie gemaakt. Een kwalitatieve interpretatie is dikwijls voldoende, bijv. bij verkenningsonderzoeken. Uit de kromming, dichtheid en vorm van de anomalieën kan de diepte tot de anomale massa’s alsmede hun vorm worden geschat. Een dergelijke schatting kan worden vergemakkelijkt door de tweede verticale afgeleide ∂2g/∂z2 van de anomalieën te bepalen; deze afgeleide is bijzonder gevoelig voor een verandering in de verticale afstand z tot de anomale massa. Soms is een interpretatie te vergemakkelijken door het waargenomen zwaartekrachtveld naar een dieper niveau te herleiden; dit verscherpt de anomalieën en daarmee het oplossende vermogen.
Voor een kwantitatieve interpretatie worden de waargenomen anomalieën vergeleken met theoretische, berekend voor eenvoudige geometrische lichamen van verschillende afmetingen, diepte en horizontale afstand tot het meetpunt; zo zijn sommige ertslichamen met een bol te vergelijken, zoutpijlers met een verticale cilinder, anticlinalen met een horizontale cilinder enz. Als meetinstrument worden tegenwoordig vrijwel uitsluitend pseudo-astatische gravimeters gebruikt, in principe bestaande uit een massa m hangende aan een veer. Veranderingen in de zwaartekrachtversnelling g veranderen het gewicht G = mg van de massa en daarmee de uitrekking van de veer. De gevoeligheid van een moderne gravimeter bedraagt ca. 0,01...0,02 mGal. Met gravimeters zijn alleen zwaartekrachtverschillen te meten. Voor absolute metingen zijn slingers nodig; in de exploratiegravimetrie worden die echter niet meer gebruikt.
Magnetometrie, de oudste geofysische exploratiemethode, die bij olie- en gasexploratie hoofdzakelijk wordt gebruikt voor regionale onderzoeken, zoals voor het bepalen van de dikte van het sedimentaire gesteentepakket. De sedimenten zelf hebben zo’n gering magnetisch effect dat dit geheel wordt overheerst door dat van de onderliggende stollingsgesteenten. Bij de ertsexploratie wordt de magnetometrie gebruikt om magnetische ertsen te vinden of ertsen geassocieerd met gesteenten met magnetische eigenschappen.
Magnetische anomalieën worden veroorzaakt door contrasten in de magnetisatie van het gesteente. Deze heeft grootte én richting; de dichtheid, of massa, heeft alleen grootte. Dit houdt in dat, ondanks de grote overeenkomsten, de magnetometrie essentieel verschilt van de gravimetrie en de interpretatie van magnetische anomalieën moeilijker is. Ook verandert het magnetisch veld langs het aardoppervlak niet zo gelijkmatig en berekenbaar met de geografische breedte en topografische hoogte als het zwaartekrachtveld en zijn de veranderingen met de tijd relatief groot en slechts ten dele voorspelbaar.
De sterkte van het totale aardmagnetische veld is gemiddeld 40 A m−1. Het aardmagnetische veld verandert zowel met de plaats als met de tijd. In die met de tijd zijn te onderscheiden: een langzame, zich over eeuwen uitstrekkende verandering (seculaire variatie), een dagelijkse variatie en tenslotte plotseling beginnende, onvoorspelbare en sterke intensiteitsschommelingen (magnetische stormen genoemd); tevens zie Aardmagnetisme. Bij de magnetometrie als exploratiemethode heeft men alleen met de laatste twee rekening te houden.
De dagelijkse variatie heeft een gemiddelde amplitude van ca. 0,02 A m−1 en is een superpositie van een solaire en een lunaire variatie, die beide hun oorzaak vinden in de beweging van elektrische ladingen in de buitenatmosfeer onder de invloed van zon en maan (theorie van Stewart-Schuster). De solaire variatie met een periode van 24 uur is ca. 15 maal sterker dan de lunaire, die een periode van ca. 25 uur heeft (de lengte van een maandag).
De magnetische stormen zijn niet voorspelbaar. Zij beginnen overal op hetzelfde tijdstip en duren tot enkele dagen, houden verband met de zonnevlekkenactiviteit en mogen met tussenpozen van 27 dagen worden verwacht, de omwentelingstijd van de zon. Tussen 0° en 60° breedte kunnen zij waarden bereiken van 0,8 A m−1 en meer. Het onderzoek moet voor de duur van de stormen worden onderbroken. Hoogtecorrecties zijn in het algemeen niet nodig, daar het magnetische veld slechts langzaam met de hoogte verandert. Afgezien van de temperatuurcorrecties die voor sommige magnetometers bij detailonderzoeken wenselijk zijn, is in het algemeen alleen een correctie voor de dagelijkse variatie nodig. Deze is te bepalen door continu de veldsterkte af te lezen van een stationaire, centraal in het onderzoekingsgebied geplaatste magnetometer ofwel de metingen op ieder waarnemingspunt na 1...2 uur te herhalen. Na dit voor alle waarnemingspunten te hebben gedaan kan weer een lokale-anomalieënkaart worden gemaakt.
De magnetische susceptibiliteit varieert zeer sterk voor de verschillende steensoorten: in het aardmagnetische veld ca. 8...55 × 10−6 voor sedimentgesteente, 350 × 10−6 voor metamorf gesteente, 650 × 10−6 voor zuur en 2600 × 10−6 voor basisch stollingsgesteente. Het susceptibiliteitscontrast heeft een secundair magnetisch veld tot gevolg dat het aardmagnetisch veld aan het aardoppervlak beïnvloedt. Aan de hand van de hierdoor ontstane anomalieën kunnen de diepte en de vorm van het gemagnetiseerde gesteentelichaam worden geschat. Hierbij kan men bij een gemeten verticale component van het magnetische veld van dezelfde theoretische modellen gebruik maken als bij de gravimetrie. Indien het gesteente remanent magnetisme heeft, kan de interpretatie van de anomalieën moeilijk zijn in het bijzonder indien de richting ervan sterk verandert van plaats tot plaats en afwijkt van die van het huidige aardmagnetische veld. Bij stollingsgesteenten kan het remanente magnetisme het geïnduceerde magnetisme overheersen.
De veldtechniek van het magnetometrische onderzoek bestaat uit het meten van de intensiteit van het aardmagnetische veld aan het aardoppervlak. Bij de exploratie van olie en gas, waarbij de magnetometrie in de regel slechts wordt gebruikt om de dikte van het sedimentaire gesteentepakket te bepalen, zal het waarnemingsinterval 1...2 km bedragen, bij die van ertsen enkele tot tientallen meter, afhankelijk van aard, diepte en grootte van de ertsaccumulaties. De laatste jaren gaat men in toenemende mate over op de aëromagnetometrie, waarbij de metingen vanuit vliegtuigen worden gedaan. Bij de olie-exploratie heeft de aëromagnetometrie het onderzoek op de begane grond vrijwel geheel verdrongen; bij de ertsexploratie wordt de aëromagnetometrie meer voor een eerste verkenning gebruikt. Algemeen worden elektronische plaatsbepalingssystemen gebruikt. Hierin en in de plaatsbepaling met satellieten zijn nog steeds nieuwe ontwikkelingen gaande. Voor het meten van de verticale en horizontale componenten van het magnetische veld worden vrijwel uitsluitend balansen gebruikt waarbij de meting bestaat uit het in evenwicht brengen van de magnetische kracht en de zwaartekracht werkende op een staafmagneet met een excentrisch draaipunt. De meetnauwkeurigheid hierbij bedraagt ca. 4 mA m−1.
Totale veldsterkten kunnen worden gemeten met fluxgate- en met nucleaire magnetometers die een meetnauwkeurigheid hebben van resp. ca. 10 en 1 μA m−1.
Elektrische en elektromagnetische methoden, hoofdzakelijk toegepast bij de ertsexploratie en het zoeken naar water, omdat het dieptebereik meestal onvoldoende is voor de olie-exploratie. Zij zijn onder te verdelen in methoden die gebruik maken van natuurlijke velden of elektrische stromen, en in die waarbij deze kunstmatig worden opgewekt. De eigenschappen van het gesteente hierbij van belang zijn de soortelijke weerstand, de chemische activiteit ten opzichte van de in de grond aanwezige elektrolyten, en de permittiviteit.
Tot de methoden die gebruik maken van natuurlijke velden of stromen behoren de eigenpotentiaalmethode, de tellurische, de magnetotellurische en de afmagmethode.
Eigenpotentiaalmethode.
Deze heeft vooral succes bij de opsporing van sulfidenertsen en grafiet. De veldtechniek bestaat uit het meten van potentiaalverschillen tussen twee in de grond gestoken elektroden waarbij voorwaarde is dat het ertslichaam gedeeltelijk boven de grondwaterspiegel ligt, vandaar dat het dieptebereik van deze methode zelden meer dan 25...30 m bedraagt. Ter verklaring van de eigenpotentialen onderstelt men wel dat er een elektrolytische redoxpotentiaal bestaat tussen de sterk geoxideerde, in oplossing zijnde substanties boven de grondwaterspiegel en deze zelfde substanties in gereduceerde toestand daarbeneden. Een goed geleidend ertslichaam in contact met beide zones geleidt de elektronen van het dieper gelegen reducerende naar het hoger gelegen oxiderende milieu zonder zelf in het elektrochemische proces een actieve rol te spelen. De stroombanen die zich door de formatie sluiten, veroorzaken een negatieve potentiaal boven het ertslichaam. De potentiaalanomalieën kunnen tot vele honderden millivolt bedragen.
Tellurische en magnetotellurische methoden.
Door elektrische stromen in de ionosfeer worden stromen in de aardkorst geïnduceerd, die stroomlagen evenwijdig aan het aardoppervlak vormen, variërend met de locatie, de tijd van de dag en het seizoen. Het stroombeeld schijnt aan de zon gefixeerd te zijn en verplaatst zich door de aardrotatie over het aardoppervlak. De oscillatorische veranderingen van deze tellurische stromen zijn over uitgestrekte gebieden in fase, hoewel de amplituden verschillen. De verdeling van de stroomdichtheid hangt af van verdeling van de weerstand in de ondergrond. Zo zal bijv. doordat steenzout een slechte geleider is boven een zoutstructuur de stroomdichtheid relatief groot zijn door verdringing van de stroomlijnen. Veranderingen in stroomdichtheid veroorzaken potentiaalanomalieën aan de oppervlakte die met meetelektroden te bepalen zijn. De interpretatie ervan is zelden kwantitatief mogelijk doordat de anomalieën niet eenduidig zijn. Daar de stromen voortdurend ook van richting veranderen, meet men met twee loodrecht op elkaar staande elektrodenparen. Men gebruikt twee van zulke opstellingen; een dient als referentie en staat op een vaste plaats, de andere wordt over het onderzoekingsgebied verplaatst.
Bij de magnetotellurische methode meet men tevens het door de elektrische stromen geïnduceerde magnetische veld. Uit de amplitudeverhouding volgend uit de twee velden als functie van de frequentie, kan de soortelijke weerstand van de ondergrond als functie van de diepte worden bepaald. De tellurische en magnetotellurische methoden zijn de enige elektrische methoden waarvan het dieptebereik voldoende is om in principe ook voor de olie-exploratie bruikbaar te zijn. De methoden zullen echter alleen succes hebben wanneer de sedimenten redelijk homogeen zijn en de elektrische eigenschappen ervan sterk contrasteren met die van het onderliggende basisgesteente hetgeen lang niet altijd het geval is, vandaar dat deze methoden bij de olie-exploratie weinig toepassing vinden.
De afmagmethode (v. Eng.: audio frequency magnetic fields) is nauw verwant met de magnetotellurische methode. Elektrische ontladingen, zoals bij onweer, veroorzaken in de atmosfeer kortstondige pulsvormige magnetische velden die door reflectie tussen het aardoppervlak en de ionosfeer horizontaal zijn gepolariseerd. Het azimut van de veldvector in het polarisatievlak is quasiwillekeurig. Indien er echter een goed geleidende massa in de ondergrond is, zal het polarisatievlak gaan hellen en zal de richting van de veldvector meer uitgesproken worden. De afmagmethode bestaat nu uit het meten van de richting van de vector voor velden met frequenties in het audio- of sub-audiogebied. Een geleidende massa in de ondergrond komt tot uiting in de verandering van de richting van de vector. Tot de belangrijkste methoden die gebruik maken van kunstmatig opgewekte stromen en velden behoren: de weerstands-, de geïnduceerde polarisatie-, elektromagnetische inductiemethoden en de transientmethode.
Weerstandsmethode, verreweg de belangrijkste en meest uitgewerkte van alle elektrische exploratiemethoden. Indien met een paar elektroden een gelijkstroom I in de grond wordt geïnjecteerd, ontstaat ten gevolge van de ohmweerstand van de grond een stationair potentiaalveld. Lagen of lichamen met een afwijkende geleiding zullen potentiaalanomalieën veroorzaken. Deze kunnen worden gelokaliseerd door de potentiaalverdeling aan het aardoppervlak met een verplaatsbaar stel meetelektroden te meten.
Voor het geval van een laag met een uniforme soortelijke weerstand ϱ1, horizontaal liggende op een ondergrond met ϱ2, is de oppervlaktepotentiaal op afstand r van de voedingselektrode:
V(r) = (Iϱ1/2𝜋r) G(r, k)
Indien men de dikte van de ϱ1-laag als lengte-eenheid neemt, kan de functie G(r, k) numeriek worden opgelost voor gegeven waarden van de reflectiecoëfficiënt:
k = (ϱ₂ - ϱ₁)/(ϱ₂ + ϱ₁)
Stuurt men een stroom de grond in en meet men het potentiaalverschil ∆V tussen twee meetelektroden waarvan de afstanden tot de positieve voedingselektrode resp. zijn r1 en R1 en tot de negatieve resp. r2 en R2 dan zal:
∆V = (Iϱ₁)/2π {(G(r₁,k))/(r₁) - (G(r₂,k))/(r₂) - (G(R₁,k))/(R₁) + (G(R₂,k))/(R₂)}
Daar de stroom zich over de verschillende weerstandslagen verdeelt, vindt men in het veld uit de gemeten waarden van ∆V en I een schijnbare weerstand ϱa die met de gebruikte elektrodenconfiguratie verandert. Om uit deze gemeten waarden de weerstandgelaagdheid te vinden, vergelijkt men de gemeten waarden ϱa als functie van de afstand tussen de elektroden met een theoretische ϱa-kromme die met de voorgaande formule berekend is voor verschillende waarden van k en dikten van de ϱ1-laag; de best passende geeft de interpretatie. Deze berekening kan worden uitgebreid tot meer lagen. Indien de lagen hellen wordt de potentiaalberekening te ingewikkeld om voor meer dan twee lagen praktisch uitvoerbaar te zijn.
Geïnduceerde-polarisatiemethode (IP-methode).
Wanneer een elektrische stroom die via elektroden de grond wordt ingevoerd plotseling wordt onderbroken, zullen de meetelektroden na onderbreking van de stroom een exponentieel afnemende potentiaal aanwijzen. De oorzaak daarvan is polarisatie van het gesteente, waardoor een soort batterijwerking ontstaat. Processen als elektrolyse en membraanpolarisatie spelen hierbij een belangrijke rol. De IP-methoden kunnen onderscheiden worden in methoden waarbij men werkt in het tijddomein en die waarbij men werkt in het frequentiedomein. Bij de eerstgenoemde analyseert men het spanningsverschil tussen een paar meetelektroden na onderbreking van een gelijkstroom die via de voedingselektroden de grond wordt ingevoerd, bij de tweede kan men of de schijnbare weerstand van de grond meten als men een wisselstroom van een variabele frequentie toevoert ofwel de amplitude en de faseverschuiving van de spanning tussen de meetelektroden ten opzichte van de geïnjecteerde wisselstroom meten. Om ongewenste inductieverschijnselen te vermijden worden wisselstromen van een lage frequentie (0,1...10 Hz) gebruikt. Doordat de oorzaak van het ontstaan van de geïndueeerde potentiaal nog niet geheel duidelijk is, gaat men bij de interpretatie min of meer empirisch te werk. De methode leent zich goed voor de opsporing van (quasi)metallisch geleidende ertsen in vochtig inert gesteente of ertsen in formaties met sterke membraanpolarisatie, zoals kaolien.
Elektromagnetische inductiemethoden.
Bij deze methoden wordt een elektromagnetisch wisselveld in de ondergrond opgewekt door middel van een wisselstroom in een spoel of in een lange, op de grond liggende draad. Dit veld wordt gemeten met een ontvanger bestaande uit een spoel verbonden aan een meetinstrument. De frequentie is zodanig gekozen dat geen wervelstromen van betekenis in de grond worden geïnduceerd, indien die over het onderzoekingsgebied een gemiddelde waarde voor de geleiding heeft. Gewoonlijk is de frequentie ca. 5 kHz; in bijzondere gevallen worden echter ook veel hogere frequenties gebruikt. Gebruikt men lage frequenties dan zijn de afstanden tussen zender en ontvanger slechts een kleine fractie van de elektromagnetische golflengte, zodat golfvoortplantingseffecten geheel te verwaarlozen zijn.
Indien zender en ontvanger in de buurt van een geleidend lichaam komen, zullen de daarin opgewekte wervelstromen een waarneembaar secundair veld veroorzaken. Verschillende meettechnieken of combinaties ervan worden dan gebruikt. Zo kan men de richting van het totale veld, d.w.z. primair plus secundair, meten, of de sterkte van het veld ofwel de faseverschuiving van het secundaire veld ten opzichte van het primaire.
Transientmethode.
Elektromagnetische inductiemethoden worden ook toegepast wanneer de metingen vanuit vliegtuigen worden verricht. Een betrekkelijk nieuwe methode die daarbij kan worden gebruikt is de transientmethode, waarbij de zendspoel, onderbroken met een gelijkstroom, bekrachtigd wordt. Indien er geen geleiders in de ondergrond zijn zullen in de ontvangstspoel door de plotselinge stroomonderbrekingen scherpe spanningspulsen worden opgewekt, evenredig met de afgeleide van de magnetische inductie naar de tijd. Indien er wel een geleider is zal de daarin geïnduceerde wisselstroom een secundair veld veroorzaken dat het wegsterven van het (resulterende) elektromagnetische veld, dat zal worden geanalyseerd, zal vertragen. Een voordeel is dat de zender zwijgt wanneer de ontvanger ontvangt, zodat het wegstervende signaal afzonderlijk en in zijn geheel kan worden waargenomen. Hierdoor is de responsie van de geleider equivalent aan die bij gebruik van het gehele frequentiegebied bestrijkende wisselstromen. De zender is in het vliegtuig gemonteerd, de ontvanger, drie loodrecht op elkaar staande spoelen, hangt aan een 200...300 m lange kabel daarachter. Een vlieghoogte van ca. 100 m wordt aangehouden. De stroom in de zendspoel wordt regelmatig, enkele malen per seconde, onderbroken. Het nadeel van deze methode is dat bij goede geleiders het veld langzaam wegsterft en daardoor het signaal in de ontvangstspoel zwak zal zijn.
Radioactieve methode.
Deze methode wordt voornamelijk toegepast bij het zoeken naar ertsen van radioactieve elementen of ertsen die in combinatie daarmee voorkomen. Ook kan de methode voor geologische kartering worden gebruikt daar alle gesteenten min of meer radioactief zijn en radioactieve contrasten geven. Omdat gammastraling een 10...100 maal grotere doordringdiepte heeft dan de bètastraling, ca. 25...30 cm in het gesteente doordringt en enkele honderden meters in de lucht, wordt vooral de gammastraling bij de radioactieve exploratie gemeten. Voor ieder van de opeenvolgende stadia van het uiteenvallen van de kern heeft de gammastraling een specifieke waarde. De uranium- en thoriumreeksen alsmede 40K zijn bij de exploratie het belangrijkst. Door een analyse van het energiespectrum van de gammastraling kan men de door deze elementen veroorzaakte anomalieën van elkaar onderscheiden.
Als detector gebruikt men meestal scintillatietellers met als sensor met thallium geactiveerde kaliumjodidekristallen. Wanneer de gammastraling de kristallen treft wordt zij geheel of gedeeltelijk geabsorbeerd. Een deel van de geabsorbeerde energie wordt in licht omgezet en de zo ontstane fotonen worden in een fotomultiplicatorbuis versterkt. Aan de uitgang ontstaat hierdoor een overeenkomstig aantal spanningpulsen; het aantal per seconde is een maat voor de stralingsflux. Het onderzoek wordt voornamelijk vanuit vliegtuigen gedaan. De normale vlieghoogte is hierbij 150 m en daar de stralingsintensiteit sterk van de afstand afhangt moet deze vlieghoogte nauwkeurig worden aangehouden. Correcties op de tellingen zijn nodig voor de kosmische straling, bodemvochtigheid, in de lucht aanwezige radon enz.
Boorgatmetingen.
Bij boorgatmetingen is alleen de praktische uitvoering en de plaats, nl. in het boorgat, gedeeltelijk in de formaties, en langs een verticale lijn, verschillend. Bij de seismische methoden worden dikwijls snelheidsmetingen verricht waarbij een geofoon in het boorgat neergelaten wordt. De weerstandsmethode wordt ook toegepast met een of twee elektroden in het boorgat en de ander aan het oppervlak of tussen twee of vier elektroden, alleen in het boorgat. Ook de eigenpotentiaalmethode kan in boorgaten worden toegepast en tevens de radiometrische. Hier kan een onderscheid gemaakt worden tussen de passieve gammastraalmethode, waarbij de natuurlijke radioactiviteit der lagen gemeten wordt, en de actieve, waarbij een geïnduceerde activiteit gemeten wordt door het neerlaten van een neutronenbron, gevolgd door het detectie-element in het boorgat. Hier maakt men een onderscheid tussen de neutron-gamma- en de neutronneutronsonde. In het algemeen kon men stellen dat boorgatmethoden voornamelijk gebruikt worden voor identificatie en correlatie in het bepalen van gunstige geologische structuren, alsmede in bepalingen van o.a. de porositeit. Voorts is een radiometrisch apparaat dat in het boorgat richting en snelheid van de grondwaterstroming bepaalt in ontwikkeling.