Georadar i arktiske områder - overfladenær geologi og vejbyggeri

Transkript

1 Georadar i arktiske områder - overfladenær geologi og vejbyggeri Udarbejde af Emil Stürup-Toft (s060480), Fredrik William Gjettermann Olsen (s060476), Palle Peter Lindegaard (s060477) og Vivi Kathrine Pedersen (s060481). Århus Universitet November

2 Forord Denne rapport er skrevet som afslutningen på et specialkursus ved Arktisk Teknologi på Danmarks Tekniske Universitet(DTU): Specialkursus i Arktisk Teknologi. Rapporten er udarbejdet af Emil Stürup-Toft, Fredrik William Gjettermann Olsen, Palle Peter Lindegaard og Vivi Kathrine Pedersen på Aarhus Universitet(AU). Kurset blev afholdt i Sisimiut og Kangerlussuaq, i Vestgrønland fra d. 31. juli til d. 21. august I Sisimiut blev der foretaget indledende øvelser, og vi lærte udstyret at kende. Data blev opsamlet i Kangerlussuaq i dagene fra den 12. august til den 18. august. Hovedvejleder på projektet er Niels Brock, DTU. Medvejleder er Anders Stuhr Jørgensen, DTU. Vi vil gerne takke Niels Brock og Anders Stuhr Jørgensen for et godt samarbejde i Grønland. Tolkningen af data er foregået i SeisLab på AU. Vi har generelt haft mange problemer med at få data og software til at arbejde sammen, og i den forbindelse vil vi gerne sige tak til Thomas Ingemann, DTU, og Holger Lykke-Andersen, AU, for hjælp med bearbejdelse af data. Vi føler, at vi gennem dette projekt har fået en større erfaring i projektplanlægning og feltarbejde. Herudover har vi selvfølgelig fået kendskab til georadarmetoden og de geologiske forhold i Grønland, tæt på indlandsisen. Til sidst vil vi gerne sige tak til Arne Villumsen, der gav os muligheden for at deltage i kurset Specialkursus i Arktisk Teknologi på Grønland denne sommer. Emil Stürup-Toft: Fredrik William Gjettermann Olsen: Palle Peter Lindegaard: Vivi Kathrine Pedersen: Aarhus Universitet November

3 Abstrakt Georadarmetoden, også kaldet Ground Penetrating Radar (GPR), giver en mulighed for at kigge ned gennem forskellige lag i den øverste del af jorden. Herved kan man følge reflektorer i undergrunden. Hvis man endvidere kender hastigheden i lagene, kan man også beregne dybden til de forskellige reflektorer. Rapporten giver et indblik i diverse problemstillinger omkring opsamling og processering af data herudover behandles også problemstillinger indenfor den overfladenære geologi og vejbyggeri i arktiske områder. GPR er en effektiv metode til at dække et stort undersøgelsesområde. En ulempe ved GPR er, at man ikke fysisk kan se hvad der er i undergrunden. Hvis man med 100 % sikkerhed vil vide hvad, der ligger, hvor dybt, ville en boring selvfølgelig være bedst. En effektiv metode ville være at kombinere disse to metoder. Abstract in English Georadar, which is also called Ground Penetrating Radar (GPR), gives an opportunity to se through different layers in the top part of the earth. In other words, it makes it possible to follow reflectors in the underground. Furthermore, if the velocities in the internal layers are known, it is possible to calculate the depth to these layers. This paper tries to give an insight in various issues concerning gathering and processing of data additionally also trying to interpret the nearsurface geology and road construction in arctic environments. The GPR is an effective way of covering a great survey area. One of the inconveniences about GPR is that you don t actually get to see what s in the underground. If you with a 100 % certainty want to know what is hidden where, the best thing to do is to drill a well. A combination of these two methods would provide a very efficient combination. 3

4 Indholdsfortegnelsen Forord... 2 Abstrakt...3 Abstract in English... 3 Indholdsfortegnelsen Indledning Projektbeskrivelse formål Områdets geologi Områdets geologiske historie Isens påvirkning af landskabet Permafrost og dens indvirkning på landskabet Metodebeskrivelse og feltarbejde Geofysisk metodebeskrivelse Georadarmetoden Den elektromagnetiske bølge og refleksioner Opløselighed Strålegang og dataopsamling Feltbeskrivelse for dataindsamling Udstyr Montering Dataindsamling Beskrivelse af dataindsamling Problemer under dataopsamling Databehandling og resultater Generelt Processering af radargrammet Importering Stack traces Move Start Time D Båndpas frekvens filter D Running average D Background removal

5 4.2.7 MatLab Geofysiske Resultater Diskussion og fortolkning Faldgruber Mangel på information Artefakter Geologisk tolkning Permafrost Refleksion i toppen af lagsøjlen Den vandmættede zone Afsmeltningserosion Ler Vejbyggeri i arktiske egne Vejsætninger Dødis Afsmeltningserosion og veje Konklusion Referencer Artikler og bøger Hjemmesider der er benyttet i rapportskrivningen: Bilagsliste

6 1. Indledning Denne rapport bygger på georadar data, der blev opsamlet i området i nærheden af Kangerlussuaq i Vestgrønland i august Nærmere betegnet, på vejen fra havnen i Kangerlussuaq og ind til indlandsisen. Vejen ind til isen er grundlagt af Volkswagen fabrikkerne, der havde en testbane på indlandsisen. Denne blev jævnligt opbygget på ny, da vejen tog stor skade af de forskellige indvirkninger fra omgivelserne i det arktiske miljø. VW forlod sidste år området. Vejen er derfor ikke blevet vedligeholdt siden, hvilket ses meget tydeligt på de sidste 50 m af vejen, hvor det nu er helt umuligt at køre. Da dette projekt blev planlagt tilbage i foråret 2006, lang tid før det stod klart hvad der var muligt at få undersøgt på Grønland, har udgangspunktet for tolkningen af data ændret sig flere gange siden. Samtlige personer i gruppen kom ind til projektet med en eller anden form for seismisk erfaring, dette gjorde, at forventningerne til hvad, der kunne ses på et radargram måske blev gjort urealistisk store. Som udgangspunkt var det planen at tolke permafrostgrænsen hele vejen ind til isen, og se om dybden til denne kunne sammenholdes med de steder, hvor vejen var gået i stykker. Derudover var det meningen at vi skulle sammenholde grænsen til permafrostens dybde, målt af os i august 2006, med den målt af ARKTEK i maj Begge disse punkter viste sig som værende noget problematiske at undersøge. For det første var vejen ganske enkelt i en langt bedre stand, end vi hjemmefra havde forventet, og det virkede derfor overflødigt, at koble dennes tilstand med dybden til permafrosten. At det andet delformål ikke lykkedes skyldtes en sammenkobling af vores manglende viden om klimaet i Grønland i forårsmånederne, og at data fra maj ikke var af samme kvalitet som august data. Da temperaturen i april er langt under frysepunktet, og da maj også er kold, vil refleksionen hidrørende permafrosten sandsynligvis være sammenfaldende med refleksionen fra jordoverfladen, jorden er frossen helt til overfladen. Denne refleksion vil højst sandsynligt være meget kraftig, og det vil ikke være muligt at opløse andre refleksioner på radargrammet. Derudover var målingerne i maj foretaget med et andet udstyr, der gjorde sammenligning svær. Disse formål er derfor blevet lagt på hylden siden hen. 6

7 1.1 Projektbeskrivelse formål Ud fra georadarmålinger foretaget ved Kangerlussuaq i august 2006 er følgende emner forsøgt belyst. Det overordnede formål var at få kendskab til georadarmetoden og hvorvidt denne er velegnet til brug i arktiske egne. Herudover er formålet at få kendskab til hvordan georadarmetoden kan bruges til at undersøge den overfladenære geologi i arktiske områder. I denne forbindelse er der lagt stor vægt på teorien bag metoden, dataindsamlingen og processeringen, ligesom klimaet og det arktisk skabte landskab er gennemgået forholdsvist indgående. Geologien i de øverste 3-4 meter i området fra havnen i Kangerlussuaq og ind til indlandsisen er blevet tolket ud fra udvalgte dele af profilet. Specielt fokuseres der på tykkelsen af det aktive lag og hvordan dette varierer på vejen ind imod isen. Derudover forsøges det at gøre rede for, i hvilken dybde grænsen imellem de tørre og vandfyldte sedimenter ligger langs profilet. Herudover findes der i rapporten et afsnit der behandler, den i arktiske egne, ganske besværlige vejbygning. 2. Områdets geologi I det følgende vil der blive givet en beskrivelse af den geologiske historie i det undersøgte område, og en beskrivelse af dannelsen af det landskab, som vejen ind til isen løber i. 2.1 Områdets geologiske historie Området for vores målinger er en del af det ca mio. år gamle foldebælte, som går under navnet Nagssugtoqiderne. Mod syd grænser Nagssugtoqiderne op til en kerne af grundfjeldsskjold af Arkæisk alder (ca mio. siden), og imod nord grænser de op til det Rinkiske område. Foldebæltet er opkaldt efter fjorden Nagssugtoq, som er det Grønlandske navn for Nordre Strømfjord. Nagssugtoqiderne er et resultat af en pladetektonisk cyklus, som inkluderer kontinentspredning, oceandannelse, vulkanisme, 7

8 sedimentation og endeligt konvergerende kontinenter med medfølgende bjergkædedannelse og metamorfose. For ca mio. år siden splittedes det daværende Arkæiske kontinent op i to dele, hvilket medførte vulkanisme i form af basaltiske gange, og som kan ses flere steder i det område, hvor vores målinger fandt sted. Kontinenterne divergerede og skabte et begyndende ocean, hvori der blev aflejret tykke sedimentserier i tiden for ca mio. år siden. Oceanbundsspredningen stoppede, og de to kontinenter begyndte at konvergere, hvilket forårsagede at den nydannede oceanbund subducerede, mens de sedimenter, der var blevet dannet i bassinet, blev skubbet op på land som en accretionary wedge. Sedimenter, som i øvrigt ikke kan findes i vores del af området, men ca. 50 km nord for området. Subduktionen af oceanbunden medførte, at store mængder våd bjergart blev ført ned i dybet, hvilket førte til delvis opsmeltning af skorpen og dannelse af granit. Den efterfølgende kontinentkollision, som skete i tiden for mio. år siden, foldede det gamle arkæiske skjold, sammen med de nydannede sedimenter og granitterne. Samlet set giver de forskellige processer et voldsomt rodet billede, og den kraftige metamorfose som prægede hele processen, gør det reelt meget svært at skelne bjergarterne i felten. De mange millioner års erosion af området gør det blot endnu vanskeligere, da bjergarterne de fleste steder kan siges at være rådne. Området mellem Søndre Strømfjord og indlandsisen, som var stedet for vores målinger, ses ud fra nedenstående kort, at bestå mest af gnejs med basiske intrusioner. Vejen som vi undersøgte løber stort set i en VSV-ØNØ retning, som er den samme retning de fleste højderygge og forkastninger i området også løber. På figur 1 ses der en overskydning umiddelbart syd for vejen, og denne overskydning har sandsynligvis været ansvarlig for den lavning i terrænet, der ses i det område vejen er lagt. Overskydningen kan have reduceret styrken i bjergarterne og derfor gjort dem sårbare overfor erosion. Overordnet set har de nu omtalte storskala strukturelle begivenheder skabt topografien i området, men på en mindre skala har gletschere haft en meget stor indflydelse på hvordan landskabet ser ud, den dag i dag. Dette er emnet for næste afsnit 1. 1 Henriksen (2005) 8

9 Søndre Strømfjord Vejen ind til isen Figur 1: Placeringen af det undersøgte område. Vejen ind til isen er stiplet med rødt. Det kan ses, at det ligger på et sted, hvor der hovedsagligt findes gnejs samt basaltiske intrusioner. Desuden ligger der en overskydning i umiddelbar nærhed af området, hvilket kan medføre at bjergarterne her vil være svage og derfor skabe en lavning i terrænet netop her. Længst imod vest ses Sisimiut, mens Sdr. Strømfjord By ligger for enden af Søndre Strømfjord i den østlige del af kortet. Bemærk målestokken i bunden af højre hjørne og, at den røde boks ikke bliver nævnt i teksten. Modificeret fra Henriksen (2005) 9

10 Figur 2: Skitsefigur, der viser de 4 etaper der er nævnt i teksten. 1) De to divergerende kontinenter, der førte til de basaltiske intrusioner i området. 2)Ocean dannelse og aflejring af sedimenter. 3)De konvergerende kontinenter fører til subduktion af oceanbund, hvilket medfører dannelse af granitiske intrusioner.4)kollision af kontinenterne og dannelse af bjergkæde under kraftig metamorfose. Fra Henriksen (2005) 2.2 Isens påvirkning af landskabet Isen på Grønland har et areal på omkring 1,8 mio. km 2, hvilket svarer til omkring 11 % af hele jordens gletscher is. I kridttiden var den globale gennemsnitstemperatur 23 o C, hvilket er en del varmere end de nuværende 15 o C. Igennem hele tertiær faldt temperaturen, og for 25 mio. år siden blev isskjoldet på Antarktis dannet, mens det Grønlandske isskjold første gang så dagens lys for 6-8 mio. år siden. Dog er det først for 2 mio. år siden, ved starten af kvartæret, at vi får de periodevise glaciale og interglaciale tider, som er kendt helt frem til holocæn. Man ved jo naturligt nok mest om den seneste istid, da vi kan se påvirkningerne af denne direkte på landskabet. Tidligere istider vil være sløret af Weichsel eller Saale istiderne. Istider optræder i perioder, i en form for cyklus som man ser tydeligt af nedenstående figur 3. Derudover er det tydeligt, at det tager lang tid at bygge isskjoldene op, mens det går hurtigt med af få dem afsmeltet igen 2. 2 Krüger (2000) 10

11 For ca år siden startede den seneste istid, som hed Weichsel istiden. Denne fulgte umiddelbart efter mellemistiden Eem, som var en periode, der var lidt varmere end den nuværende mellemistid. I Weichsel var stort set hele Grønland dækket af is. Det vil sige, at der var indlandsis, der terminerede direkte ud i havet. Derudover var isskjoldet tykkere, end det er i dag. Figur 3: Den venstre del af figuren viser volumen af is i verden vurderet på baggrund af isotop fraktionering af oxygen. Den højre del af figuren viser navne og den relative temperatur af henholdsvis istider og mellemistider. Det er her ganske tydeligt, at istiderne optræder i perioder. Det er også tydeligt hvordan opbygningen af isskjoldene tager langt tid, mens afsmeltningen er betydeligt mere øjeblikkelig. Modificeret fra Krüger (2000). For ca år siden sluttede den sidste istid, og den nuværende mellemistid startede. Dette medførte at isen hurtigt trak sig tilbage fra et sted vest for Sisimiut, til dens nuværende placering ca. 30 km øst for Kangerlussuaq, eller ca. 150 km øst for Sisimiut. Dette lyder ikke umiddelbart af meget på over år. Faktum er også, at det kun tog omkring 3000 år for isen at smelte tilbage til der, hvor den ligger nu. De sidste 7000 år er der ikke sket meget med hensyn til placeringen af isranden. Dette kan ses på figur 4, der viser de forskellige israndslinier, som er blevet tidsfæstet ud fra C 14 dateringsmetoden, på baggrund af muslinger, der er fundet i aflejringerne. Da det er muslinger, der dateres 11

12 indebærer det selvfølgelig, at der skal have været hav på stedet, hvilket der også har været, som det i øvrigt kan læses senere i teksten. Der er i området tidsfæstet i alt 6 israndslinier, hvor den ældste er dateret til at være ca år gammel. Den israndslinie der lå ved Mt. Keglen, som ligger på vejen fra Kangerlussuaq ind til isen, er dateret til at være 7200 år gammel. Derudover er det, på baggrund af C 14 datering helt ude ved kysten, blevet fastslået, at isen bevægede sig forbi Sisimiut for år siden 3. Det tog som sagt kun isen ca år at smelte tilbage til der, hvor den ligger i dag. På figur 5 venstre, som viser klimaet de sidste år på Grønland, baseret på iltisotopforholdet i en 1400 m lang borekerne gennem indlandsisen ved Camp Century i Nordgrønland, kan det ses at klimaet stabiliserede sig for 7000 år siden i det samme niveau som i dag. Dette er grunden til at afsmeltningen af isen ikke er fortsat. Umiddelbart efter afsmeltning af gletscherne, steg det globale havniveau, da det ikke blot var på Grønland, men over hele verden at gletscherne smeltede bort på denne tid. Dette kaldes den eustatiske havspejlsstigning og sker med det samme. På denne måde blev de nu isfrie områder dækket af hav. Når afsmeltningen stopper vil havniveauet ikke længere stige. Da kappen, og skorpen til en vis grænse, er elastisk vil jordoverfladen trykkes ned under en gletschers enorme vægt. Idet gletscheren smelter bort vil jordoverfladen søge at finde tilbage til det niveau, den før lå i. Dette kaldes det isostatiske opløft. Dette sker fra det øjeblik isen forsvinder, men går en del langsommere end den eustatiske havspejlsstigning. Derfor vil effekten først kunne ses når havspejlet ikke længere stiger. Det isostatiske opløft af området er stadig i gang i dag, og havspejlsstigningen er for længst blevet udlignet af det isostatiske opløft. Den gamle havbund vil derfor komme til at ligge i stadigt højere niveau. Som man kan se på figur 5 højre, ligger det gamle havniveau i kote ca. 40 m, men man skal kun bevæge sig 100 km mod vest, for at se højder på over 120 m. Denne værdi er, som man kan se på figuren, den største på den Grønlandske vestkyst. Den fortæller os at det isostatiske opløft i området har været meget kraftigt. Dette viser at isens tykkelse i området har været stor. 3 Bennike og Björck (2002) 12

13 Figur 4: Israndslinierne indtegnet med sort, tallene med rødt viser alderen for isens afsmeltning på det givne sted. Modificeret fra Bennike og Björck (2002) Figur 5: Den venstre del af figuren viser hvor ekstremt hurtigt klimaet blev varmere for år siden, og hvordan der stort set ikke er sket noget med klimaet siden for 7000 år siden. Data stammer fra en 1400 m lang borekerne taget på indlandsisen. Fra Weidick (1988). Den højre del af figuren viser samspillet imellem den eustatiske havspejlsstigning efter isens afsmeltning, og det isostatiske opløft i området som følge af det lettede tryk på området efter isens afsmeltning. Farverne angiver hvor langt over det nuværende havniveau man kan finde havbund fra lige efter isens afsmeltning. Fra Clausen og Foged (2003) 13

14 Det tykke isskjold, der har dækket området, kan ikke have undgået at påvirke det eksisterende landskab. Da det er grundfjeld, der udgør bjergarterne vil isen som sagt kun kunne påvirke landskabet i mindre grad, end den ville have gjort, hvis det f.eks. havde været i Danmark. Men der ses i området fra Sisimiut og ind til isens nuværende grænse, landskabsformer som er karakteristiske for subglacial erosion. Kuppelformede bjergtoppe, afrundede bjergkamme og bløde pas er meget almindelige i højder op til omkring 1400 meter. Landområder over denne grænse kaldes for nunatakker, hvorpå der har ligget botn gletschere, som er isolerede og mindre gletschere i dale og lignende. Isen har flyttet sig fra øst imod vest og har skabt strømlinede stød og læside strukturer løbende parallelt med strømretningen, f.eks. aflange bakker og U-formede dale. Der ses også landskabsformer, som er skabt af glaciale sedimenter, men disse er som hovedregel alle mindre end 50 meter høje, og er derfor ikke væsentlige i størrelse og udstrækning i forhold til de omtalte erosive strukturer. Mest udbredt er moræner og kamebakker, som for begges vedkomne ses mest i de store dale. Derudover ses der store glaciofluviale terrasser, som kan have relief op til mere end 100 m, og som kan blive flere kilometer brede og mange kilometer lange 4. I området hvor vejen ind til isen er placeret, præges landskabet meget tydeligt af det flettede flodsystem, der fører smeltevand væk fra isen. På figur 6 ses flodsletten som dele af vejen løber i. Derudover er de ovenfor beskrevet fænomener tydelige, både de aflange bakker og de afrundede former på både bjergkamme og bjergtoppe. Man passerer igennem to U-formede dale, og der ses rester af randmoræner spredt rundt i området. En randmoræne tæt på gletscheren ses på figur 7, og repræsenterer hvad der må forventes at være gletscherens maksimale udbredelse i år. 4 Brink (1975) 14

15 Figur 6: Flodsletten der dræner isen for vand og her tydeligt præger landskabet. Randmoræne Figur 7: Randmoræne der viser den maksimale udstrækning af gletscheren denne vinter. Hvis man befinder sig i et område hvor randisen fryser fast til underlaget på et tidspunkt i løbet af året, vil man sandsynligvis også se det, der kaldes dødis. Dødis opstår når randisen fryser fast til underlaget og derfor ikke kan bevæge sig. Når den bagved liggende is trykker på randisen, vil der skabes forsætninger og forkastninger i isen for at lette trykket. Det materiale, der bliver trukket af isen langs bunden vil nu blive ført op i disse forsætninger og på et tidspunkt komme ud på overfladen af randisen. Efterhånden vil isen dækkes af et tykt lag af gruset materiale, der vil forhindre at isen modtager sollys om sommeren, og derved ikke smelte bort i det samme tempo som den resterende is. Hvis massebalancen er negativ vil fronten af gletscheren smelte og efterlade et område med dødis foran gletscheren. Et sådant dødisområde kan tage flere tusind år om at smelte bort, da gruslaget vil holde temperaturen nede. Undersøgelser fra Sverige peger på at afsmeltningen af denne form for dødis vil gå op til 5 gange langsommere, end hvis 15

16 isoverfladen havde været helt ren for sediment 5. Dødisaflejringer ses ikke i stor udbredelse i området, men dem, der ses er blandt andet kamebakker og dødishuller. Den sidste del af vejstrækningen kører man direkte ovenpå dødisen. Her bliver området ekstremt kuperet og landskabet ændrer sig markant i løbet af blot en sæson. Derfor skal vejen i dette område bygges op på ny hvert forår. Bilen Dødis Randisen Figur 8: Dødis præger de sidste par hundrede meter af vejen ind til isen. Det ligner til forveksling store grusbunker, men disse bunker er bygget af is, som ligger få meter under overfladen. Den røde linie markerer vejens forløb, hvor bilen markerer det sted, hvor det var muligt at køre til. 2.3 Permafrost og dens indvirkning på landskabet En af hovedpointerne med vores feltarbejde var at undersøge udbredelsen og dybden til permafrosten. Derfor vil der her blive givet en beskrivelse af hvad permafrost er. Hvis den årlige gennemsnitstemperatur i et område kommer under 0 o C vil der kunne dannes permafrost. Nærmere bestemt er permafrost defineret af Brown i 1981 som værende termiske forhold i jorden, hvor temperaturen er lavere end 0 o C i to på hinanden følgende vintre og mellemliggende sommer. Dette vil med andre ord sige, at der ikke behøver at være is eller vand tilstede i jorden, for at der kan være permafrost. Det er alene et spørgsmål om temperaturen. I området omkring Kangerlussuaq er den gennemsnitlige temperatur på årsplan så lav, at det kun er et forholdsvist tyndt lag jord, der bliver tøet op hver sommer. Området ligger i det klimabælte, som har kontinuert permafrost, mens Sisimiut blot 150 km længere imod vest ligger i det diskontinuerte permafrostbælte. Permafrosten i Kangerlussuaq er blevet bestemt til at være at ca. 127 m tyk med et aktivt lag på mellem 15 cm og 5 m 6. Da 5 m er i nærheden af den maksimale dybde man kan 5 Krüger (2000) 6 Nielsen (2000) 16

17 forvente at kunne se til, med et 400 MHz georadarudstyr, kan vi forvente at opløse dybden til denne. Figur 9 viser variationen i jordtemperatur over en periode på 7,5 år i Sisimiut. Havde figuren været fra Kangerlussuaq havde henholdsvis maksimum som minimum temperaturen i jorden sandsynligvis været mere ekstreme. Dette skyldes at Kangerlussuaq har fastlandsklima mens Sisimiut har kystklima, hvilket fører til færre temperaturekstremer, da havet varmer om vinteren og køler om sommeren. Bortset fra dette vil trenden være den samme: Optøning af det øverste lag, det aktive, hver sommer. Det var, som sagt, tykkelsen af det aktive lag vi satte os for at undersøge. Figur 9: Her ses det at års gennemsnittet i Kangerlussuaq er lidt lavere end Sisimiut. Dette skyldes hovedsagligt den meget kolde vinter i Kangerlussuaq. Man ser også tydeligt at sommeren i Kangerlussuaq er en del varmere. Dette skyldes at der er fastlandsklima i Kangerlussuaq og kystklima i Sisimiut. Klimadata hentet fra I maj måned undersøgte et hold fra ARTEK med georadar den samme strækning som vi undersøgte i august. Det er målet at man i denne periode gerne skulle kunne se forskel i dybden til permafrosten. Det forventes naturligvis, at det aktive lag vil være tykkere i august måned, end det vil være i maj, hvor man kun lige har krydset 0 o C i gennemsnit for måneden. Det ses ovenfor, at den gennemsnitlige temperatur for maj kun er 2,5 o C, mens gennemsnits temperaturen i april er -7,8 o C. Det aktive lag burde derfor være meget tyndt i maj. I denne forbindelse er det naturligvis meget interessant om sommeren 2006 har været normal rent temperaturmæssigt, ligesom nedbør også vil spille en rolle. Dette vil kunne give en mulighed for at forudsige, hvor tykt det aktive lag vil være et givent år, hvis man blot har klimadata til sin rådighed. 17

18 Figur 10: Jordtemperaturer i forskellige dybder målt over 7.5 år på kirkegården i Sisimiut. Her er det tydeligt at vi er i et område med diskontinuert permafrost. Det er ikke nemt at se, men ved nærmere eftersyn er det øverste lag(0,25 m) det, som har den største variation med over 15 graders forskel fra vinter til sommer. Med dybden bliver variationen mindre, noget der skyldes at jorden isolerer godt. Det er desuden også tydeligt at sneen isolerer godt, i vinteren 1970 lå der et tykt lag sne på 60 cm hele vinteren og der er temperaturen ikke på noget tidspunkt kommet ned under 2 frost grader. Fra Clausen og Foged. I tabel 1 findes klimadata for Kangerlussuaq for forår og sommer Data viser at 2006 har haft et ualmindeligt varmt og vådt forår. Marts er hele 8,6 grader varmere end normalen for måneden. April og maj er også varme, men skiller sig ud ved at være meget våde. Der falder således 40 mm nedbør i de to måneder, og med en normal på 14 mm må det siges at være en meget stor afvigelse fra normalen. I april er nedbøren faldet som sne, mens nedbøren i maj ser ud til at være kommet som regn, hvilket kombineret med de høje temperaturer, kan have ført til hurtig optøning af jorden. Sommeren ser ud til at være mere normal, dog lidt varmere og lidt mere tør end normalen. Desuden kan det tilføjes at vinteren 2006 var stort set normal. 18

19 Disse data kan give en ide om at det aktive lag måske burde være lidt tykkere i år end man normalt ville kunne forvente, da specielt foråret var varmt og vådt. På længere sigt kunne det være interessant at undersøge om tykkelsen af det aktive lag afhænger af temperaturen og nedbøren i forår og sommermånederne, som man må formode at det har. Desværre er et datasæt langt fra nok til at kunne sige noget generelt. Tabel 1: Tabellen indeholder klimadata for Kangerlussuaq, forår og sommer Data stammer fra Marts April Maj Juni Juli August Gns. Temperatur -9,5 C -5,9 C 5,1 C 8,5 C 11,0 C 9,3 C (Gns. Temp.(1961- (-18,1 C) (-7,8 C) (2,5 C) (8,6 C) (10,7 C) (8,2 C) 1990)) Nedbør 0 mm 16 mm 24 mm 34 mm 6 mm 24 mm (Gns. Nedbør( )) (5 mm) (6 mm) (8 mm) (15 mm) (24 mm) (33 mm) 3. Metodebeskrivelse og feltarbejde I det følgende er den benyttede metode beskrevet, og det er anskueliggjort hvordan data er opsamlet i felten. 3.1 Geofysisk metodebeskrivelse Georadarmetoden Georadarmetoden bygger på forståelsen af de elektromagnetiske bølger deres udbredelse, dæmpning og refleksion i undergrunden. Metoden benytter sig af radiobølger, som er elektromagnetiske bølger i frekvensspektret 10 MHz 2 GHz. Radiobølgerne udsendes i et spekter, hvor den dominerende frekvens kaldes centerfrekvensen, fra en antenne og forplanter sig herefter ud i undergrunden. Undervejs dæmpes bølgerne af materialer, der er magnetiserbare eller elektrisk ledende, herudover sker dæmpningen af radiobølgerne eksponentielt med tilbagelagte afstand og samtidig er dæmpningen frekvensafhængig, således at bølger med høje frekvenser dæmpes hurtigere end bølger med lave frekvenser. Radiobølgerne reflekteres på grund af inhomogeniteter i undergrunden og opfanges igen af en antenne ved jordoverfladen. Signalet der opfanges giver således et billede af materialet som bølgen har passeret igennem. Data plottes som profiler på radargrammer, hvor dybden er angivet med en tidsskala. 19

20 3.1.1 Den elektromagnetiske bølge og refleksioner Når den elektromagnetiske bølge forplanter sig ned gennem den geologiske lagsøjle vil bølgen dæmpes på grund af geometrisk spredning, da bølgen bevæger sig radiært ud i alle retninger, og på grund af materialet bølgerne bevæger sig igennem. Faktorerne der kontrollerer hvordan bølgen mister energi gennem det geologiske materiale er bestemt ved den dielektriske permittivitet, den elektriske ledningsevne og den magnetiske permeabilitet. Den dielektriske permittivitet er et mål for et materiales evne til at lagre elektrisk ladning og er afhængig af forskellige polariseringsprocesser der sker i materialet når det udsættes for et vekslende elektrisk felt. Ved polarisering af et materiale vil det ikke ledende materiale pludselig indeholde en masse poler i form af de polariserede partikler, og materialet vil blive ledende, og der vil overføres energi fra det elektriske felt til materialet. Energien vil forsvinde fra materialet når det elektriske felt fjernes. Elektrisk ledningsevne er et mål for materialets evne til at lede strøm gennem sig når materiale udsættes for statisk elektricitet. Magnetisk permeabilitet er den magnetiske ækvivalens til den dielektriske permittivitet og er et mål for den energi der lagres og mistes når et materiale udsættes for magnetisme. Geologiske materialer har forskellige ledningsevner, hvorfor der vil være store forskel på hvordan den elektromagnetiske bølge dæmpes ned gennem jorden. Herudover vil forskellene i dielektrisk permittivitet gøre, at bølgerne udbredes med forskellige hastigheder. For at georadarmetoden virker optimalt skal materialet den elektromagnetiske bølge bevæger sig igennem være lavenergitabsmateriale, dvs. for at bølgen har en indtrængningsdybde skal bølgen ikke miste alt sin energi gennem et bestemt materiale. Som et mål for om georadarmetoden egner sig til målinger i et bestemt geologisk materiale benyttes følgende udtryk defineret som tabstangenten: σ tan δ = (1) 2πfε 0ε r 20

21 Hvor ε 0 er den dielektriske permittivitet i vakuum, ε r den relative dielektriske permittivitet i materialet, σ den elektriske ledningsevne i materialet og f er frekvensen af den elektromagnetiske bølge. Tabstangenten tanδ er et positivt tal og hvis tanδ>1 vil det ikke være hensigtsmæssigt at benytte georadarmetoden, da diffusive processer vil overtage den elektromagnetiske bølgebevægelse. Geologiske materialer, der får tanδ til at stige er materialer med stor elektrisk ledningsevne, dvs. visse lermineraler og salt porevæske. Under disse forhold egner georadarmetoden sig ikke til geologiske undersøgelser. Den magnetiske permeabilitet er ofte meget lille i geologiske materialer og har derfor ringe indflydelse på de elektromagnetiske bølgers energitab inden for georadarmetoden, dog kan store mængder af magnetit og hæmatit have indflydelse på dæmpningen af de elektromagnetiske bølger. Sedimenterne i det undersøgte område har vist sig primært at bestå af sand og silt. Hvis der findes materiale, der er finere end silt, vil der være tale om sedimenter af kornstørrelsen ler frem for lermineraler, da der ikke sker særlig stor kemisk forvitring og nedbrydning af bjergartsfragmenter til lermineraler i arktiske områder, hvilket vil sige at sedimentet i lerfraktionen ikke vil være elektrisk ledende på samme måde som vi kender det fra ler i Danmark. Området for vores undersøgelser kan derfor konkluderes at være godt egnet til målinger med georadarmetoden. Kun enkelte steder ses der ingen refleksioner i undergrunden på grund af lerholdige materialer i toppen, hvilket der givet et eksempel på senere i rapporten. Dæmpningen af den elektromagnetiske bølge gennem et materiale kan udtrykkes ved ændringen i bølgens amplitude A: A αz = A 0 e (2) Hvor α er dæmpningskonstanten. For lavenergitabsmaterialer vil dæmpningskonstanten være givet ved: σ μ α = (3) 2 ε Det ses at dæmpningskonstanten afhænger meget af den elektriske ledningsevne, dvs. ved høj elektrisk ledningsevne vil dæmpningen af den elektromagnetiske bølge ske hurtigt, 21

22 som det også er antydet før i afsnittet. Det skal dog fastslås at ligning (3) kun gælder for lavenergitabsmaterialer. Den elektromagnetiske bølges hastighed i et materiale er givet ved følgende udtryk, hvor den ses at være afhængig af bølgens egen frekvens, og materialeegenskaberne for stoffet bølgen passerer igennem, dvs. den relative dielektriske permittivitet (ε r ), den relative magnetiske permeabilitet (μ r ) og den elektriske ledningsevne (σ) for det geologiske materiale: c0 v = (4) ( σ / ωε ) ε r μr 2 c 0 er den elektromagnetiske bølges hastighed i vakuum og σ/ϖε er en tabsfaktor, hvor ϖ=2πf er vinkelfrekvensen. I geologiske materialer, hvor den elektromagnetiske bølge har et lavt energitab, som i sand og grus, vil indflydelsen fra den elektriske ledningsevne være lille og σ/ϖε 0. Herudover vil den relative magnetiske permeabilitet være negligerbar hvorved μ r =1, som for ikkemagnetisk materiale. Ligning (1) kan nu når der er tale om disse lavenergitabsmaterialer simplificeres til: c0 v = (5) ε r På figur 11 ses forskellige værdier for de relative dielektriske permittiviteter og de tilhørende hastigheder i geologiske materialer. Værdierne på figur 11 er ikke angivet som præcise værdier, men som et bånd af værdier. Dette skyldes at værdierne varierer afhængigt af vandindholdet, den mineralogiske sammensætning og kornstørrelsesfordelingen. Som det ses ud fra figur 11 vil fersk vand i porerummet have stor indflydelse på den samlede dielektriske permittivitet for geologiske materialer. Dette skyldes, at vand på grund af vandmolekylers gode polariseringsegenskaber har en meget høj dielektrisk permittivitet i forhold til luft og typiske geologiske materialer. For alle geologiske 22

23 materialer vil det derfor gælde, at den samlede dielektriske permittivitet vil stige med vandindholdet. Det ses også på figur 11, at permafrost har en lavere dielektrisk permittivitet end vandmættede sedimenter. Dette skyldes de ændringerne der sker, når vandindholdet i jorden skifter fase fra vand til is. Når vandindholdet i et sediment fryser, vil den dielektriske permittivitet sænkes, da vandmolekylerne nu vil fastholdes i isens gitterstruktur og derfor ikke kan bevæges og roteres. De mister derved deres gode polariseringsegenskaber, og den elektromagnetiske bølge vil ikke på samme måde miste energi. Udover ændringen i den dielektriske permittivitet vil faseskiftet bevirke, at ionerne i vandet vil blive låst fast i isens krystalgitter eller samles i indeslutninger i isen. Herved vil den elektriske ledningsevne sænkes markant, hvilket ud fra ligning (3) ses at mindske dæmpningen af den elektromagnetiske bølge. Dette er grunden til, at man med gode resultater har benyttet georadarmetoden til målinger af indlandsisens tykkelse, selv ved meget store tykkelser. Modstanden i permafrost er stærkt afhængig af isindholdet i sedimenter og temperaturen. Modstanden vil stige med stort isindhold og lav temperatur. Det ses også på figur 11, at grundfjeld og permafrost har en forholdsvis lav dielektrisk permittivitet i forhold til vandmættede sedimenter. 23

24 Figur 11: Fra Andreasen (2000). Figuren viser den naturlige variabilitet i dielektrisk permittivitet og hastighed for forskellige materialer inden for det i georadarmetoden anvendte frekvensområde. 24

25 Vi skal nu se, at det netop er ændringer i dielektriciteten, der i høj grad bestemmer hvor vi får vores elektromagnetiske bølge reflekteret. Når den elektromagnetiske bølge på sin vej ned gennem den geologiske lagsøjle møder ændringer i materialets egenskaber mht. den relative dielektriske permittivitet (ε r ), den relative magnetiske permeabilitet (μ r ) og den elektriske ledningsevne (σ) vil en del af bølgens energi reflekteres, præcis som man udnytter det i den seismiske metode. Mængden af energi der reflekteres ved en lodret bølgebevægelse mod en plan og horisontal laggrænse er givet ved refleksionskoefficienten R. Forudsat at ændringer i σ og μ r kan negligeres, som det oftest kan antages, får vi følgende udtryk: R ε r 2 r1 = (6) ε r 2 + ε ε r1 Hvor ε r1 og ε r2 er de relative dielektriske permittiviteter for hhv. 1. og 2. lag 7. Refleksionskoefficienten R vil altid ligge mellem -1 og +1 og vil angive brøkdelen af den indkommende bølge der reflekteres fra laggrænsen mellem lag 1 og 2. Ud fra værdierne for dielektrisk permittivitet der er beskrevet fra figur 11 i det ovenstående, kan man forvente at få en eller flere refleksioner i toppen af lagsøjlen hvor sedimentet bliver vandmættet. En meget tydelig reflektor vil ses ved grundvandsspejlet. Herudover kan man forvente at få refleksioner ved overgangen fra de vandmættede sedimenter under grundvandsspejlet til enten permafrosten eller grundfjeldet. Udover reflektorerne knyttet til disse specifikke situationer, vil man få reflektorer fra andre mere diffuse egenskaber som ved ændringer i porøsitet, mineralogiske sammensætning og kornstørrelsesfordelingen. Reflektorerne fra disse ændringer er svære at forudsige og svære at indsætte i det overordnede billede, og de vil derfor ofte komplicere tolkningen frem for at bidrage til den. Hvis R er negativ vil der ske et faseskift i signalet, hvilket svarer til at ε r1 > ε r2 dvs. at hastigheden i 1. lag er mindre end hastigheden i 2. lag, v 1 < v 2. Denne situation vil fremkomme ved overgangen fra det aktive vandmættede lag til permafrosten eller 7 Neal (2004). 25

26 grundfjeldet i vores område, og man vil derfor kunne se et faseskift i ens signal i disse situationer. Penetrationskoefficienten p angiver hvor stor en del at den indkommende bølge der fortsætter som en refrakteret bølge ned gennem det reflekterende lag Amplituden af det signal man opfanger ved jordoverfladen fortæller noget om hvor stor en del at ens signal der er blevet reflekteret, man kan altså benytte amplituden som et relativt mål for størrelsen af refleksionskoefficienten for en bestemt refleksion. En meget stor amplitude indikerer derfor en meget stor kontrast i den dielektriske permittivitet, som man f.eks. vil få på grænsen mellem det aktive vandmættede lag og permafrosten i området for vores målinger Opløselighed Man skelner indenfor georadar og andre lignende metoder mellem horisontal og vertikal opløselighed, defineret ved den horisontale og vertikale udstrækning en struktur eller et lag i undergrunden skal have for at blive opløst som reflektorer på radargrammet. Den vertikale opløselighed angives ved hjælp af bølgelængden for den elektromagnetiske bølge. Bølgelængden er givet ved: v λ = (7) f Hvor v er den elektromagnetiske bølges rms-hastighed i lagene over reflektoren og f er den elektromagnetiske bølges hastighed. Indenfor georadarmetoden vil man benytte centerfrekvensen som f. Det fremgår flere steder i litteraturen, at den bedste vertikale opløselighed man kan få inden for den seismiske metode og georadarmetoden er givet ved 4 λ, dvs. to reflektorer λ skal være fra hinanden for begge bliver opløst. Hermed sagt at laget mellem to 4 reflektorer skal have en tykkelse på en fjerdedel af bølgelængden for at det kan ses på radargrammet. Dog skriver Andreasen(2000), at der i praksis for georadardata gælder, at tykkelsen af et lag ikke må være mindre end 1 λ for at laget opløses. For at øge den vertikale opløselighed kan der udsendes et bølgespektrum med højere frekvens. Dette vil dog samtidig mindske indtrængningsdybden, da højfrekvente bølger 26

27 som før nævnt dæmpes hurtigere end lavfrekvente. Den horisontale opløselighed kan angives ud fra principperne fra seismik om den første Fresnelzone. Radius for den første Fresnelzone er givet ved: RF v TWT = (8) 2 f Hvor v er den elektromagnetiske bølges rms-hastighed i lagene over reflektoren, TWT er tovejstiden til reflektoren og f er den elektromagnetiske bølges hastighed. Fresnelzonens diameter er afhængig af dybden til en reflektor og af det udsendte signals frekvens og angiver hvor langt to reflekterende strukturer skal være fra hinanden for at de bliver opløst separat. Samtidig vil arealet af første fresnelzone angive den udstrækning en reflekterende struktur som minimum skal have for at blive opløst på radargrammet. Det antydes af Neal (2004), at den horisontale opløselighed for georadar er forskellig fra den der benyttes i seismik. Forskellen udspringer i måden energi transmitteres ned gennem jorden på. Den energi der udsendes af Georadarantennen genererer et elektromagnetisk felt i en afstand på 1,5 λ rundt om antennen, som kan opfattes som en del af antennen. Bølgernes strålegang kompliceres af dette felt når de udbredes i jorden og konsekvensen heraf er, at man i stedet for den cirkulære Fresnelzone får en ellipsezone, med størst udstrækning i profilretningen. Den største radius for ellipsezonen er givet ved: D AR = λ + 4 K 1 Hvor D er dybden til reflektoren, λ er bølgelængden svarende til centerfrekvensen og K er en middelværdi for den relative dielektriske permittivitet (RDP) for lagene over reflektoren. Den største længdeakse for denne elliptiske form vil for en given frekvens og given dybde altid være større end den tilsvarende første Fresnelzone, dog vil det modsatte være tilfældet for den korteste længdeakse. Dette betyder at en struktur skal have en større udstrækning i profilretningen for at blive opløst end først antaget. Samtidig skal to strukturer være længere fra hinanden for at blive adskilt på radargrammet. (9) 27

28 Hvis en struktur i undergrunden har en mindre udstrækning end den angivet som minimum i det ovenstående, vil billedet på radargrammet over strukturen være præget af diffraktionshyperbler hvorved form og udstrækning af strukturen ikke bliver genkendelig. Da de elektromagnetiske bølger dæmpes og derved får en større bølgelængde med dybden, ses det at opløseligheden herved vil blive dårligere med dybden, som det også kendes fra seismikken Strålegang og dataopsamling Man benytter inden for georadarmetoden forskellige konfigurationer for dataopsamlingen. De forskellige principper og deres fordele og ulemper anskueliggøres bedst ved at betragte strålegangen for bølgen. Figur 12: Strålegang for den elektromagnetiske bølge i georadarmetoden. På figur 12 ses de forskellige strålegange bølgen løber. Af direkte bølger er der bølgen i luft og bølgen i det øverste jordlag. Disse reflektorer vil ses som rette reflektorer på radargrammet, da deres løbetid for en given opstilling ikke ændrer sig ved antagelse om homogenitet i jordens overflade. På figur ses også strålegangen for de reflekterede bølger, der danner baggrunden for georadarmetoden. Der kan også forekomme strålegange hvor en bølge reflekteres og herefter refrakteres ved jordoverfladen, som det ses på figur 12. Disse refleksioner er ikke placeret korrekt i tiden i forhold til reflektoren der har genereret dem. 28

29 På figur 12 er der benyttet to antenner, en til udsending af radiobølgerne og en til modtagelsen af det reflekterede signal. I vores målinger benyttede vi et system med kun en antenne, der således både udsender og modtager signalet, den såkaldte Common Source Common Receiver -opstilling. Der er flere fordele og ulemper ved at bruge samme antenne til udsendelse og opsamling at signalet. De vigtigste er gennemgået i det følgende. En stor fordel ved opmålinger med kun en antenne er, at det er lettere at lava en mobil konstruktion, så det er muligt at optage store mængder data på kort tid. En anden fordel ved metoden med kun en antenne er, at man kan se bort fra de direkte bølger der ellers ville løbe mellem de to antenner og i nogen grad bølgerne der refrakteres som det ses på figur 12. Processeringen af data bliver med Common Source Common Receiver -opstillingen mere simpel end ved opstillingerne med to antenner, da man ikke behøver at korrigere for bølgernes strålegang ned gennem jorden hvor den ikke er horisontal og vinkelret på reflektoren, den såkaldte Normal Move Out (NMO) korrektion. Det betyder dog også, at man ved hvert punkt på en reflektor i undergrunden kun får reflekteret signalet en gang, hvor man ved en typisk opstilling i seismik vil få en større folddækning ved brug af Common Midpoint metoden hvor man måler med forskellige offsets og herved får refleksioner fra samme punkt flere gange. En stor folddækning betyder at man under processeringen kan stakke de forskellige signaler fra samme punkt, hvorved tilfældig støj vil reduceres. En mulighed man altså ikke har med Common Source Common Receiver -opstillingen. Strålegangen for Common Source Common Receiver -opstillingen vil ikke være lodret hvis antennen flyttes undervejs, som det er tilfældet for vores kontinuerte målinger. Man skal derfor i princippet korrigere for det offset der fremkommer når bilen når at flytte sig fra den elektromagnetiske bølge udsendes og til den modtages. I praksis vil korrektionen dog være så minimal at den kan negligeres, som det ses ud fra det følgende. Vi kørte ca. 10 km/t og den maksimale tovejstid hvor vi ser refleksioner på radargrammet er omkring 70 ns. Dette svare til at antennen har flyttet sig 0, m mellem udsendelsen og modtagelsen af bølgesignalet. Denne afstand er meget lille i forhold til dybden til de 29

30 forskellige reflektorer der opløses og korrektionen af denne strålegang siges derfor at kunne negligeres Feltbeskrivelse for dataindsamling I det følgende vil det blive gennemgået hvorledes dataopsamlingen i felten foregik ligesom det vil blive gennemgået hvilket udstyr og hvilke indstillinger der blev brugt Udstyr Udstyr, som er anvendt til projektet omfatter: GPS, af mærket Garmin GPS 72. Tik-hjul, som er en afstandstæller. Digitalt videokamera, som kan tilsluttes en pc. Firhjulstræker af mærket VW Taro. Georadar imstrument af mærket SIR-20 fra GSSI. SIR-20 er en toughbook bærbar PC. Almindelig bærbar PC, til indsamling af video- og GPS data Antenne. GSSI, model 5103, 400 MHz Antenne. GSSI, model 3101D, 900 MHz Software: Roaddoctor til opsamling af video- og GPS data. Software: Radan til opsamling af Georadar data Kabler: USB-kabler til video- og GPS dataopsamling. Kabler: Coaxialkabler til Georadar dataopsamling. Bilbatteri: Varta, Asia. Strømforsyning til udstyr i bilen Montering GPS en blev fastmonteret på køleren af bilen. Dette gjorde vi for at få det bedst mulige signal til satellitterne. GPS en fastmonteredes med gaffatape for ikke at beskadige bilen unødigt. GPS en blev forbundet, med et kabel, til usb-porten på en pc. 8 Hele afsnittet er skrevet på baggrund af følgende referencer: Andreasen (2000), Lykke-Andersen (2003), Neal (2004), Nielsen (2001). 30

31 Videokameraet monteredes ved hjælp af en sugekop på forruden af bilen. Denne blev ligeledes forbundet til en pc. PC en installeredes på forsædet af bilen. Roaddoctor var programmet, der blev brugt til sammenstyring af GPS og video. På bagsædet var georadar-pc en placeret og der blev ført kabler ud gennem vinduet og om til bagenden af bilen. Bag på bilen blev antennerne monteret. Da antennerne er let påvirkelige overfor metal, skulle der helst designes et system, som tog højde for dette. Det lykkedes os at designe en opstilling, som kun skulle bruge seks 30mm skruer i metal. Resten af opstillingen blev udført i træ, plastic og snor. Opstillingen er vist på figur 13. Figur 13: viser opstillingen, som er brugt ved indsamiling af georadar data. 31

32 Til at transportere antennerne, blev en fiskekasse anskaffet. På denne blev to glideskinner påskruet. Dette blev gjort for at beskytte kassen mod slid. Glideskinnerne var af træ, og der blev brugt seks skruer til at fastgøre dem. I begge sider af kassen blev der boret huller, så lægterne, som skulle fastgøre kassen til bilen, kunne fæstnes her. Lægterne var fastgjort med snor, for at minimere brugen af metal. Ligeledes var der i den anden ende af lægterne boret huller, så disse kunne fastgøres til bagenden af bilen. Til lægterne var antennekablerne surret fast, så de ikke blev trukket hen ad vejen. Det var vigtigt at sørge for at kablerne oppe omkring bilen ikke sad for stramt. Dette var en vigtig ting at huske da der ellers ville blive trukket i kablerne. Et tik-hjul var monteret på bagenden af bilen. Tik-hjulet blev sat på ved at bore huller i kofangeren. Derefter blev der lagt en lægt ind bag metallet. Fire skruer blev derefter skruet gennem hullerne, og ind i træet. Hjulet var sammenkoblet med SIR-20, og blev brugt til at tælle hvor i profilet vi befandt os til en given tid. De to PC er, GPS en og videokameraet blev startet op, og klargjordes. Vi var nu klar til at måle Dataindsamling I det følgende er dataindsamlingen og problemerne undervejs beskrevet Beskrivelse af dataindsamling Til dataindsamlingen blev fire personer brugt. Fordelingen var således: En chauffør, en PC operatør på forsædet og to SIR-20 operatører på bagsædet, hvoraf den ene også skulle føre logbog. Disse feltnoter er indført på bilag 1. Vejen ind til isen var ca. 36 km lang, og for ikke at få én meget stor videofil, valgte vi på forhånd, at dele vejen op i mindre dele, med en makslængde på 5 km. Dette skulle så gerne give omkring syv filer, men grundet forskellige stop undervejs blev profilet delt op i 24 dele. Filerne som omfatter vejen ind til isen er: VTI002 VTI023 og VTI027 VTI028. Filerne, som omfatter vejen ned til havnen er: VTI024 VTI026. Vejen ud til havnen er 13 km lang. 32

33 VTI002 VTI023: I vores opstilling kørte vi med to antenner på henholdsvis 400MHz (channel 1)og 900MHz (channel 2). De to antenner var uafhængige af hinanden, da vi som før nævnt benyttede os af en Common Source Common Receiver -opstilling. 400MHz antennen er den dybdegående antenne, hvor den anden er mere overfladenær. Inden målinger kunne startes skulle tik-hjulet kalibreres. Dette blev gjort ved at man med et målebånd udmålte en kendt distance, i dette tilfælde 10 m. Ved at køre hjulet hen over denne distance kunne programmet nu registrere hvor mange gange hjulet skulle køre rundt for at det svarede til nøjagtig 10 m. Dette satte store krav til nøjagtigheden og det var vigtigt at bilen blev stoppet efter nøjagtig 10 for at værdien kunne blive så korrekt som mulig. Som udgangspunkt blev gain, som er en forstærkning af signalet, sat til autogain. Dette betyder at RADAN selv fandt den mest egnede gain. Denne kunne så justeres manuelt under dataindsamlingen. Ved at justere den, kunne man følge med på SIR-20, hvordan undergrunden så ud mens vi kørte. Dvs. man ændrede den så det blev lettere at følge med, undervejs. Fordelen, var at der ikke blev ændret noget i selve dataopsamlingen, da det stadig var rådata som blev gemt på filen. Vi lagde fra start et båndpasfilter ind, som frasorterede unødig støj. På channel 1 blev RADAN indstillet til kun at opsamle signaler der lå i intervallet MHz. På channel 2 opsamledes oplysninger i intervallet MHz. Fra fil VTI002 VTI011 drejede stoppene sig kun om at ændre på gainniveauerne, og sørge for at filerne ikke blev for store. Men fra VTI012 VTI023 begyndte forskellige ting at gå galt. Bl.a. begyndte videokameraet at gå ud hele tiden, så vi måtte stoppe, og starte forfra. Som man kan læse det på bilag 1 blev dette en så voldsom gene at vi sluttede med at bruge kameraet. En anden ting som begyndte at gå galt, var at vores konstruktion til antennerne gik i stykker. Flere gange måtte vi holde ind til siden, og lappe konstruktionen sammen igen. Men da vi kun havde gaffatape med, var det begrænset hvor længe vores lappeløsninger holdt. Dette kulminerede i at slæden ramte en stor sten på vejen, hvorved slæden vendte bunden i vejret, og begge stivere slap slæden. I ca. 50 m blev antennerne trukket på hovedet og kun i kablerne hen over den meget grovgrusede vej. Heldigvis skete der ingen fysisk skade på antennerne under dette uheld. Det var kun kablerne, som mistede lidt isolering omkring stikket, som sidder i antennerne. Vi forsøgte 33