지구물리탐사법을 이용한 지반조사

(전기비저항 및 탄성파 탐사를 중심으로)

수자원연구소

김형수

Ⅰ. 지구물리탐사 일반 1 1. 지구물리탐사 정의 1 2. 지구물리탐사 현황 1 3. 지구물리탐사별 기본 원리 3 Ⅱ. 전기비저항 탐사 8 1. 전기비저항 및 전기탐사의 기본식 8 2. 전기탐사 배열과 겉보기 비저항 13 3. 전기탐사 자료의 해석 19 Ⅲ. 탄성파 탐사 21 1. 탄성파탐사의 기본 이해 21 2. 탄성파 탐사별 조사 방식 및 해석 27 Ⅳ. 지구물리탐사의 현업 응용 33 1. 지반 조사 33 2. 지하수 조사 34 3. 댐 및 터널 조사 36 4. 관로 및 매설물 조사 37 5. 하천 및 호소 측심 조사 38

Ⅰ. 지구물리탐사 일반

1. 지구물리탐사 정의

일반적으로 지구물리탐사란 지구에 대한 제반 정보를, 물리적인 특성을 이용하여 조사하는 일련의 과학 기술을 일컫는다. 그러나, 이러한 광의의 의미로써의 지구물리탐사는 순수지구물리학적인 측면과 응용 지구물리학적인 측면이 모두 강조되어 있는 형태의 의미이고, 이에 대응한 협의의 의미로써의 지구물리탐사란 지하의 지질 물성 및 구조 형태를 물리적인 법칙과 관측을 통해 밝혀내는 기법으로 실질적으로 그 해석을 통해 부가가치를 창출할 수 있는 경우로 제한 할 수 있다. 결국 지구물리탐사란 물리학적인 이론을 통해 정립된 기술을 지구라는 대상체에 적용하여 알고자 하는 정보를 회수하는 작업으로 정의될 수 있다.

2. 지구물리탐사 현황

국내외적으로 많은 분야의 지구물리탐사 중 가장 집중적인 투자가 수행되는 분야는 해상 탄성파 탐사 분야이다. 이 분야의 탄성파 탐사는 주로 부가가치가 높은 석유 자원을 탐지하기 위하여 수행되고 있으며, 부분적으로 지체구조를 밝혀내기 위한 연구의 일환으로 수행되기도 한다. 국내의 경우, 이러한 석유 탐사를 위한 탄성파 탐사는 극소수의 국가 기관에 의해서만 수행되고 있는 실정이다.

이에 비해, 육상에서의 근접 지표 지구물리탐사(near-surface geophysical explorations)는 전세계적으로 투자비는 크지 않지만 그 사업수가 매우 많다. 즉 대부분 소규모 조사에 국한되지만 그 조사 횟수와 사업이 매우 많고도 다양하다. 일반적으로 근접 지표 지구물리탐사의 조사심도는 최대 지표면 하부 수백 미터를 넘지 않으며, 대부분 수십 미터 이내의 지하 매질의 정보를 획득하는데 그 초점이 맞추어져 있다. 최근 들어서는 인공적인 구조물의 안전도 조사 등에 응용되면서 비파괴검사라는 용어로도 불려지며, 크기가 수 미터 이내의 인공 구조물에 대하여, 수 센티미터 정도 크기의 구조나 물성 범위를 조사하는데 이용되기도 한다.

국내외를 불구하고, 1980년대까지 지반 조사 분야 및 지하수 조사 분야에 가장 활발히 적용되던 대표적인 지구물리탐사법은 탄성파 굴절법 탐사법과 수직 전기 비저항탐사법을 들 수 있다. 그러나 오랜 기간 현장 기술자들에 의해 수행된 위의 두 가지 탐사법도 정량적 해석을 위해서는, 매우 전문적인 이론 지식과 계산이 요구되므로, 일반적으로 표준 곡선 등의 비교 자료를 통한 해석 방식으로 지하 매질의 정보를 유추하여 왔었다. 이러한 문제로 인해 양질의 조사 자료를 가지고도 정량적 해석치를 산출하지 못하고 잘못된 해석 결과를 도출하기도 하였으며, 잘못 획득된 현장 자료를 그대로 해석에 적용하여 왜곡된 결과를 도출하는 경우가 종종 보고되어 왔다.

1980년대에 들어, 개인 전산기의 보급이 획기적으로 이루어지면서 과거 대규모 석유탐사나 전문 연구자들에 의해 수행되던 각종 기술들이 현장 기술자들에 의해 지질공학적인 조사나 지하수 조사 현장에서도 적용 가능하게 되었으며, 현장 기술자들도 전문적인 수학이나 물리학의 지식이 부족하더라도 현장에서 탐사 자료의 질을 즉시 검증할 수 있는 프로그램과 검증된 양질의 자료를 해석할 수 있는 상용, 혹은 공개 프로그램들이 개발 보급되었다. 결국 개인 전산기의 급속한 보급이 근접 지표 지구물리탐사를 객관적이며, 정량적인 기술로 정착시키고 있으며, 현장 조사 기술자는 기본적인 원리의 숙지만을 통해서도 쉽고 정량적인 자료 획득 및 해석이 가능하게 되었다. 그러나 아무리 발전된 전산기, 프로그램 및 조사장비가 개발 보급된다고 하더라도 다양한 현장 조건을 모두 반영할 수는 없으므로, 현장 기술자는 반드시 자신이 획득하는 계측치가 가지고 있는 물리양을 이해하고 추후 해석 단계가 어느 과정을 통해 수행될 것인지를 감안하여 자료를 획득하여야만 한다.

수자원 관련 분야에 응용되고 있는 대표적인 지구물리탐사는, 기본적인 수문자료 분석과 광역 지질현상 규명을 위해 주로, 항공과 위성을 통해 획득하는 광역 지구물리탐사인 항공 중자력탐사, 항공 전자탐사, 항공 방사능탐사, 원격탐사 등이 있으며, 댐의 기초 및 구조물 시공을 위해 수행되는 지반조사인 탄성파, 전기비저항, 지하레이다 탐사와 대체 수자원인 지하수조사를 위해 응용되는 탄성파, 전기비저항, 전자기 탐사 등을 들 수 있다. 이외에도 댐, 터널, 배관 등의 누수 및 안전성 검토를 위해서도 검층조사, 지하레이다 탐사 등을 비롯한 다양한 지구물리탐사법이 응용되고 있으며, 또한 호소와 하천의 바닥 상태를 파악하기 위해서 탄성파 탐사의 일종인 음파 탐사 등이 응용되어 왔다. 최근 들어서는 지표에서 탐사를 수행하는 방식에서 벗어나 시추공에서 발신과 수신을 수행하여 지하매질의 단면 상태를 파악하는 토모그래피 기술의 응용이 활발히 진행되고 있다.

3. 지구물리탐사별 기본 원리

지구물리탐사는 현재까지 밝혀진 대부분의 물리적인 현상 중 특수한 실험환경이 아닌 일반적 환경에서 접할 수 있는 대부분의 물리학적 현상들을 이용하고 있다. 본 절에서는 이중 대표적인 원리와 용어를 소개하여 기본적인 지구물리탐사의 이해를 도모하고자 한다.

3.1 중-자력 탐사의 원리

중력은 주변 물체의 밀도 분포와 실제 중력이 측정되는 관측점에 의해 그 값이 유일하게 결정된다. 중력은 두 물체의 무게의 곱에 비례하고 거리의 제곱에 반비례한다고 알려져 있다. 중력 탐사는 이러한 기본 원리를 사용하여 지하 매질의 밀도 분포를 밝혀내는데 사용된다. 즉, 지표에서 중력의 크기를 관측하여 지하의 밀도 특성을 밝혀내는 것이다.

자기장을 이용하는 자력 탐사의 경우도 기본적인 원리는 중력과 유사하지만 자기장을 생성하는 원인자(source)가 항상 쌍극자 방식(N극과 S극)을 취하며, 매개체가 밀도가 아닌 매질의 대자율(susceptibility)이라는 차이가 있다. 대자율이란, 어떤 물체가 특정 자기장내에 놓이게 될 때 내부적으로 자화되는 정도(자화 강도; magnetization)를 지시하는 지표이다. 즉 물체마다 특정 자기장에 놓이게 되면 자화되는 정도의 차이를 갖게 되고 이 차이에 의해 다시 2차적인 자기장을 형성하여 최초의 특정 자기장의 형태를 왜곡시키게 되는데, 이 왜곡된 형태를 통해 물체를 구분하는 방식이 자력 탐사의 기본 원리이다. 실제 자력 탐사의 경우는, 잔류자기, 위경도, 조사 시기 등의 몇 가지 사항을 함께 고려하여 표준화하는 과정이 수반된다. 결국 자력 탐사는 지하 매질의 대자율 분포를 추정하여 원하는 지하 정보를 획득하게 된다.

보통 중-자력탐사는 대규모적인 지질 구조 조사나 기초 현황조사를 위한 광역 지구물리탐사 방식이 일반적이지만, 최근 들어서는 수십 센티미터 간격의 측정과 매우 미소한 중력변화를 감지할 수 있는 계측 방식을 이용하여 토목지질조사 분야에서도 부분적으로 활용되고 있다. 특히 정밀도가 향상된 중력 계측기의 경우, 평탄한 지표의 천부에 있는 인공적인 공동 조사나 충적층 두께 확인 등에 이용 가능성을 보여주고 있으며, 정밀 자력탐사의 경우는 터널의 굴착시 문제가 되는 사문암의 분포를 개략 파악할 필요가 있을 때 적용되기도 한다.

3.2 탄성파 탐사의 원리

탄성파 탐사의 기본 원리는, 인공적으로 발생시킨 탄성파가 대상 매질을 투과, 반사, 굴절하는 등의 물리적 현상을 이용하는 것이다. 이러한 탐사 원리는 의료 기기나 소규모 비파괴검사에서 응용되는 초음파 탐사와 기본적으로 동일하지만 대상체가 지질 매체인 경우, 획득하는 파동의 정보방식에 따라 실질적으로 다양한 현장 자료획득 방식이 구사되며, 이러한 방식에 따라 이론적인 접근 방식과 해석의 단계에 차이가 있다.

탄성파 탐사에 적용되는 가장 중요한 물리적 법칙은 반사각 일정의 법칙과 스넬(Snell)의 법칙이다. 즉 특정 매질에 입사되는 파는 투사된 각도와 동일한 각도로 반사되며, 굴절되어 매질내로 전파되는 파는 매질이 가지고 있는 탄성파 통과 속도에 따라 굴절각도가 변하게 된다는 법칙이다. 매질경계에서의 반사의 경우, 반사계수(reflection coefficient)가 중요한 역할을 하게 되며, 이 반사계수는 경계를 이루는 두 매질의 밀도와 탄성파 속도의 곱으로 표현되는 음향 임피던스(acoustic impedance)의 차이에서 기인된다. 그러나, 탄성파 탐사의 기본원리를 원칙적으로 이해하기 위해서는 파동 방정식의 이해와 그 해법 방식을 이해하여야 할 뿐 아니라 다양한 자료 처리 과정과 연관된 수학적인 접근 방식을 학습할 필요가 있다.

탄성파 탐사는 크게 파의 반사된 형태와 시간을 이용하여 지하매질의 형태를 추정하는 경우와 임계각을 따라 굴절 전파되는 탄성파의 거리, 시간 정보를 이용하는 방식으로 대분 되며, 전자의 경우 탄성파 반사법 탐사, 후자의 경우 탄성파 굴절법 탐사라고 명명된다. 또한 표면 경계와 수반되어 반드시 발생되는 표면파를 이용한 방식도 지반 공학적인 정보의 수집을 위하여 적용되고 있다.

최근에 근접지표부위 및 구조물 등의 조사에 응용되는 지하 투과 레이다 (ground penetrating radar; GPR)의 경우, 파의 발생, 물리적 적용 원리 및 대상체의 물성특징은 전기-전자기 탐사의 부류에 속하지만 전통적인 전류 현상이나 전자기 유도 현상을 사용하지 않고 전자기파인 레이다의 투과, 회절 및 반사 현상 등을 이용하므로 GPR 탐사의 경우는 자료 획득이나 처리 방식이 전통적인 반사법 탄성파 탐사와 유사하여 원리적인 접근을 탄성파 탐사의 분야에서 수행하기도 한다.

3.3 전기-전자기 탐사의 원리

전기-전자기 탐사는 전류에 의해 야기되는 전위 변화를 감지하는 전통적인 전기비저항 탐사와 전자기파의 발생과 소멸 시에 유도되는 전자기 유도 현상을 감지하는 전자 탐사로 분류 가능하다. 전기-전자파 탐사의 이해를 위해서는 우선, 조사 매체의 전기적인 물성 특징인 전기비저항, 유전율 등을 기본적으로 이해하여야 한다. 대부분의 전기-전자파 탐사는 최종적으로 전기비저항 특성을 분별해 내며, 지하레이다 탐사와 같이 전자기파의 매질내의 속도와 감쇠 정도가 조사 대상인 경우에 한해, 유전율 및 전기비저항이 중요한 조사 요인이 된다.

전기비저항이란 주어진 전압에 대해 얼마나 많은 전류를 흘려 줄 수 있는가 하는 저항을 결정 지어주는 물성으로, 저항에 대해 기하학적인 형태의 보정을 수행하여 동일 물질인 경우, 형태 및 전류의 방향에 따라 변화되는 저항과는 달리 항상 일정한 값을 보이는 물질 특성이며, 유전율이란 보통 축적지의 용량이 내부 삽입 물질에 따라 변화 할 때 볼 수 있는 물리량으로 지구물리 탐사의 경우 전자기파의 속도를 결정지어 주는 요인으로 작용한다. 면밀한 의미에서 전자기파의 전달속도는 유전율에 의해서만 좌우되지는 않지만 지구물리탐사에서 전자기파의 전달 속도를 이용하는 GPR 탐사의 경우 사용하는 주파수 대역 (수십에서 수천 MHz) 내에서는 유전율이 대부분의 전자기파 속도를 결정 짓는 역할을 수행한다.

전기비저항 탐사는 통상적으로 전류 전극으로부터 흘려준 전류에 의해 야기되는 특정 지점간의 전위차를 이용하여 지하의 전기적 물성을 추정하는 지구물리탐사법이다. 이 탐사법은 과거로부터 지하의 지질 상태를 밝히는 탐사 방법 중 비교적 주변 조건에 예민하지 않을뿐더러 해석 시에도 좋은 결과를 보여주어 여러 분야에 유용하게 사용되어 오고 있다. 특히 지하수에 포화된 지층과 그렇지 않은 지층이 상대적으로 큰 비저항치의 차이를 보이므로, 지하수 탐사에 활발히 이용되고 있다. 실제적으로 전기탐사는 1912년 C. Schlumberger가 소위 슐럼버져 배열을 고안하여 탐사를 수행하기 시작한 이래, Wenner법, 쌍극자법, 2극법 등 다양한 전극 배열을 사용한 탐사가 수행되어져 오고 있다. 이러한 배열법은 현장 및 해석 조건 등에 따라 배열의 효율성이 결정된다.

최근에 전산기가 발달함에 따라 정해진 배열 방식으로 탐사를 수행하지 않고 고정된 여러 개의 전극을 이용하여 조합 가능한 전극 배열을 사용하는 다중 전극 배열이 점차 보편화되고 있으나, 이 경우는 여러 개의 전극을 함께 배열시키기 위한 전선 다발과 전극 선택을 위한 스위칭박스 등이 필요하며, 여러 개의 전극을 접지 시키는데 많은 시간이 소요되므로 특정 지점에서 모니터링 등을 수행할 경우엔 유리하지만, 넓은 지역에서 탐사를 수행하기에는 시간과 인원이 많이 드는 단점을 가지고 있다.

전자기 탐사는 전기비저항 탐사가 전위 분포를 조사의 매체로 사용하는데 반해, 전자기파의 진폭 및 위상 등을 조사 매체로 사용하는 방법이다. 전자기 탐사에서 사용하는 유도 현상이란 전자기파의 시간적인 변화에 따라 매질에 의한 2차적인 전자기 현상이 야기되는 것을 말한다. 전자기 유도 현상은 일차적으로 존재하는 전자기장의 특성과 매질의 전기적 물성 특성에 따라 다양한 2차 전자기장을 형성하므로 이들 전자기장의 관측을 통해 조사 대상 매질의 물리적 특성을 구분할 수 있다. 그러나, 이러한 전자기 탐사의 이해를 위해서는 전자기학 및 전자파 현상에 대한 제반 지식을 갖추어야 한다.

전자기 탐사는 전자기 유도 현상을 시간적인 변화 양상을 보는 경우와 주파수별 변화 양상을 관측하는 시간대역 탐사와 주파수대역 탐사로 다시 구분된다. 전자기 탐사는 사용하는 신호의 종류, 전자기파의 진폭 및 위상을 관측하는 방식 등에 따라 또 다시 매우 다양하게 분류된다.

3.4 방사능 탐사 및 검층분야의 원리

방사능탐사는 암석 등에 포함되어 있는 천연 방사선 원소로부터 나오는 방사선을 측정하는 탐사법이다. 원자핵의 자연붕괴로 나오는 방사선으로는 □선, □선, □선이 있으나 □선이 침투력이 가장 큰 관계로 방사능 탐사는 주로 □선 검출방식을 이용한다. 탐사에 이용되는 동위원소에는 U238, Th232 및 K40이 있으며 □선 에너지 측정은 이들 전체 방사능 에너지 레벨의 총합을 구하는 방법(전성분측정법)과 토륨(Th232), 우라늄(U238) 및 칼륨(K40) 각각의 에너지 수준을 별도로 구하는 방법(단성분측정법)이 있다.

검층은 기설치된 시추공내에 측정장치(일명; Sonde)를 삽입하여 공벽 부근 암반의 물리적 성질을 심도에 따라 연속적으로 측정하는 방법을 통칭한다. 지구물리검층은 1927년 프랑스에서 최초로 전기검층이 시행되었고, 이어 1929년부터 석유탐사에 상용화된 이래 각광받는 지구물리탐사 분야로 자리잡았다. 지구물리검층의 원리는 기본적으로 지구물리탐사의 각 분야에서 응용되는 것과 유사하지만 밀도검층 등과 같이 감마선을 이용하여 암의 밀도를 추정하는 등, 다소의 차이를 가지고 있다. 특히 이 분야는 응용지질학 분야에서 공극률, 투수계수, 염도, 지하수 유동특성 등의 조사에 많이 이용되고 있다.

다양한 지구물리검층은 크게 온도검층, 전기검층, 방사선검층, 속도검층으로 대분된다. 온도검층의 기본원리는 시추공의 심도에 따른 온도구배를 조사하여, 온천이나 지열자원이용, 석유-가스의 개발, 투수층 및 절리구조, 누수성 등을 조사한다. 전기검층의 기본원리는 지표 비저항조사 및 전자기 조사와 같이 조사 대상 지층의 전기 특성을 밝혀내어 이를 통한 지하 매질을 분류하는 방식이며, 방사선검층은 지층내의 자연방사 현상을 밝혀내는 것과 매질의 공극률 및 밀도 등을 밝혀내기 위해 방사선이나 중성자를 지층 내로 방출시켜 매질이 방출시킨 입자선에 어떻게 반응하는지를 관측하여 지층의 특성을 규명해 내는 방식이다. 속도 검층은 탄성파 탐사와 유사한 원리가 적용되며, 지하 지층의 구간별 탄성파 속도를 규명함으로써 지하 매질을 해석해 내는 방식이다.

Ⅱ. 전기비저항 탐사

1 전기비저항 및 전기탐사의 기본식

전기비저항이란 어떠한 물체에 일정한 전압을 가하였을 때, 흐르게 되는 전류의 양을 결정 지어주는 물리양이다. 보통 전압과 전류의 비는 저항이라는 값으로 환산되지만 저항은 동일한 물성을 가진 물체라도 기하학적인 형태에 따라 변화하므로 대표적인 물성치로 설정할 수 없다. 즉, 어떤 무게를 물성치로 설정하지 않고 밀도로써 고유 물성을 구분짓는 것과 유사하다. 실제 지반조사시에 필요한 전기비저항 정보는 다음 그림 2.1을 참조 할 수 있다.

그림 2.1 대표적인 암종의 전기비저항

일반적으로 지하의 매질은 암석의 종류, 암석의 상태, 지하수와의 관계 등에 따라 동일한 지질이라고 해도 다른 비저항치를 갖게 된다. 결국, 지질학적인 요인이 지층의 전기비저항치를 변화시키게 된다. 대표적인 지질학적인 변화 요인에 따른 전기비저항치의 변화양상은 다음 표 2.1과 같다.

표 2.1 지질현상에 따른 비저항치의 변화 양상

지질 현상	비저항 변화 (증가 □ ,감소 □, 증가 혹은 감소 □)
점토 변질화	□
풍화	□
용해	□
경화	□
단층작용	□
탄산염 침전	□
해수침입	□
실리케이트화	□
전단작용	□
변성작용	□

일정한 방향의 전류의 경우 도선의 저항은 도선의 길이에 비례하고 도선의 단면적에 반비례함으로 다음과 같은 식으로 표현이 가능하다.

[eqn: R = rho l over A]

여기에서,[eqn: R] : 저항 resistance (ohm), [eqn: rho] : 비저항 resistivity (ohm-m), [eqn: l] : 도선의 길이 length (m), [eqn: A] : 도선의 단면적 area(m2)

만약, 균질한 무한 매질내에 한점에서 전류가 유입된다면 유입된 전류는 전공간으로 균질하게 흘러나가게 된다. 이때, 반경이 [eqn: r]인 구를 가정하면, 구의 표면적은 [eqn: 4 pi r^2] 이며, 이것을 도선에 비유한다면 길이가 [eqn: r]이고 도선의 단면적이 [eqn: 4 pi r^2] 인 경우에 해당된다(그림 2.2 참조).

그림 2.2 무한 매질내의 점전원에 의한 전위 현상

이 경우, 도선에서의 저항 값을 구하는 식을 사용하면

[eqn: R = rho l over A = rho r over {4 pi r^2} = rho 1 over { 4 pi r}]

로 표현 가능하다. 이 식을 오옴의 법칙([eqn: V = I R])을 이용하여 [eqn: R] 값에 대해 풀어내면 결국,

[eqn: V={ I rho } over { 4 pi r}] (무한 균질 공간에서의 전위)

식을 얻게 되며, 이것은 전류 [eqn: I]가 주입되는 지점으로부터 거리 [eqn: r] 만큼 떨어진 곳의 전위가 비저항 [eqn: rho]에는 비례하고 거리 [eqn: r]에는 반비례한다는 것을 말해준다.

그러나, 실제적인 전기비저항탐사는 지표에서 수행되고 이러한 지표에서의 전류전원의 특성은 반무한공간에 해당되는 조건을 가지고 있다. 즉, 지표하부(지층)와 지표상부(대기)의 전기적인 특징이 뚜렷이 구분되는 영역으로 구분되며, 지표상부로는 일체의 전류가 유입될 수 없는 무한 부도체로 가정할 수 있다. 결국, 이 경우에는 전류가 오직 지표하부 공간으로만 유입 가능하게 된다. 이러한 지표에서의 전류 전원에 대해서  반경이 [eqn: r]인 반구를 가정할 수 있으며, 이 경우, 구의 표면적은 [eqn: 2 pi r^2] 에 해당되며, 이러한 현상을 도선에 비유한다면 길이가 [eqn: r]이고 도선의 단면적이 [eqn: 2 pi r^2] 인 경우에 해당된다(그림 2.3 참조).

그림 2.3 반무한 매질내의 점전원에 의한 전위 현상

이제, 무한 공간에서 적용하였던 것과 동일한 방식으로 저항를 유도하고, 이 저항을 오옴의 법칙에 의해 전류와 전위로 대치하면 결국,

[eqn: V={ I rho } over { 2 pi r}] (반무한 균질 공간에서의 전위)

로 표현된다. 본 식은 전기 비저항탐사에서 가장 기본이 되는 식으로 현장에서 간편한 겉보기 비저항치라는 물리적인 개념을 유추하기 위하여 항시 사용된다.

실제로 전류와 매질의 전기비저항치의 조건에 따라 나타나게 되는 전위의 분포는 기본적인 전자기학의 법칙에 따라 표현된다. 이러한 전위 분포식을 유도하기 위해 사용되는 기본식은 다음의 3개 식이다.

[eqn: vec{E} &= - del V ## vec{J} &= sigma vec{E} ## del CDOT vec{J} &= 0 ```"(except source or sink)" ##]

여기에서 [eqn: vec{E}]는 전기장, [eqn: vec{J}]는 전류밀도 (전류를 단위단면적으로 나눈값), [eqn: sigma]는 전기전도도 (전기비저항의 역수 즉 [eqn: sigma = 1 over rho])이다. 첫 번째 식의 물리적인 의미는 전위 분포의 기울기의 감소방향으로 전기장이 형성된다는 뜻이며, 두 번째 식은 전기장이 형성되면 그 지점의 전기전도도에 비례한 전류밀도가 야기된다는 뜻이다. 마지막 식은 만약 특정한 전류 주입 혹은 발산점이 존재하지 않는 한, 어느 특정 미소 공간으로 흘러들어 온 전류의 양은, 그 공간을 빠져나가는 전류의 양과 동일하다는 의미를 지닌다. 결국 마지막 식의 전류밀도값을 전기장으로 풀어 대입하고 다시 그 전기장을 전위로 표현하면, 최종적으로 다음과 같은 전기전도도와 전위와의 관계식을 얻게 된다.

[eqn: del cdot (sigma(-del V)) = 0]   (전위치의 기본 방정식)

이 식은, 특정한 전류의 주입 혹은 발산점이 없는 경우에 한하며, 만약 특별한 전류전원이 위치한 공간인 경우에는 위 식의 우변에 특이함수(delta function) 형태의 값을 갖게되며, 이 함수는 적절한 경계 조건에 의해 처리된다. 본 미분방정식의 해를 구하는 것이 궁극적인 전기비저항 탐사의 모델링 과정이 되며, 본 방정식의 해는 해석적인 방법과 수치적인 방법을 통해 구하게 된다.

층상구조의 경우는, 원통좌표계를 이용하면, 본 식의 해를 해석적으로 구할 수 있으나, 2차원 혹은 3차원 구조의 경우는 특수한 기하학적인 형태를 제외하고는 해석해를 구할 수 없으므로 대표적인 미분방정식 수치해석법인 유한차분법, 유한요소법, 경계요소법 등을 통해 문제를 해결하게 된다.

층상구조의 경우는 축대칭성(즉, 원점을 중심으로 평면상의 어느 방향이라도 일정한 물리적인 성질을 가짐)을 갖고 있으므로 변수를 축거리 [eqn: r_z]과 깊이 [eqn: z]만으로 선택할 수 있으며, 이 경우 미분방정식은 다음과 같다.

Equation in cylindrical coordinate

[eqn: {partial^2 {V} } over {partial r_z^2 } + {1 over r_z} {partial V} over {partial r_z} +{partial^2 {V} } over {partial z^2 } + { 1 over sigma} {partial sigma} over {partial z} {partial V} over {partial z} = 0]

위의 미분방정식은 몇 가지 단계를 거쳐 아래와 같은 일반해 방식으로 표현되며, 이때 제1항이 균질 매질과 같은 형태의 값이며, 제2항이 지하지층의 변화에 따른 전위변화부분을 표현하게 된다.

General solution of the equation

[eqn: V(r_z, z) = {rho_1 I} over {2 pi} 1 over {root{r_z^2 +z^2}} + {rho_1 I} over {2 pi} INT _{0 }^{inf} theta_1 (lambda) [e^{-lambda z} +e^{lambda z} ] J_0 (lambda r_z ) d lambda]

2. 전기탐사 배열과 겉보기 비저항

이론적인 전기비저항 탐사의 접근은 1개의 단순 전극에서 흘러 들어가는 전류가 야기 시키는 전위분포로 설명되지만 실제적으로는 복수의 전극을 이용하여야만 측정이 가능하므로 보통, 4개의 전극을 이용하여 탐사가 수행된다. 이중 2개의 전극은 양전류 전극(C+), 음전류 전극(C-)으로 전류가 지하로 흘러들어가고, 나오는 위치가 된다. 나머지 두 개의 전극은 전위 전극으로 두 지점의 전위차([eqn: V_{x_1} -V_{x_2}])를 측정하기 위해 설치된다. 두 지점의 전위차를 측정하는 이유는 전위 측정은 항상 상대적인 측정을 통해 수행되기 때문이다. 보통, 양의 전위로 취급되는 부분을 양전위 전극(P+: [eqn: V_{x_1}] 해당), 음의 전위로 취급되는 부분을 음전위 전극(P-: [eqn: -V_{x_2}] 해당)으로 명명한다.

기본적인 전기비저항 탐사는 위에 언급한 4개의 전극을 운용하는 방식(간혹, 4개 전극에 보조적인 추가 전위전극, 또는 무한히 먼 전극 등을 가정하여 전극의 수를 변화시키기도 하지만 일반적인 방식은 아님)에 따라 전통적으로 특정한 배열명을 갖는다. 이러한 특정 배열 방식은, 층상구조 해석 시에 수행하여야 할 많은 계산을 미리 정형화하여 기본 해석용 커브와 비교하여 해석하기 위해 고집되어온 면이 있으나, 최근 들어 층상구조 해석을 위한 계산을 전산기에 의해 수행할 수 있게 되면서 반드시 규칙에 의한 전극 위치를 고집할 필요가 없게 되었다.

대표적인 전기비저항 탐사 배열방식은 슐럼버져 방식, 웨너 방식, 쌍극자 방식을 들 수 있다(그림 2.4 참조).

그림 2.4 대표적인 전기탐사 배열 방식

1차원적인 전기 비저항 탐사는 탐사 대상체에 대한 수직적인 비저항 변화를 감지하는 수직전기탐사와 수평적인 비저항 변화를 감지하는 수평전기탐사로 대분 된다. 수직전기탐사의 경우는 항상 일정한 중심점을 기준으로 전극의 범위를 벌려나가면서 탐사를 수행하여 지하 수직 하부의 정보를 획득하며, 수평전기탐사의 경우는 상대적으로 일정한 전극배열 상태에서 탐사의 중심점을 수평적으로 평행 이동하면서 자료를 획득하여 지층의 수평적인 변화 양상을 관측하게 된다. 결국 수직 탐사는 전극의 벌린 간격 정도에 대해 관측된 값을 표현하는 방식을 취하여 자료를 도시하며(그림 2.5), 수평 탐사는 수평적인 탐사 중심점에 따라 관측값을 표현하는 방식을 통해 획득 자료를 도시한다(그림 2.6).

그림 2.5 수직 전기탐사 자료 예

그림 2.6 수평탐사 자료의 도시 및 정량적 해석 예

2차원적인 전기비저항 탐사는 전극의 배열을 통해 지하의 특정 단면에 대한 정보를 획득하는 방식을 일컫는다(그림 2.7).

그림 2.7 2차원 전기비저항탐사 자료 및 해석 예

2차원적인 전기비저항 탐사는 대부분의 2차원 구조가 일반적인 해석해를 갖지 못하므로 수치적으로 해를 구하는 방식(유한요소법, 유한차분법, 경계요소법 등)에 의해 지하의 정보를 획득, 해석한다. 최근 들어서는 3차원적인 지하구조의 파악을 위한 3차원 탐사에 대한 연구가 활발히 수행되고 있어 조만간 3차원 탐사 방식도 현장 적용이 가능할 것으로 예상된다.

매우 특별한 경우를 제외하면, 전기 비저항 탐사는 현장 관측시에 저항(ohm)을 측정하며, 측정된 저항은 전극의 배열을 보정하여 겉보기 비저항치로 환산된다. 환산된 겉보기 비저항치는 특정한 위치에 도시되는데 이 특정한 위치의 선정은 일종의 약속일 뿐 절대적인 것이 아니므로 현장 관측치의 기록 방식과 해석 수행시의 기록방식을 동일하게만 유지하면 된다. 겉보기 비저항치의 이해와 이를 표현하는 방식의 이해는 전기비저항탐사에서 가장 중요한 부분이다.

겉보기 비저항을 정의하면 □불균질한 매질에서 관측된 저항치를 균질한 매질에서 관측된 저항으로 가정하여, 이에 상응하는 비저항치로 환산한 값□이라고 할 수 있다. 겉보기 비저항치의 이해는 겉보기 밀도와 비유하면 쉽게 이해될 수 있다. 만약 10cm3의 순수한 물이 있고(무게 10g, 밀도 1g/cm3), 30cm3의 해수가 있다(무게 30.6g, 밀도 1.02g/cm3)고 가정하자. 물과 해수가 완전히 합쳐져 있는 상태에서 부피와 총무게를 측정하여 밀도를 재면 결국 총무게 40.6g / 총부피 40cm3 이므로 밀도는 1.015 g/cm3이된다. 즉 위와 같은 조건으로 혼합된 물과 해수의 겉보기 밀도는 1.015 g/cm3 인 것이다. 즉 겉보기 밀도는 총체적인 무게와 부피를 통해 관측한 대상의 밀도를 측정하는 것으로 만약 위의 경우 물과 해수의 부피의 비율이 달라지면 또 다른 값을 갖게된다. 물론 동일한 물질의 경우, 관측 부피를 계속 변화시키면서 겉보기 밀도를 구하여도 일정한 값(이 경우 겉보기 밀도 자체가 실제 밀도)이 되지만 겉보기 밀도는 어떠한 물질이 얼마만큼 관측 대상에 포함되느냐에 따라 달라지는 것이다. 겉보기 비저항치도 이와 유사한 개념으로 불균질 매질의 경우, 특정한 전극배열 위치에서 환산된 비저항치와 전극 배열 위치를 다르게 한 경우 틀려지는 값이다. 물론 완전히 균질한 매질에 대해서는 어떠한 배열방식을 사용하여도 겉보기 비저항치가 변하지 않는다. 마치 순수한 물의 밀도 측정시에 어떠한 부피의 물에 대한 밀도를 측정해도 일정한 값을 갖는 것과 같다.

전 절에서 이미 언급하였듯이 반무한 균질 매질에 대한 전위는[eqn: V={ I rho }/{ 2 pi r}]로 표현된다. 겉보기 비저항치를 환산하기 위해서 사용되는 기본식은 지하의 불균질한 매질을 균질한 매질로 가정하므로 반무한 균질 매질에 대한 전위 분포와 동일한 형식을 통해 수행된다. 단, 실제 균질 매질의 비저항치를 [eqn: rho]로 표현하기 때문에 불균질 매질을 균질 매질로 가정하여 표현하는 겉보기 비저항치의 경우는 첨자 a(apparent)를 사용하여 [eqn: rho_a]로 표현한다.

[eqn: V={ I rho_a } over { 2 pi r}]

현장에서 관측된 저항치를 통해 겉보기 비저항치를 환산하기 위해서는 전류전극들과 전위전극들의 상대적인 위치를 알아야한다. 이것은 결국 전류전극에서 전위전극까지의 거리들이 관측된 저항치를 변화시키게 되고 이 거리들을 겉보기비저항치를 가정한 전위분포식 [eqn: V={ I rho_a }/{ 2 pi r}] 에 다시 대입하여 겉보기 비저항치를 구하게된다. 이 과정을 이해하기 위해서는 전기비저항탐사에서 관측되는 저항이 어떠한 과정을 통해 획득되는지 알아야 한다.

그림 2.8은 현장에서 전기탐사를 수행하기 위해 배열된 전극의 분포를 예로 보여준다. 그림에서 C+는 양전류 전극, C-는 음전류 전극, P+는 양전위 전극, P-는 음전위 전극을 뜻한다. 경우에 따라서는 C+를 A 또는 C1, C-를 B 또는 C2, P+를 M 또는 P1, P-를 N 또는 P2로 표기하기도 한다.

그림 2.8 일반적인 전기탐사 전극 배열 방식

지표면이 평탄하다고 가정하는 경우, 겉보기 비저항치를 구하기 위하여 필요한 전극배열 정보는, 양전류 전극에서 양전위 전극까지의 거리(r1), 양전류 전극에서 음전위 전극까지의 거리(r2), 음전류 전극에서 양전위 전극까지의 거리(r3), 음전류 전극에서 음전위 전극까지의 거리(r4)이다.

전기탐사장비에 기록되는 값은 P+ 전극과 P- 전극의 전위차, 장비가 지하로 흘려준 전류양이며, 이 전위차를 전류양으로 나눈 값이 저항이 되고 이 값이 장비에 표시된다. 탐사가 수행되는 현장에서는 지하의 비저항 분포를 알 수 없으므로 조사대상매질이 균질한 것으로 가정하여, 단순히 전극거리에 따른 전위치를 가정한 후, 이 값으로부터 겉보기 비저항치를 구하게 된다. 조사대상매질을 균질하다고 가정한 경우 P+ 전극에서의 전위는 C+의 +I 전류의 영향과 C-의 -I 전류의 영향을 받으므로,

[eqn: V(P+) = I rho_a` [ {1 over {2 pi r_1} - 1 over {2 pi r_3}}]]

로 표현되며, 마찬가지로 P- 전극에서의 전위는

[eqn: V(P-) = I rho_a` [ {1 over {2 pi r_2} - 1 over {2 pi r_4}}]]

로 표현되므로 결국 최종적으로 관측되는 전위차는

[eqn: delta V &= V(P+)-V(P-) ## &= I` rho_a`left[ [ {1 over {2 pi r_1} - 1 over {2 pi r_3}}] - [ {1 over {2 pi r_2} - 1 over {2 pi r_4}}] right] ## &= {I` rho_a} over {2 pi}`left[ {1 over r_1 - 1 over r_3} - {1 over r_2 + 1 over r_4} right]]

로 표현된다. 이 식에서 탐사에 사용된 전류치는 조사자가 알고 있으며, 관측 저항치는 관측된 전위차를 조사에 사용한 전류치로 나눈 [eqn: {delta V} / I] 값을 사용한다. 결국 현장에서 기록하는 값은 저항치로

[eqn: R = {delta V} over I = { rho_a} over {2 pi}`left[ {1 over r_1 - 1 over r_3} - {1 over r_2 + 1 over r_4} right] ##]

이며, 여기에서 겉보기 비저항치를 풀어내면,

[eqn: rho_a = {2 pi R} over {left[ {1 over r_1 - 1 over r_3} - {1 over r_2 + 1 over r_4} right]} = R cdot k ####```` rm { 여기에서 }```k= {2 pi} over {left[ {1 over r_1 - 1 over r_3} - {1 over r_2 + 1 over r_4} right]}]

로 표현되며, 실제 관측치에 곱해지는 [eqn: k]값을 기하학적 보정치(geometrical factor)라고 명명한다. 이 식을 통해, 관측된 R의 값과 전극간의 거리를 알면 현장에서 쉽게 관측된 저항을 겉보기 비저항치로 환산 할 수 있음을 알 수 있다.

전통적인 전기탐사 배열방식의 하나인 웨너방식을 예로 들어 실제 겉보기 환산하는 방법을 설명하여 보자. 웨너 방식은 4개의 전극이 모두 일정한 간격(그림에서는 a)로 배치되므로 r1=a, r2=2a, r3=2a, r4=a 로 이 값을 통해 기하학적 보정치 [eqn: k]를 구하면, 그 값은 [eqn: 2 pi a]가 되므로 웨너 방식으로 측정한 전기 비저항 탐사의 관측 저항치에 [eqn: 2 pi a]를 곱하면 겉보기 비저항치가 된다. 이러한 방법으로 환산된 겉보기 비저항치는, 수직 전기탐사 일 경우,  보통 횡축을 a(혹은 a의 1.5배)로하고 종축을 겉보기 비저항치로 하는 도면으로 표현된다(그림 2.5 참조). 마찬 가지로, 어떠한 배열도 위의 r1, r2, r3, r4에 해당되는 값을 선정하여 기하학적 보정치를 관측된 저항치에 곱하여주면 수행된 측정에 대한 겉보기 비저항치를 구할 수 있게 된다.

2차원 탐사인 경우 탐사자료는 전극들의 중심점을 수평위치로 하고 전극간의 거리간격을 고려한 깊이를 수직위치로 하는 지점에 겉보기 비저항치로 환산되어 표현된다(그림 2.7 참조).

3 전기탐사자료의 해석

전기 탐사 자료 해석의 목적은 관측된 겉보기 비저항치를 근거로 실제 지하의 비저항 분포를 해석해 내어 이를 통해 지하의 상태를 밝혀내는 것이다. 전기 비저항 탐사 해석시에는 같은 자료를 해석한다고 해서 반드시 유일하게 해가 결정되지 않을 수 있다는 점을 고려하여야 한다. 즉 연립방정식을 통해 원하는 근을 구할 경우, 미지수와 관계식의 수가 정확히 일치하지 않으면 엄밀한 의미의 근을 구할 수 없는 것에 비유 될 수 있다. 이러한 해석의 비유일성 문제는 실제 해석을 위해 가정되는 지하 구조의 기하학적 형태에서부터 발생되기도 한다. 실제 지하의 구조는 3차원 형상을 가질 수 있으나 해석의 경우는 보통 1차원 층상 구조, 또는 2차원 단면 구조를 가정하여 수행된다. 이러한 가정은 지층의 형성이 보통 층상으로 형성되고, 지하구조가 특정 방향으로는 크게 변화지 않는 경우가 많으므로 유용한 가정이긴 하지만 엄밀한 의미에서는 이러한 가정이 오류를 가질 수 있다. 그러므로 해석자는 논리적인 계산에 의해 자료를 해석한 후에도 해석 결과에 대한 실제적 가능성을 지질학적인 증거나 다른 공학적인 증거를 통해 비교하여야 한다.

과거 전산기의 발전이 미비했던 1970년대 까지만 해도 모든 전기탐사의 해석은 겉보기 비저항치를 통한 정성적 해석이나 표준 곡선(특정 배열의 경우, 특정 모델로부터 야기되는 비저항 곡선을 연속적인 챠트식으로 표현한 도표집)을 통해 해석되었으나 1980년 이후에는 반복 수치계산을 빠르게 수행할 수 있는 전산기의 보급으로 대부분의 해석은 전산기를 이용하여 수행된다. 이러한 전산기를 이용하는 전기 비저항 탐사 해석은 크게 두 가지 방법으로 가능하다.

한가지는 역산이라는 수학적인 방법을 통해 관측치에 가장 근접한 이론치를 찾는 방법이고, 또 다른 한가지는 지하의 구조를 해석자가 계속적으로 가정해 나가면서 관측치와 이론치의 근접성을 통해 해석해 나가는 대화식 방법이다. 역산방법을 이용한 해석은 정형화된 프로그램에 의해 자동 계산되므로 해석자가 크게 관여하지 않아도 된다는 장점이 있는 반면, 이미 알고 있는 정보를 해석과정에 개입시키려면 프로그램 자체를 수정해야 하는 어려움이 있으며, 뚜렷이 오차를 수반한 자료까지도 수치적으로 해석해 나가면서 터무니없는 결과치를 도출하기도 한다는 단점을 가지고 있다. 이와는 대조적으로 대화식 방법의 해석은 해석자가 우선 추정되는 지하구조를 설정하고 설정된 지하구조로부터 야기되는 이론치를 관측치와 비교해 나가면서 해석을 수행하므로 터무니없는 결과가 도출되지는 않지만 계속적인 지하구조 설정을 해야하는 불편함과 해석자의 주관성이 개입할 수 있는 단점을 가지고 있다. 최근 들어서는 이러한 두 가지 방법을 부분적으로 병행하는 방식으로 자료를 해석하기도 한다. 그림 2.9는 대화식 층상구조 전기탐사 해석의 예를 보여준다.

그림 2.9 대화식 층상구조 전기탐사 해석 예

Ⅲ. 탄성파 탐사

1 탄성파 탐사의 기본 이해

탄성파 탐사는 인위적으로 발생시킨 탄성파가 매질의 경계에서 반사, 굴절 또는 회절되는 현상이나 매질을 따라 전파하는 특성에 의해 나타나는 제반 물리현상들을 이용하여 지하의 정보를 획득하는 지반 조사 방법이다. 탄성파 탐사는 탐사가 수행되는 영역에 따라 육상 탄성파 탐사, 해상 탄성파 탐사로 구분되기도 하지만 본 교재에서는 육상 탄성파 탐사에 관해서만 언급하고자 한다. 또한 탄성파 탐사는, 탄성파의 종류나 물리현상에 따라 굴절법 탐사, 반사법 탐사 및 표면파 탐사로 나누어 지기도 한다. 탄성파 탐사의 목적은 석유조사 혹은 지체 구조 해석과 같은 대규모적인 대상체를 조사하기 위한 경우와 지하 수십 혹은 수백 미터 이내의 지반 특성을 조사하기 위한 경우로 구분되며, 특별히 후자는 지하수학, 응용 지질학, 환경 지질 및 토목 지질 등의 연구나 사업과 관련되어 있다.

탄성파 탐사에 대한 자료 획득, 처리 및 해석의 일련된 작업을 수행하기 위해서 선행 검토되어야 할 것은 기본적인 탄성파 탐사 장비의 제원 및 탄성파에 대한 탐사 대상체의 물리적 특성 검토 등이다. 또한 반사파, 굴절파, 표면파 등 물리적으로 다른 현상에서 나타나는 탄성파와 연관된 물리 법칙과 수식의 습득이 필요하며, 실제 탐사에서 야기되는 문제점과 탐사 지역의 기본적인 지질 현상 및 탐사 방법에 따른 한계 등을 면밀하게 검토하는 일도 함께 수행되어야 할 중요한 사안이다.

1.1 푸리에 변환과 신호처리의 개념

푸리에 변환 (Fourier transform)은 탄성파 신호를 이해하고 처리하는데 가장 필수적인 수학적인 개념이다. 푸리에 변환에 대한 식은 간결하고도 아름답게 표현되지만 그 의미를 이해하고 실제적인 문제에 적용하기 위해서는 많은 노력을 투자하여야 한다.

[eqn: X(omega) = int_{-inf}^{inf} x(t) exp (-i omega t) dt] 푸리에 변환

[eqn: x(t) = int_{-inf}^{inf} X(omega) exp (i omega t) d omega] 푸리에 역변환

푸리에 변환의 물리적 의미는 □모든 신호는, 특정 주파수를 갖는 정현파들로 분해 할 수 있다□는 것이며, 푸리에 역변환의 물리적 의미는 □특정 주파수에서 특정진폭을 갖는 다양한 정현파들을 중첩시키면, 어떠한 신호도 재구성 할 수 있다□는 것이다. 우선 이 의미의 이해를 위해서는 주파수, 파장, 주기 등을 이해하고 실제적인 신호 문제를 처리하기 전에 우선 이들의 특성을 파악하여야 한다. 왜냐하면 모든 신호의 감지는 기본적으로 주파수 특성에 따라 좌우되므로 우리가 조사하고 관측하고자 하는 신호와 기록하는 수신장치의 주파수 특성을 파악하여야 하기 때문이다. 소리를 듣는다는 것은 엄밀하게 표현하면 우리의 귀가 감지할 수 있는 주파수 범위의 공기떨림을 감지한다는 것이다. 보통 사람이 감지 할 수 있는 감청 주파수의 범위는 10Hz에서 10000Hz 정도이다. 10초에 한번 흔들리는 공기의 진동 (0.1Hz)은 아무리 진폭이 커도 보통 사람은 귀로 들을 수 없다. 푸리에 변환 현상을 직접 볼 수 있는 가장 좋은 예는 음향기기의 이퀄라이져를 들 수 있다. 이퀄라이져는 몇 개의 그래프 형태로 소리를 표현하는데, 각각의 채널은 특정주파수 범위를 지정하고 있다. 만약 이퀄라이져의 100Hz-200Hz 영역의 출력을 최소로 줄이면 이 주파수 부분의 신호가 상대적으로 줄어져 출력된다. 이러한 기능은 음악 감상자에게 원하는 취향의 소리를 조절할 수 있게 하여준다. 만약 현약3중주 연주를 감상하면서 바이올린이나 비올라 소리에는 별로 관심이 없고 첼로 소리를 집중적으로 듣고 싶다면 이퀄라이져의 고주파 채널은 출력을 줄이고 저주파 채널은 출력을 크게 하면 원하는 첼로 소리를 감상하는데 도움이 된다. 이처럼 탄성파 신호의 경우도 만약 신호로 주어진 소스의 신호가 100Hz 정도의 신호를 갖고 있다는 사실이 알려져 있으면, 수신시에 적당한 필터를 통해 이 부분의 신호만을 부각시켜 획득할 수 있으며, 또 자료 처리 시에 특정 주파수만 통과시키는 필터(band pass filter) 프로그램을 통해 원하는 신호를 취득 할 수 있다.

주파수는 신호의 선별 이외에 탐사로 확인할 수 있는 조사대상의 크기 한계 (흔히 해상력으로 표현됨)를 규정 짓는다는 점에서 또한 중요한 요소이다. 주파수와 탄성파의 속도가 결정되면 파장이 결정된다. 파장이 결정되면 파장([eqn: lambda])의 1/4 보다 작은 간격(실제적인 경우는 좀더 보수적으로 1/2보다 작은 간격으로 취급하기도 함)은 반사 신호에서 구분이 곤란하므로 이 간격을 해상력의 한계로 취급한다. 예를 들어 탄성파 투과 속도가 1000m/sec인 지층에 100Hz 신호를 갖는 진원으로 탐사를 수행하면, 신호의 파장은 10m이므로 실제적으로 5m 이내의 간격을 갖는 층들의 경계는 구분하기 곤란하다. 이러한 이유로 해상력을 높이려면 고주파의 신호를 사용하여야 하지만 고주파를 사용하면 할수록 탄성파의 지층 투과능력이 떨어지므로 심부의 정보는 손실된다. 결국, 깊은 지하의 정보를 획득하기 위해서는 정밀한 정보를 포기해야 하며, 정밀한 정보를 획득하기 위해서는 깊은 지하의 정보를 포기해야한다. 이는 높이 날면 멀리 볼 순 있지만 자세히 볼 수 없고, 낮게 날면 자세히 볼 순 있지만 멀리 볼 수 없다는 평범한 진리와 통한다. 그러므로, 조사자는 반드시 조사 대상에 대해 기본적인 윤곽을 잡고 탄성파 탐사를 설계하여야만, 효율적인 정보를 획득 할 수 있다.

1.2 탄성파 진원, 수신장치 및 지반의 속도 특성

전절에서 진원에 따라 발생되는 주파수 특성이 틀림을 기술하였다. 그림 3.1은 탄성파에서 사용되는 대표적인 진원(source)들의 주파수 영역을 보여주고 있다.

그림 3.1 대표적인 탄성파 진원 신호의 주파수 특성

그림에서 볼 수 있듯이 에너지가 클수록 저주파 신호를 많이 포함하는 현상을 관찰 할 수 있다. 일반적으로 지반 조사에서 사용되는 탄성파 신호는 가격에 의한 햄머 신호와 다이나마이트를 이용한 발파를 들 수 있다.

햄머 수직가격에 의한 진원 발생은 경제적인 면 뿐 아니라 에너지 발생면에 있어서도 매우 우수한 방법으로 알려져 있다. 또한 상대적으로 진원점의 환경을 덜 파괴시키며, 자유로이 수직 중합작업(stacking)을 수행할 수 있다는 장점을 지니지만 에너지 발생에 한계가 있으므로, 100m 이내의 탐사에 적용하는 것이 바람직하다. 탐사 현장의 지질조건에 따라 다소의 차이가 있지만 일반적으로 햄머 수직타격 방법에 의한 진원 발생의 경우, 약 30 % 안팎의 에너지가 실체파(P 또는 S파)에 배분되며, 이들 실체파의 주파수 대역은 100 Hz 이상에 해당된다. 그러므로 햄머 가격을 이용한 반사파나 굴절파를 이용한 탄성파 탐사를 수행할 경우 현장에서 아날로그필터를 이용하여 100 Hz 부위 혹은 이보다 약간 적은 주파수 값을 경계로 하는 저주파 제거 필터를 적용하는 것이 바람직하다.

그림 3.2는 3.7kg의 금속판을 7.3kg의 햄머로 가격하였을 때 발생하는 신호를 10Hz의 수신 장치로 기록한 예를 보여준다. 그림 3.1에서 같은 방식으로 취합한 자료가 차이를 보여주는 것은 자료획득 조절장치에서 적용한 아날로그 필터의 차이에서 야기된다.

그림 3.2 햄머 가격 진원에 대한 탄성파

수신 신호 및 스펙트럼

다이나마이트 발파인 경우는 폭약의 양에 따라 주파수 대역이 변화하게 되며, 보통 수에서 수십 Hz 정도의 주파수 대역을 갖는다. 다이나마이트 발파에 의한 탄성파 탐사는 심도가 깊은 곳의 정보가 필요한 경우 추천되지만, 관리를 위해서는 전문적인 지식이 필요하고 또한 한번 발파하면 진원점이 파괴되므로 같은 지점에서 여러 번 시험하기가 곤란한 단점이 있다.

현장에서의 탄성파 탐사 자료의 획득은 어떠한 방식에 의해 탐사가 수행되더라도 기본적으로 신호발생장치(source), 수신장치(receiver and cable), 자료획득 조절장치(control module)의 세 가지 부속 장치로 대분된다. 신호발생장치는 탄성파를 인위적으로 발생시키는 장치로 조사 장소가 해상(혹은 수상), 육상이냐에 따라 다양한 방법들이 고안되어 있다. 육상에서 사용 가능한 다양한 신호 발생장치중 가장 손쉽고, 매우 경제적인 방식인 햄머 타격에 의한 신호 발생은 실제적으로도 신호의 전체 에너지 등에서도 타 장비에 의해 크게 뒤떨어지지 않으며, 이동의 용이성 등을 고려하면 매우 효과적인 신호 발생장치로 평가받을 수 있다.

수신장치는 크게 액체내에서의 탄성파를 수신하는 하이드로폰과 육상에서의 탄성파를 수신하는 지오폰으로 크게 대분된다. 전자의 경우는 압력에 따라 전기적인 반응을 틀리게 나타내는 광물의 압전류 특성(piezoelectric)을 이용하여 신호를 감지하고 후자의 경우는 용수철이 부착된 자석에 유도되는 기전력을 이용하여 탄성파를 수신한다. 육상 탐사의 경우는 대부분 지오폰을 이용하여 자료가 획득되며, 이 지오폰에서 나오는 기전력이 대지의 진동 속도에 비례하므로 속도 감지방식(velocity phone)이라고도 명명된다. 최근 들어서는 이러한 탄성파의 특성을 보다 면밀하게 관측하기 위한 3 성분 지오폰, 횡파 감지용 지오폰, 어느 정도의 기울기내에서는 수평 유지가 되지 않더라도 자료를 획득할 수 있는 짐볼(gimball) 형태의 지오폰 등도 선보이고 있다. 그림 3.3은 대표적인 육상용 속도 지오폰 및 특수 용도의 지오폰의 형태 모습을 보여준다.

그림 3.3 육상용 지오폰

a)일반 속도지오폰,  b) 짐볼 형식 지오폰,

c) 3성분 지오폰 d) 횡파 수신 지오폰

신호획득 조절장치는, 탄성파 신호 획득시 현장에서 적용하는 필터, 기록시간, 기록간격, 신호중첩횟수 및 각 채널별 이득조절 등의 다양한 현장 획득 변수들을 조정하고, 다중 채널로부터 들어오는 전기적인 신호를 수치화하는 A/D 변환 및 자료의 보관 업무를 수행하는 부분이다. 현장에서의 다양한 획득 변수 조정은 각 조사 방식별로 차이가 있으나 조사 방식별로 추천되는 몇 가지 시범 자료 획득을 통해 결정 할 수 있으며, 시간적인 여유가 있는 경우는 시범 자료를 몇 단계의 자료 처리과정을 통해 분석하여 원하는 신호에 대해서만 선별적으로 자료를 취합할 수 있어야한다. 탄성파 탐사에서 이러한 각종 현장 획득자료의 결정은 다양한 조건을 모두 고려하여야 하므로 예비탐사에 많은 시간과 노력을 투자하는 것은 필수적이다. 예비 탐사에서 충분한 신호의 확보 없이 본 조사를 수행하는 경우는 잘못된 자료를 획득하고 이를 해석하게되므로 결과적으로 탐사의 목적에 역행하는 행위가 되므로, 반드시 충분한 예비조사를 수행하여야 하며, 예비조사 결과 원하는 신호의 선정이 어려운 경우, 탐사 방식 및 장비의 제원 등을 다시 고려해야만 한다. 현재 육상에서 많이 사용되는 신호 획득 조절장치는 주로 12채널 혹은 24채널이지만 점차로 이들 채널수가 많아지고 있다. 특히 현장자료를 단순 기록용지나 CRT 자료에서 읽어낸 초동 감지시간 형식으로 보관하는 것은 바람직하지 못하며, 반드시 디지털 전산 자료로 저장 할 수 있는 장치가 구비되어 있는 장비를 사용하여, 저장한 자료를 후에 자료처리 과정을 통해 탐사 자료의 신뢰도 및 실제 신호 여부를 확인 할 수 있도록 하는 것이 바람직 하다.

지반 조사와 관련된 탄성파 탐사의 조사 대상은 주로 미고결 충적층, 지하수에 포화된 대수층, 미고결 인공 매립층 및 기반암층 등이다. 이러한 대상은 일반적인 지진학에서 사용하는 지각의 P파의 속도 범주와는 큰 차이를 보인다. 표 3.1은 Press(1966)에 의해 보고된 미고결 물질과 고결 물질의 탄성파 속도를 보여준다. 표 2.1에서 볼 수 있듯이 불포화층은 포화층에 비해, 미고결층은 고결층에 비해, 풍화암은 풍화받지 않은 지층에 비해 작은 탄성파 속도를 가짐을 알 수 있다. 또한 미고결지층의 경우는, 불포화된 상태에서는 매질의 종류에 따라 속도의 차이가 크지만 일단 포화된 상태가 되면 매질의 종류에 크게 영향을 받지 않는다는 것을 알 수 있다. 특히 포화되지 않은 미고결층의 속도는 음파보다도 낮을 수 있음을 주의하여야 한다.

표 3.1 대표적인 지층별 P파 속도표

Unconsolidated Materials		Consolidated Material
Weathered layer	300-900	Granite	5000-6000
Soil	250-600	Basalt	5400-6400
Alluvium	500-2000	Metamorphic rocks	3500-7000
Clay	1100-2500	Sandstone and shale	2000-4500
Unsaturated Sand	200-1000	Limestone	200-600
Saturated Sand	800-2200	Other
Unsaturated Sand and gravel	400-500	Water	1400-1600
Saturated Sand and gravel	500-1500	Air	331.5
Unsaturated Glacial till	400-1000	Velocities in m/sec
Saturated Glacial till	1700
Compacted Glacial till	1200-2100

공극을 갖는 지층의 경우, 물의 포화도는 탄성파의 속도를 크게 좌우하는 요소로 알려져 있다. 이와 관련하여 공극율, 매질의 물성, 유체의 물성 등과 탄성파의 속도 사이의 관계를 유추하는 연구가 수행되어져 왔다. 이러한 연구는 주로 실험적인 관계식으로 표현되며 이들 연구에 의한 결과는, 매질이 거의 유체로 메워져 100 %에 가까운 함수비를 갖는 경우에 현저한 탄성파 속도의 변화를 보이는 것으로 알려져 있다. 그러므로, 충적층에 대한 탄성파 탐사가 수행된 경우, 모세관 현상 등에 의해 지하수가 지하수면 이상으로 어느 정도 이동되어 있다고 하여도 이 모세관 현상을 보이는 부분에서의 함수율이 탄성파 속도의 현저한 변화를 나타내기에는 부족할 것으로 판단되며, 결국 100 %의 함수율을 보이는 지하수면이 현저한 탄성파 경계를 보일 것으로 사료된다. 이러한 점으로 미루어 충적층에서 최초로 나타나는 뚜렷한 탄성파 경계면은 지하수면일 가능성이 높으며, 이러한 현상은 지하수면이 수미터 이내 일 때, 상대적으로 굴절파 탐사 자료에서 양호한 기록을 보여줄 것이다.

반사법 탐사의 경우는 매질의 P파 속도가 가장 중요한 요소이지만, 표면파와 S파에 대한 값을 검토하는 작업도 표면파 탐사나 S파 탐사를 위해서 필요하다. 특히 표면파(수직 타격의 경우는 대부분 레일리파)는 지표면 타격 방식에 의한 진원 발생시에 가장 많은 에너지를 차지하는 성분으로 이 표면파를 필요에 따라 분리하는 작업이 탐사에서 필수적인 요소이다. 보통 결정질암에서의 S파의 속도는 P파의 0.6배, 퇴적암류의 경우는 0.5배, 토양이나 미고결층에서는 0.4배 정도로 알려져 있으며, 표면파인 레일리파는 S파 속도의 0.9배정도이다.

2. 탄성파 탐사별 조사방식 및 해석

2.1 탄성파 굴절법 탐사

탄성파 굴절법 탐사는 육상에서 기반암의 심도 및 암판정을 위한 기초 자료로써 많이 활용되어 왔으며, 대규모적인 조사를 통한 지체 구조 연구 분야에도 활용되고 있다. 굴절법 탐사는 주로 최초로 도착한 초동 신호의 도달 시간과 탄성파 진원(source)에서 부터의 거리를 도시하는 방식으로 표현된다.

기본적으로 탄성파 굴절파 속도는 임계각에 도달한 파가 층의 경계를 따라 전파하는 특성을 이용하므로 하부에 저속도 층이 존재하는 경우에는 저속도 층의 유무를 판별할 수 없는 단점을 가지는 반면, 많은 양의 자료들 중 초동 감지 신호만을 가지고 처리하므로 반사법이나 표면파, 토모그래피 탐사에 비해 자료의 처리 및 유지 보관이 간편하며, 직접적인 지하 매질의 탄성파 속도 추정을 통해 암반의 분류가 가능하다는 장점을 가지고 있다.

현장에서 출력되는 용지의 기록이나 탄성파 장비의 CRT 화면에서 자료를 취합하는 방식으로도 굴절법 탐사 자료는 획득이 가능하지만 이러한 현장 자료에서 초동 감지 방식은 실제적으로 많은 오차나 조사자의 착오가 수반될 우려가 높으므로 가능하면 디지털 자료로 저장하여 필터링이나 이득조절 등의 후처리과정을 거쳐 초동을 감지하는 것이 안전하며, 그 신뢰도도 높다.

탄성파 굴절법 탐사의 해석은 절단 시간(intercept time) 방법과 호환 시간(reciprocal time) 방법 등이 있다. 절단 시간 해석 방식은 층의 경계가 항상 일정한 평면 형태를 가지고 있다는 가정 하에서 자료를 분석하며, 호환 시간 방식 해석은 가격점과 신호 수신점의 위치가 바뀌어도 파의 도달 시간은 동일하다는 기본 원리로부터 이 가격점과 수신점이 상반된 경우 기록된 시간과 이 양 점 사이에서 관측되는 시간의 합과 차를 이용하여 지하 지층의 속도 및 심도를 추정하는 방식이다. 호환 시간 방식 해석법은 그 후 일반호환 시간 방식(general reciprocal method)으로 발전되어 굴곡이 심한 경계면에서도 효율적으로 적용할 수 있는 방식으로 발전되었다. 그림 3.4는 일반호환 방식에 의한 해석 예를 보여준다.

그림 3.4 굴절법 GRM 해석 방식 예

2.2 탄성파 반사법 탐사

탄성파 반사법 탐사는 탄성파 속도가 다른 물질 경계에서 발생하는 파의 반사 현상을 지하 매질을 영상화하는 기법이다(그림 3.5 및 3.6 참조). 반사법 탐사는 기본적으로 진원으로부터 발생되어, 지하매질을 투과-반사되어온 모든 신호를 자료 처리 과정에서 사용하므로 자료의 양이 매우 방대하고 자료의 처리 시간도 엄청나게 소요되므로 디지털 형태로 획득된 실제 탐사자료의 처리 및 해석은 전산기의 도움이 없이는 불가능하다.

그림 3.5 반사법 탄성파 탐사의 기본 개념도

그림 3.6 반사법 탄성파 탐사 자료 예

반사법 탐사는 수십에서 수백 킬로미터의 대규모 지질구조, 지각구조 등의 연구 분야의 응용에서부터 지표하 수십 내지는 수백 미터의 상대적으로 소규모적인 지하매질의 조사 분야에 이르기까지 다양한 크기의 대상체에 대해 조사가 가능하다. 그러나, 탄성파 반사법 탐사는 기본적으로 파의 투과 능력과 해상 능력이 상응하는 관계로 깊은 심도의 매체 조사 시에는 낮은 해상력을, 얕은 심도의 조사 시에는 상대적으로 높은 해상력을 갖는다. 그러므로 탐사의 대상물에 따라 진원과 수진기, 기록시간 및 측정간격 등에 대한 설정이 합리적으로 이루어져 탐사 목적에 부합하는 효과를 얻을 수 있도록 탐사가 설계되어야만 한다.

탄성파 반사법 탐사 자료는 일련의 자료 처리 과정을 거쳐 최종적으로 지하의 단면상을 나타내게 된다. 그림 3.7은 반사법 탄성파 탐사자료에 일반적으로 적용되는 일련의 자료 처리 과정 흐름을 보여준다. 자료 처리 과정은 현장 아날로그 필터링, 자료 편집, 이득조절 및 각종 주파수 필터링, 공심점 분류, 불필요한 자료 지움(muting), 속도 분석, 동보정 (normal moveout correction), 자료 중첩(stack)을 통해 중합 단면을 형성하고 필요한 경우 구조 보정(migration) 과정을 거치게 된다. 각 단계별 자료처리에 관한 상세한 설명은 관련 참고문헌을 참조 할 수 있다.

그림 3.7 반사법 탄성파 탐사 자료처리 예

2.3 탄성파 표면파 탐사

탄성파 표면파 탐사는 지층의 수직적인 분포에 따라 표면에서 야기되는 표면파의 거동 특성이 상이하다는 점에서 착안된 탐사이다. 즉 지층의 경계 및 지층의 탄성파 속도 차이에 따른 표면파 분산 곡선(dispersion curve)의 특성을 분석하여 지층 구조를 밝혀내는 것이다. 분산 곡선이란 주파수별로 나타나는 위상속도(phase velocity)의 분포를 보여주는 곡선을 말한다.

표면파를 이용한 연구는 전통적으로 지구의 지각 구조 와 맨틀, 핵 등의 경계 및 물성을 추정하기 위한 순수 지진학 분야에서 논의되어 왔으나, 최근 들어서는 지표 수십 미터 이내의 지층의 물성(shear modulus, bulk modulus, 밀도 등) 및 경계를 추정하기 위한 연구가 수행되어 성공적으로 적용이 되고 있다. 표면파를 이용하여 지표에서 수행하는 탄성파 탐사는 SASW(spectral analysis of surface wave; 표면파 스펙트럼 분석법)이라고 알려져 있다.

본 표면파 탄성파 탐사는, 특히 전단 상수와 같이 지반 공학적인 측면에서 중요한 인자를 시료 채취 등의 파괴 없이 현장 상태로 측정할 수 있다는 장점을 가지고 있다. 또한 최근 들어서, 다중 채널 탄성파 탐사기를 이용하는 방식으로 자료를 획득 할 수 있으므로 과거의 방식에 비해 효과적이며, 정량적인 자료의 취합이 가능하게 되었다. 이러한 표면파 탐사는 반사법 탄성파의 예비 조사용으로 획득되는 walkaway 방식의 자료에 수반된 표면파를 활용할 수 있다는 측면도 장점으로 부각되어 앞으로의 많은 실용성이 있을 것으로 기대된다.

Ⅳ. 지구물리탐사의 현업 응용

1. 지반 조사

지질공학적인 측면에서 지반 조사는 그 위에 시공되는 여러 가지 토목 구조물의 안정성에 절대적인 영향을 미치므로 매우 중요한 사안이다. 그러나 직접 굴착이나 시추에 의한 지반 조사는 직접적으로 지반의 상태를 확인할 수 있다는 장점을 지니기도 하지만 조사 경비 및 조사 심도, 범위에 한계가 있다. 이에 반해 지구물리탐사법을 이용한 지반 조사는 지반에 시추 등의 파괴 행위를 하지 않아도 되며, 상대적으로 시추조사에 비해 경제적이며, 한지점이 아닌 전체 부지에 대한 정보를 획득 할 수 있다는 장점을 갖는다.

지구물리탐사를 이용한 지반 조사는 특정 범위내의 지하의 상태를 종합적으로 유추할 수 있으며, 또한 지층의 다양한 물성을 적용 탐사 기법에 따라 조사할 수 있는 장점을 가지나, 너무 복잡한 지형조건이나, 심한 인공적인 잡음 요소가 있는 경우, 탐사가 곤란하고 해석 과정이 복잡하여 현장에서 즉시 객관적 결과를 창출하지 못하는 한계를 가지고 있다. 우리공사 업무와 관련되어 수행되는 대표적인 지반조사는 댐의 기초 조사, 단지조성, 이설도로, 사면 등과 연관된 조사 및 지하수 조사 등으로 대표된다

국내 대규모 댐의 기초 지질조사 혹은 현황 조사 시에는 예외 없이 탄성파 굴절법 탐사와 수직 전기 비저항탐사가 수행되어 왔다. 또한 단지 조성 공사 시에 수반되는 각종 굴착 공사를 위해서도 지구물리탐사법이 적용되어 지층의 심도를 추정하는데 이용되고 있으며, 연약 지반이나 매립에 따른 지층의 상태를 규명하는데도 탄성파 탐사를 위시한 다양한 탐사가 수행되었다. 그림 4.1은 시화 공업 단지 내에서 수행된 탄성파 반사법 탐사의 단면으로 매립토 및 기반암의 분포를 잘 보여주고 있다.

그림 4.1 반사법 탄성파 탐사를 이용한 연약지반 조사 예 (시화 공업단지 매립지역)

공학적으로 문제를 야기시킬 수 있는 지하 공동 등의 지반 조사에도 지구물리탐사법이 적용 가능하지만, 이 경우는 지하 공동의 크기와 조사 심도가 어느 한계 내에 있는 경우에만 실질적인 조사 효과를 기대 할 수 있다. 현재까지 탐사 장비의 한계, 해석 처리 기술력, 현장 여건 등을 고려해 볼 때 지하 공동의 크기가 지표 심도에 대해 약 10% 이상(즉, 체적 대비 1/1,000 이상)인 경우에 그 효과를 기대할 수 있으며, 이보다 더 적은 규모인 경우에는 지표 지구물리탐사만으로는 탐지 효과를 기대하기 어려운 것으로 판단된다.

2. 지하수 조사

지하수 조사 분야는 지구물리탐사가 가장 많이 적용되는 분야중의 하나이다. 지하수 부존 지역은 전기적인 성질이 타 물성에 비해 큰 차이를 보여주므로 특히 전기비저항 탐사나 전자기탐사 분야는 지하수 조사에 집중되어있다. 특히 물질의 전기비저항은 대수층의 대수성과 관련이 있는 것으로 알려져 있으므로 전기비저항 탐사를 통해 대수층의 특성을 파악하는데도 활용이 가능하다. 대수층의 특성 규명을 위해서 사용되는 지구물리학적 방법은 특히 지하수 인공 함양이나 지하수의 수위 변화 추정을 위한 연구 및 사업에 활발히 적용되고 있으며, 실제적인 경제성 및 실용성이 매우 높은 것으로 보고되고 있다.

전기 탐사를 이용한 지하수 자원 조사에 관한 연구 및 사업은 국내외적으로 활발히 진행되고 있으며, 암반 대수층과 같이 층상 구조의 대수층을 기대하기 곤란한 경우는 VLF 탐사와 주파수 영역 EM, 시간 영역 EM과 같은 전자파 탐사가 사용된다. 또한 심부의 암반 지하수의 조사시에서는 Magnetotelluric(MT) 탐사가 효과적으로 이용되나 이 탐사는 수동적인 전자기 신호를 사용하므로 주변 여건 등에 매우 민감하여 신호와 잡음의 분류가 용이하지 않으므로 필요에 따라 인위적인 출력 신호(controlled source)를 송신하는 CSAMT 방식을 이용하기도 한다.

탄성파 굴절법 탐사는, 일반적으로 지하 매질 중 최초로 급작스런 속도 변화를 보이는 곳이 지하수면이므로, 지하수면을 조사하기 위해 사용되면, 좋은 효과를 얻을 수 있다. 보통 지하수에 포화되지 않은 근접 지표의 지층은 수백m/sec 정도의 탄성파 속도를 갖는 반면, 지하수에 지층이 포화되면 약 1,500m/sec 내외의 빠른 탄성파 투과 속도를 가지므로 지하수면은 현저한 탄성파 경계면이 된다. 그림 4.2는 실제 지하수면에서 굴절되어 기록된 파의 형태를 보여준다. 탄성파 반사법을 이용한 지하수 조사는 주로 암반의 균열대를 파악하여 암반 대수층의 열극 등을 조사하여 간접적인 지하수 부존 형태를 추정하거나 또는 수십 미터 정도에 지하수위가 형성되어 반사파 신호를 지하수면이 현저하게 형성하는 경우에 이용이 가능하다. 그러나 상대적으로 반사법의 경우는 기반암이나 타지층 경계와 지하수면을 뚜렷이 규명하기가 어려워 타지구물리 조사와 병행하여 수행되는 것이 바람직하다.

그림 4.2 지하수면에서의 탄성파 굴절 신호 예

레이다를 이용하여 지하수위 변화를 조사하는 기법과 오염 물질이 지하수에 따라 거동하는 현상을 규명하기 위한 연구가 최근 들어서 활발히 진행되고 있다. 그림 4.3은 강제적인 수위변화를 감지하기 위해 고정된 위치에서 연속적으로 레이다 반사 신호를 감지한 자료를 보여준다. 자료에서 볼 수 있듯이 레이다의 반사 신호가 뚜렷한 수위변화 양상을 보여줌을 알 수 있다. 또한 항공에서 수행하는 레이다 혹은 전자기파 탐사의 경우는 지표의 조건과 지질구조선, 습윤도 등의 분석을 통해 지하수 함양이나 배퇴의 기초적 정보를 획득하는데 이용이 가능하다.

그림 4.3 GPR를 이용한 지하수위 모니터링

3. 댐 및 터널조사

지구물리기법이 대표적 지반 구조물인 댐 및 터널에 적용되어 누수 구간조사, 안정성 조사, 및 실제 구조물의 변화 상태 등을 확인하는데 많이 사용되어 오고 있다. 댐 누수의 경우는 전기 비저항 탐사와 자연 전위 탐사가 효과가 있는 것으로 알려져 있으나, 실제 적용을 위해서는 현장 여건, 누수의 개괄적 범위, 탐사 장비의 제원 등을 종합적으로 분석하여 탐사의 적용여부를 판단하여야 한다. 안정성 조사 및 구조물 조사에는 지하레이다 탐사가 현재까지 가장 효과적인 것으로 보고 되고있다.

댐 및 터널에 대해서는 복합적인 탐사 기법을 통한 지구물리탐사가 수행되는 경우가 많으며, 주변에 지질학적 요인을 기본적으로 분석한 후 수행된다. 그림 4.4는 댐의 코아 상부의 상태를 조사하기 위해 수행된 지하레이다 탐사의 결과를 보여준다. 터널의 경우, 육안으로 구분이 안되거나 터널 인접 부위에 있는 구조선의 파악을 위해서 지하레이다 탐사가 수행되며, 주로 안정성 조사의 목적을 갖는다. 그러나, 터널의 경우 지하레이다 방식의 적용을 위해서는 원하는 정보의 획득을 위해 다양한 잡음 제거 기술과 실제적인 구조선의 부각을 위한 복잡한 처리과정과 조사가 수행되어야 하는 어려움이 따르며, 레이다는 금속망이나 판을 투과 할 수 없으므로 이러한 조사의 방해 요소을 파악한 후 탐사 계획을 설정하여야 한다.

그림 4.4 댐 상부에서의 GPR 코아조사

4. 관로 및 매설물 조사

지하에 매설된 관로 및 인공구조물의 수평적, 수직적 위치를 직접 굴착과 같은 파괴없이 조사하기 위해 지구물리탐사법이 사용되어져 오고 있다. 실제 관로 등의 위치 조사는 도심 지역 등과 같이 혼잡하고 교통량이 많은 지역의 경우, 굴착에 많은 어려움이 수반되며 또한 상대적으로 많은 경비가 요구되므로 지하레이다, 전자파 등의 지구물리기법이 적용되고 있다.

관로의 위치를 변경하거나 기존 관로에 근접하여 새로운 관로를 설치할 경우, 대표적으로 이용되는 기법은 전자기 유도 현상을 이용하는 전자기 탐사 방식과 관로와 지층의 비저항 차이를 이용하는 전기비저항 탐사, 그리고 레이다의 반사 신호를 통해 매설 관로를 조사하는 지하레이다 탐사법 등을 들 수 있다. 그림 4.5는 이러한 매설물 및 관로의 레이다 반사 특성을 시험하기 위해 모형조에서 수행된 탐사의 결과이며, 그 결과 단면에서 볼 수 있듯이 뚜렷한 레이다 반사 신호가 감지되므로 매설물의 수평적, 수직적 위치를 정량적으로 선정할 수 있음을 알 수 있다.

그림 4.5 모형조에서의 매설파이프 GPR 조사

관로 이외에도 불법적으로 매립된 폐드럼통, 산업쓰레기 등의 인공적인 매립물에 대해서도 다양한 지구물리탐사 기법의 적용이 연구, 이용되고 있다. 그림 4.6은 전자기파 유도 현상을 이용한 전자기 탐사를 통해 관로의 위치를 조사한 탐사의 결과를 보여주고 있다.

그림 4.6 전자파 유도방식 탐사를 이용한 관로조사(청주 광역 상수도)

5. 하천 및 호소 측심 조사

하천의 유량 혹은 댐저수지의 저수 용량을 정확히 파악하기 위해서는 하천과 호소에서의 측심 기술이 선행되어야 한다. 측심 기술은 직접 측량 방식과 간접적인 측량기술로 나눌 수 있는데 대부분의 간접 측량기술은 지구물리기법을 이용한 방식이다.

과거로부터 측심 기술에 사용되던 방식은 음향학(acoustics)적인 방법으로 인공적인 음파를 발생시켜 이 음파가 하천 또는 호소의 바닥에서 반사되어 오는 신호를 감지하여 심도를 조사하는 방식이다. 이러한 측심기술은 원리적으로 탄성파 반사법 탐사에 속하지만 일반적으로 말하는 탄성파 반사법의 경우, 조사 대상이 바닥면 하부의 지층인데 반해 측심의 경우는 물의 심도가 조사 대상이므로 자료 획득과정이나 처리과정이 상대적으로 단순하다. 탄성파 반사법 탐사의 경우 보통 사용되는 탄성파의 주파수 대역이 수백 Hz 이하인데 반해 측심의 경우는 수천 Hz를 사용한다. 또한 하천 및 호소의 퇴사(현생 퇴적층)의 연구에도 이러한 측심 기술이 활용되지만, 이 경우는 정기적인 조사를 수행하여 하천 혹은 호소의 바닥면 변화를 관측하는 방안이 주로 이용된다. 최근 들어서는 강한 신호원과 디지털 자료의 취합을 통해 측심자료 중 일부 퇴적층을 투과 반사하고 감지되는 자료를 활용하여 퇴사에 관한 연구가 수행되기도 하지만 이 경우 사용되는 탄성파의 해상력이 보통 수십 센티미터를 넘는데 반해 퇴사 연구를 위해서는 수 센티미터의 정보가 필요하므로 기술적인 한계를 가지고 있다.

음향학적인 방법의 측심 기술은 깊은 심도의 하천 혹은 호소 바닥의 측심에도 이용 가능하다는 장점을 가지지만 그 해상력이 수십 센티미터 이상이며, 특히 수 미터의 낮은 하천이나 호소의 경우 적용이 어렵다는 단점과 탄성파 조사장비의 부피가 크고 무게가 무거워 관리 및 유지 보수하는 비용이 많이 요구된다는 단점을 가지고 있다. 이러한 점들의 보완을 위해서 최근 들어 지하 레이다를 수면 위에서 적용하는 방식의 측심 기술이 부분적으로 연구되고 있다.

그림 4.7은 모형조에 인위적으로 형성된 호소 형태의 모델에서 수행한 레이다 탐사의 형태를 보여주며, 그림 4.8은 실제 호소에서 수행된 레이다 탐사와 음파 탐사의 결과를 보여준다. 음파 탐사보다 레이다 탐사가 해상력이 우수하지만 바닥 지층에 대한 투과력은 음파 탐사의 결과가 보다 양호한 것을 관측할 수 있다. 레이다를 이용한 측심 기술도 레이다의 강한 출력 신호의 이용이 가능한 경우 수십 미터까지의 투과도를 기대할 수 있으며 그 해상력도 수 센티미터로 향상 시킬 수 있어 호소나 하천 바닥에 유입되는 퇴사의 양을 정량적으로 평가하는데 실용적으로 사용이 가능할 것으로 기대된다.

그림 4.7 모형조 GPR 측심 조사

그림 4.8 호소에서의 GPR 및 음파 측심 조사