1

GEOFIZYKA Metody powierzchniowe – wybrane zagadnienia METODA MAGNETYCZNA

W metodzie magnetycznej bada się właściwości naturalnego pola magnetycznego Ziemi. Pole to można traktować jako pole dipola magnetycznego, którego oś jest skośna do osi obrotu Ziemi (niezgodność biegunów geograficznego i magnetycznego). Pole magnetyczne Ziemi zmienia się w czasie (zmiany roczne, miesięczne, dobowe – burze magnetyczne) i przestrzeni (wędrówki biegunów magnetycznych).

Pole magnetyczne Ziemi w danym punkcie jest określone wektorem całkowitego natężenia pola T. W praktyce często wykonuje się pomiary jego składowych pionowej Z i poziomej H. Jednostką natężenia pola magnetycznego w układzie SI jest A/m. W geofizyce używa się jednostki gamma (γ) ≡ nT:

2104

1 1nT 1 −⋅==

πγ [A/m]

W polu magnetycznym Ziemi istnieją dwojakie działania: � dynamiczne, polegające na oddziaływaniu ziemskiego pola magnetycznego na znajdujące

się w jego zasięgu obszary namagnesowania; � indukcyjne, polegające na magnesowaniu ciał znajdujących się w polu magnetycznym

Ziemi.

Istnieją skały słabo magnesujące się w polu magnetycznym Ziemi takie jak: piaski kwarcowe, sól kamienna, gipsy oraz skały łatwo magnesujące się zwane ferromagnetycznymi. Są to skały o dużej zawartości żelaza, kobaltu czy niklu. Typowym ferromagnetykiem jest magnetyt Fe2O3.FeO.

Podstawą do rozwiązywania zagadnień poszukiwawczych jest założenie istnienia tzw. pola normalnego Ziemi tj. takiego pola magnetycznego jakie istniałoby gdyby cała Ziemia była równomiernie namagnesowana w kierunku osi magnetycznej wyznaczonej przez położenie biegunów magnetycznych. W praktyce pola normalnego nie można obliczyć dla całej Ziemi (określa się je metodami analitycznymi) tylko dla pewnych jej obszarów i określonego momentu czasowego. Podczas pomiarów poszukuje się anomalii pola magnetycznego tj. różnicy pomiędzy obserwowaną w danym punkcie wartością natężenia pola magnetycznego a jego wartością normalną określaną metodami analitycznymi. Obecność anomalii świadczy o obecności w podłożu ciała zaburzającego, którym może być nagromadzenie skał ferromagnetycznych np. złoże rud żelaza, ale także może być ona wywołana obecnością płytko występujących skał magmowych i metamorficznych lub obecnością osuwisk. Pomiary mikromagnetyczne (tj. pomiary magnetyczne o bardzo dużym zagęszczeniu) pozwalają na określanie kierunków spękań w masywie skalnym lub kierunków uławicenia skał osadowych. Wykorzystuje się to przy poszukiwaniach wód podziemnych w utworach szczelinowych.

Pomiary magnetyczne pozwalają na zlokalizowanie anomalii magnetycznych spowodowanych poprzez kontrast pomiędzy magnetyzmem skał oraz wysypiskami czy nagromadzeniami zanieczyszczeń.

2

Namagnesowanie skał czy zawierających części metalowe odpadów składa się z części indukcyjnej oraz pozostałości magnetycznej. Część indukcyjna pochodzi od ziemskiego pola magnetycznego w miejscu składowania odpadów i zależy od jego aktualnego natężenia kierunku oraz od podatności magnetycznej skał czy składowanych materiałów. W przeciwieństwie do tego pozostałość magnetyczna jest stała i nie zmienia się niezależnie od aktualnego stanu pola magnetycznego. Tylko żelazne i ferromagnetyczne minerały mogą się silnie magnetyzować. Pozostałe materiały mogą być ferro-, para- i diamagnetyczne. Kiedy w pobliżu występują one łącznie to wpływ na wyniki pomiarów materiałów para- i diamagnetycznych jest tak znikomy, że można go pominąć.

Mierzony efekt magnetyczny nad ciałem zaburzającym na powierzchni Ziemi zależy nie tylko od jego podatności magnetycznej, kształtu i rozmiarów, ale także od głębokości jego zalegania, ponieważ natężenie pola magnetycznego słabnie z sześcianem odległości od ciała zaburzającego. Prowadzi to do szybkiego wygładzania (wypłaszczenia) krzywej ze wzrostem wysokości ponad powierzchnię Ziemi (rys. 2.1).

Natężenie pola magnetycznego mierzone jest w nT (nanoteslach). Dawniej pomiary rejestrowano w tych samych liczbach zwanych „gamma”. Całkowite natężenie pola magnetycznego w USA od Meksyku po Kanadę wzrasta od około 43000 nT do 55000 nT.

Różnego typu instrumentów używa się do pomiarów magnetycznych. Niektóre z nich wyposażone są w stały magnez. Są to wagi magnetyczne pryzmatowe (oś obrotu systemu pomiarowego stanowi ostrze pryzmatu) lub niciowe (oś obrotu stanowi nić sprężysta). Rejestrują one wartości Z i H ziemskiego pola magnetycznego. Mają one obłą, mocną konstrukcję (rys. P 2.4 i P 2.5), ale pomiary wymagają sporo czasu i ostrożności. Używa się ich kiedy trzeba uzyskać dokładną informację o kształtach i strukturach ciał zaburzających.

Najczęściej do pomiarów używa się magnetometry protonowe określające natężenie składowej całkowitej T lub wariacji jako ∆T. W ich budowie wykorzystuje się zjawisko swobodnej precesji protonów w jednorodnym polu magnetycznym. Całkowite natężenie T określa się liczbą cykli precesji protonów w ciągu 1 s. Sygnały precesji są w przyrządzie odpowiednio wzmocnione i przekształcone w impulsy prądu elektrycznego. Dokładność przyrządu wynosi od ±0,5 do 1 nT, w najnowszych zaś dochodzi do ±0,02 nT. Instrumenty te w przeciwieństwie do wag magnetycznych nie wymagają poziomowania, nie mają dryftu (zmiany miejsca zera, która jest eliminowana poprzez odpowiednią metodykę prac terenowych i obliczeniowych). Zatem są to instrumenty łatwe w obsłudze.

Pomiary geomagnetyczne znakomicie nadają się do lokalizacji zakopanych odpadów domowych jak i również składowisk odpadów metalowych. Nawet gruz budowlany zawiera tak sporo odpadów metalowych, że z łatwością można zlokalizować miejsca ich nagromadzeń. Ponadto można lokalizować odpadki magnetyczne w wysypiskach śmieci, jak również różnego typu kawałki żelazne (szczątki, beczki) pod warunkiem, że pozostałe odpadki są niemagnetyczne. Aczkolwiek można zlokalizować bez większych trudności pojedyncze, większe obiekty magnetyczne jak np. beczki wypełnione środkami toksycznymi jeżeli zalegają one nawet w odpadkach domowych zawierających rozproszone żelazne odpadki (np. puszki, pudełka, garnki itp.). W takim przypadku szerokość siatki musi być dostosowana do wymiarów poszukiwanych obiektów (np. rys. 2.8) – dwie krzywe: jedna dla punktów co 10 m – wygładzona, druga co 2 m – wyraźna obecność dwóch ciał zaburzających). Pomiary powinny pokryć cały badany obszar w siatce prostokatnej o wymiarze oczka 1÷5 m. W przypadku pomiarów rozpoznawczych (pierwotnych) można stosować szerszą siatkę (rys. 2.8 – odstępy co 10 m.).

Na pomiary magnetyczne bardzo silny wpływ mają sztuczne instalacje magnetyczne jak stalowe maszty, metalowe słupy czy obiekty wykonane ze zbrojonego pretami stalowymi

3

betonu. Jest to szczególnie istotne jeżeli w/w obiekty znajdują się w pobliżu miejsca pomiarów.

Pomiary magnetyczne można również wykorzystywać z pokładów helikopterów czy aeroplanów. Przyrządy pomiarowe wówczas montowane są albo na zewnątrz aeroplanu lub są holowane za nimi na kablu o długości od 20 do 30 m. Siatka pomiarowa w takim przypadku powinna składać się z linii pomiarowych leżących obok siebie w odległości 50÷200 m. Powinny się one znajdować na jednakowej wysokości 30÷50 m w stosunku do powierzchni Ziemi. Zdjęcia aeromagnetyczne wykorzystuje się do okonturowania wysypisk śmieci zalegających na powierzchni Ziemi. Należy przy tym, podobnie jak przy pomiarach naziemnych wykonywanych magnetometrami protonowymi, uwzględniać dzienne wariacje pola magnetycznego Ziemi. METODY GEOELEKTRYCZNE

Metody prądu stałego (Direct-Current Methods – DC)

Metody prądu stałego (DC) opierają się na zróżnicowaniu wielkości oporu właściwego, przenikalności elektrycznej ε i przenikalności magnetycznej µ skał budujących przestrzeń geologiczną. Pole elektryczne, a także elektromagnetyczne, może być w przestrzeni geologicznej wzbudzone w sposób sztuczny lub też wywołane przez procesy fizykochemiczne zachodzące w skorupie ziemskiej. W związku z powyższym wyróżniamy następującą klasyfikację metod geolektrycznych:

� metody wykorzystujące zróżnicowanie oporu skał (odpadów) w polu prądu stałego – tzw. metoda elektrooporowa – pionowe sondowania elektryczne PSE i profilowania elektryczne PE. PSE szeroko stosowane do poszukiwania struktur geologicznych i badania własności fizycznych skał. PE do lokalizacji wysypisk, złóż rud, dyslokacji, wychodni warstw, nieciągłości itp.

� metody wykorzystujące zdolność do tworzenia własnych źródeł pola elektrycznego – metoda polaryzacji wzbudzonej PW głównie do lokalizacji złóż rud rozproszonych.

� metody wykorzystujące zróżnicowanie elektrycznych parametrów skał w zmiennym polu elektromagnetycznym – metody radiofalowe stosowane do kartowania wychodni skał podłoża krystalicznego pod nadkładem osadowym, lokalizacji stref okruszcowania i nieciągłości w obrębie skał o zróżnicowanych przenikalnościach: elektrycznej ε i przenikalności magnetycznej µ

Metoda elektrooporowa

Pole elektryczne o różnym zasięgu powstaje w skałach (ośrodku) na skutek wysyłania prądu elektrycznego stałego lub zmiennego o niskiej częstotliwości (<100 Hz) do gruntu poprzez dwie metaliczne elektrody prądowe. Wywołuje to powstanie pola potencjalnego (rys. K/2.4), którego rozkład zależy od zróżnicowania opornościowego ośrodka. Układ pomiarowy składa się z ułożonych w jednej linii czterech elektrod – dwóch prądowych A i B oraz dwóch pomiarowych M i N. Powiększając rozstęp pomiędzy elektrodami zwiększamy zasięg śledzenia układu pomiarowego. Nagła zmiana oporności przy przechodzeniu do głębszych warstw zaznacza się charakterystycznymi zmianami na krzywej pomiarowej. W powyższym układzie mierzymy różnicę potencjałów pomiędzy dwoma elektrodami M, N. Interpretując krzywe pomiarowe przy użyciu software’owego systemu interpretacji lub porównując je z krzywymi modelowymi możemy uzyskać informacje na temat struktur ciał (osadów geologicznych, odpadów) zalegających pod powierzchnią terenu.

4

Mierzoną różnicę potencjału ∆U przeliczamy na oporność ρ wg wzoru wyprowadzonego dla ośrodka jednorodnego i izotropowego:

I

U ∆= kρ

gdzie: k – stała geometryczna układu pomiarowego; ∆U – różnica potencjału między elektrodami M, N; I – natężenie prądu zasilającego elektrody A, B. W rzeczywistości ośrodek jest niejednorodny i anizotropowy stąd w miejsce ρ uzyskujemy oporność pozorną ρk.

Najczęściej stosowane układy pomiarowe to (rys. K/2.5): � układ Schlumberger’a; � układ Wenner’a; � układ dipolowy.

Metoda elektrooporowa stosowana jest w dwóch odmianach tzn. PE oraz PSE. W oparciu o PE badamy zmiany oporności na jednej głębokości. Daje to podstawę do wykreślania map izoomometrów dla badanej głębokości. PSE pozwala na analizę zmian oporności w profilu pionowym ponad układem pomiarowym. Pozwala to na określenie oporności i miąższości warstw z głębokością.

PE: Mierząc ρ na danej, stałej głębokości możemy łatwo lokalizować brzegi składowiska odpadów czy zanieczyszczonego (skażonego) terenu. Realizujemy je zachowując stały rozstaw AB, a więc i głębokość badania, a zmieniając położenie punktu „0”/ punkt zapisu układu pomiarowego/ wzdłuż założonej linii pomiarowej (przekroju) metodą krok po kroku. Odkładając na osi odciętych punkty pomiarów a na osi rzędnych wartości ρ otrzymujemy profil oporności. Łącząc ze sobą kilka profili pomiarowych możemy wykreślić mapę izoomów tzn. równych oporów pozornych. Pozwala ona na okonturowanie obszaru o oporności różnej od skał otaczających np. wysypiska śmieci, zasięgu skażenia ziemi na skutek istnienia wysypiska (infiltracja wody) czy wydzielenie obszaru skażonego gruntu np. ropopochodnymi. Stosując wzdłuż tych samych profili PE o różnych rozstawach AB np. dla trzech wartości możemy tworzyć przekroje głębokościowe na podstawie map izoomów.

Warunkiem zrealizowania powyżej postawionych celów jest, aby oporność śmieci, odpadów, skażonego gruntu różniła się od oporności otaczających je skał (patrz tab. K/2.1). Najlepiej jest, aby oporność pozorna skał ρk była pomiędzy 300 a 2000 omm, bo wówczas jest ona zdecydowanie wyższa od oporności śmieci (odpadów - <20 omm). Najlepiej gdy zalegają one wśród żwirów, piasków, wapieni i piaskowców. Gorzej gdy są to iły czy margle. Wówczas lokalizacja odpadów może być dosyć trudna.

Ważnymi przeszkodami dla PE są kabla, rurociągi czy inne instalacje.

Zasięg śledzenia ABPE2

1=

PE daje bardzo dobre wyniki w poszukiwaniach hydrogeologicznych, szczególnie w skałach słabozwięzłych lub sypkich jak piaski czy żwiry. Mogą one (nagromadzenia wody) być łatwo zlokalizowane (wysoka oporność wód słodkich) w stosunku do niskooporowych iłów czy margli. Rozprzestrzenienie się zasadowych (skażonych) gruntów może być również łatwo zlokalizowane.

5

PSE: Najczęściej stosujemy tu układ Schlumberger’a, ale i układy Wenner’a czy dipolowy też mogą być stosowane. PSE wykorzystujemy wówczas kiedy położenie punktu 0 jest stałe, natomiast zwiększamy głębokość poszukiwań w pionie tego punktu rozsuwając stopniowo elektrody A i B – zawsze symetrycznie do punktu 0. Zwiększamy w ten sposób zasięg linii prądowych penetrując głębiej ośrodek. Wykonujemy zwykle więcej (>20) pomiarów zwiększając AB w sposób logarytmiczny (wg skali log). Z uzyskanych pomiarów obliczamy ρk nanosząc ją w układzie logarytmicznym w zależności od AB /2. Połączone pojedyncze punkty pomiarowe tworzą krzywe sondowania różnego typu – rys. K/2.6.

Interpretację krzywych uzyskuje się: � metodą obliczeniową; � przez porównanie z krzywymi modelowymi; � przy wykorzystaniu software’owego systemu interpretacyjnego.

W ich wyniku uzyskuje się: � liczbę warstw; � miąższość dla każdej warstwy; � oporność dla każdej warstwy.

METODY ELEKTROMAGNETYCZNE

Metody indukcyjne (EM)

Do grupy tych metod zalicza się te, w przypadku których pole elektromagnetyczne zostaje wzbudzone za pomocą nieuziemionych obwodów zasilanych prądem zmiennym wysokiej częstotliwości.

Istota metody polega na tym, że jeśli nadajnik, np. nieuziemioną pętlę, w której płynie prąd, umieścić nad jednorodnym przewodzącym ośrodkiem, to obserwowane pole elektromagnetyczne składać się będzie z pola pierwotnego powstającego w konturze pętli, w której płynie prąd i pola wtórnego wywołanego przez prądy wirowe indukowane w podłożu. Ich natężenie jest proporcjonalne do przewodności podłoża. Znaczy to, że jeżeli wystepują w nim ciała o wysokim przewodnictwie np. rudy, strefy zawodnione, to wywołuje to anomalie w zakresie mierzonych wartości (przewodnictwa lub oporności). Przez nadajnik tzn. cewkę nadawczą wysyła się prąd o wysokiej częstotliwości (do kilkudziesięciu Hz). Indukuje on w podłoże prądy indukcyjne. Wytworzone przez nie pole elektromagnetyczne indukuje w cewce odbiorczej prąd, którego natężenie jest proporcjonalne do przewodnictwa penetrowanych przez prądy indukcyjne skał. Prąd ten jest wzmacniany, aby można go było lepiej zarejestrować przez aparaturę pomiarową.

Metody indukcyjne są stosowane również w geofizyce lotniczej. Cewka nadajnika jest umieszczona zwykle w samolocie lub helikopterze, a odbiornik w holowanej gondoli (rys. 9). Niekiedy obie cewki są mocowane w różnych miejscach samolotu. Wersja lotnicza stosowana jest do badań w terenie trudnodostępnym o słabym rozpoznaniu geologicznym. Pozwala ona na wyznaczenie granic stref o różnym przewodnictwie podłoża.

Zasięg głębokościowy metod indukcyjnych wynosi około 100 m.

6

Podstawy badań indukcyjnych (elektromagnetycznych) przedstawione są na rys. K/2.11. Na rys. K/2.12 przedstawiono nomogram pokazujący zależności pomiędzy przewodnością (opornością), głębokością penetracji a częstotliwością fali elektromagnetycznej.

Niektóre instrumenty wysyłają fale do 12 różnych częstotliwości. Odbiornik wzmacnia otrzymany sygnał i porównuje go z sygnałem wysyłanym przez nadajnik dzięki kablowemu połączeniu odbiornika z nadajnikiem. Punkt pomiarowy znajduje się w połowie odległości pomiędzy nadajnikiem N i odbiornikiem O. Odległości pomiędzy poszczególnymi punktami pomiarowymi nie powinny przekraczać ¼ odległości NO. Na mapę z dokładnie naniesionymi punktami pomiarowymi należy nanieść infrastrukturę terenu (drogi, linie kolejowe, budynki itp.).

Pogrzebane kable metalowe czy rury wytwarzają pole elektromagnetyczne zakłócające wyniki pomiarów EM. Aby tego uniknąć należy przed pomiarem dokładnie zlokalizować położenie rur czy kabli za pomocą odpowiednich detektorów. Jeżeli takie ciała zakłócające istnieją to należy zmienić położenie linii pomiarowych, tak aby przebiegały w odległości ½ NO od ciał zakłócających.

Wracając do rys. K/2.12 przy częstotliwości 3555 Hz i oporności ośrodka 30 omm głębokość śledzenia wynosi 50 m. Jeżeli częstotliwość f wzrośnie do 10000 Hz to zasięg śledzenia zmniejszy się do 20 m. Widać, że wzrost częstotliwości zmniejsza zasięg penetracji fal elektromagnetycznych. Przenośne instrumenty pomiarowe dysponują częstotliwościami f > 100 Hz, najczęściej 800 do 7000 Hz. Ten ostatni zakres najlepiej nadaje się do badań polowych.

Metoda indukcyjna najlepiej nadaje się do zdjęcia powierzchniowego różnic oporności czy przewodności na danej głębokości śledzenia w warunkach polowych. Pozwala to na lokalizację granic nagromadzeń odpadów, pojedynczych obiektów i stromo zanurzających się struktur jak np. uskoki, strefy zeszczelinowania lub szczeliny, które mogą przewodzić skażone ścieki (strefy wyługowane). Korelując ze sobą wartości zarejestrowane wzdłuż poszczególnych profili możemy zarejestrować słabsze tektonicznie strefy, ale znane struktury tektonicznie w danym rejonie muszą być uwzględnione.

Do metod EM zalicza się również pomiary geoelektryczne, które wykorzystują fale elektromagnetyczne wzbudzane w podłożu przez system specjalnych anten kierunkowych, cewek nadawczych lub elektrod wbijanych w grunt. Mierzymy wtedy ρk., przenikalność elektryczną ε lub współczynnik tłumienia fali elektromagnetycznej. Zasięg danego układu pomiarowego regulujemy poprzez stosowaną do pomiarów częstotliwość. Zmieniając jej wielkość można prowadzić swego rodzaju sondowanie elektrooporowe zwane sondowaniem częstotliwościowym. Jego wyniki interpretuje się zwykle wyłącznie jakościowo. Georadar

Georadarem nazywa się niekiedy metodę odbić elektromagnetycznych (Electro-Magnetic Reflection Method – EMR). Stosuje się tę metodę do lokalizacji bardzo płytkich struktur takich jak: wysady solne, obszary zmarzliny i skały krystaliczne o bardzo wysokiej oporności, ługów itp. Opiera się to na rejestracji odbić fali elekromagnetycznej o bardzo wysokiej częstotliwości od 8 MHz do 4 GHz od powierzchni rozdziału materiałów o różnej stałej dielektrycznej i różnej przewodności. Przykładowe wartości stałej dielektrycznej ε (k), przewodności elektrycznej [mS/m], prędkości fali elektromagnetycznej v [m/µs] oraz współczynnika tłumienia a [dB/m] przy f = 100 MHz zamieszczone są w tab. K/2.3.

Głębokość śledzenia jest ograniczona przez niską przewodność (wysoką oporność) skał. Np. w przewodzących iłach dochodzi ona tylko do 0,2 m, natomiast w soli, lodzie czy granicie >300 m.

7

Ze względu na to, że ε dla wody wynosi 80, zmiany nasycenia wodą skał czy gruntów bardzo silnie wpływają na odpowiedź fal radarowych. Dlatego pomiary georadarem przed i po deszczu mogą dawać bardzo różne wyniki. Należy o tym pamiętać i weryfikować wyniki przy stosowaniu innych metod.

Radar wysyła sygnał jako impuls o wysokiej częstotliwości i jego antena rejestruje czas jego odbicia od obiektu niepochłaniającego ten sygnał. Nadajnik i odbiornik umieszczone są zwykle na sankach ciągniętych wzdłuż założonego profilu pomiarowego. Pozwala to na stałą rejestrację odbijanych sygnałów. Podstawy pomiarów przedstawiono na rys. K/2.17. Metoda ta jest zbliżona do metody sejsmiki refleksyjnej w związku z czym do interpretacji wyników pomiarów georadarem można wykorzystać to samo software’owe oprogramowanie. Podobnie jak w sejsmice, głębokość występowania odbijanego obiektu może być określona jeżeli znamy prędkość (czas dojścia) fali elektromagnetycznej.

Georadar jest szybką metodą do zarejestrowania małych obiektów znajdujących się blisko pod powierzchnią Ziemi (od 0,1 do ok. 3 m) z dużą dokładnością. Warunkiem jest aby ośrodek w obrębie którego wykonujemy pomiary był suchy, w miarę jednorodny o wysokiej oporności i niskiej stałej dielektrycznej a badany obiekt znajdował się na niewielkiej głębokości.

Najlepsze wyniki uzyskuje się przy lokalizacji niemetalicznych rur, kabli, wypełnionych szybików, podziemnych jam (sztolni), tuneli czy jaskiń. Może zarówno wykryć georadar tak metalowe, jak i niemetalowe obiekty. Wykorzystuje się go do badania opuszczonych terenów wojskowych i przemysłowych, gdzie najczęściej występuje, płytkie zazwyczaj, skażenie gruntów.

Częstotliwość wysyłanego sygnału musi być dostosowana do celu badania. Należy pamiętać, że przy niższych częstotliwościach zwiększa się penetracja gruntu, ale równocześnie maleje jakość wyników.

Odbicia fali georadaru mogą pochodzić od zmian struktury i tekstury ośrodka (warstwowanie). Powinno to być dokładnie analizowane, aby nie uznać tego za np. skażenie terenu czy nagromadzenie odpadów. METODY SEJSMICZNE

Badania sejsmiczne polegają na pomiarach czasu rozchodzenia się fal sprężystych, wzbudzonych sztucznie za pomocą eksplozji lub wibratorów w ośrodku skalnym. Powstają w nim: � fale podłużne P – kierunek ich rozchodzenia się jest zgodny z kierunkiem drgań cząstek; � fale poprzeczne S – kierunek jej rozchodzenia się jest prostopadły do kierunku drgań

cząstek; � fale powierzchniowe L – rozchodzące się na powierzchni ośrodka.

O prędkości rozchodzenia się fali sejsmicznej w ośrodku decydują gęstość δ, moduł Young’a E i współczynnik Poissona σ:

l

pE

δ=

gdzie: S

Fp = – naprężenie, F – siła, S – przekrój poprzeczny, δ l – wydłużenie względne.

8

l

s

δδσ =

gdzie: δs – względne zwężenie próbki poddanej działaniu siły; δl – względne wydłużenie próbki poddanej działaniu siły. Prędkości fal poprzecznych vs i podłużnych vp wyrażają się wzorami:

)1(2

1

σδ += E

vs )21)(1(

)1(

σσδσ−+

−= Evp

Prędkość fal podłużnych zmienia się od 3000 do 7000 m/s, fal poprzecznych od 1500 do 4000 m/s, przy czym fale poprzeczne nie rozchodzą się w ośrodkach ciekłych.

Prędkość fali sejsmicznej jest duża w ośrodkach sprężystych takich jakimi są skały silnie związane (lite), natomiast im ośrodek jest słabiej związany tym prędkości rozchodzenia się w nich fal są mniejsze. Dzieje się tak w skałach ilastych czy piaskach. Ośrodek, w którym rozchodzą się fale sejsmiczne wpływa przede wszystkim na wielkości amplitudy. Maleje ona ze wzrostem odległości od punktu wybuchu, ale szybkość jej tłumienia zależy od rodzaju ośrodka, w którym się rozchodzi. Tłumienie to zachodzi tym silniej im mniej zwięzła jest skała budująca dany ośrodek. Tłumieniu fal sprzyja także niejednorodność budowy geologicznej i obecność nieciągłości (uskoki, spękania, kawerny), przy czym fale o wyższej częstotliwości są silniej tłumione niż fale o częstotliwości niskiej. I tak fale powierzchniowe i poprzeczne są tłumione bardziej od fal podłużnych.

Uwzględniając cechy fali sejsmicznej jakie zyskuje ona przechodząc przez ośrodek, stanowiący podłoże geologiczne, rozróżnia się następujące rodzaje fal: � fale bezpośrednie – nie podlegające zjawiskom odbicia, załamania; � fale refleksyjne – odbite od granic utworów geologicznych o różnych własnościach

fizycznych; � fale refrakcyjne – załamane na w/w granicach; � fale dyfrakcyjne – ugięte na przeszkodach odbijających o ograniczonych rozmiarach.

Z punktu widzenia badań sejsmicznych najistotniejsze są fale refleksyjne i refrakcyjne, na których opierają się dwie metody badań sejsmicznych zwane refleksyjną i refrakcyjną. Metoda refrakcyjna

Polega ona na badaniu rozchodzenia się fal refrakcyjnych. Daje ona szczególnie dobra wyniki przy badaniach na niewielkich głębokościach. Fale sejsmiczne wytworzone przez eksplozję ładunku umieszczonego w otworze o głębokości od 0,5 do 10 m (niekiedy nawet do 50 m) są rejestrowane wzdłuż profilu przez regularnie rozstawione geofony (instrumenty pozwalające na zapis kształtu fali sejsmicznej) – rys. . Wybuch wywołany w punkcie E powoduje powstanie fal sejsmicznych, które w warstwie I rozchodzą się z prędkością v0. Jedne z nich ślizgają się po powierzchni i biegną z punktu strzałowego po drogach poziomych ES1, ES2, ES3 itd. do geofonów S1, S2, S3, przez które są rejestrowane.

Inne fale biegną w głąb aż do granicy dwóch warstw i tam ulegają załamaniu. Są to fale refrakcyjne � i �. Obejmują one warstwy I i II i biegną po różnych drogach w zależności od kąta padania fali wychodzącej z punktu E. Między kątem załamania r, a kątem padania i oraz szybkością rozchodzenia się fal istnieje zależność:

9

1

0

sin

sin

v

v

r

i =

Dla kąta krytycznego i l, przy którym kąt załamania r = 90° sin i l = v0/v1 ( bo sin r = 1). Jeżeli ten warunek jest spełniony, fala refrakcyjna � ulega załamaniu, biegnie wzdłuż drogi Eab, w punkcie b ponownie załamuje się i wraca przez warstwę I o prędkości v0 na powierzchnię do geofonu S3, gdzie zostaje zarejestrowana. Fala refrakcyjna � biegnąca wewnątrz ośrodka I może przejść do ośrodka II ulegając załamaniu (i<i l), ulec refrakcji na płaszczyźnie dzielącej warstwę II z warstwą III (i=i l) i powrócić ku powierzchni, gdzie zostaje wychwycona w S7.

Geofony przekazują otrzymywane impulsy na oscylograf. Są one rejestrowane w postaci tzw. sejsmogramu czyli wykresu wynikowego przedstawiającego zmienność docierających z geofonu impulsów (rys. 10). Sejsmogramy pozwalają na obliczanie czasów przebiegu fal do różnych geofonów. W oparciu o nie otrzymujemy wykres zależności czasu dojścia fali do geofonu od odległości geofonu w [m] od punktu E zwane hodografami (rys. 9). Hodograf składa się z prostych czasowych i pozwala na wyznaczenie: � prędkości rozchodzenia się fal na podstawie nachylenia odpowiedniej prostej czasowej

(nachylenie odpowiada odwrotności prędkości); � głębokości h lub miąższości serii (warstwy) – korzystamy tu z zależności np.:

01

013

2 vv

vvxh

+−

=

gdzie: x3 – odległość tzw. punktu przerwania (przejścia jednej prostej czasowej w drugą od punktu E);

v0, v1 – prędkości odpowiednio w I i II warstwie.

Z reguły prędkość rozchodzenia się fal w danym ośrodku nie jest stała i zamiast hodografów prostych otrzymujemy krzywe.

Bardzo często granice rozdziału między osadami są nachylone. Aby je móc prześledzić (tzn. określić kąty upadu) dokonuje się dwóch pomiarów wzdłuż tego samego przekroju umieszczając punkt wzbudzenia E na dwóch krańcach. Otrzymujemy wówczas dla jednego przekroju dwa hodografy wykreślane z odwrotnych kierunków (rys. 11). Na hodografie można obserwować zakłócenia powierzchni granicznej np. uskokiem (rys. 12).

Metoda refrakcyjna pozwala na wyznaczenie: � prędkości rozchodzenia się fal w poszczególnych warstwach; � miąższości warstw; � nachylenia warstw; � miejsc zaburzeń powierzchni granicznych (np. uskoków).

Ma ona niewielki zasięg śledzenia (do uchwycenia głębszych warstw trzeba stosować znaczne ilości materiałów wybuchowych) i z tego powodu jest szczególnie użyteczna do celów hydrogeologicznych. Jej wadą jest niemożność zarejestrowania warstw cienkich (o małej miąższości) i warstw w których prędkość jest mniejsza od prędkości znajdującej się nad nią (załamywanie fali do normalnej padania) Metoda refleksyjna

10

Polega ona na badaniu rozchodzenia się fal odbitych. Można nią śledzić horyzonty odbijające na dużych głębokościach (do kilku km) przy użyciu nawet niewielkich ładunków wybuchowych.

Wybuch w punkcie E wywołuje powstawanie fal rozchodzących się w głąb z różną prędkością zależną od rodzaju skał. Gdy napotkają one powierzchnię graniczną dwóch warstw, ulegają odbiciu – fala odbita biegnie ku powierzchni pod kątem odbicia równym kątowi padania. Rejestrowane są one przez geofony rozmieszczone symetrycznie z obydwu stron punktu E (rys. 13). Czas przebiegu rejestrowany w poszczególnych geofonach zmienia się wraz z odległością od punktu E. Różnice te są jednak minimalne – rzędu od kilku tysięcznych do kilku setnych sekundy i wyznaczane są w milisekundach. Na sejsmogramie znajdują się fale powierzchniowe (bezpośrednie), fale refrakcyjne i oczywiście fale refleksyjne. Te ostatnie ujawniają się w impulsach niemal równoczesnych dla rozmaitych dróg.

Na podstawie sejsmogramów można określić czas przebiegu fal a znając prędkość rozchodzenia się fali również głębokość powierzchni odbijającej.

Wyniki metody refleksyjnej przedstawia się na wykresach i na mapach jako: � wykres czasu – pomiary umożliwiają określenie dla każdego punktu wybuchu czasu

przebiegu odpowiadającego różnym warstwom odbijającym i ich nachyleniom. Wykreśla się je w postaci refleksów układających się zgodnie z nachyleniem i przebiegiem warstw (rys. 14); � wykres głębokości (przekrój głębokościowy) – na podstawie wykresu czasu można

skonstruować obraz budowy geologicznej badanego podłoża, przy czym na osi rzędnych w miejsce czasu przebiegu nanosi się głębokość. Otrzymany przekrój głębokościowy nazywa się przekrojem sejsmicznym i udokładnia się go na postawie informacji z wierceń; � mapę izochron – na mapę danego rejonu można nanieść czasy przebiegów dla danej

warstwy odbijającej i wykreślić izolinie czasu tzw. izochrony. Odzwierciedla ona powierzchnię wybranej warstwy odbijającej, a zatem i budowę podłoża (rys. 15); � mapę izobat – nanosząc na mapę obliczone głębokości warstwy odbijającej otrzymamy

mapy izobat danej warstwy. Mapy takie przedstawiają budowę geologiczną powierzchni odbijającej, analogicznie do mapy izochron.

Metoda refleksyjna pozwala na badanie podłoża na znacznych głębokościach przy umiarkowanych ładunkach wybuchowych. Uzyskane sejsmogramy dają obraz budowy geologicznej. Wadą tej metody jest to, że powierzchnie odbijające często nie odpowiadają ściśle określonym warstwom geologicznym oraz że nie pozwala ona na bezpośrednie obliczenie prędkości w skałach.

W badaniach hydrogeologicznych korzysta się praktycznie wyłącznie z metody refrakcyjnej. METODA GRAWIMETRYCZNA

Przedmiotem pomiarów grawimetrycznych jest pole siły ciężkości czyli pole grawitacyjne Ziemi. Na masę znajdującą się poza środkiem Ziemi działają dwie siły: � siła przyciągania newtonowskiego Fn; � siła odśrodkowa wynikająca z obrotu Ziemi dookoła własnej osi Fr.

Siłę wypadkową tych dwóch sił nazywamy siłą ciężkości FMm.

Pole grawitacyjne charakteryzuje się potencjałem V siły ciężkości, który w danym punkcie jest równy pracy, jaką należy wykonać dla przeniesienia masy jednostkowej w ∞,

11

gdzie siła ciężkości wynosi 0. Pierwsze pochodne potencjału równe są składowym natężenia siły ciężkości ρx, ρy, ρz. Natężenie siły ciężkości γ = FMm/m. W danym punkcie pola jest to stosunek siły ciężkości działającej na znajdujący się tam w odległości r punkt materialny do masy tego punktu (FMm – siła wywierana w polu grawitacyjnym ciała o masie M na punkt materialny o masie m). Wobec tego:

[ ]222

2

2

2

s

m

m

kg

kg

Nm

r

MG

mr

mMG

m

FMm =⋅=⋅=

⋅⋅== γγ

gdzie G – stała grawitacyjna

Natężenie pola grawitacyjnego mierzymy w [m/s2]. Jego wartość w danym punkcie pola wyznacza wartość przyspieszenia ziemskiego i jest przedmiotem pomiarów grawimetrycznych. Jednostką przyspieszenia ziemskiego jest 1 Gal = 10-2 N/kg. W praktyce grawimetrycznej stosuje się mniejszą jednostkę 1 mGal = 10-5 N/kg.

Poza przyspieszeniem ziemskim w grawimetrii wykorzystuje się drugie pochodne potencjału siły ciężkości zwane gradientami pionowymi lub gradientami poziomymi siły ciężkości.

Przyspieszeniem ziemskim normalnym γo nazwano przyspieszenie, jakie panowałoby na powierzchni ekwipotencjalnej pola natężenia siły ciężkości, odpowiadającej powierzchni elipsoidy obrotowej, którą zastąpiono w rozważaniach teoretycznych geoidą ziemską. Różnicę między przyspieszeniem normalnym γo a pomierzonym g i zredukowanym do poziomu odniesienia nazywa się anomalią siły ciężkości ∆g lub anomalią grawitacyjną. Jej istnienie związane jest ze zróżnicowaniem gęstości skał budujących skorupę ziemską. Anomalie te oblicza się stosując redukcję Bouguera, która polega na zredukowaniu wpływy wysokości punktu pomiarowego w stosunku do powierzchni geoidy (sprowadzenie punktu pomiarowego na powierzchnię geoidy) oraz zredukowaniu wpływu mas skalnych, znajdujących się między punktem pomiarowym a powierzchnią geoidy. Jeżeli punkt pomiarowy znajduje się w terenie o zróżnicowanej morfologii (pagórki, góry) to do obliczeń anomalii grawimetrycznej wprowadza się także poprawkę topograficzną. Uwzględnia ona wpływ rozkładu mas bocznych wynikających z rzeźby terenu, a wpływających na wartość przyspieszenia ziemskiego g w punkcie pomiaru.

Na powierzchni Ziemi obserwuje się anomalie dodatnie lub ujemne, zależne od zróżnicowania gęstości skał znajdujących się w podłożu. Ich kształt i wartość zależą od kształtu i sposobu rozmieszczenia mas zaburzających pole siły ciężkości. Np. na obszarze Polski największe anomalie ujemne na obszarze Kujaw przekraczają –30 mGal, a dodatnie w Sudetach dochodzą do +50 mGal.

Pomiar przyspieszenia ziemskiego może służyć za pośredni wskaźnik gęstości skał występujących w podłożu. Waha się ono od 1100 kg/m3 dla węgli brunatnych, do 3210 kg/m3 dla bazaltów.

W grawimetrii stosuje się pomiary przyrostu ∆g pomiędzy punktami ułożonymi wzdłuż profili w stosunku do punktów sieci podstawowej, dla których znana jest absolutna wartość g. W zależności od zagęszczenia punktów pomiarowych wyróżnia się zdjęcia grawimetryczne regionalne, półszczegółowe i szczegółowe. Z punktu widzenia poszukiwań hydrogeologicznych istotne są zdjęcia szczegółowe pozwalające na lokalizację uskoków, kontaktów skał o różnej gęstości, obszarów rozwiniętego krasu itp.

Jeżeli nie można dowiązać się do sieci podstawowej, to dla celów lokalnych wykonuje się pomiar przyrostu ∆g w stosunku do wybranego punktu pomiarowego stanowiącego bazę.