OCENA PRACY MAGISTERSKIEJ - geol.agh.edu.plmgorka/moje/praca-mgr/MichalGorka-praca... · Akademia...

Akademia Górniczo-Hutnicza im. Stanisława Staszica

Wydział Geologii, Geofizyki i Ochrony Środowiska Al. Mickiewicza 30 30-059 Kraków

OCENA PRACY MAGISTERSKIEJ

IMIĘ I NAZWISKO DYPLOMANTA: Michał Górka

Nr albumu: 109611

KIERUNEK I SPECJALNOŚĆ: InŜynieria Środowiska, Geofizyka Środowiska

JEDNOSTKA DYPLOMUJĄCA: Zakład Geofizyki

TYTUŁ PRACY (wersja polska): Kompleksowa interpretacja pomiarów magnetycznych i

elektrooporowych nad intruzjami diabazów w Miękini

TYTUŁ PRACY (wersja angielska): Complex interpretation of magnetic and resistivity measurements

above diabase intrusions in Miękinia

PROMOTOR: dr hab. inŜ. Grzegorz Bojdys

RECENZENT: prof. dr hab. inŜ. Teresa Grabowska

Liczba: stron pracy: 71, rys.: 49, tabel: 1, pozycji literatury: 17

Załączniki (rodzaj i ilość): brak

Ocena punktowa pracy magisterskiej

RECENZENTA: ...........48..........................PROMOTORA: .............47.........................

Łączna ocena punktowa recenzenta i promotora ..........95.......................

Łączna ocena liczbowa i słowna:.............6,0 (celująca)............................. Skala ocen (wg regulaminu studiów AGH, rozdz. IV, par. 21, p. 1) Liczba punktów Ocena liczbowa i słowna 95 – 100....................6.0 (celująca) 81 – 94......................5.0 (bardzo dobra) 74 – 80......................4.5 (ponad dobra) 66 – 73......................4.0 (dobra) 58 – 65......................3.5 (ponad dostateczna) 50 – 57......................3.0 (dostateczna) ...prof. dr hab. inŜ. Marek Lemberger… <50............................2.0 (niedostateczna) Podpis przewodniczącego komisji

Kraków, grudzień, 2006

Praca magisterska Michał Górka, WGGiOŚ, AGH

2

STRESZCZENIE PRACY

Diabaz miękiński jest permską skałą magmową, która została znaleziona przy jednej z dróg

polnych od południowo-wschodniej i południowo-zachodniej strony kamieniołomu porfiru w

Miękini. Pierwsi badacze uwaŜali jej czarną i brunatną odmianę za dwie róŜne skały, lecz

obecnie przyjęło się, Ŝe melafir miękiński i diabaz miękiński to ta sama skała. Badania

magnetyczne i geoelektryczne na tym obszarze potwierdzają obecność tej skały pomiędzy

wychodniami w drogach. Na podstawie wyników inwersji geoelektrycznej programem

Res2Dinv i inwersji magnetycznej Inter-m2D wywnioskowano, Ŝe strop diabazu występuje

na głębokości (miejscami) od ok. 0.5 m, a głębokość spągu moŜe wynosić od 10 do 15 m. Z

otrzymanych danych wynika, Ŝe skała jest w róŜnym stopniu zwietrzała. Charakterystyczne

minimum anomalii magnetycznej występujące w środku kaŜdego profilu moŜe być związane

z występowaniem przeszkody w równomiernym płynięciu potoku magmowego. Pomiar

podatności magnetycznej próbek skały potwierdza jej zróŜnicowanie pod względem stopnia

zwietrzenia oraz występowanie w odmianie czarnej magnetytu, a w brunatnej hematytu, gdyŜ

ten pierwszy minerał ma silniejsze własności magnetyczne niŜ drugi.

Słowa kluczowe

diabaz, melafir, szoszonit, Miękinia, magnetometria, geoelektryka

ABSTRACT

Diabase of Miękinia is a Permian igneous rock which has been found on the one of the dirt

roads from south-east and south-west side of the porphyry quarry in Miękinia. First scientists

had considered its black and brown variety as two different kinds of rock but currently they

accepted that the diabase of Miękinia and the melaphyre of Miękinia is the same rock.

Magnetic and geoelectric measurements in this area confirm existence of this rock between

the outcrops on the roads. On the basis of results of geoelectric inversion using Res2Dinv

programme and magnetic inversion using inter-m2D programme it is concluded that a depth

of the roof of the diabase is 0.5 metres (in some places) and a depth of the floor can be from

10 up to 15 metres. From calculated data it follows that the rock is weathered variously. The

characteristic minimum of the magnetic anomaly located in the middle of each profile can be

caused by obstacle in regular flowing of magma stream. Measurements of the magnetic

susceptibility of the samples of the rock confirm its diversification with respect to degree of

weathering. It also vindicates the occurrence of magnetite in black variety and hematite in

brown variety because the first of these minerals is more magnetic (has got more intensive

magnetic features) than the second.

Key words

diabase, melaphyre, shoshonite, Miekinia, magnetometry, geoelectricity


3

Miejsce odbywania praktyki dyplomowej

1) Geofizyka Toruń Sp. z o.o. – Dział Geologii i Płytkich Badań Geofizycznych

2) Akademia Górniczo-Hutnicza – Zakład Geofizyki

Program praktyki dyplomowej:

1. Zapoznanie z systemem pomiarowym LUND (Resistivity Imaging) firmy ABEM

Instrument AB (Geofizyka Toruń Sp. z o.o.)

2. Wykonanie pomiarów metodą Resistivity Imaging na terenie przedsiębiorstwa

Geofizyka Toruń Sp. z o.o. i opracowanie ich wyników.

3. Zapoznanie z magnetometrem ENVI-MAG firmy Scintrex Ltd. (AGH)

4. Wykonanie pomiarów magnetycznych nad intruzjami diabazów w Miękini (AGH).

5. Wykonanie pomiarów geoelektrycznych metodą Resistivity Imaging przy uŜyciu

aparatury GEOMES-RR5 nad intruzjami diabazów w Miękini (AGH).

6. Opracowanie wyników pomiarów geoelektrycznych i magnetycznych w Miękini

(AGH).

OŚWIADCZENIE AUTORA PRACY

Świadom odpowiedzialności prawnej oświadczam, Ŝe niniejsza praca dyplomowa została

napisana przeze mnie samodzielnie i nie zawiera treści uzyskanych w sposób niezgodny z

obowiązującymi przepisami.

Oświadczam równieŜ, Ŝe przedstawiona praca nie była wcześniej przedmiotem procedur

związanych z uzyskaniem tytułu zawodowego w wyŜszej uczelni i jest identyczna z załączoną

wersją elektroniczną. Ponadto przyjmuję do wiadomości, Ŝe praca dyplomowa lub jej część

moŜe być opublikowana jedynie po uzyskaniu pisemnej zgody promotora.

……13.12.2006…… ……..Michał Górka…………

Data Podpis autora

Jednostka dyplomująca

(pieczęć i podpis kierownika)

Kierownik Zakładu Geofizyki – prof. dr hab. in Ŝ. Jadwiga Jarzyna


4

FORMULARZ OCENY PUNKTOWEJ PRACY MAGISTERSKIEJ

Oceniany element pracy Ocena recenzenta

Ocena promotora Suma ocen

I. ZAWARTO ŚĆ MERYTORYCZNA [ 0 – 40 pkt]

1. Zgodność treści pracy z jej tytułem. [ 0 – 3 pkt]

3 3

2. Literatura (poprawność opracowania wykazu literatury, kompletność danych bibliograficznych, poprawność cytowań)

[ 0 – 3 pkt] 3 3

3. Umiejętność sformułowania problemu badawczego i sposobu jego rozwiązania (samodzielność i inicjatywa badawcza, umiejętność opisu materiałów podstawowych i historii badań)

[ 0 – 8 pkt]

8 8

4. Metodyka badań (dobór właściwych metod badawczych i umiejętność ich zastosowania)

[ 0 – 8 pkt] 8 8

5. Dyskusja wyników badań i wnioski (logiczność wywodów, poprawność i krytyczna analiza wyników badań, znaczenie naukowe i praktyczne, w jakim stopniu uzyskane wyniki są własnością intelektualną magistranta)

[ 0 – 15 pkt ]

15 15

6. Czy po dostosowaniu do wymogów redakcyjnych do publikacji nadaje się: cała praca [3 pkt], wybrane rozdziały [2 pkt], wybrane elementy pracy w formie komunikatu naukowego [1 pkt], brak moŜliwości [0 pkt]

[ 0-3 pkt]

1 1

Zawartość merytoryczna łącznie (suma punktów w wierszach: 1-6)

38 38 76

II. STRONA EDYTORSKA [ 0 – 10 pkt]

1. Poprawność składniowa, gramatyczna i ortograficzna pracy, staranność korekty tekstu.

[ 0 – 5 pkt] 5 4

2. Kompletność i poprawność rysunków, tabel i załączników [ 0 – 3 pkt]

3 3

3. Estetyka pracy [ 0 – 2 pkt]

2 2

Strona edytorska łącznie (suma punktów w wierszach: 1 – 3)

10 9 19

ŁĄCZNA OCENA PUNKTOWA PRACY (suma punktów części I i II)

48 47 95

Podpis recenzenta........Teresa Grabowska........................data .....13.12.2006............. Podpis promotora.........Grzegorz Bojdys..........................data .....13.12.2006.............


5

OCENA OPISOWA PRACY

(obligatoryjna jedynie w przypadku ocen skrajnych: 2.0 i 6.0)

(uzasadnienie wniosku o ewentualne wyróŜnienie pracy)

RECENZENT

PROMOTOR

Praca przedstawia wyniki badań geofizycznych (geoelektrycznych i magnetycznych),

których celem było rozpoznanie intruzji diabazu (melafiru) w rejonie Miękini. W swoich

badaniach magistrant szeroko nawiązuje do danych geologicznych jak równieŜ

mineralogicznych. Laboratoryjnie określa własności magnetyczne dwóch odmian diabazu

budujących intruzję. Zaprojektowane i wykonane przez magistranta profilowe pomiary

polowe zarówno magnetyczne jak i umoŜliwiły mu szczegółowe rozpoznanie intruzji i

konstrukcję jej spójnego modelu. Praca jest napisana poprawnie i zakończona dobrze

udokumentowanymi wnioskami. Na podkreślenie zasługuje samodzielność dyplomanta i

jego wyróŜniająca się inicjatywa badawcza. Z uwagi na walory naukowe i poznawcze pracy

oceniam ją b. wysoko.

Teresa Grabowska

Podpis recenzenta

Temat pracy postawił Autorowi wysokie wymagania zarówno teoretyczne jak i metodyczne,

jednak wywiązał się On z nich ponad oczekiwania promotora. Autor przećwiczył technikę

pomiarów geoelektrycznych i magnetycznych na praktyce dyplomowej i bardzo dobrze

przeprowadził pomiary terenowe. Równie dobrze wykonał wstępne ich opracowanie.

Bardzo szczegółowo rozpoznał geologię badanego obszaru, co zapewniło poprawność

geologicznych wniosków postawionych na podstawie wyników interpretacji ilościowej

pomiarów magnetycznych i geoelektrycznych. Biorąc pod uwagę wieloznaczność

interpretacji ilościowej w modelowaniu magnetycznym wykonał dwie wersje modeli i po

logicznej analizie wskazał jedną jako bardziej prawdopodobną. Ponadto znakomicie

przeprowadził kompleksową interpretację wyników dwóch metod geofizycznych, co było

istotną częścią pracy. Jedyna uwaga krytyczna dotyczy faktu, Ŝe badania wykonano tylko

na fragmencie, a nie na całym obszarze objętym anomalią magnetyczną związaną z

wystąpieniami diabazów miękińskich w tym rejonie.

Grzegorz Bojdys

Podpis promotora


6

Spis treści

1. Wstęp......................................................................................................................................7 2. Lokalizacja obszaru badań......................................................................................................9 3. Budowa geologiczna badanego obszaru...............................................................................11 4. Wyniki wcześniejszych badań geofizycznych .....................................................................15 5. Pomiary geoelektryczne .......................................................................................................17

5.1. Charakterystyka metody i podstawy fizyczne...............................................................17 5.2. Metodyka pomiarów......................................................................................................19 5.3. Przetwarzanie danych....................................................................................................22

5.3.1. Program komputerowy ...........................................................................................22 5.3.2. Wyniki pomiarów i inwersji ...................................................................................25

5.4. Interpretacja ...................................................................................................................27 6. Pomiary kappametryczne próbek diabazu............................................................................30

6.1. Podstawy fizyczne .........................................................................................................30 6.2. Metodyka pomiarów......................................................................................................32 6.3. Aparatura pomiarowa ....................................................................................................33 6.4. Wyniki pomiarów..........................................................................................................36

7. Pomiary magnetyczne...........................................................................................................38 7.1. Podstawy fizyczne .........................................................................................................38 7.2. Metodyka pomiarów......................................................................................................44 7.3. Aparatura pomiarowa ....................................................................................................45 7.4. Wyniki pomiarów..........................................................................................................47 7.5. Przetwarzanie danych....................................................................................................49

7.5.1. Program komputerowy ...........................................................................................49 7.5.2. Interpretacja geofizyczna przy uŜyciu programu komputerowego ........................52

8. Zestawienie wyników badań magnetycznych i geoelektrycznych i ich omówienie ............58 9. Wnioski (zakończenie) .........................................................................................................66 Literatura ..................................................................................................................................69 Podziękowania..........................................................................................................................71


7

1. Wstęp W latach 50. XX w. w czasie prac geologicznych prowadzonych przez mgr Wiktora

Zajączkowskiego w sąsiedztwie południowej granicy płyty porfirowej w Miękini,

stwierdzono obecność silnie zwietrzałego melafiru. Heflik (1960) pisze, Ŝe znalezisko było

zlokalizowane w szybiku koło Krzeszowic na głębokości 18 m, czyli poniŜej spągu porfiru

miękińskiego. W trakcie dalszych poszukiwań przy jednej z dróg polnych prowadzących od

strony południowo-wschodniej do kamieniołomu w Miękini natrafiono na odsłonięcie czarnej

zasadowej skały magmowej (niebieska strzałka na fig. 2.1. i fig. 4.1.). Jak podaje

Zajączkowski (1955, w: Heflik, 1960), wylewowi porfirowemu od południa towarzyszy

wylew melafirowo-diabazowy. Wylewy porfiru i melafiru z diabazem miały miejsce po

dolnym czerwonym spągowcu na zlepieniec myślachowicki, przy czym ten drugi wylał się

wcześniej. Miękińskie skały melafirowo-diabazowe znane juŜ były róŜnym badaczom w XIX

w. W latach 80. XX w. prof. Jacek Rutkowski (z Akademii Górniczo-Hutniczej w Krakowie)

wskazał kolejne odsłonięcie (czerwona strzałka na fig. 2.1., fig. 3.1., fig. 4.1.) oraz podał

informację, Ŝe te skały od tego miejsca rozciągają się w kierunku wschodnim.

Heflik (1960) pisze, Ŝe diabaz z Miękini jest zbitą skałą zasadową, całkowicie pozbawioną

porów i struktur gąbczastych. Barwa skały jest jednolita, ciemnoszara. Na jej tle moŜna

obserwować białe i rdzawe punkty będące wynikiem wietrzenia, któremu w nieznacznym

stopniu uległy skalenie, silniej zaś minerały femiczne. Po sproszkowaniu barwa skały jest

jasnoszara. Część środkowa jest świeŜsza i lepiej zachowana – jest ciemniejsza – niŜ część

zewnętrzna. Skała ma duŜą twardość i nieregularny przełam. Pod względem składu

chemicznego przypomina ona diabaz z Niedźwiedziej Góry.

Ten sam autor pisze dalej, Ŝe melafir z Miękini to skała barwy brunatno-czarnej z

zielonkawymi plamkami równomiernie rozmieszczonymi w całej masie, które stanowią

wypełnienia próŜni w kształcie pęcherzy, powstałych po odgazowaniu magmy podczas

zastygania. Gąbczasta struktura, jak równieŜ silny stopień zwietrzenia spowodowały bardzo

słabą zwięzłość, dzięki czemu skała łatwo rozsypuje się po lekkim uderzeniu. Na mokro

melafir ma barwę czerwoną i wykazuje gliniasty charakter przy rozcieraniu. Po roztarciu

skały na proszek, jej barwa jest ciemnobrunatna. W obrazie mikroskopowym widać

zaznaczającą się strukturę fluidalną analogiczną do struktury diabazu.

Heflik (1960), po sporządzeniu charakterystyki petrograficznej i przeprowadzeniu analizy

geochemicznej omawianych skał, wnioskuje, Ŝe wszystkie melafiry w okręgu krzeszowickim

są skałami diabazowymi o swoistej teksturze pęcherzykowatej melafirowej. Powstały one z

magmy utlenionej rozlanej na powierzchni ziemi, o czym świadczy iddyngsyt powstały po


8

oliwinie. Diabaz miękiński jest środkową lub spągową, najświeŜszą i zbitą partią w obrębie

zmienionej pokrywy melafiru. Melafir był szczególnie podatny na działanie roztworów dzięki

porowatej i pęcherzykowatej strukturze.

Czerny i Muszyński (1997) potwierdzają, Ŝe diabaz miękiński i melafir miękiński, to ta sama

skała, która według klasyfikacji Międzynarodowej Unii Nauk Geologicznych IUGS (ang.

International Union of Geological Sciences) nazwana została trachyandezytem bazaltowym

(szoszonitem). Ci sami autorzy tłumaczą, Ŝe barwa tych skał zaleŜy od stopnia utlenienia oraz

formy wiązania Ŝelaza w minerałach wtórnych. W brunatnej odmianie występują pospolite

pseudomorfozy iddyngsytu (mieszaniny minerałów: chloryt, smektyty, goethyt) po oliwinie

podczas, gdy szkliwo jest przemienione w montmorillonit zabarwiony tlenkami Ŝelaza. W

czarnej odmianie oliwin jest zastąpiony bowlingitem, a szkliwo zielonym saponitem lub

chlorytem. Taki skład minerałów wtórnych odzwierciedla działanie tlenu w trakcie

końcowego stadium krystalizacji law melafirowych i ich początkowe autohydrotermalne

przemiany pomagmowe. Zarówno zmienność barwy melafirów jak i zróŜnicowanie cech

petrochemicznych mogły mieć wspólną przyczynę i moŜe być to wyjaśnione mieszaniem się

magm diabazowej i lamprofirowej. Minerały magnetyczne barwy czarnej reprezentowane są

głównie przez magnetyt FeO·Fe2O3 i ilmenit FeTiO3, a minerały barwy brunatnej – przez

hematyt α-Fe2O3 i goethyt α-FeOOH (Czerny, 2006).

Fig. 1.1. Diabaz z Miękini (fot.: Adam Waśniowski, 2006)

(po lewej – odmiana czarna, po prawej: odmiana brunatna)

Diabaz znaleziony m. in. przez Zajączkowskiego wzbudził zainteresowanie wielu badaczy, w

tym studentów. W pierwszej połowie lat 90. XX w. były prowadzone praktyki studenckie z

kartografii geologicznej pod opieką dr inŜ. Jerzego Czernego. W 1995 roku, pod opieką


9

dr hab. inŜ. Grzegorza Bojdysa, rozpoczęto coroczne pomiary geofizyczne (magnetyczne) na

tym obszarze w ramach studenckich praktyk z metod geofizycznych, które trwają do dziś.

Pole pomiarowe jest idealne do demonstracji metody magnetycznej. Pomiary wykonane

podczas praktyki geofizycznej w 2004 roku skłoniły autora tej pracy do wykonania w

następnym roku na tym obszarze badań geofizycznych z wykorzystaniem metody

magnetycznej oraz metody geoelektrycznej Resistivity Imaging, które stały się przedmiotem

tej pracy dyplomowej. Próbki dwóch odmian diabazu przedstawione na fig. 1.1., znalezione w

odsłonięciu zaznaczonym czerwoną strzałką na fig. 2.1., fig. 3.1., fig. 4.1., zostały

makroskopowo zweryfikowane przez dr inŜ. Jerzego Czernego (z Akademii Górniczo-

Hutniczej w Krakowie).

Celem pracy jest sprawdzenie, czy kompleksowa interpretacja pomiarów metodą

magnetyczną i geoelektryczną da lepsze wyniki.

2. Lokalizacja obszaru badań Miękinia to wieś połoŜona w gminie Krzeszowice w powiecie krakowskim w

województwie małopolskim. Sąsiaduje ona z Krzeszowicami od strony NW (północno-

zachodniej). Jej współrzędne geograficzne są następujące: N50°09'12,9'', E19°36'47,1'' (co

odpowiada: N254221m, E543786m) (wg mapa.szukacz.pl, 2006).

Miejsce badań w Miękini zlokalizowane jest ok. 700 m na południowy zachód od drogi

głównej na wzniesieniu (przy sklepie spoŜywczym), co pokazuje mapa (fig. 2.1.). Kolorem

niebieskim zaznaczono drogę prowadzącą do pola pomiarowego, a czerwonym – to pole.

Pole pomiarowe, usytuowane na terenie nieuŜytków, zawiera 5 profili (-10, -5, 0, 5, 10) dla

pomiarów magnetycznych oraz 3 profile (-5, 0, 5) dla pomiarów geoelektrycznych.

Zorientowane są one w kierunku N-S (północ-południe). Z uwagi na ograniczenia obszaru

badań od strony północnej przez hałdę po kopalni porfiru, nie udało się przedłuŜyć profili

bliŜej tego obiektu.


10

0 100m

droga do pola pomiarowego

pole pomiarowe

odsłonięcia diabazów miękińskich

Fig. 2.1. Fragment mapy topograficznej rejonu badań (Główny Geodeta Kraju, 1997)

N

-10 -5 0 5 10

x [m]

-50

-40

-30

-20

-10

0

10

20

30

40

50

y [m

]

profile pomiarówmagnetycznych

profile pomiarówResistivity Imaging

Fig. 2.2. Zestawienie profili pomiarowych


11

3. Budowa geologiczna badanego obszaru Miękinia połoŜona jest na północnym skrzydle rowu krzeszowickiego. Generalnie

rejon badań budują warstwy karbońskie nachylone na południowy-zachód pod kątem ok.

kilkunastu stopni (1X°) (Czerny, 2006). Warstwy te wchodzą w skład tzw. serii miękińskiej,

która tworzy antyklinę miękińską. Według Zajączkowskiego (1964) litologicznie seria ta

dzieli się (od dołu) następująco:

1. Warstwy malinowickie:

a) dolne: czarne mułowce i iłowce mikowe, łupkowate (iłowce dolne) o

miąŜszości ok. 65 m – najwyŜszy wizen kulmowy (Cwi)

b) piaskowce gruboziarniste, lokalnie z toczeńcami iłowców lub z wkładkami

wapieni piaszczystych czarnych o miąŜszości ok. 3-6 m – pogranicze wizen-

namur (Cwi/n)

c) górne: czarno-szare mułowce łupkowate, mikowe, ze szczątkami flory o

miąŜszości ok. 310 m – dolny namur A (CnA)

2. Warstwy sarnowskie: piaskowce mikowe szare i Ŝółtawe, kruche, lokalnie ze

spongiolitami o miąŜszości ok. 100 m – dolny namur A (CnA)

3. Warstwy florowskie dolne: iłowce ciemne z wkładkami piaskowców i warstwami

węgla kamiennego o miąŜszości ok. 30 – 40 m – dolny namur A (CnA)

PowyŜej tej serii – jak podaje Czerny (2006) – znajduje się strefa paleowietrzeniowa powstała

na przełomie C3/P1 z wietrzenia niŜej połoŜonych warstw malinowickich, sarnowskich i

florowskich. Jej miąŜszość (w północnej części przekroju – fig. 3.2.) moŜe wynosić od

kilkunastu do trzydziestu kilku metrów. Tę strefę budują iły pąsowo-czerwone i fioletowo-

czerwone, drobnomikowe, z wkładkami piaskowców arkozowych czerwonawych i Ŝółtawych.

Górna jej część jest czerwona, gdyŜ zawiera minerały, w których Ŝelazo jest na trzecim

stopniu utlenienia Fe3+ (od góry: goethyt, hematyt), a dolna – szara lub czarna, bo zawiera

minerały femiczne na drugim stopniu utlenienia Ŝelaza Fe2+ (np. magnetyt?). PowyŜej skał

karbońskich występują permskie skały osadowe (zlepieniec myślachowicki) oraz magmowe

(intruzje diabazu miękińskiego oraz porfiry). Diabaz ten wylał się w okresie post-tektoniczym

(po fazie asturyjskiej) ze szczeliny poziomej powstałej ze złuskowania (Zajączkowski, 1964).

Ten sam autor dalej informuje, Ŝe między fazą asturyjską i saalską zlepieniec myślachowicki

oraz diabaz ulegały wietrzeniu. Nad zwietrzeliną w niektórych obszarach występują

„potencjalne” zlepieńce w postaci brekcji wapieni wizeńskich. Nad tymi skałami obserwuje

się teŜ tufy, lecz występują one tylko w niektórych miejscach. Utwory geologiczne w tym

rejonie pocięte są licznymi uskokami.


12

Na obszarze pomiarów geofizycznych (fig. 4.1. wzdłuŜ niebieskiej linii A-A) budowa

geologiczna niewiele róŜni się od przedstawionej wyŜej, co uwidocznione jest na fig. 3.2.

Dodatkowo, tuŜ przy powierzchni Ziemi obserwuje się lessy o miąŜszości od 0 do 2 m

(miejscami nawet do 5 m) (Czerny, 2006).

0 500m

odsłonięcie diabazów/melafirów miękińskich pole pomiarowe

diabazy/melafiry (wg Czernego, 2006 – w postaci nawiezionej)

Fig. 3.1.a. Mapa geologiczna rejonu Krzeszowic (Płonczyński, J., Łopusiński L.,1992)


13


14

Fig. 3.1.b. Legenda do mapy geologicznej (fig. 3.1.a.) (Płonczyński, J., Łopusiński L., 1992)


15

SW NE

CnA

CnA/wi

5

4

8

1X o?

?

?

?

5

4

warstwy malinowickie

warstwy sarnowskie

zlepieniec myslachowicki

strefa paleowietrzeniowa

diabaz miekinski

zwietrzelina

3

6

1

2

uskok

7

porfir miekinski

C3/P1

P1

P1

P1

Fig. 3.2. Poglądowy przekrój geologiczny wzdłuŜ linii A-A (fig. 4.1.) (wg Czernego, 2006)

(przewyŜszenie pionowe ok. 4x)

(1 – warstwy malinowickie, 2 – warstwy sarnowskie, 3 – strefa paleowietrzeniowa, 4 – zlepieniec myślachowicki,

5 – diabaz miękiński, 6 – zwietrzelina i gleba ewentualnie lessy, 7 – kamieniołom porfiru miękińskiego, 8 – hałda

po kopalni profiru)

4. Wyniki wcześniejszych badań geofizycznych

Jak juŜ wspomniano we wstępie, od 1995 roku prowadzone są coroczne pomiary

magnetyczne na tym obszarze w ramach studenckich praktyk z metod geofizycznych. Wyniki

oraz lokalizację tych pomiarów przedstawia mapa na fig. 4.1.


16

Fig. 4.1. Mapa anomalii magnetycznej ∆T nad intruzjami diabazów w Miękini – pomiary

wykonane w latach 1995/97/98 (Bojdys, 2005-2006) z naniesionym polem pomiarów

wykonanych w roku 2005

Na przedstawionej powyŜej mapie (fig. 4.1.) widoczne są dodatnie anomalie magnetyczne

(kolor czerwony), z których kaŜda większa generalnie rozciąga się z zachodu na wschód.

Pochodzą one od skał posiadających własności magnetyczne takich, jak np. diabaz. Anomalia

zaznaczona czerwoną strzałką związana jest z występującą tu wychodnią lub kominem

wulkanicznym zbudowanych z omawianej skały. Około 50-100 m dalej na północ i północny

wschód pojawiają się liniowe anomalie o rozciągłości W-E, które, jak uwaŜano do 2004 roku,

są efektem dajek diabazowych (Bojdys, 2005-2006). Około 30-70 m dalej jest anomalia,

której pochodzenie nie jest dokładnie określone. Po jej kształcie i wielkości moŜna sądzić, iŜ

ciało ją wywołujące moŜe znajdować się na większej głębokości. Anomalie znajdujące się

dalej na wschód mogą być związane z diabazami lub być innego pochodzenia. W miejscu

zaznaczonym niebieską strzałką jest odsłonięcie diabazu miękińskiego.

W wyniku wstępnej interpretacji tych danych z tego obszaru, Bojdys (2005-2006) otrzymał

odpowiedź, Ŝe strop diabazów jest na minimalnej głębokości ok. 50-80 cm, a spąg

maksymalnie na 22-23 m.


17

5. Pomiary geoelektryczne 5.1. Charakterystyka metody i podstawy fizyczne Metoda obrazowania elektrooporowego (Resistivity Imaging), zwana teŜ tomografią

elektrooporową, jest kombinacją sondowań i profilowań elektrooporowych. Polega ona na

tym, Ŝe układ pomiarowy o najmniejszym rozstawie jest przesuwany z odpowiednim krokiem

profilowania od początku do końca załoŜonego profilu. Po powrocie na początek linii

pomiarowej, rozstaw układu jest zwiększany, a następnie cały układ o tym rozstawie jest

przesuwany z tym samym krokiem do końca profilu. Zwiększanie rozstawu układu

pomiarowego wykonuje się do momentu osiągnięcia spodziewanej głębokości

poszukiwanego obiektu. W rzeczywistości stosuje się zautomatyzowane pomiary, tzn. ustawia

się elektrody w równych odstępach (jak na fig. 5.5.), które za pośrednictwem przewodu

wieloŜyłowego połączone są z komutatorem elektrod (fig. 5.3., fig. 5.4.). Odpowiedni

program w komputerze PC odpowiada za wybór właściwych elektrod w zaleŜności od

rodzaju, pozycji i szacowanego zasięgu układu pomiarowego, co pokazane jest na fig. 5.1.,

fig. 5.2. oraz za obliczenie wartości oporności pozornej w danym punkcie pomiarowym

zgodnie ze wzorem (5.1.).

Fig. 5.1. Sekwencja pomiarów (układem Wennera-α) (Loke, 1999)

(C1, C2 – elektrody prądowe, P1, P2 – elektrody potencjałowe, a – odległość pomiędzy elektrodami, n – poziom

zasięgu układu pomiarowego odpowiadający n-krotności odstępu pomiędzy elektrodami)


18

d)

g) h)

c)

e) f)

b)a)

Fig. 5.2. Układy pomiarowe stosowane w pomiarach geoelektrycznych metodą Resistivity

Imaging wraz ze sposobem obliczenia współczynników geometrycznych (Loke, 1999)

(C1, C2 – elektrody prądowe, P1, P2 – elektrody potencjałowe (pomiarowe), a – odległość pomiędzy

elektrodami [m], k – współczynnik geometryczny układu [m], n – krotność odległości pomiędzy elektrodami)

ZaleŜność (5.2.) przedstawia ogólny sposób obliczenia współczynnika geometrycznego

dowolnego układu pomiarowego.

a kI (5.1.)

gdzie:

ρa – oporność pozorna [Ohm*m]

∆V – róŜnica potencjałów (napięcie) mierzona pomiędzy elektrodami P1 i P2 [V]

I – natęŜenie prądu elektrycznego płynącego w obwodzie zasilającym (C1, C2) [A]

k – współczynnik geometryczny układu [m]


19

k1

C1 P1

1C1 P2

1C2P1

1C2 P2 (5.2.)

gdzie:

CiPj – odległość pomiędzy i-tą elektrodą prądową i j-tą elektrodą potencjałową [m]

NaleŜy pamiętać, Ŝe pomierzona oporność pozorna jest funkcją rozkładu oporności skał

budujących ośrodek geologiczny (zaleŜy od budowy geologicznej), wielkości rozstawu,

stopnia zailenia lub zawodnienia skał.

W pomiarach elektrooporowych teoretycznie wykorzystuje się prąd stały. Aby uniknąć

polaryzacji elektrod potencjałowych (na skutek kontaktu przewodnika elektronowego (metal)

z jonowym (roztwór soli rozpuszczonych w wodzie zgromadzonej w skałach)), podczas

pomiaru róŜnicy potencjałów stosuje się elektrody nie polaryzujące się lub korzysta się z

prądu sinusoidalnie przemiennego o bardzo małej częstotliwości rzędu kilku herców.

Szacowany zasięg dla układu Schlumbergera ocenia się na 1/10C1C2 - 1/5C1C2, a dla układu

Wennera płycej. Jednak rzeczywista głębokość penetracji prądu elektrycznego zaleŜy od

rodzaju układu pomiarowego, jego geometrii, budowy geologicznej ośrodka.

5.2. Metodyka pomiarów Dnia 20 września 2005 roku dokonano pomiarów geoelektrycznych metodą Resitivity

Imaging przy uŜyciu aparatury GEOMES-RR5 (fig. 5.3., fig. 5.4., fig. 5.5.).

Profile pomiarowe Resistivity Imaging usytuowano równolegle do profili magnetycznych

(patrz rozdz. 7). Intruzje diabazowe mają rozciągłość w kierunku mniej więcej W-E (zachód-

wschód), dlatego profile zorientowane są w kierunku N-S. Pokrywają się one tylko z 3

profilami magnetycznymi -5, 0, 5 (fig. 2.2.), gdyŜ tylko na to pozwoliły warunki techniczne

(długość przewodu generatora zasilającego aparaturę) i czas wykonania tych pomiarów.

Długość kaŜdej linii pomiarowej wynosi 99 m.

Pomiary wykonano układem Wennera-α (fig. 5.2.a). Zastosowano krok pomiarowy (odległość

pomiędzy elektrodami) 1 m. Wartość współczynnika n (krotność odległości między

elektrodami oraz poziom zasięgu układu – patrz fig. 5.1.) dobrano na podstawie wyników

wcześniejszej interpretacji magnetycznej Bojdysa (2005-2006), z której wynika, Ŝe strop

diabazów w tym obszarze moŜe znajdować się na minimalnej głębokości ok. 50-80 cm, a

spąg maksymalnie na 22-23 m. ToteŜ wartości n wynoszą: 1, 2, 3, 4, 6, 8, 11, 15, 20. Aby

zbadać te doniesienia (patrz równieŜ rozdz. 4), autor tej pracy zdecydował się na wykonanie


20

pomiarów geoelektrycznych, których wyniki posłuŜą jako punkt odniesienia do interpretacji

magnetycznej. Do sterowania aparaturą oraz rejestracji wyników pomiarów uŜyto programu

komputerowego kosa98.exe, w którym podano wartości n oraz inne potrzebne parametry.

Fig. 5.3. Aparatura do Resistivity Imaging (komutator elektrod) GEOMES-RR5

(fot.: Bogusława Gryboś, 2006)


21

Fig. 5.4. Aparatura GEOMES-RR5 w terenie (fot.: Grzegorz Strózik, 2003)

(1- komutator elektrod, 2 – laptop, 3 – przewody łączące komutator z poszczególnymi elektrodami)

Fig. 5.5. Kosa pomiarowa (fot.: Grzegorz Strózik, 2003)


22

5.3. Przetwarzanie danych 5.3.1. Program komputerowy Program Res2Dinv (fig. 5.6., fig. 5.8.) malezyjskiej firmy Geotomo Software słuŜy do

wykonania zadania odwrotnego, tj. inwersji. Proces ten polega na takim (tu automatycznym)

dobraniu modelu geoelektrycznego (fig. 5.8.c), aby obliczony rozkład oporności pozornej

(fig. 5.8.b) był jak najlepiej dopasowany do rozkładu oporności pozornej pomierzonej (fig.

5.8.a).

Na samym początku trzeba wczytać dane polowe do programu. Do tego słuŜy opcja „File”,

potem „Read data file”. Plik powinien mieć rozszerzenie *.dat i być w odpowiednio

przygotowanym formacie.

Przed rozpoczęciem inwersji naleŜy zweryfikować poprawność otrzymanych danych

polowych. UŜywa się do tego m. in. opcji „Exterminate bad datum points”, co oznacza, Ŝe

moŜna usunąć wartości punktów pomiarowych znacznie wykraczające ponad normę (medianę

lub wartość średnią). Nie usunięcie tych danych moŜe powodować powstanie fałszywych

anomalii na przekroju oporności pozornej pomierzonej (jak na fig. 5.7.a), a tym samym

niepoprawny wynik inwersji.


23

Fig. 5.6. Okienko informacyjne programu Res2Dinv

Fig. 5.7. Jeden z etapów przetwarzania danych – usuwanie „złych” danych (Loke, 1999)


24

Aby rozpocząć automatyczną inwersję, naleŜy wybrać opcję „Inversion”, a potem „Least-

squares inversion” (metoda najmniejszych kwadratów). Po wykonaniu tego procesu, zwykle

wybiera się opcję „Display” oraz „Show inversion results”, aby móc zobaczyć wyniki

inwersji w róŜnej ilości iteracji. Wersja demonstracyjna tego programu pozwala tylko na

maksymalnie 3 iteracje, natomiast pełna nawet na 6. Wybór opcji „Change settings” przed

inwersją pozwala m. in. na zmianę jej parametrów, dzięki czemu moŜna bardziej

ukierunkować interpretowaną strukturę, np. w kierunku poziomym, gdy mamy do czynienia

warstwą poziomą, czy płytą lub w kierunku pionowym, gdy jest to warstwa pionowa lub

komin. Jeśli nie wiadomo dokładnie, jakiego obiektu moŜna się spodziewać, moŜna uŜyć

parametrów domyślnych, tzn. po wczytaniu pliku z danymi od razu przystąpić do inwersji. Po

wykonaniu tego procesu, na ekranie monitora pojawia się obraz jak na fig. 5.8.

a)

b)

c)

d)

e)

f) g)

Fig. 5.8. Zrzut ekranu programu Res2Dinv do inwersji geoelektrycznej

(a – przekrój oporności pozornej pomierzonej, b – przekrój oporności pozornej obliczonej na podstawie modelu

c), c – model oporności rzeczywistej ośrodka, d – wskaźnik ilości iteracji wraz z błędem dopasowania przekroju

obliczonego do rzeczywistego, e – wskaźnik postępu inwersji, f – skala oporności w [ohm*m], g – opcja do

zatrzymania inwersji)

Przekrój górny a) obrazuje uzyskane dane polowe (wartości pomierzonej oporności pozornej

ośrodka odniesione do głębokości odpowiadającej połowie rozstawu). Opis głębokościowy


25

stanowi jedynie odniesienie do głębokości i nie naleŜy go kojarzyć z rzeczywistą głębokością

ośrodka geologicznego.

Przekrój dolny c) jest modelem rozkładu rzeczywistej oporności ośrodka geologicznego, tzn.

rozkładu oporności w płaszczyźnie tego przekroju. Oporności te zostały uzyskane na drodze

inwersji danych pomiarowych, a skala pionowa odpowiada rzeczywistej głębokości.

Przekrój środkowy b) obrazuje teoretyczny rozkład danych polowych, obliczony dla

uzyskanego w drodze inwersji modelu opornościowego ośrodka c). Ukazuje on teoretyczne

dane polowe, jakie zostałyby zarejestrowane w terenie w przypadku, gdyby uzyskany model

opornościowy był zgodny z rzeczywistym rozkładem oporności w badanym ośrodku.

Podobieństwo przekrojów: górnego i środkowego (tj. danych polowych i teoretycznych)

ukazuje poprawność uzyskanego modelu opornościowego ośrodka.

Wyniki inwersji moŜna zapisać jako obraz *.bmp (w wersji demonstracyjnej programu) lub

jako pliki *.dat oraz *.bln (w wersji pełnej) do bezpośredniego uŜycia w programie SURFER.

5.3.2. Wyniki pomiarów i inwersji Po przetworzeniu danych polowych na format wymagany w programie

komputerowym Res2Dinv (o którym mowa w rozdziale 5.3.1.) i wczytaniu ich do tego

programu oraz uruchomieniu procesu automatycznej inwersji, uzyskano obrazy

przedstawione poniŜej. Otrzymano je jako efekt końcowy przetwarzania w demonstracyjnej

wersji programu w 3 iteracjach.


26

Fig. 5.9. Wyniki pomiarów geoelektrycznych metodą Resistivity Imaging i automatycznej

inwersji na profilu -5


inwersji na profilu 0


27


inwersji na profilu 5

5.4. Interpretacja Fig. 5.12. przedstawia zestawienie modeli geoelektrycznych otrzymanych w wyniku

automatycznej inwersji geoelektrycznej. Zestaw ten przygotowano przy uŜyciu programu

SURFER firmy Golden Software po wcześniejszym scyfrowaniu modeli geoelektrycznych w

pełnej wersji programu Res2Dinv. W tej wersji programu równieŜ zastosowano 3 iteracje,

gdyŜ uŜycie 5-ciu spowodowało „nadinterpretację” danych modelowych. W wyniku tego,

interpretowana skała stała się miejscami zbyt „wygięta”, co raczej nie ma odzwierciedlenia w

rzeczywistości. Oprócz tego miejscami pojawiły się dodatkowe maxima oporności, wcześniej

nie istniejące.


28

profil 0

NSprofil -5

profil 5

[ohm*m]

a)

b)

c) 0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 100

y [m]

-10

-5

0

h [m

]

0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 100

y [m]

-10

-5

0

h [m

]

2

5

8

12

16

20

25

31

38

46

58

72

89

110

138

171

212

370

0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 100

y [m]

-10

-5

0h

[m]

ρ

Fig. 5.12. Wyniki inwersji geoelektrycznej – zestawienie 3 profili

Na podstawie otrzymanych wyników generalnie moŜna wyróŜnić 3 strefy oporności. Strefa

pierwsza o najwyŜszych wartościach (powyŜej 75 Ohm*m) oporności występuje na

głębokości od ok. 2 do 9-10 m, co odpowiada intruzji diabazu miękińskiego. Dzwinel (1972)

podaje, Ŝe oporność elektryczna diabazu jest rzędu 103-105 Ohm*m. Dlaczego tu wartość tego

parametru jest tak niska? Wynika to stąd, Ŝe skała ta moŜe być zwietrzała, popękana i

zawodniona (w szczelinach moŜe znajdować się woda zmineralizowana, która obniŜa

oporność skały). Otrzymanym wartościom oporności moŜna by przypisać inną skałę (np.

piaskowiec miejscami zailony). Korzystając z informacji o obecności wychodni diabazu ok.

100 m na zachód od pola pomiarowego, moŜna wnioskować, Ŝe wartości ρ związane są z

diabazem na tej głębokości (patrz teŜ fig. 3.2.). ZróŜnicowanie wartości oporności w tej

strefie wynika ze stopnia zwietrzenia skały. Im bardziej zwietrzała, tym niŜsza wartość

oporności. Tam, gdzie jest maximum oporności, moŜe występować czarna odmiana diabazu,

zaś tam, gdzie ρ jest mniejsze – odmiana brunatna.

Druga strefa charakteryzuje się pośrednimi wartościami ρ, tj. ok. 25-75 Ohm*m. MoŜe ona

odpowiadać warstwie zwietrzeliny zarówno powyŜej, od strony północnej jak i poniŜej

diabazu. Z fig. 3.2. oraz informacji z rozdz. 1 wynika, Ŝe diabaz wylał się na zlepieniec

myślachowicki, toteŜ pod intruzją moŜe znajdować się ta skała. MoŜe ona być tak, jak diabaz,


29

zawodniona lub przeobraŜona w wyniku wylania się na nią gorącej magmy lub teŜ zwietrzała

(patrz rozdz. 3), stąd niŜsze, jak dla zlepieńca, wartości oporności.

Strefa trzecia to strefa niskich oporności poniŜej ok. 25 Ohm*m, która odpowiada wartości

oporności skał ilasto-gliniastych. Występuje ona w północnej części kaŜdego profilu oraz

poniŜej intruzji magmowej na głębokości większej od 10 m. Z fig. 3.2. wynika, Ŝe w tym

miejscu są skały strefy paleowietrzeniowej powstałej ze zwietrzenia niŜej leŜących warstw,

którą tworzą iły (patrz rozdz. 3).

Miejscami wzdłuŜ profilu do głębokości ok. 2 m obserwuje się wzrost oporności od ok. 90

nawet do ok. 300 Ohm*m. Jest to oznaka, iŜ gleba w tym miejscu jest przesuszona. W rozdz.

3 wspomniano o lessach, które (jak informuje Czerny, 2006) występują na tym obszarze,

dlatego wzrost oporności moŜe być związany z ich obecnością.

Na profilu -5 między elektrodami 30. i 32. (między 30. i 32. metrem od początku linii

pomiarowej), na 0 między 35. i 37. elektrodą oraz na 5 między 38. i 41. obserwuje się

„zafalowanie”. Efekt ten jest związany z występującą w tym miejscu (w terenie) skarpą o

róŜnicy wysokości ok. 1 m. Metoda geoelektryczna jest przystosowana do pomiarów na

płaskiej powierzchni, a tu powierzchnia jest pochyła (kąt nachylenia ok. 10°) oraz występuje

wspomniana skarpa. Ta niedogodność nie zniekształca zbyt bardzo modelu, ale moŜe w tym

miejscu trochę zmylić interpretatora, jeśli ten nie był podczas pomiarów w terenie.


30

6. Pomiary kappametryczne próbek diabazu 6.1. Podstawy fizyczne Podatność magnetyczna objętościowa κ, która charakteryzuje zdolność substancji do

magnesowania się J pod wpływem zewnętrznego pola magnetycznegoH , jest wielkością

bezwymiarową definiowaną jako:

JH (6.1.)

gdzie:

J – namagnesowanie [A/m] (patrz rozdz. 7.1.)

H – natęŜenie pola magnetycznego wywołującego to namagnesowanie [A/m]

Oprócz podatności objętościowej uŜywa się teŜ pojęcia podatność magnetyczna masowa χ,

która jest stosunkiem podatności objętościowej κ próbki do jej gęstości ρ. WyraŜa się ją w

[m3/kg].

χ=κρ (6.2.)

Podatność magnetyczna mierzona in situ (w miejscu występowania ciała), odpowiada

podatności zwanej efektywną κe lub pozorną κa, określoną wzorem:

e a

Ji Jr

H (6.3.)

gdzie:

Ji – namagnesowanie indukcyjne [A/m]

Jr – namagnesowanie szczątkowe [A/m]

H – natęŜenie ziemskiego pola magnetycznego działające na ciało [A/m]

Drugim parametrem, który określa własności magnetyczne ciał, jest przenikalność

magnetyczna µ. Bezwzględna przenikalność magnetyczna µ jest to stosunek wartości indukcji

magnetycznejB do natęŜenia pola magnetycznegoH :

µ=BH (6.4.)

Parametr ten wyraŜa się w H/m (henr/metr).


31

Obok przenikalności bezwzględnej istnieje przenikalność magnetyczna względna µr, która

jest ilorazem przenikalności bezwzględnej µ i przenikalności magnetycznej próŜni µ0:

µr=µµ

0 (6.5.)

gdzie:

µ0 = 4π·10-7 [H/m]

Przenikalność względna jest bezwymiarowa.

ZaleŜność między przenikalnością magnetyczną względną µr i podatnością magnetyczną κ (w

układzie SI) wyraŜa się następującym równaniem:

r SI 1 (6.6.)

Aby wartość podatności magnetycznej w jednostkach układu CGS określić w jednostkach

układu SI, naleŜy skorzystać z prostego przelicznika:

SI CGS (6.7.)

Ze względu na własności magnetyczne (wartość podatności i przenikalności magnetycznej),

ciała dzielimy na:

1) diamagnetyki – κ < 0, µr < 1

2) paramagnetyki – κ > 0, µr > 1

3) ferromagnetyki – κ >> 0, µr >> 1

Diamagnetyzm polega na ekranowaniu zewnętrznego pola magnetycznego przez pole

powstające w ośrodku na skutek indukcji. Molekuły diamagnetyka nie posiadają

wypadkowego momentu magnetycznego. W zewnętrznym polu magnetycznym w wyniku

precesji powstaje dodatkowy orbitalny moment magnetyczny elektronów skierowany

przeciwnie do przyłoŜonego pola. Wartości podatności magnetycznej są rzędu -10-5

(Mortimer, 2001) i nie zaleŜą od temperatury. Przedstawicielami metali tej grupy są m.in.: Bi,

CuI, Hg, Zn, Au, Cd, Pb, Sb, Ca, zaś minerałów są m.in.: diament, grafit, kwarc, ortoklaz,

kalcyt, anhydryt, gips, apatyt, halit, baryt, fluoryt, korund, topaz, a takŜe woda i związki

organiczne. Diamagnetyki są praktycznie obojętne magnetycznie, nie wywołują zakłóceń pola

magnetycznego.

Paramagnetyki to ciała, w których atomy posiadają róŜne od zera wypadkowe momenty

magnetyczne. W nieobecności pola zewnętrznego momenty magnetyczne są skierowane

przypadkowo, dopiero obecność tego pola powoduje ich orientację wzdłuŜ jego kierunku.


32

Podatność magnetyczna paramagnetyków jest rzędu 10-4 (Mortimer, 2001). Do tej grupy ciał

naleŜą np.: Mg, Mo, Mn, Pd, Cr, CuII, metale alkaliczne, lantanowce, ich tlenki i siarczki.

WaŜniejszymi minerałami są: miki (biotyt, muskowit), goethyt, piryt, syderyt, ilmenit,

dolomit, magnezyt, malachit, chalkopiryt, piroluzyt, wolframit, braunit, augit, monacyt, talk,

spinel, epidot, ankeryt.

Ferromagnetyki wykazują namagnesowanie samoistne. Składają się z domen, czyli obszarów

spontanicznego namagnesowania. W obrębie domeny wszystkie spiny ustawione są

równolegle tak, Ŝe wypadkowe namagnesowanie kaŜdej domeny posiada wartość

maksymalną. W temperaturze Curie i po jej przekroczeniu, namagnesowanie samorzutnie

spada do zera – zanika struktura domenowa i ferromagnetyk staje się paramagnetykiem.

Istnienie pozostałości magnetycznej Jr (namagnesowania szczątkowego) charakteryzuje tę

grupę ciał. Wartość podatności magnetycznej jest rzędu 104-105 (Mortimer, 2001).

Ferromagnetyki „sensu stricte” (w ścisłym tego słowa znaczeniu), to metale grupy

przejściowej: Fe, Co, Ni oraz Gd (<17°C). Do ferromagnetyków naleŜą teŜ ferrimagnetyki

(np. Fe3O4 – magnetyt, Fe7S8 - pirotyn) oraz antyferromagnetyki (FeO, FeCO3, CoO, NiO,

hematyt Fe2O3).

6.2. Metodyka pomiarów

2 sierpnia 2006 w Pracowni Geofizyki ZłoŜowej Zakładu Geofizyki AGH wykonano

pomiary podatności magnetycznej dwóch próbek diabazu (fig. 6.1.) przy uŜyciu aparatury

MS2 firmy Bartington. Przyrząd pomiarowy ustawiono w takim miejscu, aby oddziaływania

zewnętrznych pól elektrycznych, magnetycznych i elektromagnetycznych pochodzących od

urządzeń elektrycznych lub przedmiotów metalowych były jak najmniejsze. Przygotowane

wcześniej próbki diabazu w kształcie sześcianów o boku 1 cala (25.4 mm) i 7/8 cala (23 mm),

wkładano do uchwytu czujnika MS2B (fig. 6.4. – 2). Na kaŜdej próbce wykonano 5

pomiarów w jednej pozycji, których wartości uśrednione przedstawiono w tabeli 6.1. W

ramach eksperymentu, próbkę brunatną poddano pomiarom w kaŜdym ułoŜeniu, aby

sprawdzić, czy istnieje anizotropia podatności, dlatego wartość podatności w tabeli jest

średnią arytmetyczną z tej serii pomiarów.


33

Fig. 6.1. Próbki diabazów z Miękini przygotowane do pomiarów podatności magnetycznej

(fot.: Adam Waśniowski, 2006)

6.3. Aparatura pomiarowa Do pomiarów podatności magnetycznej stosowane są 2 typy przyrządów

wykorzystujących prąd zmienny. Są to przyrządy zawierające obwody mostkowe

(kappabridge) oraz obwody zawierające cewki indukcyjne (kappametry). System pomiarowy

MS2 brytyjskiej firmy Bartington, pokazany na fig. 6.2., jest kappametrem. Podatność

magnetyczną próbek pomierzono w warunkach laboratoryjnych przy uŜyciu urządzenia

pomiarowego (fig. 6.3.) z czujnikiem do badań laboratoryjnych MS2B (fig. 6.4.), dlatego opis

aparatury pomiarowej będzie się odnosił tylko do tych dwóch elementów systemu.


34

4

3

2

5

1

6

Fig. 6.2. System pomiarowy Magnetic Susceptibility MS2 firmy Bartington (Bartington, 2004)

(1 – miernik podatności magnetycznej, 2 – czujnik do badań laboratoryjnych MS2B, 3 –

uchwyt do pomiarów terenowych z miernikiem, 4 – czujnik do badań terenowych MS2F,

5 – czujnik (pętla) do badań terenowych MS2D, 6 – czujnik do pomiarów podatności

magnetycznej rdzeni wiertniczych MS2C)

Urządzenie pomiarowe (fig. 6.3.) wyposaŜone jest w przełączniki, przyciski, wyświetlacz

cyfrowy oraz gniazdo zasilające wewnętrzną baterię akumulatorów i gniazdo komunikacyjne

z czujnikiem. Przełącznik (1) umoŜliwia załączenie i wyłączenie urządzenia oraz zmianę

jednostek układu SI/CGS. Przełącznik (2) pozwala sprawdzić stan baterii oraz wybrać zakres

pomiarowy i jednocześnie dokładność pomiaru 0.1 lub 1.0. Po naciśnięciu przycisku „M” (5),

na wyświetlaczu ciekłokrystalicznym LCD (4) ukazują się wartości podatności magnetycznej

objętościowej, w zaleŜności od pozycji przełącznika (2), w jednostkach SI lub CGS. Przycisk

„Z” (6) pozwala wyzerować przyrząd. Za pomocą przełącznika dwustabilnego (7) moŜna

skonfigurować miernik tak, aby wykonywał pomiary po kaŜdorazowym naciśnięciu przycisku

„M” albo wykonywał pomiar „ciągły” (serię pomiarów). Miernik połączony jest z czujnikiem

za pomocą przewodu koncentrycznego z końcówkami typu TNC. Aby to zapewnić, zarówno

przyrząd pomiarowy, jak i sensor muszą być wyposaŜone w gniazda typu TNC (3) jak na fig.

6.3. oraz (3) na fig. 6.4. Do wygodnej obsługi miernika bardzo przydatna jest podstawka (8).


35

1 2

34

5 6

7

8

Fig. 6.3. Miernik podatności magnetycznej (Bartington, 2004)

12

4 3

5

Fig. 6.4. Czujnik pomiarowy MS2B (Bartington, 2004)

Czujnik pomiarowy (fig. 6.4.) posiada rączkę (1), za pomocą której, umieszczoną w uchwycie

(2), próbkę (5) wprowadza się do wnętrza sensora. Przełącznik (4) umoŜliwia wybór

częstotliwości prądu zasilającego cewkę indukcyjną: niska LF (0.465 kHz) i wysoka HF (4.65


36

kHz). RóŜnica wyników pomiarów dla poszczególnych wartości częstotliwości wskazuje na

obecność i ilość minerałów superparamagnetycznych. Opcję LF stosuje się do zwykłych

pomiarów podatności. Sensor zaprojektowany jest tak, Ŝe wymiary próbek powinny być

dobrane w zaleŜności od ich kształtu. Kostka sześcienna powinna być o boku 1 cala (25.4

mm) lub 7/8 cala (23 mm), rdzeń cylindryczny mieć średnicę 1 cala, buteleczka cylindryczna

objętość 10 i 20 cm3 (ml).

Przed wykonaniem jakichkolwiek pomiarów, przyrząd naleŜy skalibrować, uŜywając do tego

próbki kalibracyjnej.

Pomiary wykonuje się według określonego schematu. Najpierw odczytuje się wartość z

wyświetlacza LCD dla powietrza κpow1, potem dla konkretnej próbki κpr i na końcu znów dla

powietrza κpow2. Obliczona według wzoru (6.8.) liczba jest wartością podatności

magnetycznej κ badanej próbki.

prpow1 pow2

2 (6.8.)

Gdy odczyt dla powietrza jest bardzo bliski 0, wówczas nie ma konieczności korzystania z

powyŜszej procedury.

Po wykonaniu serii pomiarów istnieje moŜliwość eksportowania danych do komputera

osobistego PC w celu dalszej interpretacji.

Zakres pomiarowy MS2 wynosi 1-9999 · 10-5 [SI] (· 10-6 [CGS]), a dokładność pomiarów –

2 · 10-6 [SI] (· 10-7 [CGS]) na zakresie 0.1.

Przyrząd musi znajdować się w tzw. „spokojnym otoczeniu”, z dala od przedmiotów

metalowych, śrub, gwoździ, rur, kabli, transformatorów, urządzeń i maszyn elektrycznych,

urządzeń powodujących wibracje. Gdy jednak znalezienie „spokojnego otoczenia” jest trudne

lub niemoŜliwe, wówczas pomiary powinny być przeprowadzone w specjalnym

pomieszczeniu – klatce Faradaya. Temperatura pomieszczenia, w której umieszczony jest

przyrząd, powinna być raczej niska i stała. Powinien on być chroniony przed promieniami

słonecznymi.

6.4. Wyniki pomiarów W tabeli 6.1. przedstawiono wyniki pomiarów podatności magnetycznej objętościowej

w jednostkach układu CGS, przeliczonych na wartości w jednostkach SI oraz odpowiadające

tym wartościom namagnesowanie, które posłuŜy do modelowania magnetycznego.


37

Tabela 6.1.

Diabaz κ [CGS] · 10-6 κ [SI] · 10-5 J [A/m]

Odmiana brunatna 995.5 1250.98 0.5

Odmiana czarna 3156.4 3966.45 1.6

Jak wspomniano w rozdz. 6.2., podane w tabeli liczby są wartościami średnimi. W literaturze

przedział wartości podatności „zdrowej” skały wynosi 1000-10000 · 10-6 [CGS] (Dzwinel,

1972), toteŜ moŜna uznać, Ŝe wartości κ [CGS] z tabeli 6.1. mieszczą się w podanym

przedziale. Niewielka róŜnica między κ diabazu brunatnego a najmniejszą wartością

przedziału, jest do zaniedbania.

Podatność odmiany czarnej diabazu jest 3-krotnie większa niŜ brunatnej. Heflik (1960)

podaje, Ŝe czarna skała ma 7.15 % wag. FeO i 3.75 % wag. Fe2O3, a brunatna – 1.05 % wag.

FeO i 9.76 % wag. Fe2O3. Minerały magnetyczne barwy czarnej reprezentowane są głównie

przez magnetyt FeO·Fe2O3 i ilmenit FeTiO3, a minerały barwy brunatnej zawierają hematyt

α-Fe2O3 i goethyt α-FeOOH (Czerny, 2006). Pomiar podatności magnetycznej potwierdził, Ŝe

diabaz czarny ma więcej minerałów zawierających Ŝelazo na drugim stopniu utlenienia, a

brunatny – więcej minerałów na trzecim stopniu utlenienia Fe3+. Jeśli rzeczywiście brunatna

odmiana diabazu jest bardziej zwietrzała niŜ czarna, to moŜna uznać, Ŝe pomiar podatności

potwierdza to.

Podana w tabeli wartość namagnesowania dla poszczególnych próbek została obliczona w

następujący sposób:

1) dla próbki brunatnej:

J = 995.5 · 10-6 [CGS] · 0.5 [Oe] = 497.75 · 10-6 [Oe] = 49.775 · 10-5 [Oe] = 49.775 [γ] =

= 49.775 [nT] = 0.49775 [A/m] ≈ 0.5 [A/m]

2) dla próbki czarnej:

J = 3156.4 · 10-6 [CGS] · 0.5 [Oe] = 1578.2 · 10-6 [Oe] = 157.82 · 10-5 [Oe] = 157.82 [γ] =

= 157.82 [nT] = 1.5782 [A/m] ≈ 1.6 [A/m]

W obliczeniach wartość 0.5 Oe jest wartością natęŜenia obecnego ziemskiego pola

magnetycznego wyraŜona w erstedach, przy czym 1 Oe = 105 γ. W próŜni i powietrzu

natęŜeniu pola magnetycznego równym 1 γ odpowiada indukcja 1 nT.


38

7. Pomiary magnetyczne

Istotą metody magnetycznej jest pomiar modułu całkowitego wektora indukcji

magnetycznej i wyznaczenie anomalii magnetycznych ∆T, posiadających związek z

własnościami magnetycznymi skał budujących skorupę ziemską.

7.1. Podstawy fizyczne Do opisu pola magnetycznego stosowane są dwie wielkości: indukcja i natęŜenie pola.

Indukcja magnetyczna B jest podstawową wielkością charakteryzującą pole magnetyczne.

Jej jednostką według układu SI jest 1 tesla (T). Pole ziemskie jest na tyle słabe, Ŝe wartość

jego indukcji i jej zmiany podaje się w nanoteslach – 1 nT = 10-9 T.

Jednostką natęŜenia pola magnetycznego T według układu SI jest amper na metr (A/m).

Dawniej posługiwano się jednostkami: Oe (ersted) oraz gamma γ, przy czym:

1 Oe = (4π)-1 · 103 A/m oraz 1 γ = 10-5 Oe. W próŜni i powietrzu natęŜenie pola wyraŜone w γ

jest liczbowo równe indukcji magnetycznej wyraŜonej w nT, np. gdy wartość pola ziemskiego

wynosi 50 000 γ to oznacza, Ŝe wartość indukcji pola B = 50 000 nT i natęŜenie pola równe

50 000 γ.

Współczynnikiem proporcjonalności w ośrodkach izotropowych jest przenikalność

magnetyczna µ (patrz rozdz. 6.1.).

B T (7.2.)

Obecnie wartość pola T wyraŜa się w jednostkach indukcji magnetycznej.

W prostokątnym, prawoskrętnym układzie współrzędnych (gdzie oś x skierowana jest w

kierunku północy geograficznej, oś y w kierunku wschodnim, a oś z pionowo), rzut wektora

pola magnetycznego T na płaszczyznę poziomą xy jest składową poziomą H pola, na oś 0X

– składową północną X , na oś 0Y – składową wschodnią Y . Płaszczyzna pionowa, w której

leŜy wektor T nazywa się płaszczyzną południka magnetycznego. Kąt dwuścienny między

płaszczyzną południka geograficznego i magnetycznego (kąt między składową X i H ) to

deklinacja magnetyczna D. Kąt, jaki tworzy kierunek wektora T ze składową poziomą, nosi

nazwę inklinacji I. Deklinacja wschodnia ma wartość dodatnią. Inklinacja jest dodatnia, gdy

wektor T jest skierowany w dół ku powierzchni Ziemi (na półkuli północnej). Rozkład

wektora indukcji pola geomagnetycznego na składowe przedstawia fig. 7.1. PrzybliŜone

średnie roczne wartości elementów geomagnetycznych w Polsce wynoszą: D = 2-3°, I = 67°

(w okolicach Krakowa: I = 63°), T = 50 000 nT.


39

N

E

X

Z

T

Y

x

y

z

I

DH

0

polnocmagnetyczna

Fig. 7.1. Struktura ziemskiego pola magnetycznego względem kierunków świata

Gdy układ współrzędnych zostanie tak zorientowany, Ŝe płaszczyzna xz będzie pokrywać się

z płaszczyzną profilu pomiarowego, wówczas struktura pola magnetycznego wygląda jak na

fig. 7.2.a. Wektor X jest składową pola wzdłuŜ profilu pomiarowego, wektor Y prostopadłą

do X , a Z składową pionową. Rzut wektora natęŜenia pola magnetycznego na płaszczyznę

xz jest składową pola w płaszczyźnie profilu Txz . Kąt zawarty między składową H i T jest

inklinacją I, a kąt φ0 jest inklinacją w płaszczyźnie profilu. Miarą orientacji profilu względem

północy magnetycznej jest wartość kąta azymutu profilu A0.


40

φo

Txz

polnocmagnetyczna

X

ZT

Y

x

y

z

IAo

H

0

β

Jxz

Jx

J z

J

Jy

x

y

z

iA

Jxy

0

a) b)

Fig. 7.2. Porównanie struktury: a) ziemskiego pola magnetycznego i b) namagnesowania

względem płaszczyzny profilu pomiarowego xz

Pole magnetyczne, które jest mierzone na powierzchni Ziemi, jest sumą wektorową kilku jego

składowych o róŜnych źródłach:

- pola dipola magnetycznego Tdip ,

- pola kontynentalnego Tk , wytworzonego przez niejednorodności głębokich warstw Ziemi,

- pola anomalnego Ta , wywołanego własnościami magnetycznymi zewnętrznych warstw

skorupy

- pola stacjonarnego pochodzenia zewnętrznego T z

- pola wariacji, tj. zmiennego w czasie pola pochodzenia zewnętrznego

- pola pływów.

T Tdip

Tk

Tz

Ta (7.3.)


41

Pole dipolowe i pole anomalii kontynentalnych jest zwane polem głównym Tg i związane

jest z budową wgłębną Ziemi.

Tg

Tdip

Tk (7.4.)

Pole normalne (odniesienia, jednorodnie namagnesowanej kuli) Tn jest sumą wektorową

pola dipola magnetycznego, pola anomalii kontynentalnych i pola stacjonarnego pochodzenia

zewnętrznego.

Tn

Tdip

Tk

Tz (7.5.)

Ziemia nie wykazuje idealnej jednorodności magnetycznej, dlatego pomiędzy polem

jednorodnie namagnesowanej kuli, a polem pomierzonym mogą występować róŜnice, zwane

anomaliami. Anomalie regionalne związane są z geologicznymi strukturami regionalnymi. W

Europie do tego typu anomalią jest np. anomalia kurska (na południe od Moskwy). Anomalie

magnetyczne lokalne obserwuje się zwykle nad lokalnymi, magnetycznie czynnymi

strukturami geologicznymi, złoŜami Ŝelaza. W Polsce jest to np. anomalia magnetyczna

związana z występowaniem dajek andezytowych w Pieninach. Źródłem anomalii mogą być

takŜe sztuczne obiekty (znajdujące się na lub pod powierzchnią Ziemi), zawierające elementy

ferromagnetyczne.

Pole obserwowane pomniejszone o zmienne pole pochodzenia zewnętrznego i pole normalne

jest polem anomalnym Ta .

Ta

T Tn (7.6.)

Do zlokalizowania zaburzenia ziemskiego pola magnetycznego wykonuje się na profilach

pomiary modułu wektora indukcji magnetycznej Tpom, a następnie odnosi się je do pomiarów

wykonanych na bazie Tbaz mierzonych synchronicznie (w tym samym czasie), zgodnie ze

wzorem (7.7.) oraz fig. 7.4. Baza powinna być zlokalizowana w pobliŜu badanego obszaru,

ale poza strefą przypuszczalnego oddziaływania pola anomalnego.

Ta T pom T baz (7.7.)

Z praktyki wiadomo, Ŝe dla obszaru promieniu 30 km, pole normalne jest stałe, zatem po

odjęciu (7.9.) od (7.8.) otrzymuje się zaleŜność (7.7.).

T pom T n T a (7.8.)

Tbaz T n (7.9.)

Pole, opisane wzorem (7.6.), powstaje w efekcie namagnesowania ośrodka zewnętrznym

polem magnetycznym. Aby anomalie miały wartości większe, skała powinna mieć większą

podatność magnetyczną (patrz rozdz. 6.1.), a tym samym większą wartość namagnesowania.


42

NamagnesowanieJ to zdolność ośrodka do tworzenia własnego pola magnetycznego. Jest to

pole słabe w stosunku do pola magnetycznego Ziemi. Namagnesowanie skał składa się z

namagnesowania indukcyjnegoJi i namagnesowania szczątkowegoJ

r , co przedstawia wzór

(7.10.). Namagnesowanie indukcyjne to namagnesowanie obecnym ziemskim polem

magnetycznym – istnieje tak długo, jak istnieje pole magnesujące. Obecność pozostałości

magnetycznejJr wskazuje, Ŝe skała mająca własności ferromagnetyczne znajdowała się juŜ

w przeszłości pod działaniem stałego pola magnetycznego, które utrwaliło się w niej w

postaci naturalnej pozostałości magnetycznej NRM. Składowymi NRM są: termiczna

pozostałość magnetyczna TRM, detrytyczna DRM, chemiczna CRM.

J Ji

Jr (7.10.)

Struktura namagnesowania, przedstawiona na fig. 7.2.b, jest analogiczna do struktury pola

magnetycznego (fig. 7.2.a). Szczególną uwagę naleŜy zwrócić na azymut profilu A0, azymut

namagnesowania A oraz kąt namagnesowania β, który jest kątem od strony kierunku

wykonywania pomiarów. Jeśli azymut profilu jest równy 0° (kierunek wykonywania

pomiarów i zwrot osi pomiarowej w kierunku północnym), wówczas kąt namagnesowania

jest kątem jak na fig. 7.3.a, a jeśli A 0=180°, to według fig. 7.3.b.

β x

A = 0o

J

NS

βx

A = 180o

J

NS

a) b)

0 0

Fig. 7.3. Kąt namagnesowania β w zaleŜności od azymutu profilu

Gdy przyjmie się namagnesowanie indukcyjne J Ji przy azymucie profilu A0 = 0°,

wówczas A = 0°, β = i = φ0 = I = 63°.

Zmiany pola magnetycznego w czasie dzielą się na spokojne (periodyczne) i zaburzone

(aperiodyczne). W skład tych pierwszych wchodzą zmiany dobowe (okres 24 h, amplituda 60

nT), zmiany księŜycowe (bardzo małe), zmiany roczne (brane pod uwagę w badaniach

kilkuletnich), zmiany wiekowe (okres ok. 600 lat, niejednakowe na całej kuli ziemskiej,

amplituda nawet 100 nT/rok). Wariacje aperiodyczne dzielą się na burze magnetyczne

(związane z działalnością Słońca, amplituda nawet kilka tysięcy nT w czasie 1 s), burze


43

zatokowe (amplituda >20 nT), zaburzenia magnetyczne, zaburzenia homogeniczne (przemysł,

trakcja elektryczna, linie elektroenergetyczne).

Zadania w geofizyce dzielą się na proste i odwrotne. Zadanie proste polega na obliczeniu

rozkładu pola magnetycznego nad zadanym ciałem (modelowanie – zawsze jednoznaczne).

Zadanie odwrotne (inwersja, interpretacja geofizyczna) polega na obliczeniu parametrów

źródła anomalii na podstawie rozkładu pola magnetycznego. Zadanie odwrotne jest

wieloznaczne, tzn. Ŝe ciała o róŜnych parametrach mogą dawać taki sam rozkład pola.

Interpretacja dzieli się na jakościową i ilościową. Interpretacja jakościowa polega m. in. na

opisie mapy anomalii magnetycznych. Określa się kontury ciał generujących anomalie,

szacuje się porównawczo ich parametry, określa się tektonikę obszaru badań. Ciała

namagnesowane występujące pod powierzchnią mogą być zlokalizowane dzięki takiej mapie.

Zamknięte izometryczne izolinie mogą wskazywać na ograniczenie ciała w poziomie, przy

czym wartości anomalii mogą rosnąć lub maleć w kierunku jej centrum. WydłuŜenie izolinii

w jakimś kierunku moŜe wskazywać kierunek rozciągłości ciała zaburzającego o

kontrastowych, w stosunku do otoczenia, własnościach magnetycznych. Wysoki poziomy

gradient anomalii jest często związany z kontaktami skał o róŜnych wartościach podatności

magnetycznej lub ich namagnesowania. Zazwyczaj duŜy gradient jest związany z kontaktami

występującymi na niewielkich głębokościach, a mały z kontaktami głębiej zalegającymi.

WaŜną rolą interpretacji jakościowej jest podział anomalii na regionalne (na duŜym obszarze)

i lokalne (na obszarze mniejszym). Do metod tej interpretacji zalicza się: transformacje pola

w dolną oraz w górną półprzestrzeń (przetwarzanie obrazu pola tak, jak gdyby pole

rejestrowane było odpowiednio poniŜej lub powyŜej powierzchni Ziemi), uśrednianie (mapy

regionalne i rezydualne), metoda pochodnych, filtracje i inne.

Interpretacja ilościowa to określenie liczbowo wartości parametrów geometrycznych i

fizycznych ciał generujących anomalie. Stosowane metody dzielą się na: pośrednie

(modelowanie) i bezpośrednie (metody punktów charakterystycznych – dla pojedynczych

struktur), metody doboru (albumy krzywych). Modelowanie efektu magnetycznego ma na

celu rozwiązanie zadania odwrotnego poprzez rozwiązanie zadania prostego. Polega ono na

stworzeniu brył i nadaniu im parametrów. Obserwuje się efekt i porównuje się go z krzywą

lub mapą krzywych pomiarowych. Następnie poprawia się obliczone dane, aby krzywa

syntetyczna i pomiarowa pokrywały się lub były zbliŜone do siebie z dopuszczalnym błędem.

Obecnie stosuje się coraz częściej modelowanie przy uŜyciu odpowiednich programów

komputerowych, jak np. Inter-m2D (patrz rozdz. 7.5.1.). Proces ten realizuje się w wersji

dwuwymiarowej 2D (na profilu) lub trójwymiarowej 3D (przestrzennie). Ciało 2D, to ciało,


44

którego (praktycznie) dłuŜsza oś powinna 5-krotnie przewyŜszać oś krótszą (np. poziomy

cylinder, rów tektoniczny, uskoki, kontakty skał o róŜnych własnościach magnetycznych,

pionowe lub nachylone warstwy cienkie i duŜej miąŜszości). Ciałem 3D jest obiekt

izometryczny, np. kula, złoŜe w postaci konkrecji.

7.2. Metodyka pomiarów

Dnia 19 września 2005 roku w Miękini dokonano pomiarów metodą magnetyczną

przy uŜyciu magnetometru ENVI-MAG kanadyjskiej firmy Scintrex Ltd.

Profile pomiarowe zorientowano zgodnie z ogólną zasadą – prostopadle do rozciągłości

struktur – na podstawie profili pomiarowych z lat ubiegłych. Intruzje diabazowe mają

rozciągłość w kierunku mniej więcej W-E (zachód-wschód), dlatego profile zorientowane są

w kierunku N-S (północ magnetyczna-południe magnetyczne).

Z uwagi na duŜy obszar badań (fig. 4.1.), wybrano mniejsze pole pomiarowe, by skupić się na

załoŜonym we wstępie celu.

Pomiary anomalii magnetycznej wykonano na 5 profilach (-10, -5, 0, 5, 10), zgodnie ze

schematem na fig. 2.2. Profile te oddalone są od siebie o 5 m kaŜdy. Przyjęto krok pomiarowy

równy 1 m. Pomiary wykonywano z północy na południe, przy czym wartości współrzędnej y

(wzdłuŜ kaŜdego profilu) zmniejszała się w kierunku południowym, co jest równoznaczne z

wykonywaniem pomiarów w kierunku północnym ze wzrostem y (azymut profilu A0 = 0°).

Długość kaŜdego profilu wynosi 100 m, a na kaŜdym z nich jest 101 punktów pomiarowych.


45

Fig. 7.4. Metodyka pomiarów (Scintrex, 1994)

Magnetometr bazowy, tzw. bazę, umieszczono poza polem pomiarowym ok. 10-20 m od

profilu -10 na SW (poniŜej pola pomiarowego), gdzie według fig. 4.1. miejsce to jest poza

przypuszczalnym oddziaływaniem pola anomalnego. Wyniki pomiarów na bazie były

rejestrowane co 15 sekund.

7.3. Aparatura pomiarowa System pomiarowy ENVI-MAG jest aparaturą kanadyjskiej firmy Scintrex Ltd. (fig.

7.5.). „Sercem” systemu jest konsola magnetometru (1), za pomocą której wprowadza się

ustawienia, współrzędne pomiarów (numer profilu, numer punktu pomiarowego na profilu) i

inne potrzebne dane. Efekty ustawień i pomiarów moŜna obserwować na wyświetlaczu

ciekłokrystalicznym LCD. Konsola wyposaŜona jest w gniazda słuŜące do przyłączania sondy

pomiarowej (2) do pomiaru indukcji ziemskiego pola magnetycznego lub przyłączenia 2 sond

pomiarowych do pomiaru gradientu pola. Aby (za pomocą odpowiedniego programu (9))

sczytać dane pomiarowe do komputera PC, naleŜy go połączyć przewodem (7) z gniazdem

transmisji danych konsoli. Wewnętrzną baterię akumulatorów zasila się (ładuje się) energią

elektryczną z ładowarki (5) za pomocą przewodu elektrycznego (6).

Drugim waŜnym elementem jest sonda pomiarowa (2), którą umieszcza się na tyczce (4) lub

stelaŜu (3) (fig. 7.6.). Jest ona zbudowana z pojemnika wypełnionego wodą destylowaną,


46

spirytusem lub węglowodorem (np. heksanem C6H14, ropą naftową), który znajduje się

wewnątrz solenoidu (cewki indukcyjnej). Nukleony jąder atomów w takim zbiorniku znajdują

się w nieustannym ruchu wirowym i mają orientację w kierunku pola. Gdy przez cewkę

popłynie prąd elektryczny polaryzujący, wówczas wyindukowane zostanie silne pole

magnetyczne o kierunku zgodnym z osią solenoidu, które spolaryzuje jądra atomów w jego

kierunku. Po wyłączeniu prądu polaryzującego, protony zaczną precesować wokół kierunku

wektora pola magnetycznego Ziemi z częstotliwością Larmora, wzbudzając w cewce siłę

elektromotoryczną o częstotliwości proporcjonalnej do wielkości pola magnetycznego Ziemi

zgodnie ze wzorem (7.11.).

fG2

T(7.11.)

gdzie:

T – indukcja ziemskiego pola magnetycznego

G – stała Ŝyromagnetyczna protonów równa stosunkowi momentu magnetycznego do

momentu mechanicznego

Fig. 7.5. System pomiarowy ENVI-MAG firmy Scintrex (Scintrex, 1994)

(1 – konsola magnetometru, 2 – sonda do pomiaru indukcji ziemskiego pola magnetycznego, 3 - stelaŜ z

uchwytami, 4 – tyczki, 5 – ładowarka, 6 – dodatkowy przewód elektryczny do ładowarki, 7 – przewód łączący

konsolę magnetometru z komputerem PC, 8 – instrukcja obsługi, 9 – dyskietka z programem komputerowym do

sczytywania danych pomiarowych z konsoli)


47

Magnetometr protonowy mierzy moduł wektora ziemskiego pola magnetycznego |T|. Nie

wymaga on poziomowania, poprawek na temperaturę, orientacji i wykazuje wysoką

dokładność ±0.1 nT. Jego zakres pomiarowy wynosi 20000-100000 nT.

Fig. 7.6. Sposób umieszczenia sondy podczas pomiarów (Scintrex, 1994)

(a – sonda umieszczona na tyczce, b – sonda umieszczona na stelaŜu)

7.4. Wyniki pomiarów Na fig. 7.7. jest przedstawiona mapa anomalii magnetycznej ∆T opracowana przy

uŜyciu programu SURFER firmy Golden Software. Na fig. 7.8. pokazany jest zestaw

krzywych pomiarowych opracowanych w programie GRAPHER firmy Golden Software.

Rozkład wartości anomalii ∆T ograniczony jest do 10 profili zawartych w polu pomiarowym.

Na pierwszym planie pojawiają się anomalie liniowe o wartości nawet do ok. 600 nT o

rozciągłości WSW-ENE. Przypisuje się im obecność diabazów miękińskich w tym miejscu

albo w postaci dajek pionowych lub delikatnie pochylonych albo płyty (powstałej z

nierównomiernego płynięcia potoku magmowego) popękanej. W północnej części pola

pomiarowego jest anomalia o wartości do ok. 400 nT, której pochodzenie nie zostało jeszcze

określone. MoŜe to być struktura leŜąca znacznie głębiej niŜ badany diabaz lub teŜ płytko

leŜące skały o słabszych własnościach magnetycznych w porównaniu z własnościami

diabazu. Pomiędzy kaŜdą z anomalii dodatnich występują anomalie, których wartość zbliŜona

jest do 0, a nawet poniŜej 0. Te strefy wydają się być niemagnetyczne lub mieć bardzo słabe


48

NdT [nT]

prawdopodobne uskoki

Fig. 7.7. Mapa anomalii magnetycznej ∆T nad intruzjami diabazów w Miękini

profil 10

profil 5

profil 0

profil -5

profil -10

S N

-200

0

200

dT [nT]

-50 -30 -10 10 30 50-40 -20 0 20 40

y [m]

Fig. 7.8. Zestawienie krzywych pomiarowych anomalii magnetycznej ∆T wzdłuŜ

poszczególnych profili pomiarowych nad intruzjami diabazów w Miękini


49

własności magnetyczne. Mogą to być, np. jakieś przeszkody w równomiernym płynięciu

magmy (gdy załoŜymy model płytowy) lub skały rodzime pomiędzy pęknięciami (gdy

załoŜymy model dajkowy). Charakterystyczne ugięcia, bądź nawet przesunięcia anomalii

świadczą o moŜliwości występowania uskoków na tym obszarze, jak na fig. 7.7.

7.5. Przetwarzanie danych Przetwarzanie ma na celu odpowiednią obróbkę otrzymanych danych pomiarowych.

Zalicza się tu równieŜ inwersję (interpretację geofizyczną). Podczas pomiarów magnetometry

były zsynchronizowane, tzn. ich zegary wskazywały dokładnie tę samą godzinę, lecz czas

rejestrowania pomiarów dla kaŜdego przyrządu był róŜny. W punkcie bazowym pomiary były

zapisywane co 15 sekund, zaś na profilach – wtedy, kiedy zaistniała potrzeba, tzn. w

momencie ustawienia się na danym punkcie pomiarowym. Aby obliczyć anomalię

magnetyczną ze wzoru (7.7.) naleŜy doprowadzić tego, aby Tpom i Tbaz miały wartości w

dokładnie tym samym czasie. Zastosowano do tego interpolację czasową. Polega ona na

obliczeniu wartości pola magnetycznego Tbaz w czasie, w którym został wykonany pomiar w

danym punkcie profilu Tpom. Wykorzystano do tego program równaj.exe autorstwa dr hab.

inŜ. Grzegorza Bojdysa. Otrzymane dane to wartość anomalii magnetycznej oraz współrzędne

punktów pomiaru, z których wykreślono, w programie SURFER, mapę anomalii

magnetycznej (fig. 7.7.) oraz, w programie GRAPHER, zestaw krzywych pomiarowych ∆T

(fig. 7.8.). Wyniki ∆T z kaŜdego profilu moŜna wczytać do programu Inter-m2D.

7.5.1. Program komputerowy Program Inter-m2D (fig. 7.9., fig. 7.11., fig. 7.12.) autorstwa dr hab. inŜ. Grzegorza

Bojdysa jest aplikacją słuŜącą do rozwiązania zadania odwrotnego (inwersji) w

magnetometrii przez rozwiązanie zadania prostego, czyli modelowanie. Polega ono na takim

(tu „ręcznym”) dobraniu modelu magnetycznego, aby obliczony od niego efekt w postaci

krzywej modelowej pokrywał się lub był zbliŜony z dopuszczalnym błędem do krzywej

pomiarowej (fig. 7.11.).

W pierwszej kolejności naleŜy wczytać dane. SłuŜy do tego opcja . UmoŜliwia ona

załadowanie krzywej pomiarowej (*.dat, *.txt), morfologii terenu (*.dat, *.txt), modelu

(wcześniej przygotowanego – *.dat, *.txt) oraz kontynuację rozpoczętej wcześniej pracy

(*.rob, *.rez). Aby wczytać taki plik, musi on mieć odpowiednio przygotowany nagłówek

(fig. 7.10.a) zawierający: ilość punktów pomiarowych na danym profilu, krok pomiarowy,

azymut profilu (patrz fig. 7.3.), inklinację ziemskiego pola magnetycznego, typ anomalii (np.


50

T) oraz adnotację. Na samym końcu w zaleŜności od tego, czy jest to model, podana jest

liczba struktur (powierzchni rozdziału) do jego stworzenia. Opcja umoŜliwia powrót do

skali 1:1, po wcześniejszym zastosowaniu przewyŜszenia osi poziomej lub pionowej .

Klikni ęcie na pozwala dokonać korekty wybranej powierzchni rozdziału (fig. 7.11.) albo

rozkładu namagnesowania w warstwie oraz kąta namagnesowania w płaszczyźnie profilu β

(dla całego modelu) (fig. 7.12.). W dolnej części ekranu pojawia się dodatkowe menu, z

którego moŜna wybrać powierzchnię rozdziału lub warstwę i zmienić wartości wymaganych

parametrów. Stawianie repera blokuje zmianę wybranego punktu (dostępne w

późniejszych wersjach programu). „Licz wszystko” oblicza krzywą modelową na

podstawie załoŜonego modelu. Zwykle przy kaŜdej zmianie parametrów modelu zmiany

krzywej modelowej są od razu zauwaŜane, lecz czasami przy wczytaniu nowego modelu

naleŜy uŜyć tego klawisza do odświeŜenia wyników. Program umoŜliwia teŜ odwrócenie

profilu pomiarowego , a tym samym automatyczną zmianę wartości azymutu profilu oraz

kąta namagnesowania β (zgodnie z fig. 7.3.). W końcu uzyskane wyniki uŜytkownik moŜe

zapisać na dysku komputera po kliknięciu na . W tej opcji dostępne jest zapisanie: krzywej

modelowej (*.dat), warstwy redukcyjnej (morfologii) (*.dat), parametrów modelu (*.dat),

całości jako wersja do programu SURFER w postaci tzw. „maski” (*.bln) oraz całości jako

wersji roboczej (*.rob), którą moŜna z powrotem wgrać do programu. Informacja o programie

Inter-m2D dostępna jest pod ikonką . Obok klawiszy funkcyjnych są wyświetlone (jak na

fig. 7.10.b) parametry zawarte w nagłówku pliku, który zostaje wczytany do programu.

Fig. 7.9. Okienko startowe programu inter-m2D

a)

b)

Fig. 7.10. Dane z nagłówka pliku a) wyświetlone w programie Inter-m2D b)


51

model

krzywa pomiarowakrzywa modelowa

warstwa redukcyjna

Fig. 7.11. Korekta wybranej powierzchni

Fig. 7.12. Korekta namagnesowania w warstwie

Program umoŜliwia ustalanie rozkładu namagnesowania osobno w kaŜdej warstwie modelu.

Kąt namagnesowania w płaszczyźnie profilu odnosi się do wszystkich warstw tworzących

model.


52

7.5.2. Interpretacja geofizyczna przy uŜyciu programu komputerowego Przed przystąpieniem do interpretacji geofizycznej (inwersji) naleŜy dobrać wartość

namagnesowania J diabazu oraz skał otaczających i wartość kąta namagnesowania w

płaszczyźnie profilu β. Dla uproszczenia procesu inwersji, przyjęto taką samą wartość J dla

całego złoŜa i wartość β, choć w rzeczywistości złoŜe nie jest jednorodne i w kaŜdym miejscu

moŜe mieć inną wartość J oraz inny kąt namagnesowania. Namagnesowanie diabazu czarnego

otrzymano z obliczeń, których wyniki przedstawiono w tabeli 6.1. (rozdz. 6.4.) – J = 1.6 A/m.

Nie wzięto pod uwagę wartości J diabazu brunatnego, gdyŜ jest ona zbyt mała w porównaniu

z J odmiany czarnej, co mogłoby spowodować wygenerowanie modelu o znacznych

miąŜszościach. Efekt ten nie byłby wówczas zgodny z rzeczywistością. Wartość

namagnesowania skał otaczających przyjęto J = 0 A/m, gdyŜ modelowanie magnetyczne

związane jest tylko ze skałami posiadającymi własności magnetyczne.

Wartość β wyznacza się metodami laboratoryjnymi wykonując badania paleomagnetyczne

NRM (naturalnej pozostałości magnetycznej) próbki. Badania te nie były moŜliwe do

zrealizowania, bo nie ma reprezentatywnych próbek ze złoŜa. Próbki przedstawione na fig.

1.1. i 6.1. pochodzą z odsłonięcia przy drodze polnej zaznaczonej czerwoną strzałką na fig.

4.1., czyli ok. 100 m na zachód od pola pomiarowego. Pozostało więc dobrać wartość β

metodą szukania. Wykorzystano do tego wyniki inwersji geoelektrycznej z fig. 5.12.

ZałoŜono granicę diabazów na izolinii 72 Ohm*m i (na profilu 5) 58 Ohm*m digitalizując

model geoelektryczny. Dane te wczytano do programu Inter-m2D jako początkowy model

magnetyczny. Przyjęto wstępnie, Ŝe skała jest namagnesowana indukcyjnie (zgodnie z

obecnym polem magnetycznym), czyli β = 63°. Ustalono, Ŝe strop skały pokrywa się (w

górnej części kaŜdego profilu) z izolinią wartości oporności elektrycznej (linii tej samej

wartości ρ) odpowiednio 72 i 58 Ohm*m. Następnie manewrując tylko dolną powierzchnią

rozdziału, dopasowano, w miarę moŜliwości najlepiej, krzywą modelową do krzywej

pomiarowej ∆T. NałoŜono (w programie SURFER) model magnetyczny na model

geoelektryczny, lecz nie miały one ze sobą nic wspólnego (nie pokrywały się).

Namagnesowanie nie pokryło się z namagnesowaniem indukcyjnym, z tego wynika, Ŝe

istnieje pozostałość magnetyczna. Zatem przyjęto inną wartość kąta namagnesowania. W

kolejnych etapach szukania β, ustalono niezaleŜnie dla kaŜdego profilu wartość tego kąta,

dobierając ją tak, aby oba modele pokrywały się najlepiej: na profilu -5 – β = 160°, na 0 – β =

160° i na 5 – β = 140°. Z uwagi na konieczność ujednolicenia wartości kąta namagnesowania

(łatwość interpretacji oraz ustalenie wypadkowej wartości kąta dla całej skały), przyjęto


53

średnią arytmetyczną z tych liczb. Dla β = 153° wykonano jeszcze raz proces inwersji,

którego wyniki przedstawione są na fig. 7.13, fig. 7.14 i fig. 7.15.

Profil -5

krzywa pomiarowa dTkrzywa modelowa dT

model ciala zaburzajacego

S N

ρ [ohm*m]

0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 100

y [m]

-25

-20

-15

-10

-5

0

h [m

] 2

5

8

12

16

20

25

31

38

46

58

72

89

110

138

171

212

370

-200

-100

0

100

200

300

dT [n

T]

01.6 namagnesowanie modelu magnetycznego [A/m]

0

1.6 1.6 1.60

Fig. 7.13. Dobór kąta namagnesowania oraz przedstawienie modelu dajkowego na profilu -5


54

Profil 0

ρ [ohm*m]



S N

0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 100

y [m]

-25

-20

-15

-10

-5

0

h [m

]

2

5

8

12

16

20

25

31

38

46

58

72

89

110

138

171

212

370

-200

-100

0

100

200

300dT

[nT

]

01.6

1.6

1.61.6

0

0

namagnesowanie modelu magnetycznego [A/m]

Fig. 7.14. Dobór kąta namagnesowania oraz przedstawienie modelu dajkowego na profilu 0


55

Profil 5

ρ [ohm*m]



S N

0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 100

y [m]

-25

-20

-15

-10

-5

0

h [m

] 2

5

8

12

16

20

25

31

38

46

58

72

89

110

138

171

212

370

-200

-100

0

100

200

300dT

[nT

]


01.61.6 1.6

0

Fig. 7.15. Dobór kąta namagnesowania oraz przedstawienie modelu dajkowego na profilu 5

ZałoŜono 2 koncepcje rozwiązania zadania. Pierwszą jest to, Ŝe 2 dominujące anomalie

związane są z pionowymi strukturami (dajkami). Zadanie to rozwiązano w trakcie szukania

kąta β. Ta niezgodna intruzja dość dobrze pasuje tylko do modelu geoelektrycznego na profilu

0 (fig. 7.14.). Druga koncepcja zakłada, Ŝe diabaz występuje tu w postaci popękanych bloków

płytowych, co bardziej odpowiada wynikom inwersji geoelektrycznej (fig. 5.12.) i

rzeczywistej budowie geologicznej, przedstawionej na fig. 3.2. Wobec tego zdecydowano się

skupić uwagę na drugim rozwiązaniu.

Z ustalonymi wcześniej parametrami (J = 1.6 A/m oraz β = 153°) przystąpiono do

interpretacji magnetycznej. Aby w duŜym stopniu ograniczyć wieloznaczność, model

magnetyczny starano się dopasować dość dokładnie do modelu geoelektrycznego (modelu

wyjściowego), bowiem metodę Resistivity Imaging oraz moŜliwość automatycznej inwersji

(bez ingerencji interpretatora) jej wyników, uznano za metodę samodzielną. Na profilach -10 i


56

10 model magnetyczny opracowano na podstawie podobieństwa z modelami sąsiednich

profili (odpowiednio -5 i 5). Spąg diabazu ustalono na głębokości większej niŜ głębokość

zasięgu metody geoelektrycznej ze względu na moŜliwość jego występowania poniŜej.

Dopasowanie dolnej granicy diabazu jest mniej pewne i mniej czułe, bo efekt magnetyczny z

takiej głębokości h jest jak 1/h3, dlatego tam, gdzie było to konieczne, zmieniano głębokość

spągu w większym zakresie. Manewrowano głównie stropem interpretowanej skały, gdyŜ im

bliŜej powierzchni Ziemi, tym czułość na zmiany jest większa. Ze względu na niewiadome

pochodzenie anomalii magnetycznej północnej części kaŜdego profilu, stwierdzono, Ŝe ciało

ją wywołujące, moŜe znajdować się głębiej, dlatego głębokość spągu sięga wartości nawet 25

m, a strop ustalono poza zasięgiem metody geoelektrycznej.

W ramach eksperymentu dokonano inwersji danych pomiarowych z uwzględnieniem

morfologii terenu na tle wyników interpretacji geoelektrycznej na profilu 0 (fig. 7.16.) i

porównano (z dokładnie tymi samymi załoŜeniami) z wynikami bez morfologii (fig. 8.3.).

RóŜnice jakie powstały, wynikają z wieloznaczności interpretacji. Zmiany kąta nachylenia

terenu nie wpłynęły w sposób istotny na wyniki interpretacji magnetycznej, dlatego nie brano

pod uwagę morfologii do inwersji na pozostałych profilach.


57

Profil 0

ρ [ohm*m]

krzywa pomiarowa dTkrzywa modelowa dTmorfologia terenu


S N

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100y [m]

-25

-20

-15

-10

-5

h [m

]

2

5

8

12

16

20

25

31

38

46

58

72

89

110

138

171

212

370

0

5

10

dh [m

]

-200

-100

0

100

200

300dT

[nT

]

01.6

1.6

00 1.6

1.6

0


Fig. 7.16. Zestawienie interpretacji magnetycznej (z uwzględnieniem morfologii) i

geoelektrycznej na profilu 0


58

8. Zestawienie wyników badań magnetycznych i geoelektrycznych i ich omówienie Zestawienie wyników badań magnetycznych i geoelektrycznych to prezentacja

ostatecznych wyników interpretacji geofizycznej wraz z odniesieniem do budowy

geologicznej na terenie pola pomiarowego. Budowa geologiczna nie jest w tym miejscu

dokładnie rozpoznana, dlatego wyniki badań mogą pomóc rozwiązać ten problem,

przynajmniej do głębokości 10-15 metrów.

Fig. 8.1.-8.5. przedstawiają wyniki interpretacji geofizycznej na kaŜdym profilu. Fig. 8.1. i

fig. 8.5. nie zawierają wyników geoelektrycznych, dlatego modele magnetyczne dopasowano

na podstawie podobieństwa do modeli sąsiednich profili. Szacuje się, Ŝe modele Resistivity

Imaging powinny wyglądać podobnie.

Strefa o najwyŜszych opornościach na głębokości 2-10 m odpowiada „warstwie” diabazu

miękińskiego, co potwierdza model magnetyczny oraz obecność maximów oporności pod

dodatnimi ekstremami krzywej anomalii ∆T. Diabaz charakteryzuje się (tu) względnie wyŜszą

wartością oporności elektrycznej oraz najsilniejszymi własnościami magnetycznymi. Skała ta

jest w róŜnym stopniu zwietrzała, co moŜna zauwaŜyć na wynikach geoelektrycznych. Im ona

jest bardziej zmieniona, tym jej oporność jest niŜsza. W miejscach, gdzie oporność ma duŜą

wartość, moŜe być czarna odmiana diabazu, a tam, gdzie niŜszą – brunatna. Ta pierwsza

zawiera magnetyt, który posiada silne własności magnetyczne, a druga – hematyt,

magnetycznie słabszy w stosunku do pierwszego.

Nad omawianą skałą występuje zwietrzelina, która raczej nie wykazuje własności

magnetycznych, choć miejscami model magnetyczny ją obejmuje. MoŜe to być związane z

obecnością duŜej ilości wtórnych minerałów magnetycznych lub moŜe to być ta skała, lecz w

tym miejscu mieć inne własności elektryczne. Nieuwzględnienie morfologii terenu w

pomiarach elektrooporowych moŜe na to mieć niewielki wpływ, szczególnie w południowej

części przekroju. Strefa głębokości od 0 do ok. 2 m związana jest z glebą, w dolnej części z

dodatkiem gliny zwietrzelinowej. Wysoka oporność moŜe być związana z występowaniem

lessów (Czerny, 2006) lub bardzo przesuszonej gleby.

W dolnej części przekroju, strefa pośrednich oporności (25-75 Ohm*m) prawdopodobnie

reprezentuje zwietrzały lub przeobraŜony, w wyniku wylania się gorącej magmy, zlepieniec

myślachowicki. Z informacji geologicznych (rozdz. 3.) wynika, Ŝe zlepieniec wietrzał w tym

samym okresie, co diabaz, ale proces przeobraŜenia i potem wietrzenia jest tu jak najbardziej

moŜliwy. Wobec tego niska, jak na zlepieniec, oporność elektryczna jest uzasadniona.

W północnej części przekroju geoelektryczno-magnetycznego oraz na głębokości powyŜej 10

m występuje strefa o obniŜonej oporności. Fig. 3.2. podpowiada, Ŝe w tym miejscu są skały


59

strefy paleowietrzeniowej powstałej ze zwietrzenia niŜej leŜących warstw, którą tworzą iły. W

północnej części zagadkowa jest anomalia magnetyczna. Do końca nie wiadomo, co ją

wywołuje. Pomiary przy uŜyciu tomografii elektrooporowej nie wykryły Ŝadnego ciała

zaburzającego pole magnetyczne w tym miejscu. Na tej podstawie moŜna sądzić, Ŝe anomalia

pochodzi od ciała zlokalizowanego głębiej niŜ głębokość diabazu. Nawet w modelowaniu

magnetycznym przyjęto dla tego obiektu namagnesowanie 1.6 A/m, jak dla diabazu, gdyŜ

wówczas sądzono, Ŝe to ta skała moŜe tam znajdować się. Z kolei Czerny (2006) podaje, Ŝe tę

strefę budują iły pąsowo-czerwone i fioletowo-czerwone, drobno mikowe, z wkładkami

piaskowców arkozowych czerwonawych i Ŝółtawych. Górna jej część jest czerwona, gdyŜ

zawiera minerały, w których Ŝelazo jest na trzecim stopniu utlenienia Fe3+ (goethyt, hematyt),

a dolna – szara lub czarna, bo zawiera minerały femiczne na drugim stopniu utlenienia Ŝelaza

Fe2+ (np. magnetyt?). Wymodelowana w tej części przekroju struktura moŜe wskazywać na

większą koncentrację hematytu, a nawet magnetytu (?) w iłach, pojawiającą się na głębokości

od ok. 5.5 m lub płycej.

Warto teŜ zwrócić uwagę na minimum anomalii magnetycznej w okolicy środka kaŜdego

profilu. Charakteryzuje ono skały niemagnetyczne. UwaŜa się, Ŝe diabaz jest skałą spójną i

nie zawiera minerałów pierwotnych. W wyniku wietrzenia powstały minerały wtórne.

Dodatkowo w tym miejscu te wtórne minerały mogły zostać usunięte przez wody gruntowe

lub inny czynnik trudny do identyfikacji na obecnym poziomie badań. Innym wyjaśnieniem,

bardziej prawdopodobnym, jest przeszkoda w równomiernym płynięciu potoku magmowego.

Wówczas byłaby ona niemagnetyczną skałą (o oporności elektrycznej zbliŜonej do oporności

diabazu), nie mającą nic wspólnego ze zjawiskami magmowymi, istniejącą jeszcze przed

intruzją.

Na profilach 5, 0 i -5 między 70. i 80. metrem obserwuje się niewielką anomalię, która

„przesuwa się” w kierunku północnym wraz ze zmianą profilu w podanej kolejności. Na

profilu 10 i -10 ona nie występuje lub jest maskowana przez sąsiadujące większe anomalie.

Nie jest to struktura 2D (dwuwymiarowa), stąd problem z dopasowaniem modelu

magnetycznego. Na przekroju elektrooporowym obserwuje się w iłach lokalny wzrost

oporności do 20-25 Ohm*m. Ta „dziwna anomalia” magnetyczna i elektryczna moŜe być

związana z nieciągłością tektoniczną. Prawdopodobne uskoki tektoniczne zaznaczone są na

mapie anomalii magnetycznej przedstawionej na fig. 7.7.

Na profilu 0 między 52. i 62. metrem (fig. 8.3.) na przekroju Resistivity Imaging wyraźnie

obserwuje się jak struktura pozioma zmienia kierunek na pionowy. Tego niezwykłego

zjawiska nie ma na pozostałych przekrojach. Do tej pory uwaŜano, Ŝe potok magmowy mógł

wypłynąć na 4 strony świata ze szczeliny lub komina będącego odsłonięciem w drodze polnej


60

(strzałka czerwona na fig. 3.2., fig. 4.1.). Czy tu teŜ mamy do czynienia ze szczeliną lub

kominem wulkanicznym? Jeśli tak, to potok magmowy mógł wylać się z tej właśnie szczeliny

i popłynąć na południe, wschód i zachód (a czemu nie w kierunku północnym?). W związku z

tym, mogłyby teŜ być 2 kominy: jeden przedstawiony czerwoną strzałką (fig. 4.1.), a drugi to

ten omawiany. Do tej sytuacji doskonale pasuje model dajkowy (model struktury pionowej)

(fig. 7.14.). Jeśli jednak to nie jest komin, to prawdopodobnie w tym miejscu miąŜszość

intruzji jest większa, a efekt ugiętych izoomów moŜe być związany z wietrzeniem tej skały. Ił

jest skałą plastyczną, która pod wpływem cięŜaru gorącej magmy mogła podnieść się od

północnej strony intruzji, stąd głębokość stropu iłów jest podobna do stropu intruzji diabazu.

W południowej części przekroju wyraźnie widać, jak wartość anomalii ∆T maleje. Jest to

efekt „wycieniania” się diabazu, tzn. w kierunku południowym intruzja staje się coraz

cieńsza. Innym rozwiązaniem moŜe być zwiększająca się głębokość diabazu lub

zmniejszająca się wartość podatności magnetycznej na skutek intensywniejszego wietrzenia

(występowanie odmiany brunatnej?), czego nie uwzględniono w modelu. KaŜdy ewentualny

wzrost wartości anomalii ∆T moŜe być efektem wzrostu oporności elektrycznej (jak np.

między 16. i 22. metrem na profilu 0 (fig. 8.3.)), a tym samym obecnością w tym miejscu

czarnej odmiany diabazu.

Głębokość stropu diabazu jest zmienna. Najmniejsze wartości przyjmuje ona pod maximami

anomalii magnetycznej. Dla profilu -10 jest to: 0.4-0.5 m, dla -5: 0.5-0.7 m, dla 0: 0.8-1.1 m,

dla 5: 0.9-1.3 m i dla profilu 10: 0.5-1 m. Warto wspomnieć, Ŝe te mniejsze wartości dotyczą

maximum ∆T zlokalizowanego między 55. a 60. metrem kaŜdego profilu, zaś te większe

związane są z dodatnim ekstremum od strony południowej, jak przedstawiają fig. 8.1-8.5. Z

uwagi na mniej pewne i mniej czułe dopasowanie spągu diabazu, jego głębokość szacuje się

na 15 m, choć w południowej części kaŜdego profilu nawet na 7 m. W północnej części linii

pomiarowej, jak juŜ wspomniano, mamy raczej do czynienia z wysoką koncentracją

minerałów magnetycznych w iłach strefy paleowietrzeniowej, stąd głębokość stropu i spągu

tej części modelu nie jest związana z występowaniem obok diabazów.

W rozdziale 7.5.2. załoŜono 2 koncepcje rozwiązania zadania: model potrzaskanej płyty oraz

model dajkowy. Wszystkie wyniki raczej przekonują, Ŝe intruzja ma charakter płytowy.

Otrzymany wynik jest ekwiwalentny, ale nie ostateczny i podlega dalszej dyskusji.


61

Profil -10



S N

0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 100

y [m]

-25

-20

-15

-10

-5

0

h [m

]

-200

-100

0

100

200

300

400dT

[nT

]


0

1.6

0

0

0

1.61.6

Fig. 8.1. Wyniki interpretacji magnetycznej na profilu -10


62

Profil -5



S N

ρ [ohm*m]

0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 100

y [m]

-25

-20

-15

-10

-5

0

h [m

] 2

5

8

12

16

20

25

31

38

46

58

72

89

110

138

171

212

370

-200

-100

0

100

200

300dT

[nT

]


1.6

1.6

1.6

0

00

Fig. 8.2. Zestawienie wyników interpretacji magnetycznej i geoelektrycznej na profilu -5


63

Profil 0

ρ [ohm*m]



S N

0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 100

y [m]

-25

-20

-15

-10

-5

0

h [m

]

2

5

8

12

16

20

25

31

38

46

58

72

89

110

138

171

212

370

-200

-100

0

100

200

300dT

[nT

]

01.6

1.6

1.6

1.6

0

0


1.6

00

Fig. 8.3. Zestawienie wyników interpretacji magnetycznej i geoelektrycznej na profilu 0


64

Profil 5

ρ [ohm*m]



S N

0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 100

y [m]

-25

-20

-15

-10

-5

0

h [m

] 2

5

8

12

16

20

25

31

38

46

58

72

89

110

138

171

212

370

-200

-100

0

100

200

300dT

[nT

]


0

1.6

1.6

1.6

0

0

0

Fig. 8.4. Zestawienie wyników interpretacji magnetycznej i geoelektrycznej na profilu 5


65

Profil 10



S N

0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 100

y [m]

-25

-20

-15

-10

-5

0

h [m

]

-200

-100

0

100

200

300

400dT

[nT

]


0

1.6

00

0

1.6

1.60

Fig. 8.5. Wyniki interpretacji magnetycznej na profilu 10


66

9. Wnioski (zakończenie) W warunkach słabego rozpoznania budowy geologicznej zastosowanie kilku metod

geofizycznych pozwala ograniczyć wieloznaczność interpretacji.

Wyniki badań metodą Resistivity Imaging dostarczyły informacji o kształcie intruzji

diabazowej. Początkowo sądzono tylko w oparciu o analizę obrazu anomalii ∆T, Ŝe diabaz

miękiński występuje tu w postaci dajek, lecz wyniki tomografii elektrooporowej pozwoliły na

zmianę koncepcji interpretacji. Choć maksymalny zasięg metody wynosi 10.5 m, to jest on

wystarczający do potwierdzenia tu budowy płytowej diabazu. Metoda geoelektryczna rzuciła

teŜ cień nadziei na to, Ŝe na profilu 0 moŜe istnieć komin lub szczelina, poprzez które mógł

wylać się potok magmowy, lecz na tym etapie badań nie da się tego potwierdzić.

Obrazowanie elektrooporowe potwierdziło występowanie w północnej i dolnej części profili

iłów strefy paleowietrzeniowej.

Zastosowanie metody magnetycznej obok metody geoelektrycznej pozwoliło

stwierdzić, Ŝe intruzja diabazu miękińskiego ma formę złoŜoną. Największe wartości

anomalii magnetycznej mogą być efektem od odmiany czarnej diabazu, gdzie głównym

minerałem magnetycznym (wg Czernego, 2006) jest magnetyt. Mniejsze wartości mogą

pochodzić od bardziej zwietrzałej skały – odmiany brunatnej, gdzie dominującym minerałem

magnetycznym jest hematyt. Występujące w środkowej części profili minimum ∆T wskazuje

na pojawienie się tu utworów pozbawionych własności magnetycznych. Mogą one stanowić

przeszkodę w równomiernym płynięciu potoku magmowego. Metoda magnetyczna wskazała

w północnej części profili anomalię. NiŜsza wartość ∆T, w porównaniu z wartością anomalii

nad diabazami, sugeruje obecność ciała zaburzającego na większej głębokości niŜ intruzja

diabazu.

Wykorzystanie metody kappametrycznej przyczyniło się do ułatwienia modelowania

magnetycznego. Dzięki pomiarom podatności magnetycznej próbek, obliczono ich

namagnesowanie oraz uŜyto (wartość 1.6 A/m) do stworzenia modelu. Wyniki pomiarów κ

(w tab. 6.1.) potwierdzają zróŜnicowanie pod względem stopnia zwietrzenia diabazu (istnienie

brunatnej i czarnej odmiany). W czarnej odmianie, gdzie głównym minerałem magnetycznym

jest magnetyt, zaobserwowano 3-krotnie większą wartość podatności (κ = 3156.4 · 10-6 CGS)

w stosunku do odmiany brunatnej (κ = 995.5 · 10-6 CGS).

Dzięki zastosowaniu kompleksowej interpretacji udało się potwierdzić istnienie

diabazu miękińskiego na badanym obszarze na średniej głębokości ok. 3 m. Najmniejszej

głębokości występowania stropu badanej skały naleŜy się spodziewać pod maximami ∆T,

gdzie średnia wartość h = ok. 75 cm. Średnią głębokość spągu szacuje się na 10 m.


67

Profil -10


S N

0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 100

y [m]

-25

-20

-15

-10

-5

0h

[m]


0

1.6

0

0

0

1.61.6

Fig. 9.1. Podsumowanie wyników interpretacji geofizycznej na profilu -10

Profil -5


S Nρ [ohm*m]

0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 100

y [m]

-25

-20

-15

-10

-5

0

h [m

]

2

5

8

12

16

20

25

31

38

46

58

72

89

110

138

171

212

370


1.6

1.6

1.6

0

00

Fig. 9.2. Podsumowanie wyników interpretacji geofizycznej na profilu -5

Profil 0ρ [ohm*m]


S N

0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 100

y [m]

-25

-20

-15

-10

-5

0

h [m

]

2

5

8

12

16

20

25

31

38

46

58

72

89

110

138

171

212

370

01.6

1.6

1.6

1.6

0

0


1.6

00

Fig. 9.3. Podsumowanie wyników interpretacji geofizycznej na profilu 0


68

Profil 5ρ [ohm*m]


S N

0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 100

y [m]

-25

-20

-15

-10

-5

0

h [m

]

2

5

8

12

16

20

25

31

38

46

58

72

89

110

138

171

212

370


0

1.6

1.6

1.6

0

0

0


Profil 10


S N

0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 100

y [m]

-25

-20

-15

-10

-5

0

h [m

]


0

1.6

00

0

1.6

1.60


Zestawienie metod geofizycznych pozwoliło wyjaśnić źródło anomalii magnetycznej w

północnej części. Badania metodą tomografii elektrooporowej wykazały, Ŝe źródło to

(koncentracja hematytu lub teŜ magnetytu) występuje w iłach strefy paleowietrzeniowej, co

potwierdza przekrój geologiczny na fig. 3.2. Niewielki wzrost ∆T oraz ρ między 70. i 80.

metrem moŜe mieć związek z jakąś nieciągłością tektoniczną, co przedstawia fig. 7.7.

Ostatecznie moŜna stwierdzić, Ŝe cel pracy został osiągnięty, gdyŜ kompleksowa

interpretacja pomiarów magnetycznych i elektrooporowych dała lepsze wyniki (fig. 9.1.-9.5.).

Potwierdziła ona wcześniejsze załoŜenia przedstawione na fig. 3.2. (przynajmniej ich część),

ale nie ostatecznie i podlega to dalszej dyskusji.


69

Literatura Bartington Instruments Ltd (2004) Operation Manual for MS2 Magnetic Susceptibility System. Instrukcja obsługi systemu do pomiaru podatności magnetycznej. Strona internetowa http://www.bartington.com (niepublikowane). Bojdys, G. (2005-2006) Konsultacje w trakcie przygotowywania pracy dyplomowej. Czerny, J. (2006) Przekaz ustny oraz podane ustnie informacje z lat 90. XX w. będące efektem pracy grup studenckich w ramach praktyk z kartografii geologicznej pod opieką dr inŜ. Jerzego Czernego. Czerny, J., Muszyński, M. (1997) Co-Magmatism of the Permian Volcanites of the Krzeszowice Area in the Light of Petrochemical Data. Mineralogia Polonica Vol. 28, No 2, 3-25. Dearing, J. (1999) Environmental Magnetic Susceptibility. Using the Bartington MS2 System. British Library Cataloguing in Publication Data (strona internetowa: http://www.bartington.com), England. Dzwinel, J. (1972) Elektryczne Metody Poszukiwawcze. W: Zarys Geofizyki Stosowanej (Fajklewicz, Z., red.), Wydawnictwa Geologiczne, Warszawa, ss. 295-482. Dzwinel, J. (1978) Geofizyka: Metody Geoelektryczne: Dla Techników. Wydawnictwa Geologiczne, Warszawa. Fajklewicz, Z. (1972) Magnetometria Poszukiwawcza. W: Zarys Geofizyki Stosowanej (Fajklewicz, Z., red.), Wydawnictwa Geologiczne, Warszawa, ss. 227-294. Główny Geodeta Kraju (1997) Mapa topograficzna Polski: Wola Filipowska M-34-64-C-a-2 1:10 000. Główny Geodeta Kraju, Warszawa. Heflik, W. (1960) Charakterystyka Petrograficzna Diabazów i Melafirów z Miękini. W: Materiały do Geologii Obszaru Śląsko-Krakowskiego (tom VI). Instytut Geologiczny, Warszawa, biuletyn 155. Jaroszewski, W. (red.) (1985) Słownik Geologii Dynamicznej. Wydawnictwa Geologiczne, Warszawa. Loke, M. H. (1999) Electrical Imaging Surveys For Environmental And Engineering Studies. Przewodnik do badań metodą Resistivity Imaging. Strona internetowa: http://www.abem.com (niepublikowane). Mortimer, Z. (2001) Zarys Fizyki Ziemi. Uczelniane Wydawnictwa Naukowo-Dydaktyczne AGH, Kraków. Płonczyński, J., Łopusiński L. (1992) Szczegółowa mapa geologiczna Polski w skali 1:50000: Krzeszowice M-34-64-C. Państwowy Instytut Geologiczny, Warszawa. Scintrex Ltd (1994): ENVI Geophysical System Operations Manual. Instrukacja obsługi magnetometru. Strona internetowa: http://www.scintrexltd.com (niepublikowane).


70

Zajączkowski, W. (1964) Utwory Dolnego Karbonu i Budowa Geologiczna Okolic Grzbietu Dębnickiego. W: Materiały Na XXXVII Zjazd Polskiego Towarzystwa Geologicznego (Bojkowski, K., Jachowicz, A., red.), Polskie Towarzystwo Geologiczne, Katowice, cz. II, ss. 1-23.

Strony internetowe:

http://mapa.szukacz.pl


71

Podziękowania

Serdecznie pragnę podziękować następującym osobom:

Panu dr hab. inŜ. Grzegorzowi Bojdysowi (promotorowi) za wszelką pomoc w

organizacji i pomiarach magnetycznych w Miękini oraz opiekę nad pracą dyplomową

Pani prof. dr hab. inŜ. Teresie Grabowskiej (recenzentowi) za konsultacje i pomoc w

pomiarach podatności magnetycznej próbek diabazów z Miękini oraz opiekę nad

pracą dyplomową

Panu dr in Ŝ. Jerzemu Czernemu za konsultacje geologiczne dotyczące badanego

obszaru oraz pomoc w znalezieniu literatury na ten temat

Panu dr in Ŝ. Jerzemu Włodzimierzowi Mościckiemu, Panu Wiesławowi Sułowskiemu,

KoleŜance Bogusławie Gryboś za pomoc w realizacji i wykonanie pomiarów

geoelektrycznych metodą Resistivity Imaging w Miękini

KoleŜankom: Paulinie Smółce, Katarzynie Trzupek i Joannie Wiecheć za pomoc przy

pomiarach magnetycznych w Miękini

Panu dr in Ŝ. Ireneuszowi Felisiakowi za pomoc w znalezieniu literatury

Panu dr in Ŝ. Jerzemu Włodzimierzowi Mościckiemu za moŜliwość skorzystania z

pełnej wersji programu do inwersji geoelektrycznej Res2Dinv firmy Geotomo

Software

Panu dr in Ŝ. Januszowi Antoniukowi i Panu mgr inŜ. Grzegorzowi Strózikowi za

pomoc przy wstępnej interpretacji geoelektrycznej

Panu mgr inŜ. Grzegorzowi Strózikowi za udostępnienie zdjęć aparatury GEOMES-RR5

z pomiarów w październiku 2003 na Rynku Głównym w Krakowie

Panu mgr inŜ. Michałowi Rudzkiemu z przedsiębiorstwa Geofizyka Toruń Sp. z o.o. za

udostępnienie i zeskanowanie mapy geologicznej rejonu Krzeszowic

Panu Andrzejowi Szumnemu z Pracowni Szlifierskiej WGGiOŚ za wycięcie oraz

wyszlifowanie próbek diabazu miękińskiego

Koledze Adamowi Waśniowskiemu za zeskanowanie mapy topograficznej oraz za

sfotografowanie próbek skalnych

KoleŜance Bogusławie Gryboś za udostępnienie zdjęć aparatury GEOMES-RR5

KoleŜance Monice Wilk za korektę angielskiej wersji streszczenia pracy

OCENA PRACY MAGISTERSKIEJ - geol.agh.edu.plmgorka/moje/praca-mgr/MichalGorka-praca... · Akademia...

Documents

Transcript of OCENA PRACY MAGISTERSKIEJ - geol.agh.edu.plmgorka/moje/praca-mgr/MichalGorka-praca... · Akademia...