Planowanie i organizacja badań geofizycznych

„Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego”

MINISTERSTWO EDUKACJI

NARODOWEJ

Teresa Górny

Planowanie i organizacja badań geofizycznych
311[11].Z3.02

Poradnik dla ucznia

Wydawca

Instytut Technologii Eksploatacji – Państwowy Instytut Badawczy
Radom 2007

„Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego”

Recenzenci:
dr inż. Marek Młyńczak
doc. dr hab. inż. Grzegorz Mutke

Opracowanie redakcyjne:
mgr Teresa Górny

Konsultacja:
mgr inż. Marek Olsza

Poradnik stanowi obudowę dydaktyczną programu jednostki modułowej 311[11].Z3.02
„Planowanie i organizacja badań geofizycznych”, zawartego w modułowym programie
nauczania dla zawodu technik geofizyk.

Wydawca

Instytut Technologii Eksploatacji – Państwowy Instytut Badawczy, Radom 2007

„Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego”

SPIS TREŚCI

Wprowadzenie

Wymagania wstępne

Cele kształcenia

Materiał nauczania

4.1.

Przygotowanie do badań geofizycznych

4.1.1.

Materiał nauczania

4.1.2.

Pytania sprawdzające

4.1.3.

wiczenia

4.1.4.

Sprawdzian postępów

4.2.

Projektowanie badań grawimetrycznych i magnetycznych

4.2.1.

Materiał nauczania

4.2.2.

Pytania sprawdzające

4.2.3.

wiczenia

4.2.4.

Sprawdzian postępów

4.3.

Projektowanie badań elektrycznych i elektromagnetycznych

4.3.1.

Materiał nauczania

4.3.2.

Pytania sprawdzające

4.3.3.

wiczenia

4.3.4.

Sprawdzian postępów

4.4.

Projektowanie sejsmicznych badań polowych

4.4.1.

Materiał nauczania

4.4.2.

Pytania sprawdzające

4.4.3.

wiczenia

4.4.4.

Sprawdzian postępów

4.5.

Projektowanie badań przeprowadzanych w otworach wiertniczych

4.5.1.

Materiał nauczania

4.5.2.

Pytania sprawdzające

4.5.3.

wiczenia

4.5.4.

Sprawdzian postępów

Sprawdzian osiągnięć

Literatura

„Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego”

1. WPROWADZENIE

Poradnik ten będzie Ci pomocny w przyswajaniu wiedzy dotyczącej planowania

i organizacja badań geofizycznych.

W poradniku zamieszczono:

−

wymagania wstępne – wykaz umiejętności, jakie powinieneś mieć już ukształtowane,
abyś bez problemów mógł korzystać z poradnika,

−

cele kształcenia – wykaz umiejętności, jakie ukształtujesz podczas pracy z poradnikiem,

−

materiał nauczania – wiadomości teoretyczne niezbędne do osiągnięcia założonych celów
kształcenia i opanowania umiejętności zawartych w jednostce modułowej,

−

zestaw pytań, abyś mógł sprawdzić, czy już opanowałeś określone treści,

−

wiczenia, które pomogą Ci zweryfikować wiadomości teoretyczne oraz ukształtować

umiejętności praktyczne,

−

sprawdzian postępów,

−

sprawdzian osiągnięć, przykładowy zestaw zadań. Zaliczenie testu potwierdzi
opanowanie materiału całej jednostki modułowej,

−

literaturę uzupełniającą.
Miejsce jednostki modułowej w strukturze modułu 311[11].Z3 „Badania geofizyczne”

jest wyeksponowane na schemacie zamieszczonym na stronie 4.

Bezpieczeństwo i higiena pracy

W czasie pobytu w pracowni musisz przestrzegać regulaminów, przepisów bhp

i instrukcji przeciwpożarowych, wynikających z rodzaju wykonywanych prac. Wiadomości
dotyczące przepisów bezpieczeństwa i higieny pracy, ochrony przeciwpożarowej oraz
ochrony środowiska znajdziesz w jednostce modułowej 311[11].O1.01 „Przestrzeganie
przepisów bezpieczeństwa i higieny pracy oraz ochrony środowiska”.

„Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego”

Schemat układu jednostek modułowych

311[11].Z3

Badania geofizyczne

311[11].Z3.01

Analizowanie zmian

geofizycznych w strukturze

Ziemi

311[11].Z3.03

Obsługiwanie aparatury do

pomiarów geofizycznych

311[11].Z3.02

Planowanie i organizacja

badań geofizycznych

311[11].Z3.04

Wykonywanie badań

geofizycznych

311[11].Z3.05

Badanie właściwości

minerałów i skał

311[11].Z3.06

Sporządzanie dokumentacji

badań geofizycznych

„Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego”

2. WYMAGANIA WSTĘPNE

Przystępując do realizacji programu nauczania jednostki modułowej powinieneś umieć:

−

stosować przepisy bezpieczeństwa i higieny pracy, ochrony środowiska i ochrony
przeciwpożarowej obowiązujące w pracowni i na stanowisku pracy,

−

korzystać z różnych źródeł informacji,

−

organizować stanowisko pracy zgodnie z wymogami ergonomii,

−

posługiwać się podstawowymi pojęciami z zakresu fizyki, takimi jak: masa, siła,
prędkość,

−

stosować podstawowe prawa fizyki z zakresu pola grawitacyjnego, elektrostatycznego,
magnetycznego,

−

rozpoznać efekty geofizyczne,

−

wyjaśnić przyczyny powstawania anomalii geofizycznych,

−

klasyfikować metody badań geofizycznych,

−

charakteryzować zmiany pól fizycznych Ziemi,

−

wyjaśniać związki mierzonych pól fizycznych Ziemi z budową geologiczną,

−

posługiwać się dokumentacją geodezyjną,

−

posługiwać się dokumentacją geologiczną,

−

posługiwać się podstawowymi pojęciami topograficznymi,

−

stosować i zamieniać jednostki układu SI,

−

interpretować związki wyrażone za pomocą wzorów, tabel,

−

wykonywać proste obliczenia matematyczne,

−

użytkować komputer,

−

współpracować w grupie.

„Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego”

3. CELE KSZTAŁCENIA

W wyniku realizacji programu jednostki modułowej powinieneś umieć:

−

zaplanować badania geofizyczne,

−

określić cele wykonywania pomiarów geofizycznych,

−

dobrać metody wykonywania pomiarów geofizycznych w zależności od warunków
geologicznych,

−

zorganizować stanowisko pracy do pomiarów terenowych,

−

określić zasady przeprowadzania pomiarów geofizycznych,

−

wyjaśnić procedurę uzyskiwania zezwoleń na wykonywanie terenowych badań
geofizycznych,

−

opracować harmonogram wykonywania pomiarów terenowych,

−

ustalić położenie punktów pomiarowych w terenie,

−

zorganizować prowadzenie pomiarów geofizycznych,

−

określić wpływ badań geofizycznych na środowisko przyrodnicze,

−

zastosować metody zapobiegania powstawaniu szkód geologicznych i ekologicznych
podczas wykonywania pomiarów geofizycznych,

−

dobrać metody likwidacji szkód wywołanych pomiarami geofizycznymi,

−

posłużyć się dokumentacją badań geofizycznych,

−

posłużyć się mapami geologicznymi, normami i przepisami dotyczącymi badań
geofizycznych,

−

zastosować przepisy bezpieczeństwa i higieny pracy oraz ochrony środowiska.

„Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego”

4. MATERIAŁ NAUCZANIA

4.1.

Przygotowanie do badań geofizycznych

4.1.1. Materiał nauczania

W wielu przypadkach, szczególnie tam gdzie warstwy starsze przykryte są grubą

powłoką warstw młodszych, nie można bez wykonania kosztownych wyrobisk górniczych
określić, czy na danym terenie znajduje się lub może się znajdować złoże kopaliny. Stosuje
się wówczas badania geofizyczne, które doprowadzają do bezpośredniego wykrycia kopaliny
(sól w wysadach, rudy magnetytowe, piryty, itd.) lub do rozpoznania struktur podziemnych,
co ułatwia prowadzenie dalszych poszukiwań geologicznych.

Badania geofizyczne stanowią jeden z rodzajów prac geologiczno-poszukiwawczych,

które umożliwiają trafne wyznaczenie miejsca założenia wyrobisk górniczych (otworów
wiertniczych, szybików, itd.). Warunkiem powodzenia poszukiwań geofizycznych jest, aby
złoże różniło się własnościami fizycznymi od otaczających go skał.

Anomalią geofizyczną nazywa się różnicę między wielkością zjawisk fizycznych

(magnetycznych,

grawimetrycznych,

sejsmicznych

itd.)

zaobserwowaną

danej

miejscowości a tą wielkością, jaka powinna by być na danym obszarze globu ziemskiego
w przypadku jednorodnej budowy skorupy ziemi. Największe różnice między kopaliną,
a skałami ją otaczającymi przejawiają się w ich własnościach magnetycznych i elektrycznych,
mniejsze we własnościach sprężystych oraz gęstości. Badania geofizyczne mają za zadanie
z zaobserwowanych na powierzchni ziemi zjawisk fizycznych ustalić przyczyny tych zjawisk,
mających swe źródło w niejednorodności skorupy ziemskiej. Jednoznaczne rozwiązanie
takiego zadania jest rzadko możliwe, dlatego badania geofizyczne danego terenu powinny
być przeprowadzane dwoma, a nawet trzema metodami, w celu wzajemnej kontroli wyników
oraz uzyskania najbardziej wiarygodnych wskazań.

Badania geofizyczne dzielą się na regionalne i szczegółowe

Celem badań regionalnych jest wykrycie wielkich jednostek geologicznych, jak

synklinoria lub antyklinoria, bądź też ustalenie konfiguracji powierzchni starego podłoża
(magmatycznego, metamorficznego) pokrytego warstwami skał młodszych. Do badań
regionalnych

najlepiej

nadają

się

metody

grawimetryczne

magnetyczne

(magnetometryczne), jako szybkie i tanie. Sieciami pomiarów grawimetrycznych
i magnetycznych pokryte są powierzchnie prawie wszystkich krajów Europy. W Polsce
regionalnymi pomiarami grawimetrycznymi zbadany jest cały kraj, magnetycznymi zaś duża
część. Wyniki badań regionalnych ułatwiają wyznaczanie terenów do badań szczegółowych.

Geofizyczne badania szczegółowe wyznaczonych terenów doprowadzają zwykle do

ustalenia miejsc prawdopodobnego znajdowania się złoża kopaliny.

Metody pól naturalnych: wykorzystują pola grawitacyjne, elektryczne, magnetyczne

i elektromagnetyczne Ziemi poszukując lokalnych perturbacji, które mogą być wywołane
przez pewne cechy budowy geologicznej.

Metody pól sztucznych: opierają się na lokalnym wzbudzaniu pól elektrycznych lub

elektromagnetycznych, których rozkład zależy od własności fizycznych skał w otoczeniu
punktu wzbudzenia. Do tej grupy zaliczyć można także jedną z najważniejszych metod
geofizyki poszukiwawczej – celowe wzbudzanie fal sejsmicznych.

Metody geofizyczne dobierane są w zależności od założonego celu rozpoznania. Często

stosowany jest kompleks badań wykonywanych kolejno lub równolegle.

„Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego”

Tabela 1. Metody badań geofizycznych [9, s. 11]

„Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego”

Przykład 1: Poszukiwanie złóż ropy i gazu:
–

wstępne rozpoznanie grawimetryczne mające na celu wykrycie obecności dużych
basenów sedymentacyjnych,

–

ogólne rozpoznanie metodami sejsmicznymi w celu poznania budowy warstwowej
basenu,

–

szczegółowe rozpoznanie sejsmiczne wytypowanych miejsc potencjalnego występowania
węglowodorów.

Przykład 2: Rozpoznanie budowy i morfologii stropu wysadu solnego

Cechy wyróżniające wysad solny spośród skał otaczających:

–

względnie niska gęstość,

–

ujemna podatność magnetyczna,

–

względnie duża prędkość fal sejsmicznych,

–

duża oporność właściwa.
Pozwalają one na wykorzystanie pojedynczo lub równolegle następujących metod:

–

magnetycznej – wykrycie wysadu w oparciu o obniżone wartości natężenia ziemskiego
pola magnetycznego,

–

grawitacyjnej-okonturowanie wysadu, określenie średniej gęstości,

–

sejsmicznej-rozpoznanie przebiegu granic warstw nadległych,

–

elektrycznej – rozpoznanie budowy geologicznej, badania elektrooporowe w przypadku
niezbyt dużych głębokości zalegania lub telluryczne w przypadku wysadów przykrytych
grubym nadkładem.
Anomalie geofizyczne lokalne lub regionalne perturbacje naturalnych pól fizycznych

powodują odstępstwa od teoretycznych lub uśrednionych (normalnych) wartości tych pól,
charakterystycznych dla kuli ziemskiej lub rozległego obszaru. Anomalie dodatnie powodują
wzrost wartości parametru pola w porównaniu z wartością normalną. Anomalie ujemne
obniżają wartość parametru pola w porównaniu z wartością normalną.

Przystępując do projektowania badań geofizycznych należy rozstrzygnąć czy będzie

realizowane zadanie proste czy odwrotne w geofizyce poszukiwawczej. Zadanie proste polega
na wyznaczeniu wartości badanej wielkości fizycznej w oparciu o znajomość struktury
wewnętrznej oraz własności fizycznych badanego ośrodka. Zadanie odwrotne polega na
wyznaczeniu (dedukcji) niektórych cech wewnętrznej struktury skorupy ziemskiej na
podstawie pomiarów geofizycznych prowadzonych na powierzchni.

Rys. 1. Zadanie proste i dwrotne [12]

„Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego”

Niejednoznaczność rozwiązania zadania odwrotnego polega na tym że znacząco różniące

się struktury geologiczne mogą dawać te same lub bardzo zbliżone wartości parametrów
mierzonych. Dokładność stosowanych przyrządów może powodować dodatkową niepewność
rozwiązania zadania odwrotnego.

W celu zmniejszenia niepewności rozwiązania stosuje się następujące środki:

–

prowadzenie dla badanego ośrodka pomiarów różnych wielkości fizycznych stosując
kompleks metod geofizycznych,

–

stosowanie coraz bardziej zaawansowanej technicznie aparatury pomiarowej o coraz
większej dokładności,

–

powiązanie wyników badań geofizycznych z wynikami bezpośredniego rozpoznania
budowy geologicznej np. otworami wiertniczymi, w odsłonięciach, itp.
W planowaniu badań geofizycznych prace można podzielić na:

Prace „polowe”:

−

tworzenie aktualnego planu sytuacyjno-wysokościowego dla planowanych prac,

−

tworzenie mapy warstwicowej dla terenu objętego badaniami,

−

tyczenie: kwadratów pomiarowych (podziału kilometrowego, hektarowego, arowego),
wykopów, siatek do inwentaryzacji planów i profili geofizycznych,

−

polowy pomiar bezpośredni przy użyciu total station lub mniej zaawansowanego
technologicznie sprzętu geodezyjnego.

II. Prace „kameralne”:

−

przenoszenie wyników pomiaru bezpośrednio na mapę papierową lub w komputerowe
systemy wizualizacji prac geofizycznych,

−

kreślenie: planów sytuacyjno-wysokościowych, map warstwicowych, szkiców polowych,
w oparciu o zmierzone punkty,

−

tworzenie wydruków w dowolnej skali.

III. Przetwarzanie danych:

−

sporządzenie wielowątkowych modeli numerycznych z wykorzystaniem planów
sytuacyjnych, map warstwicowych, fotografii, ortofotografii oraz innych warstw
tematycznych niezbędnych do analizy stanowiska pomiarowego np. map geofizycznych,
baz danych, dokumentacji trójwymiarowej,

−

kwerenda zebranych danych – stawianie problemów geofizycznych i takie zarządzanie
modelem zebranych danych, aby uzyskać maksymalnie prawdziwe odpowiedzi na
stawiane pytania.

−

publikowanie i uzupełnianie (edytowanie) wyników badań.

Rys. 2. Mapa topograficzna miejsca badań: Kolorem niebieskim zaznaczono drogę prowadzącą do pola

pomiarowego, a czerwonym – to pole. Pole pomiarowe, usytuowane na terenie nieużytków, 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) [12]

„Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego”

Każdy projekt badawczy powinien zostać poprzedzony dogłębną analizą dostępnych

danych (geologicznych, geofizycznych i geodezyjnych), modelowaniem i symulacją
schematu badań. W szczególności należy zwrócić uwagę na:
–

określenie celów badań i analizę istniejących danych,

–

rekonesans, planowanie i przygotowanie geodezyjne,

–

określenie optymalnych parametrów rejestracji danych,

–

zapewnienie maksymalnej rozdzielczości danych,

–

systematyczną kontrolę jakości i przetwarzanie w miejscu prowadzenia prac
geofizycznych.

Rys. 3. Zestawienie profili pomiarowych [12]

Wykonanie zasadniczych badań powinno zostać poprzedzone programem prac

doświadczalnych, których obróbka i interpretacja może odbywać się bezpośrednio w terenie
przy wykorzystaniu dostępnego oprogramowania. Powinno być również możliwe
interaktywne wprowadzanie koniecznych zmian w geometrii zdjęcia oraz bieżąca kontrola
jakości prac.

Rys. 4. Mapa geologiczna rejonu badań [12]

„Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego”

Rys. 5.

Przekrój geologiczny wzdłuż linii badań:
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 porfiru [12]

Prace polowe powinny być wykonywane z wykorzystaniem najnowocześniejszych

technologii tak, aby spowodować minimalizację wpływu działań na środowisko naturalne.
Zgodnie z obowiązującymi przepisami, w Polsce działalność firmy wykonującej badania
geofizyczne monitorowana jest zarówno przez lokalnych inspektorów Zarządu Lasów
Państwowych, jak i przedstawicieli Ministerstwa Środowiska, Zasobów Naturalnych
i Leśnictwa. Dodatkową gwarancją dbałości o środowisko naturalne jest każdorazowe
wykonanie planu prac polowych, który należy przedstawić władzom lokalnym.

Rys. 6. Mapa anomalii magnetycznej pomiarów wykonanych wcześniej [12]

4.1.2. Pytania sprawdzające

Odpowiadając na pytania, sprawdzisz, czy jesteś przygotowany do wykonania ćwiczeń.

Co nazywamy anomalią geofizyczną?

Jakie własności kopalin wykorzystuje się w badaniach geofizycznych?

Jak dzielimy badania geofizyczne?

Jak dobierane są metody badań geofizycznych?

Na czym polegają badania kompleksowe?

Co oznaczają anomalie dodatnie?

Jaki typ zadań rozróżniamy w badaniach geofizycznych?

Jak zmniejszamy niepewności pomiarowe?

Jaki to są prace polowe?

10.

Na czym polega przetwarzanie danych?

„Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego”

4.1.3. Ćwiczenia

wiczenie 1

Określ, które metody geofizyczne znajdują zastosowanie w poszukiwaniu złóż ropy

naftowej.

Metoda

Dokładność

interpretacji

Głębokość badań

Postęp prac

Koszty badań

Sposób wykonania ćwiczenia:

Aby wykonać ćwiczenie, powinieneś:

przeanalizować tabelę zawierającą informację o stosowanych metodach badań
geofizycznych,

dobrać metody geofizyczne do poszukiwań ropy naftowej,

określić dokładność interpretacji oraz zasięg badań i koszty wykonanych prac,

zapisać wyniki w tabeli,

zaprezentować wykonane ćwiczenie,

dokonać oceny poprawności wykonanego ćwiczenia.

Wyposażenie stanowiska pracy:

–

literatura zgodna z punktem 6 poradnika dla ucznia.

wiczenie 2

Zaplanuj działania, które należy wykonać dla poszczególnych badań geofizycznych.

Prace

Działania

……………………………………………………………………………………...........................

…...........................…………………………………………………………………………………

……………………...........................………………………………………………………………

………………………………………...........................……………………………………………

…………………………………………………………...........................…………………………

...........................……………………………………………………………………………………

…………………...........................…………………………………………………………………

……………………………………...........................………………………………………………

10.

………………………………………………………...........................……………………………

11.

..........................…………………………………………………………………….………………

12.

…………………..........................………………………………………………….………………

13.

…………………………………..........................………………………………….………………

14.

…………………………………………………..........................………………….………………

15.

……………………………………………………………………...........................………………

„Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego”

Sposób wykonania ćwiczenia

Aby wykonać ćwiczenie, powinieneś:

określić działania, które należy wykonać na etapie prac polowych,

wyniki zapisać w tabeli,

określić działania, które należy wykonać na etapie prac kameralnych,

wyniki zapisać w tabeli,

określić czynności związane z przetwarzaniem danych pomiarowych,

wyniki zapisać w tabeli,

zaprezentować wykonane ćwiczenie,

dokonać oceny poprawności wykonanego ćwiczenia.

Wyposażenie stanowiska pracy:

−

dokumentacja badań geofizycznych,

−

literatura zgodna z punktem 6 poradnika dla ucznia.

wiczenie 3

Na podstawie załączonej mapy określ strukturę przekroju geologicznego.

..........................................................

Sposób wykonania ćwiczenia

Aby wykonać ćwiczenie, powinieneś:

przeanalizować załączony przekrój geologiczny,

odszukać w legendzie oznaczenia warstw,

przypisać określonej pozycji nazwę warstwy,

zaprezentować wyniki ćwiczenia.

Wyposażenie stanowiska pracy:

−−−−

literatura zgodna z punktem 6 poradnika dla ucznia.

„Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego”

4.1.4. Sprawdzian postępów

Czy potrafisz:

Tak

Nie

dobrać metodę do celu badań geofizycznych?

określić głębokość badań różnymi metodami geofizycznymi?

zaplanować prace polowe?

zaplanować prace kameralne?

określić na czym polega przetwarzanie danych geofizycznych?

posłużyć się mapami i przekrojami geologicznymi?

wskazać sposoby zmniejszania niepewności rozwiązania zadania
geofizycznego?

„Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego”

4.2.

Projektowanie badań grawimetrycznych i magnetycznych

4.2.1. Materiał nauczania

Pomiarów siły ciężkości dokonuje się z reguły na powierzchni ziemi, na różnej wysokości

od poziomu morza, przy różnej gęstości skał i rzeźbie terenu. Ponadto wartość siły ciężkości
zależy od współrzędnych geograficznych punktu pomiarowego. Te różne warunki mają wpływ
na wartość siły ciężkości i z tego względu wyniki pomiarów nie mogą być bezpośrednio ze
sobą porównywane. Jeżeli jest konieczne porównanie tych wartości, np. w celu poznania
budowy geologicznej, muszą być one odniesione do jednego wspólnego poziomu. Zwykle za
poziom ten przyjmuje się powierzchnię geoidy, tj. poziom morza (rys. 6).

Geoida jest to teoretyczna powierzchnia stałego potencjału siły ciężkości, pokrywająca się

z powierzchnią mórz i oceanów Ziemi, przedłużona umownie pod lądami. Kierunek siły
ciężkości jest prostopadły do powierzchni geoidy w każdym jej punkcie. Kształt geoidy jest
zbliżony do elipsoidy obrotowej, a maksymalne odchylenia od elipsoidy ziemskiej (GRS'80) są
rzędu 100 m (na terenach Polski od 28 do 43 metrów). Wyznacza się ją na podstawie pomiarów
astronomiczno-geodezyjnych,

satelitarnych

(altimetria

satelitarna),

grawimetrycznych

i niwelacyjnych.

Rys. 6. Przykład przebiegu geoidy [14]

W celu porównania ze sobą pomierzonych wartości siły ciężkości wszystkie obserwacje

grawimetryczne sprowadza się do tego samego poziomu odniesienia za pomocą redukcji
Bouguera, na którą składają się trzy poprawki siły ciężkości:

Redukcja wolnopowietrzna (Faye'a)

Wyobraźmy sobie, że wszystkie masy znajdujące się między powierzchnią ziemi

a geoidą zostały usunięte. Wówczas grawimetryczny punkt pomiarowy znalazłby się
w powietrzu na wysokości h nad poziomem morza. Oznaczając wartość siły ciężkości na
wysokości poziomu morza przez g

na wysokości h przez g

i przyjmując, że Ziemia jest kulą

o promieniu R, zbudowaną z jednorodnych co do gęstości współśrodkowo ułożonych warstw,
to poprawka wolnopowietrzna wynosi:

=3,080h

Gdy h jest wyrażone w metrach, to

w µm/s

. Redukcja wolnopowietrzna wyraża więc

wpływ wysokości h stanowiska pomiarowego na wynik pomiaru g. Współczynnik 2g

/R jest

nazywany gradientem pionowym siły ciężkości.

„Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego”

Redukcja uwzględniająca warstwę pośrednią

Redukcję te interpretuje się jako usunięcie efektu przyciągania mas zawartych między

poziomem morza, na którym redukuje się zmierzoną wartość siły ciężkości, a poziomem
punktu pomiarowego, znajdującego się na powierzchni ziemi.

Poprawka na działanie warstwy pośredniej

uwzględnia przyciąganie tej warstwy ze

znakiem przeciwnym (minus), jako że przez wprowadzenie tej poprawki usunięto wpływ mas
znajdujących się między poziomem morza a poziomem punktu pomiarowego.

=-0,419·

·h [µm/s

]

Suma poprawek – na wysokość punktu pomiarowego i na przyciąganie warstwy

pośredniej otrzymała nazwę poprawki Bouguera.

Redukcja uwzględniająca ukształtowanie powierzchni terenu (poprawka topograficzna)

Wpływ rzeźby terenu w otoczeniu punktu pomiarowego na wartość wskazań grawimetru

w pewnych przypadkach może być wyraźny. W przypadku dużych nierówności i sfałdowania
terenu efekty grawitacyjne tych nierówności mogą być tak znaczne, że w ich obrazie zagubią
się anomalie poszukiwanych struktur geologicznych (obiektów geologicznych). Należy więc
wprowadzić odpowiednią poprawkę. Dokonujemy tego uwzględniając w sposób rachunkowy
wpływ mas położonych nad poziomem punktu pomiarowego i niedostatek mas poniżej tego
poziomu w okolicy punktu na wartość g. W ten sposób ścinamy wszystkie wyniosłości
i zapełniamy wszystkie zagłębienia względem powierzchni poziomej przechodzącej przez
punkt, w którym dokonuje się pomiaru.

Zarówno występowanie mas powyżej punktu pomiarowego, jak też brak ich poniżej

punktu pomiarowego powoduje zmniejszenie wartości g. W obu przypadkach więc poprawka
na ukształtowanie terenu będzie miała znak dodatni. Poprawkę tę oblicza się dla terenu
znajdującego się w obrębie koła o środku w punkcie pomiarowym i o promieniu kilkunastu
kilometrów (zwykle 22 km).

Wysokość ponad poziom morza punktu grawimetrycznego oraz deniwelacje terenu

wokół tego punktu w promieniu do około 100 m określa się zwykle za pomocą pomiarów
geodezyjnych. Wysokości terenu w pozostałej części wspomnianego koła wyznacza się na
podstawie map topograficznych. Oddzielnym zagadnieniem jest poprawka zwana
izostatyczną oraz poprawka uwzględniająca zmiany siły ciężkości powodowane zmianami
położenia punktu grawimetrycznego względem Księżyca i Słońca (poprawka luni – solarna).

Jeżeli uzyskana z pomiarów wartość siły ciężkości g została zredukowana do poziomu

morza przez wprowadzenie poprawki na wysokość punktu pomiarowego (poprawki
wolnopowietrznej

) i ewentualnie poprawki topograficznej

, to obliczoną w ten sposób

anomalię

∆

g nazywa się anomalią całkowitą wolnopowietrzną lub też anomalią Faye'a:

Projektowanie pomiarów grawimetrycznych

Etapy przygotowania do wykonania pomiarów grawitacyjnych

Założenie

sieci

podstawowej,

wyrównanie

dowiązanie

jej

poziomu

ogólnopaństwowego.

Wielkość i charakter anomalii

∆

g zależy od masy ciała zaburzającego oraz od jego

kształtu i głębokości występowania. Im płycej występuje ciało zaburzające, tym
wyraźniejsza jest anomalia

∆

g, ale jednocześnie maleje jej rozprzestrzenienie

w płaszczyźnie

poziomej.

Skuteczność

rozpoznawania

grawimetrycznego

jest

uwarunkowana – poza czynnikami już wspomnianymi – również stopniem dokładności
rozpoznania obrazu anomalii

∆

g. Stopień rozpoznania jest z kolei zależny od liczby

pomiarów wykonanych na jednostkę powierzchni (lub długości) w terenie oraz sposobu
rozmieszczenia punktów pomiarowych. W każdym przypadku do dostatecznego

„Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego”

rozpoznania obrazu anomalii

∆

g konieczne jest przeprowadzenie odpowiedniej liczby

pomiarów. Dlatego podstawowym zagadnieniem projektowania prowadzenia badań
grawimetrycznych jest liczba punktów pomiarowych przypadających na jednostkę
powierzchni (lub długości) oraz. sposób rozmieszczenia tych punktów w terenie.

Planowanie zdjęcia grawimetrycznego.

Podstawowym typem zdjęcia grawimetrycznego jest zdjęcie powierzchniowe, dające

najbardziej pełne rozpoznanie obrazu anomalii siły ciężkości badanego obszaru; w tym
przypadku pomiary grawimetryczne wykonuje się w punktach rozmieszczonych
równomiernie na całym obszarze badań. Bardzo często dokonuje się pomiarów
grawimetrycznych wzdłuż wytyczonych profilów; mówimy wówczas o zdjęciu
profilowym.

Podstawą wszystkich pomiarów względnych wykonywanych za pomocą

grawimetrów bądź też metodą wahadłową są wartości siły ciężkości g ustalone
w centralnych (podstawowych) punktach grawimetrycznych, które w Polsce znajdują się
w Warszawie, Krakowie i Poznaniu.

Rys.7. Zależność charakteru obrazu anomalii

od głębokości (h) występowania obiektu
powodującego tę anomalię.

, h

III –

głębokości stropu obiektu,

III

– anomalie odpowiadające

położeniu obiektu na głębokości h [9]

Rys. 8. Dokładność rozpoznania obrazu anomalii
grawimetrycznej zależy od ilości i sposobu
rozmieszczenia

grawimetrycznych

punktów

pomiarowych: a – rzeczywisty obraz anomalii

∆

b, c, d – obrazy anomalii (

∆

III

) uzyskane

na podstawie pomiarów, przy coraz to większym
zagęszczeniu

grawimetrycznym

punktów

pomiarowych (w I, II i III etapie prac
pomiarowych), I – odległości między punktami
pomiarowymi,



– punkty pomiarowe I

(wstępnego) etapu rozpoznania obrazu anomalii,

– punkty pomiarowe II etapu rozpoznania

obrazu anomalii,

•

– punkty pomiarowe III etapu

rozpoznawania obrazu anomalii [9]

„Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego”

Przenoszenie (nawiązanie) wartości siły ciężkości z punktów centralnych do punktów
pomiarowych w obszarze zdjęcia jest realizowane za pomocą stałego systemu punktów
pomiarowych tworzących wierzchołki trójkątów sieci podstawowej, tzw. osnowy,
obejmujące cały kraj. Gdy punkty pomiarowe zostaną zlokalizowane w terenie
w odległości około 100 km od siebie, a przyrosty siły ciężkości

∆

g między tymi punktami

są zmierzone z odpowiednio dużą dokładnością, otrzymamy sieć punktów
pomiarowych I klasy. W nawiązaniu do punktów pomiarowych klasy I wyznacza się
sieć II klasy o odległościach między punktami około 25 km. Jeżeli istnieje potrzeba,
zakłada się sieć III klasy.

Rys. 9. Grawimetryczna sieć podstawowa: 1 – punkty

sieci I klasy, 2 – punkty sieci II klasy,
3 – punkty sieci III klasy [9, s. 39]

Rys. 10. Grawimetryczna sieć podstawowa i sieć

punktów

wypełniających

(zagęszcza-

jących): P – punkt ogólnopaństwowego
(bezwzględnego) pomiaru siły ciężkości;
I–VII

–

punkty

sieci

podstawowej;

1–18 – punkty wypełniające (zagęszczające
[9, s. 39]

Zwiększenie dokładności pomiarów podczas zakładania sieci I i II klasy osiąga się

stosując:

−

grawimetry o wysokiej dokładności wskazań,

−

wielokrotne powtarzanie pomiarów,

−

jednoczesne pomiary kilkoma grawimetrami przy możliwie szybkim ich transporcie
z jednego do drugiego punktu pomiarowego.
Wykonując pomiary należy uwzględniać dryft grawimetru. W tym celu obserwacje

w punktach sieci podstawowej prowadzi się w zamkniętych ciągach.

I-1-I-1-I-1

I-2-1-2-1-2

2-3-2-3-2-3

3-II-3-II-3-II

Zmianę miejsca zera określa się z różnic wyników powtórnych pomiarów w tych samych

punktach. Każde zdjęcie grawimetryczne prowadzi się w dwóch etapach. W pierwszym
wykonuje się pomiary w punktach sieci podstawowej (może być I, II lub III klasy), złożonej
np. z punktów I–VII, rzadko, ale równomiernie rozmieszczonych na całym obszarze
projektowanego zdjęcia (rys. 9). Punkty te zakłada się w miejscach dostępnych i łatwych do
zidentyfikowania, w możliwie płaskim terenie. W odniesieniu do wartości g w tych punktach
ustala się wartości siły ciężkości dla punktów pomiarowych sieci niższej klasy
(wypełniającej).

„Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego”

W drugim etapie wykonuje się pomiary w punktach sieci wypełniającej (np. punkty

1–18), których liczba zależy od potrzebnej gęstości punktów obserwacyjnych na danym
obszarze.

Odległość między punktami sieci podstawowej przyjmuje się średnio dziesięciokrotnie

większą niż między punktami sieci wypełniającej.

Sieć podstawową wyznacza się w celu:

−

zapewnienia właściwego przeniesienia wartości siły ciężkości z punktów sieci na punkty
wypełniające,

−

wyeliminowania możliwości sumowania się błędów wielu kolejnych pomiarów,

−

zapewnienia kontroli działania grawimetru (przesuwanie miejsca zera systemu
pomiarowego).
Do sieci punktów podstawowych, jeżeli jest to możliwe, włącza się punkty centralne

i punkty podstawowe zdjęć sąsiednich (np. V–VII).

Przeniesienie wartości absolutnych siły ciężkości z punktów centralnych na punkty sieci

podstawowej i wypełniającej nazywa się dowiązaniem do bezwzględnego, czyli
ogólnopaństwowego poziomu siły ciężkości.

Najdogodniej jest, jeżeli jeden z punktów sieci podstawowej jest jednocześnie punktem

centralnym lub punktem o ustalonej wartości g w wykonanych uprzednio pracach
pomiarowych. Jeżeli tak nie jest, jeden z punktów zakładanej sieci należy związać za pomocą
wielokrotnych pomiarów z najbliżej leżącym punktem o ustalonej wartości g.

Przypuśćmy, że dowiązaniu podlega punkt I (rys. 10) i że będzie on wiązany z punktem

centralnym lub z punktem sieci klasy I (punkt P), który ma ustaloną wartość
g = 9812647,0 [µm/s

]. Załóżmy, że różnica odczytów wartości g w punktach P i I – po

uwzględnieniu poprawek

– wynosi: g

-g

= 351,7[µm/s

], wówczas absolutna

wartość siły ciężkości w punkcie I będzie następującą: 9812647-351,7 = 9812295,3 [µm/s

W podobny sposób przenosi się absolutne wartości siły ciężkości z punktu wyjściowego

P na pozostałe punkty sieci podstawowej. Dla punktów sieci wypełniającej punktami
wyjściowymi (odniesienia) są punkty sieci podstawowej I, II lub III klasy.

Rodzaje zdjęć grawimetrycznych wypełniających

W zależności od celu poszukiwań grawimetrycznych są wykonywane następujące zdjęcia

grawimetryczne:

−

zdjęcia regionalne (rekonesansowe),

−

zdjęcia półszczegółowe,

−

zdjęcia szczegółowe, czyli rozpoznawcze,

−

zdjęcia mikrograwimetryczne.
Regionalne zdjęcia grawimetryczne wykonuje się w celu ogólnego poznania charakteru

anomalii siły ciężkości na danym obszarze. Na podstawie uzyskanych danych pomiarowych
można wnioskować o ogólnej budowie geologicznej badanego regionu oraz wyznaczać
bardziej interesujące pod względem grawimetrycznym obszary do dokładniejszego zbadania.
Do zdjęć regionalnych stosuje się równomierną siatkę punktów pomiarowych oddalonych od
siebie o około 4000 m. Regionalne zdjęcie grawimetryczne jest z reguły zdjęciem
powierzchniowym. Uzyskane z tego etapu prac dane grawimetryczne (

∆

g) charakteryzowały

jedynie duże jednostki geologiczne i stanowiły podstawę przy planowaniu dalszych prac
geofizycznych, niekiedy były wykorzystywane także bezpośrednio do projektowania prac
wiertniczych.

Zdjęcia półszczegółowe służą do wykrywania struktur geologicznych (antykliny,

synkliny, zrębów, wałów, rowów erozyjnych, uskoków), z którymi mogą być związane złoża
kopalin użytecznych. Jest to zazwyczaj zdjęcie powierzchniowe, a punkty pomiarowe są
rozmieszczone w miarę możliwości równomiernie w odległości 200–1000 m. W Polsce

„Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego”

wykonywanie zdjęć półszczegółowych rozpoczęto w latach pięćdziesiątych ubiegłego
stulecia. Dotychczas tego rodzaju zdjęciem pokryto około 90% powierzchni kraju.
W pierwszej kolejności pracami tymi objęto obszary, dla których efektywność badań
grawimetrycznych była wyraźna i w których spodziewano się wykryć kopaliny użyteczne.

Jak wykazuje praktyka, zdjęcie półszczegółowe w wielu przypadkach wystarcza do

rozpoznania obrazu anomalii potrzebnego do wstępnej interpretacji geologicznej.

Zdjęcia szczegółowe, czyli rozpoznawcze, służą do wykrywania mniejszych struktur

geologicznych, do wyznaczania ich kształtu i głębokości występowania oraz do
bezpośrednich poszukiwań i rozpoznawania złóż kopalin użytecznych. Szczegółowe zdjęcia
grawimetryczne w zależności od rozmieszczenia punktów pomiarowych mogą być
powierzchniowe lub profilowe. Zdjęcia powierzchniowe są wykonywane nad obiektami,
których podłużne wymiary niewiele różnią się od poprzecznych. Jeżeli badany obiekt ma
zdecydowanie wydłużony kształt, tj. stosunek długości do szerokości jest równy lub większy
od 5, to dla oszczędności środków i przyspieszenia pracy punkty pomiarowe rozmieszcza się
niekiedy tylko wzdłuż jednej lub kilku linii biegnących w poprzek tych obiektów (zdjęcia
profilowe).

Odległości między punktami pomiarowymi przy zdjęciach szczegółowych zależą od

rozmiarów badanego obiektu, głębokości jego występowania i stosowanej aparatury
pomiarowej. Odległości te wahają się w granicach 10–200 m, w pewnych zaś szczególnych
przypadkach, np. przy poszukiwaniach chromitów, nawet poniżej 10 m.

Tabela 2. Rodzaje zdjęć grawimetrycznych [12]

Zdjęcia grawimetryczne

Próbkowanie

Podkład topograficzny

rekonansowe

1/5–1/400 km

1:200000–1:500000

regionalne

1–1/5 km

1:50000–1:100000

Półszczegółowe i szczegółowe

2–10000/km

1:1000–1:50000

Względne pomiary grawimetryczne w wyrobiskach górniczych oraz do celów
budownictwa i innych (mikrograwimetria)

Metody geofizyczne, w tym również grawimetrię, wykorzystuje się obecnie coraz

częściej do rozwiązywania różnych problemów górniczych (geologiczno-eksploatacyjnych).
Pomiary grawimetryczne są wykonywane wówczas bądź na powierzchni ziemi, bądź
w wyrobiskach górniczych grawimetrami o dużej dokładności pomiaru. Pomiary te służą
zwłaszcza do śledzenia i lokalizacji uskoków, wyklinowań warstw, wcięć erozyjnych
wypełnionych osadami lżejszymi lub cięższymi, stref rozluźnień górotworu, złóż kopalin
występujących w pobliżu wyrobisk górniczych, których istnienia nie zdołano stwierdzić
przedtem innymi metodami, oraz do ustalenia stopnia zmineralizowania poszczególnych
części złoża i określenia średnich gęstości skał w najbliższym sąsiedztwie punktów
pomiarowych.

Przy pomiarach podziemnych tworzy się, podobnie jak przy pomiarach naziemnych, sieć

punktów podstawowych. Jeżeli pomiary mają być odniesione do systemu naziemnego, to
punkty sieci podstawowej muszą być odpowiednio dowiązane do punktu (punktów)
podstawowego naziemnego. Powiązanie pomiarów pod- i naziemnych w jedną całość
umożliwia porównanie wyników pomiarów podziemnych między sobą z wynikami pomiarów
naziemnych. Często jednak zmiany siły ciężkości określa się w stosunku do wybranego
punktu (punktu odniesienia) zwanego bazowym, leżącego w obszarze wykonywanego zdjęcia
lub w pobliżu tego obszaru. Mamy wówczas układ lokalny.

Olbrzymi postęp w zakresie konstrukcji grawimetrów o coraz większej dokładności

pomiaru (±0,1 [µm/s

]) zrodził myśl wykorzystania pomiarów grawimetrycznych do

wykrywania, lokalizowania i określania charakteru obiektów, które powodują nieznaczne
zmiany siły ciężkości. Ekstremalne wartości tych zmian rzadko przekraczają kilkakrotne

„Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego”

dokładności pomiaru. Tego rodzaju anomalie nazywane są mikroanomaliami siły ciężkości,
a pomiary – mikrograwimetrycznymi.

W zakres mikrograwimetrii wchodzą również specyficzne pomiary gradientu pionowego

siły ciężkości. Polegają one na pomiarze różnicy siły ciężkości między punktami
pomiarowymi leżącymi w pewnej odległości od siebie w pionie. Takie pomiary wykonuje się
za pomocą specjalnej wieży do pomiaru gradientu pionowego siły ciężkości. Wartość
gradientu pionowego siły ciężkości w danym punkcie otrzymuje się dzieląc pomierzoną
różnicę siły ciężkości przez odległość między stanowiskami pomiarowymi na wieży.

Rys. 11. Szkic

sytuacyjny

rejonu

zapadliska.

rysunku

•

zaznaczono

punkty

pomiarów

mikrograwimetrycznych [12]

Metodyka pomiarów magnetycznych do celów geologiczno-poszukiwawczych

W badaniach magnetycznych prowadzonych do celów geologiczno-poszukiwawczych

wykorzystuje się rozkład wartości (obraz) na obszarze badań bądź to całkowitego wektora T
pola magnetycznego Ziemi, bądź obraz składowej pionowej Z. Obraz składowej poziomej H
wykorzystywany jest sporadycznie.

Pomiary magnetyczne są wykonywane albo wzdłuż wytypowanych tras – zdjęcia

profilowe, albo w punktach rozmieszczonych równomiernie na całym obszarze badań –
zdjęcia powierzchniowe. Gdy obszar badań pokryty jest równomierną siecią zdjęć
profilowych, to zdjęcie takie ma również cechy zdjęcia powierzchniowego.

Dokładność rozpoznania rozkładu wartości (obrazu pola magnetycznego, obrazu

anomalii) na obszarze badań zależy, jak to wyjaśniono na przykładzie pomiarów siły
ciężkości, od odległości między punktami (trasami) pomiarowymi. Głównie z tych względów
rozpoznanie obrazu pola magnetycznego (obrazów anomalii) dokonuje się w praktyce

„Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego”

etapami, stosując w kolejnych etapach coraz większe zagęszczenie punktów pomiarowych lub
tras pomiarowych.

Pierwszy, wstępny etap rozpoznania pola magnetycznego Ziemi (obrazów anomalii)

stanowi zdjęcie regionalne (rekonesansowe). Obszar naszego kraju został pokryty zdjęciem
regionalnym w latach 1934–1956. Odległość między punktami pomiarowymi, w których
wyznaczono wówczas pomiarami względnymi wartości anomalii Z wynosi od 1,5 do ok.
4,0 km. Na podstawie wyników magnetycznego zdjęcia regionalnego oraz danych z otworów
wiertniczych wytypowano obszary do bardziej szczegółowego rozpoznania obrazu pola
magnetycznego. Etap bardziej szczegółowego rozpoznania obrazów anomalii magnetycznych
trwa do dziś, a realizowany jest przez pokrywanie poszczególnych obszarów w pierwszej
kolejności zdjęciem półszczegółowym, a następnie zdjęciem szczegółowym. Odległość między
punktami pomiarowymi w zdjęciach półszczegółowych wynosi około 500 m, a w zdjęciach
szczegółowych od kilku do 200 m. Począwszy od lat siedemdziesiątych w rozpoznawaniu
anomalii magnetycznych coraz większy udział (obecnie ok. 70%) mają pomiary całkowitego
wektora T, przy zastosowaniu magnetometrów protonowych. Pomiary te wykonuje się
zazwyczaj wzdłuż wytypowanych tras, z ciągłą rejestracją wartości wektora T.

W obszarach trudno dostępnych (tereny górzyste, bagna, jeziora, morza, itp.), a również

w celu zwiększenia efektywności interpretacji pomiarowych danych magnetycznych, pomiary
magnetyczne wykonuje się na pokładzie samolotu (zdjęcia aeromagnetyczne). W tym, a także
w wypadku, gdy środkiem lokomocji jest statek (pomiary na wodach), mierzy się z reguły
całkowite natężenie T.

Technika i warunki pomiarów lotniczych (aeromagnetycznych) najczęściej są ustalane na

podstawie doświadczeń uzyskanych przy wykonywaniu tego rodzaju zdjęć na sąsiednich
obszarach albo na podstawie lotów rozpoznawczych, na różnych wysokościach i przy różnych
odległościach między trasami pomiarowymi.

Rys. 12. Obraz sposobu lotu samolotu w czasie wykonywania pomiarów magnetycznych [9, s. 51]

„Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego”

Rys. 13. Jeden ze sposobów przedstawiania wyników pomiarów zdjęć lotniczych i naziemnych wykonanych

magnetometrem protonowym: 1, 2, 3... i – trasy pomiarowe (trasa lotu samolotu), a – wykres wartości

∆

T wzdłuż profilu 2, b – wyróżniające się anomalie

∆

T, zaznaczone odpowiednią szrafą [9, s. 51]

Podobnie jak w przypadku zdjęć profilowych naziemnych pomiary lotnicze wykonuje się

zazwyczaj wzdłuż tras prostopadłych do dominującego kierunku rozciągłości anomalii
magnetycznych. Trasy lotu są dowiązywane do punktów orientacyjnych (punktów
oporowych), którymi są dobrze widoczne obiekty topograficzne, takie jak skrzyżowanie dróg
i kolei, zakola rzek, brzegi jezior, szczyty górskie, pagórki, skraje lasów itp. Dowiązanie trasy
lotu samolotu jest realizowane za pomocą zdjęć fotogrametrycznych lub radiogeodezji.

Wyniki pomiarów magnetometrem protonowym zdjęć lotniczych, nawodnych, jak też

naziemnych, przedstawia się w postaci wykresów wartości

∆

T wzdłuż poszczególnych tras

pomiarowych (przekrojów anomalii

∆

T), w postaci graficznych zestawień przekrojów

anomalii

∆

T lub w postaci map anomalii magnetycznych

∆

Wyniki pomiarów względnych, tj. składowej pionowej Z (lub H), w celu przedstawienia

ich w jednolitym poziomie ogólnokrajowym muszą być dowiązane do punktu odniesienia
(punktu centralnego). Przenoszenie wartości Z (lub H) z punktu centralnego na punkt bazowy
obszaru badań następuje za pomocą stałego systemu punktów pomiarowych stanowiących
wierzchołki trójkątów sieci podstawowej klasy I, II i III. Zasady konstrukcji magnetycznej
sieci podstawowej są takie same jak konstrukcji grawimetrycznej sieci podstawowej.

W obszarze badań każdą serię pomiarów względnych (każdy ciąg pomiarowy)

rozpoczyna i kończy się pomiarem w punkcie bazowym. Magnetyczne punkty pomiarowe,
a szczególnie punkty sieci podstawowej i punkty bazowe, lokalizuje się w miejscach
oddalonych od osiedli, terenów kolejowych, linii telefonicznych i innych obiektów, które
mogłyby powodować dodatkowe stałe lub zmienne pole magnetyczne. Ponadto punkty sieci
podstawowej i punkty bazowe nie powinno się lokalizować na obszarze o dużej zmienności
wartości Z (lub H), gdyż nieco inne ustawienie magnetometru w danym punkcie
w poszczególnych ciągach pomiarowych może powodować znaczne różnice we wskazaniach

„Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego”

magnetometru. Punkty bazowe lokalizuje się na obszarze badań lub w jego pobliżu,
w miejscu łatwo dostępnym.

W celu wykrycia przypadkowych, gwałtownych skoków wskazań magnetometru, których

przyczyną może być silny wstrząs magnetometru lub nagła zmiana temperatury, oraz w celu
uchwycenia przebiegu zmian poziomu magnetometru, czyli dryftu (zob. dryft grawimetru),
wykonuje się co pewien czas pomiary kontrolne w punkcie bazowym lub w innym punkcie
pomiarowym (punkt oporowy).

W warunkach pomiarów terenowych zmienia się temperatura magnetometru. Powoduje

to zmianę wymiarów części układu magnetycznego, a to z kolei zmianę wskazań
magnetometru. Wpływ temperatury na wskazania magnetometru jest niekiedy znaczący i nie
może być nie uwzględniony w wynikach pomiarów magnetycznych (

∆

Z i

∆

H).

4.2.2. Pytania sprawdzające

Odpowiadając na pytania, sprawdzisz, czy jesteś przygotowany do wykonania ćwiczeń.

Co nazywamy geoidą?

W jakim celu wprowadza się redukcję Bourgera ?

Od czego zależy skuteczność rozpoznania grawimetrycznego?

W jaki sposób zwiększamy dokładność pomiarów grawimetrycznych?

Jakie są rodzaje zdjęć grawimetrycznych wypełniających?

Kiedy stosujemy szczegółowe zdjęcia grawimetryczne?

Na czym polega mikrograwimetria?

Jakie wielkości mierzy się podczas pomiarów magnetycznych?

Na czym polegają pomiary aeromagnetyczne?

10.

Jakie czynniki decydują o lokalizacji pomiarów magnetycznych?

4.2.3. Ćwiczenia

wiczenie 1

Określ, jakie utrudnienia występują w punkcie zaznaczonym cyfrą 2 na fragmencie mapy

dla przeprowadzenia badań geofizycznych magnetycznych.

Rysunek do ćwiczenia 1 [11]

„Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego”

Sposób wykonania ćwiczenia

Aby wykonać ćwiczenie, powinieneś:

przeanalizować mapę,

odczytać znaki topograficzne,

określić przeciwwskazania do wykonania pomiarów magnetycznych,

zapisać wnioski w zeszycie,

zaprezentować wyniki ćwiczenia.

Wyposażenie stanowiska pracy:

−−−−

literatura zgodna z punktem 6 poradnika dla ucznia.

wiczenie 2

Odczytaj z mapy lokalizację i ilość punktów absolutnych pomiarów grawimetrycznych

zlokalizowanych na terenie Polski.

Rysunek do ćwiczenia 2 [11]

Sposób wykonania ćwiczenia

Aby wykonać ćwiczenie, powinieneś:

przeanalizować mapę,

odszukać punkty absolutne zlokalizowane na terenie Polski,

wypisać nazwy miejscowości i łączną ilość odczytów,

zaprezentować wyniki ćwiczenia.

Wyposażenie stanowiska pracy:

−−−−

literatura zgodna z punktem 6 poradnika dla ucznia.

„Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego”

wiczenie 3

Odczytaj wartości całkowitego pola magnetycznego w punktach o następujących

współrzędnych.

Współrzędne

Wartości T (nT)

Szer. G. N

Dł. G. E

Rysunek do ćwiczenia 3 [11]

Sposób wykonania ćwiczenia

Aby wykonać ćwiczenie, powinieneś:

przeanalizować mapę,

odszukać punkty o podanych współrzędnych,

korzystając z barwnej legendy odczytać wartości całkowitego pola magnetycznego,

zapisać odczyty w tabeli,

zaprezentować wyniki ćwiczenia.

Wyposażenie stanowiska pracy:

−−−−

linijka i ołówek,

−−−−

literatura zgodna z punktem 6 poradnika dla ucznia.

„Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego”

4.2.4. Sprawdzian postępów

Czy potrafisz:

Tak

Nie

rozpoznać utrudnienia terenowe dla przeprowadzenia badań
geofizycznych?

zaplanować zdjęcie grawimetryczne?

określić czynniki decydujące o lokalizacji badań magnetycznych?

określić punkty absolutne do wykonania pomiarów grawimetrycznych?

posłużyć mapami topograficznymi i geofizycznymi

odczytać z mapy wyniki pomiarów magnetycznych?

„Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego”

4.3. Projektowanie badań elektrycznych i elektromagnetycznych

4.3.1. Materiał nauczania

Badania geoelektryczne (zwane również geoelektryką) stanowią jedną z głównych

dziedzin geofizyki stosowanej. Polegają one na badaniu naturalnych lub wywołanych
sztucznie w Ziemi pól elektrycznych i elektromagnetycznych. Pola naturalne są wynikiem
reakcji fizykochemicznych zachodzących w Ziemi, na Słońcu i w Kosmosie. W praktyce
najczęściej wykorzystuje się pola sztuczne.

Polem elektrycznym lub polem elektromagnetycznym nazywamy obszar, w którym

działają siły elektryczne lub siły elektromagnetyczne.

Rozkład naturalnych i sztucznych pól na powierzchni ziemi, w jej wnętrzu, w środowisku

wodnym (w jeziorach, morzach i oceanach), jak również w powietrzu i Kosmosie, zależy od
sposobów wzbudzania pola i od własności elektrycznych i elektromagnetycznych skał.
Efektywność badań geoelektrycznych zależy, zatem głównie od zróżnicowania tych
własności.

Pola naturalne i sztuczne dzieli się na stałe i zmienne. Pola stałe nazywa się

elektrycznymi, ponieważ przy ich badaniu wyznacza się głównie składowe elektryczne pola.
Pola zmienne nazywa się z kolei elektromagnetycznymi, ponieważ przy ich badaniu określa
się zarówno składowe elektryczne, jak i magnetyczne pola.

Pola stałe lub zmienne, niezależnie od tego czy są naturalne czy sztuczne, utrzymujące

się przez dłuższy czas (ponad kilka sekund), nazywa się stacjonarnymi.

Pola wytworzone za pomocą krótkotrwałych impulsów prądu albo w wyniku progowych

(skokowych) jego zmian w czasie nazywa się niestacjonarnymi.

Zmienne stacjonarne pola dzieli się na niskoczęstotliwościowe (f < 10 kHz)

i wysokoczęstotliwościowe (f > 10 kHz). Przedział częstotliwości wykorzystywany
w badaniach geoelektrycznych pól jest bardzo szeroki, od prądu stałego o częstotliwości 0 do
radiofalowych częstotliwości rzędu kilkudziesięciu i kilkuset megaherców (MHz).

Zasięg głębokościowy (głębokość penetracji) badań geoelektrycznych zależy od mocy

ródła wywołującego pole, geometrii układu pomiarowego, częstotliwości prądu użytego jako

ródła pola i rozkładu przewodnictwa elektrycznego w ośrodku geologicznym. Im większa

jest moc źródła, tym intensywniejsze jest pole i większy w konsekwencji zasięg
głębokościowy badań geoelektrycznych.

Głównymi jednak czynnikami decydującymi o głębokości penetracji przy wykorzystaniu

pól stałych są: rozstaw elektrod zasilających i odległość między środkami dipoli zasilających
A, B a pomiarowych M, N. Poprzez sukcesywne zwiększenie odległości między źródłem
pola, a punktem pomiaru (czy obserwacji) można obejmować badaniami coraz większą
objętość skał, a tym samym uzyskać większą głębokość penetracji. Przy stosowaniu
zmiennych pól takim czynnikiem jest częstotliwość. Sterowanie głębokością polega na
wykorzystaniu znanego z fizyki zjawiska naskórkowości (skin-effect). Według niego pole
elektromagnetyczne układa się tym bliżej powierzchni przewodnika, im szybsze są jego
zmiany w czasie.

Układem pomiarowym w badaniach geoelektrycznych nazywa się obwód elektryczny

złożony z uziemień (elektrod) przewodu, obiektu geologicznego i przyrządu pomiarowego.

W badaniach geoelektrycznych rolę przewodnika przejmuje obiekt geologiczny. Stąd

zwiększenie częstotliwości pola prowadzi do zmniejszenia zasięgu głębokościowego
w badanym obiekcie, a zmniejszenie częstotliwości do zwiększenia zasięgu głębokościowego.
Zasięg badań geoelektrycznych w sposób złożony zależy również od rozkładu przewodnictwa
elektrycznego w badanym obiekcie geologicznym. Dlatego zmiany w rozkładzie
przewodnictwa mogą powodować zmiany w zasięgu badań geoelektrycznych, nawet przy

„Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego”

niezmiennych rozstawach czy częstotliwościach. Wynika to m.in. z faktu, że obecność
w przekroju utworów bardzo słabo przewodzących (tzw. ekranów) utrudnia przenikanie
w głąb

prądu

stałego,

gdy

tymczasem

zmienne

pola,

szczególności

wysokoczęstotliwościowe, w tych warunkach charakteryzują się zwiększoną głębokością
penetracji z uwagi na względnie małe pochłanianie pola.

Głębokość zasięgu badań geoelektrycznych, w zależności od rodzaju wykorzystywanych

pól elektrycznych i elektromagnetycznych waha się od kilku metrów do kilkuset kilometrów.
Z tego wynika, że w zasięgu badań geoelektrycznych znajduje się praktycznie cała skorupa
i część górnego płaszcza Ziemi. W geofizyce stosowanej ograniczamy się zwykle do badania
rozkładu przewodnictwa elektrycznego górnej części skorupy ziemskiej (kilkunastu
kilometrów).

Sposoby wzbudzania pól elektromagnetycznych i mierzone parametry pola

W badaniach geoelektrycznych poza polami naturalnymi wykorzystuje się trzy sposoby

sztucznego wzbudzania pola: galwaniczne, indukcyjne i mieszane. Przy galwanicznym
sposobie wzbudzania pola prąd do Ziemi wprowadza się za pomocą uziemionych elektrod.
Ź

ródłem pola elektrycznego są ładunki rozmieszczone na kontakcie uziemień A i B z Ziemią,

a źródłem pola magnetycznego prądy w przewodach łączących elektrody A, B z biegunami
ź

ródła O, a także prądy w Ziemi (rys. 14).

Rys. 14. Normalne pole elektryczne dwu źródeł punktowych różno biegunowych: 1 – linie prądu, 2 – linie

ekwipotencjalne [9, s. 62]

Przy indukcyjnym wzbudzeniu pola w Ziemi źródłem pola elektromagnetycznego są

jedno- lub wielozwojowe pętle czy cewki, przez które przepuszcza się prąd zmienny.
Wzbudzenie tego typu pola odbywa się więc bezkontaktowo (bez kontaktu z Ziemią).
W związku z powyższym znajduje ono zastosowanie również w aerogeofizycznych badaniach
elektromagnetycznych.

W mieszanym sposobie wzbudzania pola zasilanie obwodu uziemionego realizowane jest

za pomocą prądu zmiennego. Pole wywołane galwanicznie za pomocą uziemionych elektrod
nakłada się na pole indukcyjnie wzbudzone doprowadzającymi przewodami.

W badaniach geoelektrycznych mierzonymi parametrami pola są: wartości amplitud

natężeń pola elektrycznego E i magnetycznego H, a także ich przesunięcia fazowe.

„Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego”

Rys. 15. Zestawienie przekroju geologicznego (a) z przekrojem geoelektrycznym (b) 1 – utwory pokrywy,

2 – wapienie, 3 – ilołupki, 4 – granity, 5 – złoże rudy [9, s. 62]

Pole normalne i pole anomalne w badaniach geoelektrycznych

W celu znalezienia zależności między obserwowanym polem a charakterem przekroju

geoelektrycznego (pojęcie opisane niżej) wygodnie jest porównać obserwowane pole
z polami

wyznaczonymi

teoretycznie

dla

znanych

prostych

modeli

przekroju

geoelektrycznego. Jako pola odniesienia w badaniach geoelektrycznych służą zwykle pola
określonych źródeł (np. źródło punktowe, którego liniowe rozmiary są dużo mniejsze od
odległości między źródłem a punktami obserwacji pola), źródła dipolowe (źródło składające
się z dwóch różno biegunowych źródeł punktowych o jednakowych natężeniach, których
oddalenie od siebie jest mniejsze od odległości tych źródeł do punktu obserwacji pola)
w jednorodnej pod względem własności elektromagnetycznych półprzestrzeni albo pełnej
przestrzeni, zwane polami normalnymi. Niekiedy dla zmiennych pól za normalne przyjmuje
się pole w nie przewodzącej przestrzeni. Występujące w środowisku skalnym
niejednorodności powodują powstawanie pól anomalnych.

Przekrój geoelektryczny. Pod pojęciem przekroju geoelektrycznego rozumie się zbiór

warstw i (lub) innych ciał geologicznych o określonych rozmiarach i określonych
własnościach elektromagnetycznych (rys. 15). Z definicji tej wynika, że ciała geologiczne są
obiektami fizycznymi. Ich granice nie zawsze pokrywają się z granicami geologicznymi.
Danemu przekrojowi geologicznemu odpowiada określony przekrój geoelektryczny (rys. 15).
Przekrój geoelektryczny określa przekrój geologiczny w sposób przybliżony. Dzieje się tak,
dlatego, że różne skały mogą mieć podobne własności elektromagnetyczne, a te same skały
w zależności od warunków, w jakich się znajdują, różne własności elektromagnetyczne.

Przetworzenie przekroju geoelektrycznego w geologiczny jest więc uwarunkowane

dokładnym zbadaniem własności elektromagnetycznych skał na obszarze badań.

Zadanie proste i zadanie odwrotne w badaniach geoelektrycznych

Rozwiązanie zadania prostego stanowi zwykle podstawę interpretacji wyników badań

geoelektrycznych. Polega ono na wyznaczeniu intensywności i struktury pola elektrycznego
lub elektromagnetycznego dla zadanego przekroju geoelektrycznego, tzn. gdy są określone
jego parametry elektromagnetyczne i geometryczne. Można tego dokonać na drodze
teoretycznej opierając się na podstawach elektrodynamiki lub na drodze modelowania
fizycznego.

Określenie przekroju geoelektrycznego na podstawie pomierzonych parametrów pola

elektromagnetycznego jest rozwiązaniem zadania odwrotnego badań geoelektrycznych.
Stanowi ono zasadniczy cel badań geoelektrycznych poszukiwawczych. Osiąga się go na
podstawie jakościowej i ilościowej interpretacji wyników badań geoelektrycznych.

„Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego”

Z uwagi na swój złożony charakter, interpretacja nie zawsze prowadzi do

jednoznacznego rozwiązania. Zadaniem geofizyka jest wybranie spośród możliwych
rozwiązań rozwiązania najbardziej prawdopodobnego.

Rodzaje środków technicznych stosowanych w badaniach geoelektrycznych

Nośnikiem informacji o przekroju geoelektrycznym, a tym samym o przekroju

geologicznym jest pole elektryczne lub elektromagnetyczne, naturalne albo sztuczne.

W związku z tym w celu realizacji badań geoelektrycznych niezbędne są środki

techniczne do wzbudzenia pola (w wypadku korzystania ze sztucznych źródeł) i pomiarów
parametrów pola. Pomiary tych parametrów sprowadzają się na ogół do rejestracji różnicy
napięcia i natężenia prądu oraz określenia geometrycznych wymiarów układu pomiarowego.

Ze względu na liczne modyfikacje badań geoelektrycznych stosuje się bardzo różnorodną

aparaturę i sprzęt pomocniczy. Elementami urządzeń stosowanych we wszystkich metodach
badań geoelektrycznych są:

−

akumulatory, baterie suche, generatory, agregaty prądotwórcze – źródła prądu do
wzbudzania pola elektrycznego i elektromagnetycznego, zasilania mierników i środków
łączności radiowej,

−

elektrody – uziemienia i nieuziemione kontury do galwanicznego i indukcyjnego
wzbudzania pola elektromagnetycznego,

−

elektrody – uziemienia i prętowe anteny do pomiaru składowych elektrycznych, albo
ramki, pętle i inne czujniki do pomiaru składowych pola elektromagnetycznego,

−

przyrządy pomiarowe i rejestratory,

−

kable, bębny i zwijaki do kabli, taśmy miernicze, busola i inny sprzęt pomocniczy.
W badaniach geoelektrycznych, w zależności od mierzonego parametru pola, wymaganej

głębokości penetracji i miejsca prowadzenia pomiarów (badania naziemne, lotnicze, morskie,
podziemne), stosuje się kilka typów aparatur. Szczególnie duża różnorodność występuje przy
pomiarze zmiennych pól elektromagnetycznych. W tym wypadku oprócz wymaganej
czułości, istotna jest również selektywność aparatury względem sygnałów użytecznych
i zakłócających (np. sygnały elektryczne od trakcji elektrycznych). Ostatnio w badaniach
geoelektrycznych na etapie prac pomiarowych i interpretacji coraz szersze zastosowanie
znajduje technika cyfrowa. Konstruuje się aparatury z zapisem cyfrowym. Pozwalają one na
realizację w warunkach polowych oprócz procesu pomiarowego również wstępnego etapu
obliczeń wchodzących w zakres interpretacji jakościowej.

Metoda potencjałów własnych

Metoda potencjałów własnych zwana również metodą potencjałów samoistnych albo

spontanicznych wykorzystuje różne naturalne lokalne pola elektryczne. Są one wynikiem
procesów fizykochemicznych (elektrochemicznych i elektrokinetycznych) zachodzących
lokalnie w środowisku geologicznym.

Największą intensywnością charakteryzują się pola elektrochemiczne powstające

w wyniku reakcji utleniająco-redukcyjnych na granicy przewodnika elektronowego
i jonowego. Ma to miejsce w szczególności w wypadku obecności w przekroju geologicznym
przewodników w postaci siarczków i grafitu, złóż magnetytu, pokładów antracytu, warstw
zgrafityzowanych, spirytyzowanych, spirotynizowanych i węgli.

Pole elektrochemiczne tworzy się także w obrębie skorodowanych części podziemnych

konstrukcji metalowych (np. rurociągów). Mechanizm powstawania naturalnych pól
elektrycznych wokół tych obiektów przedstawia się następująco. Wody przenikające w głąb
skał przenoszą spore ilości tlenu. W trakcie tej wędrówki tlenu w wodzie ubywa wskutek jego
reakcji z minerałami skał, przez które przepływa. Wody zmieniają więc swoje własności na
redukcyjne. Obecność w przekroju geologicznym jednego z wymienionych typów

„Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego”

przewodnika elektrycznego powoduje, że jego górna część znajduje się w warunkach
utleniających, a dolna – w redukcyjnych. Reakcjom utleniającym w górnej części towarzyszy
uwolnienie elektronów w atomach utleniających się minerałów, a w dolnej reakcjom
redukcyjnym przyłączanie elektronów.

W wyniku omawianego procesu części przewodnika polaryzują się różnoimiennie,

powstaje jakby naturalne ogniwo galwaniczne, wywołujące lokalne pole elektryczne.

Na powierzchni ziemi naturalne pola elektrochemiczne odzwierciedlają się z zasady

w postaci minimów ujemnych anomalii pola elektrycznego. Wielkość anomalii pola
w zależności od rodzaju, rozmiarów i głębokości występowania przewodników waha się od
jednostek do kilkuset miliwoltów.

Wśród pól elektrokinetycznych wyróżnia się pola dyfuzyjno--adsorpcyjne i filtracyjne.

Pola dyfuzyjno-adsorpcyjne powstają na kontakcie wód podziemnych o różnym stężeniu
i składzie rozpuszczonych w nich soli. Intensywność tych pól zależy ponadto od własności
elektrochemicznych minerałów budujących szkielet skały.

Pola filtracyjne powstają przy filtracji wód podziemnych w skałach porowatych. Przy

ruchu cieczy poprzez kapilary skalne część jonów gromadzi się na ich ścianach, a część jest
przenoszona.

Rys. 16. Naturalne pole elektryczne w otoczeniu warstwy filtrującej (wg J. W. Jakubowskiego): 1 – kierunek

filtracji wód podziemnych, 2 – unie prądu naturalnego pola elektrycznego, 3 – utwory nadkładu,
4 – warstwa filtrująca z cieczą [9, s. 64]

Obserwowane na powierzchni ziemi pola elektrochemiczne wykorzystuje się w metodzie

potencjałów własnych przede wszystkim do poszukiwania i rozpoznawania złóż siarczków
(Cu, Sn – Zn, Ni, Pb i in.), złóż grafitu, antracytu, a także do lokalizowania miejsc korozji
rurociągów.

Pola elektrokinetyczne wykorzystuje się w metodzie potencjałów własnych szeroko do

rozwiązywania zadań hydrogeologii i geologii inżynierskiej, jak np. do poszukiwania oraz
badania kierunku i prędkości przepływu wód podziemnych, badania szczelności dna
zbiorników wodnych i kanałów. Przecieki wody poprzez dno i brzegi zbiorników wodnych
ujawniają się w postaci minimów potencjału, natomiast dopływy wody w postaci maksimów
potencjału.

Omówione wyżej naturalne lokalne pola elektryczne wykorzystuje się również

w geofizyce wiertniczej, gdzie metoda potencjałów własnych wchodzi przeważnie
w kompleks stosowanych badań.

Metoda polaryzacji wzbudzonej (PW) w swej klasycznej postaci opiera się na wtórnych

polach elektrycznych powstających w Ziemi przy przepuszczaniu przez nią impulsów prądu
stałego albo nisko-częstotliwościowego prądu zmiennego. W związku z powyższym
w metodzie polaryzacji do wzbudzenia pola stosuje się sposób galwaniczny lub mieszany.
W trakcie wzbudzania pola część energii jest zużytkowana na spolaryzowanie badanego
obiektu geologicznego.

„Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego”

Charakter procesów fizykochemicznych zachodzących na granicy fazy ciekłej z fazą stałą

skał i rud (doprowadzających do spolaryzowania obiektu geologicznego) nie został jeszcze
w pełni zbadany. Wiadomo, że zależą one głównie od typu przewodnictwa kontaktujących się
ośrodków i czasu oddziaływania pola elektrycznego pierwotnego na obiekt polaryzowany.
Przy przenikaniu prądu przez kontakt przewodnika elektronowego z jonowym dochodzi do
powierzchniowej polaryzacji złoża. Jeśli w obrębie pola polaryzującego znajduje się skała
z bardzo licznie rozproszonymi elektronowymi przewodnikami, to na powierzchni każdego
z takich elementów zachodzi polaryzacja powierzchniowa i każdy z nich staje się dipolowym
ź

ródłem wtórnego pola elektrycznego.

Intensywność polaryzacji w tym przypadku przyjęło się charakteryzować objętościową

polaryzowalnością ośrodka. Wykazują ją także skały o przewodnictwie jonowym (osadowe,
głębinowe i metamorficzne). Polaryzowalność tych skał rzadko przekracza 2–3% i na ogół
w obrębie obszaru badań bywa ustabilizowana, natomiast polaryzowalność skał
zawierających przewodniki elektronowe (zwarte i rozproszone) dochodzi do kilkudziesięciu
procent. Większość minerałów o wysokiej polaryzowalności to siarczki. Z tego względu
metoda polaryzacji wzbudzonej jest przede wszystkim stosowana do poszukiwania
i rozpoznawania złóż rud i jedyną jak do tej pory metodą do poszukiwania i rozpoznawania
złóż rud o mineralizacji rozproszonej. Duże wartości polaryzacji wzbudzonej obserwuje się
również nad złożami grafitu i antracytu.

Wtórne pola elektryczne powstają także na kontaktach elektrolitu ze słabo

przewodzącymi krzemianami, węglanami i innymi minerałami skałotwórczymi. Intensywność
takich pól w znacznej mierze zależy od składu i stężenia elektrolitu wewnątrz porów skały
i struktury samych porów. Stwarza to przesłanki do stosowania metody polaryzacji
wzbudzonej również dla potrzeb hydrogeologii i geologii inżynierskiej. Innymi przesłankami
sprzyjającymi w zastosowaniu tej metody w wymienionym zakresie to duża polaryzowalność
piasków w porównaniu z glinami, a także wyraźne zmniejszenie polaryzowalności w miarę
wzrostu zasolenia wody.

W praktyce realizuje się to za pomocą: 1) pojedynczych impulsów prądu stałego,

2) jednokierunkowych periodycznych impulsów prądu stałego, 3) dwukierunkowych
(bipolarnych) periodycznych impulsów prądu stałego. Pierwszy z wymienionych sposobów
wzbudzania pola jest używany do badania charakterystyki PW w szerokim przedziale
czasowym. Po każdym impulsie rejestruje się cały proces spadku PW. W drugim i trzecim
sposobie (najczęściej stosowane) rejestrację PW prowadzi się w przerwach między
impulsami.

Podstawowym parametrem określonym w trakcie prac polowych przy technice pomiarów

w domenie czasu jest pozorna polaryzowalność

, wyznaczona z następującego wzoru:

100%

∆

⋅

gdzie:

∆

– różnica potencjałów między elektrodami M i N w określonym momencie po

wyłączeniu prądu w linii zasilającej AB,

∆

– różnica potencjałów między elektrodami M i N w trakcie trwania impulsu

prądowego (w ustabilizowanej jego części). Przy badaniach metodą PW zwykle
oprócz

określa się także opór pozorny

ze wzoru:

100%

∆

⋅

gdzie:
I – natężenie prądu w linii zasilającej AB;
k – współczynnik układu pomiarowego.

„Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego”

W ośrodku jednorodnym zarówno

, jak i

pokrywają się z wartościami rzeczywistymi

tych parametrów fizycznych. Polaryzację obiektu geologicznego przy technice pomiaru
w domenie częstotliwości dokonuje się za pomocą uziemień A i B, zasilanych prądem
z generatora prądu zmiennego (wzbudzenie mieszane). Sposób pomiaru PW polega na
badaniu zależności oporu pozornego od częstotliwości

Do ilościowej charakterystyki zjawiska polaryzacji przy pomiarach w domenie

częstotliwości używa się głównie parametru P

zdefiniowanego w sposób następujący:

−

gdzie:

– częstotliwość niska (w praktyce częstotliwość ta waha się od setnych do

dziesiątych części Hz),

– częstotliwość wysoka (w praktyce częstotliwość ta waha się od kilkudziesięciu do

kilkuset Hz).

Analogicznie jak w metodzie elektrooporowej w metodzie PW wyróżnia się dwa sposoby

badania polaryzowalności pozornej. W pierwszym – przedmiotem badania jest zależność t

rozmiarów układu pomiarowego, a w drugim – zmiana

przy przemieszczaniu układu

w kierunku poziomym względem obiektu geologicznego, przy niezmiennych rozmiarach linii
zasilającej i pomiarowej.

Pierwszy z wymienionych sposobów badania polaryzowalności pozornej nazwano

sondowaniem PW, a drugim profilowaniem PW. Przy profilowaniu PW najczęściej stosuje się
układy: środkowego gradientu, symetryczne i kombinowane, przy sondowaniu PW układy
symetryczne: Wennera i Schlumbergera.

Profilowanie PW w układzie środkowego gradientu stosuje się do zdjęć

powierzchniowych, natomiast profilowanie PW w układach: kombinowanym i symetrycznym
do badań szczegółowych przy poszukiwaniu obiektów warstwowych, stromo zapadających
się. Przy pomiarach w układzie środkowego gradientu rozstaw elektrod zasilających powinien
być dostatecznie duży, aby z jednego ich położenia można było objąć jak największą
powierzchnię badań. W praktyce rozstaw w tym układzie najczęściej wynosi od 1 do 2 km.

Sondowania PW stosuje się do wydzielania warstw w poziomo warstwowanym ośrodku

(przekroju), rozwiązywania zadań hydrogeologii i geologii inżynierskiej (jak np.
rozwarstwianie ośrodków piaszczysto-ilastych, poszukiwanie wód podziemnych, badanie
zasięgu infiltracji wód słonych), a także do detalizacji anomalii wykrytych profilowaniem PW
przy rozpoznawaniu złóż rud.

Różnice potencjałów w linii pomiarowej MN, po wyłączeniu prądu w linii zasilającej

AB, w określonych momentach czasu rejestruje się za pomocą specjalnych aparatur techniką
cyfrową. Aparatury te w części zasilającej są zaopatrzone w szybko reagujące styczniki
(kontaktory), a w części pomiarowej w urządzenia do automatycznej zmiany czułości
kanałów rejestrujących (z uwagi, iż sygnały w linii pomiarowej po wyłączeniu prądu są około
100 razy słabsze). Analogicznie jak w metodzie potencjałów własnych jako uziemienia M i N
w linii pomiarowej stosuje się elektrody niepolaryzujące.

Przy poszukiwaniu masywnych (zwartych) i rozproszonych rud anomaliom użytecznym

towarzyszą często anomalie od minerałów o przewodnictwie jonowym, anomalie wywołane
grafityzacją skał, nieprzemysłową mineralizacją. W takim wypadku do wydzielania anomalii
użytecznych niezbędne jest łączenie badań PW z innymi badaniami geofizyki
poszukiwawczej i badaniami geochemicznymi. Ocenę rozmiaru i kształtu polaryzujących się
obiektów wykonuje się, analogicznie jak w metodzie potencjałów własnych, na podstawie
wyników rozwiązań zadania prostego, tzn. teoretycznych wykresów

i przez modelowanie

fizyczne (rys. 17).

„Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego”

Ze względu na złożoność budowy ośrodków badanych metodą PW interpretacja ma

charakter w większym stopniu jakościowy niż ilościowy i wykonywana jest sporadycznie. Do
tej pory jedynie dla utworów poziomo warstwowanych możliwa jest ilościowa interpretacja
pomiarów PW. Przeprowadza się ją na podstawie albumów krzywych teoretycznych.

Rys. 17. Porównanie wykresu profilowania

z krzywą teoretyczną dla dwuwymiarowego modelu imitującego

strefę łupków cynonośnych w osłonie metamorficznej granitu karkonoskiego: 1 – krzywa teoretyczna,
2 – krzywa pomiarowa (AB = 900 m, MN = 20 m) [9, s. 71]

Metoda polaryzacji wzbudzonej znajduje coraz powszechniejsze zastosowanie zwłaszcza

przy poszukiwaniu rud polimetali (typu rozproszonego i żyłowego). Szacuje się, że za
pomocą tej metody wykrywanych jest na świecie około 60% złóż rud polimetali. Obecnie
w Polsce badania metodą PW wykorzystuje się głównie do poszukiwania i rozpoznawania
złóż pochodzenia hydro-termalnego, występujących w różnych warunkach geologicznych
w Sudetach i na obrzeżach Górnośląskiego Zagłębia Węglowego.

Metoda elektrooporowa wykorzystuje stałe sztuczne pole elektryczne. Pole to wytwarza

się za pomocą zespołu źródeł punktowych lub dipolowych. Przy badaniach naziemnych
umieszczamy je na powierzchni ziemi, a przy badaniach podziemnych w otworach
wiertniczych lub wyrobiskach górniczych. W morskiej wersji metody elektrooporowej źródła
pola elektrycznego umieszczamy na dnie morza bądź w wodzie. Źródła pola elektrycznego
składają się z uziemień i podłączonych do nich przewodami elektrycznymi źródeł prądu
stałego. Jako źródła prądu stałego używa się baterii suchych akumulatorów lub generatorów
prądu stałego. Jako uziemienia w źródłach pola stosuje się zwykle pręty stalowe zwane
uziemieniami zasilającymi lub elektrodami zasilającymi.

Najczęściej do wytworzenia pola elektrycznego używa się zespołu dwu uziemień

umieszczonych na powierzchni ziemi w dwu punktach oznaczonych tradycyjnie literami A i B.
Przez uziemienia te wprowadzamy do ziemi prąd stały. Pole elektryczne takiego zespołu jest
równoważne polu elektrycznemu dwu różnobiegunowych źródeł punktowych. Wytworzone
w opisany sposób pole elektryczne (pole prądu stałego) badamy poprzez pomiar różnicy
potencjałów pomiędzy dwoma punktami oznaczonymi zwykle literami M i N. W tym celu
w punktach tych również umieszcza się uziemienia, tym razem w postaci prętów miedzianych
lub elektrod niepolaryzujących. Uziemienia te nazwano pomiarowymi lub odbiorczymi.
W praktyce badań metodą elektrooporową przyjęło się także oznaczanie uziemień
zasilających literami A i B, a pomiarowych przez M i N.

Do pomiarów różnicy potencjałów

∆

U pomiędzy elektrodami M i N i natężenia prądu

w linii zasilającej AB w badaniach o niedużym zasięgu głębokościowym służą przenośne
wskazówkowe kompensatory elektronowe. Są to w zasadzie miliwoltomierze o wysokim
oporze wejściowym. Przy badaniach o dużym zasięgu głębokościowym stosuje się specjalny

„Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego”

zestaw aparaturowy składający się z części zasilającej i pomiarowej. Część zasilająca zestawu
zmontowana na samochodzie składa się zwykle z dwu generatorów o maksymalnej mocy do
22,5 KW. Część pomiarowa zestawu zapewnia automatyczną galwanometryczną rejestrację

∆

U. Opisany układ pomiarowy składający się z dwu uziemień zasilających i dwu uziemień

pomiarowych nazwano czteroelektrodowym lub czteropunktowym i oznaczono AMNB.
Spośród układów pomiarowych czteroelektrodowych najszersze zastosowanie znalazły
układy, w których uziemienia zasilające i pomiarowe są umieszczone na jednej prostej,
symetrycznie względem środka układu O (ściślej środka odcinka AB). Należy do nich układ
Schlumbergera, w którym MN < 1/3 AB, i układ Wennera, w którym AM = MN = NB. Do
układów czteroelektrodowych zalicza się również coraz częściej ostatnio stosowany układ
ś

rodkowego gradientu. W układzie tym uziemienia pomiarowe umieszcza się na profilach

równoległych do AB, przy czym odległość między skrajnymi profilami nie przekracza
1/3 AB. Ograniczenie to ma na celu wykorzystanie najbardziej jednorodnej części pola
elektrycznego. Ten układ jest używany przede wszystkim przy profilowaniu elektrycznym
w badaniach szczegółowych.

Liczną odmianę układów czteroelektrodowych stanowią układy dipolowe. W układach

tych uziemienia zasilające i kolejno pomiarowe są na tyle zbliżone do siebie, aby odległość
pomiędzy dipolem zasilającym a pomiarowym układu (ściślej – odległość między środkami
odcinków AB i MN) była zdecydowanie od nich większa.

Klasyfikację układów dipolowych przeprowadza się zwykle na podstawie wielkości

kątów, jakie promień wodzący tworzy z kierunkiem linii pomiarowej (

) i zasilającej (

W zależności od wielkości kąta

wyróżniają się układy: azymutalny (

/2), radialny

(

= 0) i równoległy (

), a w zależności od wielkości kąta

– osiowy (

= 0)

i ekwatorialny zwany również równikowym (

/2).

Spośród wymienionych układów

dipolowych powszechne zastosowanie w praktyce (nie tylko w metodzie elektrooporowej)
znalazły układy: równikowy i osiowy. Stosuje się je przede wszystkim w badaniach o dużym
zasięgu głębokościowym.

W badaniach metodą elektrooporową znajdują również zastosowanie układy

trójelektrodowe i sporadycznie dwuelektrodowe. Układ trójelektrodowy AMN otrzymamy
wtedy, gdy jedno z zasilających uziemień oddalimy od uziemień pomiarowych na taką
odległość, że wywołana nim różnica potencjałów będzie znikoma w stosunku do różnicy
potencjałów wywołanej bliższym uziemieniem zasilającym. Aby warunek ten był spełniony,
AB musi być większe od 10 AN. W praktyce operację powyższą określa się terminem –
oddalenie elektrody w nieskończoność.

Planowanie zastosowania georadaru

Zastosowanie fal elektromagnetycznych do lokalizowania obiektów pod powierzchnią

ziemi zostało opracowane teoretycznie na początku XX wieku, na początku lat
siedemdziesiątych pojawiły się pierwsze georadary (GPR). Od tamtego czasu technika ta jest
stale udoskonalana i znajduje coraz to nowe zastosowania praktyczne. Na przestrzeni
ostatnich lat ponownie można zaobserwować zwiększone zainteresowanie tą techniką.
Związane jest to z rozwojem komputerów i oprogramowania. Podczas wykonywania
pomiarów georadarowych, szczególnie systemami wielokanałowymi, konieczne jest
gromadzenie i późniejsze przetworzenie dużych ilości informacji. Wymaganiom tym są
w stanie podołać dopiero współczesne komputery. Zastosowanie najnowszych zdobyczy
informatyki, pozwoliło na uzyskanie nowej jakości wyników końcowych. Obecnie najbardziej
rozbudowane systemy georadarowe pozwalają na częściowe zautomatyzowanie interpretacji,
poprawienie jej jakości.

Badania radarem do penetracji gruntu (GPR) prowadzone są w dwóch etapach: I – prace

terenowe, II – prace kameralne.

„Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego”

Przed przystąpieniem do badań radarowych powinien być określony cel i zakres badań:

czego szukamy,

na jakiej głębokości,

w jakim środowisku.

Pomiary georadarowe można wykonywać w trzech podstawowych wariantach. Pierwszy

z nich, najbardziej rozpowszechniony, to profilowanie. Podczas profilowania obie anteny są
przesuwane równocześnie ze stałą prędkością wzdłuż wytyczonego profilu. Anteny mogą być
rozsunięte na pewną odległość, co eliminuje część przypowierzchniowych odbić
wielokrotnych.

Drugim wariantem pomiarów jest profilowanie prędkościowe zwane WARR (Wide

Angle Refraction and Reflection) lub CMP (Common Mid Point). W profilowaniu tym jedna
antena spoczywa nieruchomo, natomiast druga antena jest od niej odsuwana ze stałą
prędkości. Na echogramie powstaje charakterystyczny obraz falowy, z którego można
obliczyć prędkość fali elektromagnetycznej w miejscu pomiaru.

Trzecim wariantem, najrzadziej wykonywanym, są prześwietlania georadarowe.

W pomiarach tych anteny nadawcza i odbiorcza znajdują się po przeciwnych stronach
badanego obiektu geologicznego.

Zastosowania praktyczne georadarów

Pomiary georadarowe znalazły zastosowania w wielu dziedzinach przemysłu. Może on

też być z powodzeniem wykorzystywany na potrzeby górnictwa, gdzie znajduje zastosowania
zarówno na powierzchni w poszukiwaniu instalacji, jak i w warunkach podziemnych do
badania złoża, stanu szybów oraz innych konstrukcji inżynierskich.

W górnictwie georadar może być szczególnie przydatny do określenia budowy złoża.

Przeprowadzone badania pokazały szczególną przydatność tej techniki w kopalniach soli ze
względu na małe tłumienie fal elektromagnetycznych, a co za tym idzie duży zasięg
głębokościowy pomiaru. Georadarem można wyznaczać granice złoża, wyszukiwać miejsca
uskoków. Można też prowadzić badania i lokalizować obszary spękań. Wykonując cyklicznie
pomiary stref spękanych można śledzić ich rozwój wraz z postępującym procesem
wydobycia. Badania georadarowe wykonywane są w wielu kopalniach na całym świecie. Na
rysunku 18 przedstawiono badania prowadzone w kopalni podziemnej.

Georadary wielokanałowe stosowane są głównie do wykrywania instalacji podziemnych

oraz badania stanu konstrukcji.

Rys.18. Pomiar wykonywany georadarem IDS RIS w kopalni [16]

„Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego”

Na rysunku 18 przedstawiono przykład systemu wielokanałowego produkcji firmy IDS.

Jest to ośmiokanałowy georadar wyposażony w anteny pracujące na częstotliwościach
200 i 600 MHz. Stosowanie anten o różnych częstotliwościach pozwala na łączenie
pozytywnych cech:

−

wysokiej rozdzielczości anten 600 MHz,

−

dużej głębokości penetracji anten 200 MHz.

4.3.2. Pytania sprawdzające

Odpowiadając na pytania, sprawdzisz, czy jesteś przygotowany do wykonania ćwiczeń.

Jakie pola wykorzystuje się w badaniach geoelektrycznych?

Od czego zależy efektywność badań geoelektrycznych?

Jaki jest zasięg głębokościowy badan geoelektrycznych?

Jakimi metodami wzbudza się pole elektryczne?

Jakie parametry pola mierzone są w badaniach geoelektrycznych?

Co nazywamy przekrojem geoelektrycznym?

Na czym polega zadanie odwrotne w badaniach geoelektrycznych?

Jakie środki techniczne są niezbędne do wykonania badań geoelektrycznych?

Jaki jest podział metod geoelektrycznych?

10.

Jak dobieramy metodę badań geoelektrycznych do osiągnięcia założonego celu?

4.3.3. Ćwiczenia

wiczenie 1

Określ, jak zmieni się wartość oporu podczas wykonywania metodą profilowania

elektrooporowego pomiaru uskoku przedstawionego na rysunku. Naszkicuj przewidywaną
krzywą profilowania.

Rysunek do ćwiczenia 1 [9]

Sposób wykonania ćwiczenia

Aby wykonać ćwiczenie, powinieneś:

przeanalizować rysunek,

rozróżnić wartości oporów warstw,

określić zmianę oporu na uskoku,

naszkicować przebieg krzywej profilowania,

zaprezentować wyniki ćwiczenia.

„Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego”

Wyposażenie stanowiska pracy:

−−−−

notatnik,

−−−−

tablice własności fizycznych skał,

−−−−

literatura zgodna z punktem 6 poradnika dla ucznia.

wiczenie 2

Korzystając z rysunku określ ile sondowań elektrooporowych wykonano w celu

sporządzenia przedstawionych przekrojów geoelektrycznych.

Rysunek do ćwiczenia 2 [9

]

Sposób wykonania ćwiczenia

Aby wykonać ćwiczenie, powinieneś:

przeanalizować przekrój geoelektryczny,

wskazać punkty wykonania sondowań,

określić zmiany oporów,

zaprezentować wyniki ćwiczenia.

Wyposażenie stanowiska pracy:

−−−−

literatura zgodna z punktem 6 poradnika dla ucznia.

„Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego”

wiczenie 3

Określ układ pomiarowy zaprezentowany na planie pomiaru geoelektrycznego.

Rysunek do ćwiczenia [9]

Sposób wykonania ćwiczenia

Aby wykonać ćwiczenie, powinieneś:

przeanalizować rysunek,

rozpoznać oznaczenia elektrod,

wskazać elektrody prądowe i pomiarowe,

odczytać odległości pomiędzy elektrodami i określić rodzaj prezentowanego układu,

zaprezentować wyniki ćwiczenia.

Wyposażenie stanowiska pracy:

−−−−

literatura zgodna z punktem 6 poradnika dla ucznia.

4.3.4. Sprawdzian postępów

Czy potrafisz:

Tak

Nie

posługiwać się tablicami właściwości fizycznych skał

określić mierzone parametry pól elektrycznych?

określić zmiany oporu na podstawie znajomości struktur geologicznych?

posłużyć się przekrojem geoelektrycznym?

rozpoznać układ pomiarowy do pomiarów geoelektrycznych?

rozpoznać elementy układu pomiarowego?

scharakteryzować środki techniczne stosowane w badaniach
geoelektrycznych?

„Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego”

4.4.

Projektowanie sejsmicznych badań polowych

4.4.1. Materiał nauczania

Badania sejsmiczne ze względu na różnorodność metod, z czym wiążą się duże

możliwości wiernego odtworzenia wgłębnej budowy, są szeroko stosowane na świecie.
Wyróżnia się badania sejsmiczne regionalne, półszczegółowe i szczegółowe. Kwalifikacja
badań jest pojęciem względnym i zależy przede wszystkim od budowy geologicznej badanego
rejonu i zadań stawianych przed pracami sejsmicznymi, a nie od odległości między profilami.

Regionalne badania sejsmiczne są wykonywane na etapie regionalnego rozpoznawania

budowy geologicznej dla potrzeb geologii strukturalnej. W pierwszej fazie badań są to
pojedyncze profile sejsmiczne łączące głębokie otwory wiertnicze. Na obszarach trudno
dostępnych prowadzi się je wzdłuż dolin, rzek, przecinek leśnych itp. Przebieg profili
regionalnych powinien być tak dobrany, aby przecinały pod kątem zbliżonym do prostego
regionalne jednostki geologiczne, co jest szczególnie ważne w przypadku dużych upadów
warstw. W kolejnym etapie badań regionalnych wykonuje się regionalne zdjęcia
powierzchniowe, zakładając siatkę powiązanych ze sobą profilów sejsmicznych. Ten typ
zdjęcia umożliwia konstrukcję szkiców strukturalnych, które pozwalają na określenie
tektoniki, w badanych regionach geologicznych oraz są podstawą do wyznaczenia obszarów,
na których będzie się prowadzić dalsze, szczegółowsze badania geologiczno-poszukiwawcze.
Ustalając zagęszczenie i kierunki profilów uwzględnia się wszystkie dane geologiczne oraz
wyniki innych badań geofizycznych, jak grawimetrii i geoelektryki. Liczba i przebieg
profilów wiążących musi być tak dobrana, aby istniała możliwość powierzchniowego
powiązania granic sejsmicznych, dla których wykonuje się szkice strukturalne. Odległości
między profilami regionalnego zdjęcia powierzchniowego wynoszą przeważnie od kilku do
kilkunastu kilometrów.

Wykonując regionalne badania sejsmiczne dąży się do rozpoznania pełnego przekroju

geologicznego, aż do podłoża krystalicznego włącznie. W związku z tym stosuje się zarówno
metodę refleksyjną, jak i refrakcyjną. Pierwsza z nich służy do rozpoznania budowy
geologicznej kompleksu osadowego, druga przede wszystkim do badania powierzchni
stropowej podłoża krystalicznego. Opracowując wyniki regionalnych badań sejsmicznych
wykorzystuje się wszelkie istniejące informacje geologiczne i wyniki innych badań
geofizycznych. Dowiązanie wyników badań do głębokich otworów wiertniczych pozwala na
geologiczną identyfikację poszczególnych granic sejsmicznych. Dane pomiarowe
o rozkładzie prędkości umożliwiają wykonanie głębokościowych przekrojów sejsmicznych,
a na ich podstawie przekrojów geologicznych i szkiców strukturalnych.

Sejsmiczne badania półszczegółowe wykonuje się na strukturach pokrytych pracami

regionalnymi. Są to głównie struktury, z którymi mogą być związane złoża kopalin
użytecznych. Badania półszczegółowe są prowadzone na siatkach profilów gwarantujących
wykonanie szkiców i map głębokościowych (strukturalnych) granic sejsmicznych,
interesujących z punktu widzenia poszukiwania złóż. Zagęszczenie profilów uwarunkowane
jest wielkością badanych obiektów, stopniem ich skomplikowania i zadaniami geologicznymi.
Odległości pomiędzy profilami w tego typu zdjęciach wynoszą od kilkuset metrów do kilku
kilometrów. Na etapie badań półszczegółowych dokładność i ilość informacji są oczywiście
większe niż na etapie badań regionalnych.

Szczegółowe badania sejsmiczne są wykonywane na etapie rozpoznawania szczegółów

budowy geologicznej struktur, w których stwierdzono występowanie złóż kopalin
użytecznych. W wielu przypadkach są to prace uzupełniające, mające na celu poznanie
nieznanych jeszcze szczegółów lub wyjaśnienie nieścisłości wynikających z opisów profili
wiertniczych. Badania szczegółowe są jednym z głównych czynników decydujących

„Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego”

o lokalizacji dalszych prac wiertniczych. Wymagają one niezwykle starannego opracowania
zarówno na etapie prac polowych, jak i kameralnych.

Metody sejsmiczne mają największe zastosowanie w poszukiwaniu i rozpoznawaniu złóż

ropy naftowej i gazu ziemnego. Rozwój sejsmiki jest nierozerwalnie związany właśnie
z rozwojem poszukiwań naftowych. Na etapie badań regionalnych wyznacza się obszary,
których budowa geologiczna stwarza warunki do występowania złóż węglowodorów. Po
stwierdzeniu wierceniami występowania skał zbiornikowych i izolujących przystępuje się do
szczegółowych prac sejsmicznych. Na ich podstawie wyznacza się formy strukturalne,
mogące stanowić pułapki dla węglowodorów. Badania półszczegółowe i szczegółowe
wyjaśniają dokładnie budowę pułapek i są podstawą do projektowania otworów
poszukiwawczych.

Sejsmiczne badania budowy skorupy ziemskiej

Do badania budowy skorupy ziemskiej stosuje się najczęściej głębokie sondowanie

sejsmiczne (GSS), będące odmianą metody refrakcyjnej, polegające na jednoczesnej
rejestracji fal refrakcyjnych i odbitych. Zadaniem głębokiego sondowania jest kartowanie
powierzchni podłoża krystalicznego, określenie głównych zarysów jego wewnętrznej
budowy, wydzielenie granic w skorupie ziemskiej, śledzenie rozłamów wgłębnych i zaburzeń
tektonicznych oraz kartowanie spągu skorupy ziemskiej – powierzchni Mohorovicića. Są to
więc zadania mające zasadnicze znaczenie nie tylko dla geologii regionalnej, ale także dla
geologii poszukiwawczej.

W rejestracjach GSS szczególnie wyraźnie i powszechnie można śledzić dwie granice:

powierzchnię podłoża krystalicznego oraz powierzchnię Mohorovićića (powierzchnia Moho).
Pierwsza charakteryzuje się prędkościami fal podłużnych 6,0–6,2 km/s, a druga prędkościami
8,0-8,2 km/s. Pomiędzy nimi występuje szereg granic pośrednich, a wśród nich granica
Conrada, tradycyjnie pojmowana jako granica rozdzielająca warstwę granitową skorupy
ziemskiej od warstwy bazaltowej.

W rzeczywistości zarówno granicę Moho, jak i granicę Conrada należy rozumieć jako

strefy szybkiego wzrostu (dużego gradientu) prędkości fal podłużnych. Głębokości
występowania wspomnianych granic i miąższości kompleksów zawartych pomiędzy nimi są
różne w obszarach platformowych, geosynklinalnych i oceanicznych. W badaniach GSS
odległości pomiędzy punktami wzbudzania i odbioru drgań dochodzą na lądzie do 400 km,
a na morzu do 250 km, natomiast ładunki materiału wybuchowego niekiedy przekraczają 1 t.
Stosuje się systemy obserwacji zapewniające ciągłość profilowania. Fale sejsmiczne są
rejestrowane za pomocą niskoczęstotliwościowych geofonów wielokanałowymi aparaturami
refrakcyjnymi

lub

specjalnymi

aparaturami

niskoczęstotliwościowymi.

Planowanie

i organizacja tego typu badań odbywa się na szczeblu międzynarodowym. W ogromnych
kosztach badań geofizycznych partycypują znane firmy trudniące się poszukiwaniem
i wydobyciem złóż kopalin użytecznych taka sytuacja jest w zarówno w Polsce jak i na całym
ś

wiecie.

„Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego”

Rys. 19. Schematyczna lokalizacja głównych profili sejsmicznych w projektach POLONAISE '97

i CELEBRATION 2000 na obszarze Europy centralnej [18]

Ważne zadania, jakie rozwiązują głębokie sondowania sejsmiczne, spowodowały, że

w wielu krajach prowadzi się je na szeroką skalę w ramach współpracy międzynarodowej.
Z sieci profilów GSS wykonanych w środkowej i we wschodniej Europie trzy przechodzą
przez Polskę (rys. 19). Jednym z nich jest VII profil międzynarodowy przecinający
najważniejsze jednostki tektoniczne Europy północno-wschodniej i południowej. Są to
kosztowne przedsięwzięcia badawcze, pod względem technologicznym bardzo złożone i stąd
wymagające szerokiej współpracy międzynarodowej. Wyniki badań osiągnięte tymi
metodami stanowią podstawę dla wielu specjalizacji z zakresu nauk o Ziemi oraz mają
wybitne znaczenie strategiczne, zarówno dla badań podstawowych jak i aplikacyjnych.

Wychodząc naprzeciw pilnym potrzebom głębokiego rozpoznania geologicznego

i geofizycznego obszaru Polski zaprojektowano i zrealizowano dotąd dwa wielkie programy
sejsmicznych badań głębokich struktur litosfery, znane jako międzynarodowe projekty
POLONAISE '97 i CELEBRATION 2000.

Metody poszukiwań sejsmicznych. Przy poszukiwaniach geofizycznych stosowane są

następujące metody sejsmiczne:
1.

Metoda fal załamanych, zwana metodą refrakcyjną.

Metoda fal odbitych, zwana metodą refleksyjną.

Zmodyfikowana metoda refrakcyjna, zwana korelacyjną metodą refrakcyjną.

Metoda refrakcyjna, nazywana metodą pierwszych impulsów, oparta jest na zapisach

pierwszych impulsów fal sejsmicznych odnotowanych na sejsmogramie.

Geofony przy tej metodzie muszą być ustawione w pewnej odległości od ogniska

wybuchu, ponieważ fale przed załamaniem muszą dojść do powierzchni załamującej nie
prostopadle, lecz pod kątem granicznym (całkowitego odbicia). Największa odległość
geofonów od punktu strzałowego, czyli długość interwału strzałowego, zależy od głębokości
zalegania powierzchni załamującej (horyzontu), prędkości rozchodzenia się po niej fal
sprężystych oraz charakterystyki prędkościowej kompleksu warstw nadległych. Odległość ta

„Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego”

zwykle równa się 2,5-krotnej wielkości tzw. martwej strefy, tj. strefy przylegającej do punktu
strzałowego, w obrębie której nie obserwuje się fali refrakcyjnej. Odległość pomiędzy
geofonami powinna być stała (wynosi 20–50 m, a w szczególnie dobrych warunkach nawet
100 m) i tak, aby możliwa była korelacja faz fal. Długość interwalu obstawionego przez
geofony przyłączone do aparatury rejestrującej zależy od ilości kanałów w aparaturze. Czas
przyjścia impulsów do geofonów odczytuje się z sejsmogramów. Odległość każdego geofonu
od punktu strzałowego odmierza geodeta. Na podstawie tych danych wykreśla się krzywą
zwaną hodografem, przedstawiającą czas przebiegu fali jako funkcję odległości poziomej
geofonów od ogniska wstrząsu.

W zależności od wybranej metody pomiarowej i sposobu opracowania wyników

pomiarowych należy zaplanować rozmieszczenie geofonów (detektorów) na przykład
w przypadku dwu warstw hodograf fali refrakcyjnej składa się z dwóch prostych, z których
jedna położona jest na prawo, druga na lewo od punktu strzałowego.

Rozchodzenie się fal sejsmicznych w ośrodku dwuwarstwowym. Dwie warstwy

−

górna: prędkość fali v1, miąższość h,

−

dolna: prędkość fali v2, miąższość nieskończona.

ródło wzbudzenia i detektor drgań umieszczone są na górnej powierzchni pierwszej

warstwy w odległości x.

Rys. 19. Tory załamanych fal sejsmicznych [13]

Analiza hodografu zezwala na określenie nie tylko głębokości zalegania warstwy

refrakcyjnej, lecz i na wyznaczenie jej kąta nachylenia oraz prędkości rozchodzenia się w niej
fali.

Warunkiem możliwości zastosowania metody refrakcyjnej jest wymaganie, aby prędkość

rozchodzenia się fal sprężystych rosła stopniowo wraz z głębokością.

Jeśli wśród warstw znajdzie się pokład o bardzo dużej sprężystości (np. wapienia),

w którym prędkość jest bardzo wielka, stanowi on ekran, poza który głębiej nie można
sięgnąć badaniami.

Jeżeli w jakiejś warstwie, dzięki jej małej sprężystości, prędkość rozchodzenia się fali jest

mniejsza aniżeli w warstwie nadleglej, to w tym przypadku nie można wykryć takiej warstwy
i określić jej miąższości metodą refrakcyjną.

Metody refrakcyjnej nie stosuje się przy istnieniu więcej niż trzech sejsmicznych

układów warstwowych, ze względu na duże błędy w określaniu wielkości, jakie się w takich
przypadkach otrzymuje. Zasięg metody refrakcyjnej na ogół nie przekracza 200–300 m.
Dlatego metodę refrakcyjną stosuje się rzadko przy poszukiwaniach i to tylko dla
rozwiązywania spraw najprostszych, gdy chodzi o określenie położenia jednej, a najwyżej
dwóch powierzchni refrakcyjnych.

Ostatnio zmodyfikowano klasyczną metodę refrakcyjną i opracowano tzw. korelacyjną

metodę refrakcyjną polegającą na tym, że przy interpretowaniu sejsmogramów przyjmuje się

„Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego”

pod uwagę nie tylko pierwsze impulsy, lecz również notowania fal późniejszych. Metoda ta
ma dawać dobre wyniki zarówno przy badaniu warstw płytko zalegających, jak i głębszych.
Zasięg tej nowej metody dochodzi do 3–4 km.

Zaletą metod refrakcyjnych jest to, że można nimi, poza ustaleniem położenia

przestrzennego poziomów granicznych, określać jeszcze tzw. prędkość graniczną, cechującą
górną warstewkę wydzielonego kompleksu, co pozwala na jego identyfikację litologiczną.

Metoda fal odbitych, czyli metoda refleksyjna, jest chronologicznie późniejsza od metody

refrakcyjnej, jest najmniej skomplikowana i najczęściej stosowana przy poszukiwaniach złóż.

Sejsmika refleksyjna jest odmianą tomografii sejsmicznej, wykorzystującą odbicia fali

sejsmicznej od struktur podziemnych do stworzenia obrazu sejsmicznego. Pomiar polega na
emisji fali sejsmicznej przez źródło sejsmiczne w punkcie wzbudzenia, a następnie rejestracji
sygnałów przez czujniki drgań umieszczone na powierzchni ziemi w punktach odbioru.
Drgania te są wynikiem propagacji i odbić fali sejsmicznej w głębi ziemi. Przy projektowaniu
punktów wzbudzenia i odbioru należy przestrzegać, tzw. zasady wielokrotnego pokrycia –
przez każdy punkt odbicia powinno przechodzić 70 do 100 tras sejsmicznych. Ma ona na celu
wzmocnienie sygnału pochodzącego z każdego punktu odbicia.

Aby przeprowadzić badania tą metodą, ośrodek musi być warstwowany, o upadzie

warstw do 45° i niewielkim zuskokowaniu. Aby nastąpiło odbicie, oba ośrodki muszą się
różnić impedancją akustyczną:

Z = v·ρ

gdzie:
Z – impedancja
v – prędkość fali
ρ

– gęstość ośrodka

Rys. 20. Idea pomiaru w sejsmice refleksyjnej [13]

Przy tej metodzie geofony mogą być ustawiane niedaleko od ogniska wybuchu, ponieważ

fale odbite powstają zarówno przy padaniu fal idących od punktu strzałowego skośnie, jak
i prostopadle do powierzchni granicznej. Warunkiem powodzenia jest wymaganie, aby
refleksy na sejsmogramie były wyraźne, co zależy od różnej twardości akustycznej warstw
graniczących z sobą. Fale odbite przychodzą zawsze później do geofonów niż fale proste
(bezpośrednie) i refrakcyjne, wskutek czego łatwo je wydzielić na sejsmogramie.
Powierzchnia graniczna musi być możliwie gładka (nierówności kilku metrów nie wpływają
zbytnio na wyniki obserwacji).

Podobnie jak w metodzie refrakcyjnej z sejsmogramów określa się czas, jaki upłynął

między momentem wybuchu a chwilą przyjścia fali odbitej do geofonów. Znając ten czas
oraz prędkość, z jaką fala przeszła drogę do powierzchni granicznej i od niej do geofonów,
można określić głębokość powierzchni refleksyjnej.

„Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego”

Rys. 20. Hodograf fali refleksyjnej: linia AB – powierzchnia ziemi, KR – powierzchnia odbijającą

(zwierciadło), OK – promień fali padającej, KE – promień fali odbitej, OE = x – odległość między
punktem wybuchu i geofonem, h = ON – odległość powierzchni odbijającej od punktu strzałowego
mierzona wzdłuż prostopadłej do niej, a – kąt padania promienia fali równy kątowi odbicia,
v

– prędkość rozchodzenia się promienia fali w nadkładzie warstwy odbijającej;

- kąt nachylenia

powierzchni odbijającej, t – czas przebiegu promienia refleksyjnego (OK+KE)/v

[9, s. 101]

Rys. 21. Profil (przekrój) sejsmiczny 1 – podstawowe horyzonty oporowe odbijające, 2 – horyzonty odbijające,

3 – przypuszczalne uskoki [9, s. 101]

Mając ustalone: czas przebiegu fali oraz odległość poziomą na powierzchni między

punktem strzałowym a geofonem wykreśla się hodograf fali odbitej (refleksyjnej) mający
postać hiperboli (rys. 22).

Z hodografu refleksyjnego, podobnie jak z hodografu refrakcyjnego, można określić

analitycznie lub graficznie głębokość zalegania powierzchni odbijającej.

Na podstawie jednego hodografu można wykreślić jeden ślad powierzchni odbijającej

niewielkiej długości. Dla wykreślenia horyzonty refleksyjnego na znacznej długości, tj. dla
zrobienia tzw. profilu sejsmicznego terenu, niezbędne jest znalezienie elementów ułożenia
tego horyzontu na podstawie wielu hodografów rozmieszczonych wzdłuż linii profilowej.

Rys. 22. Przykładowy sejsmogram. Hodograf (czerwona hiperbola) wskazuje szereg sygnałów pochodzących

od pojedynczej warstwy odbijającej [13]

„Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego”

Niekiedy ślady powierzchni refleksyjnych układają się na profilu w ten sposób, że tworzą

linię ciągłą odzwierciedlającą tzw. horyzont oporowy. Z szeregu profili sejsmicznych można
zestawić mapę strukturalną badanej struktury geologicznej (rys. 23).

Horyzonty refleksyjne pokrywają się zwykle z granicami warstw różniących się

litologicznie. Profile sejsmiczne z oznaczonymi na nich warstwami litologicznymi noszą
nazwę profili sejsmogeologicznych. Dokładność wyznaczenia położenia powierzchni
odbijającej zależy głównie od znajomości średniej prędkości rozchodzenia się fal sprężystych
w warstwach nadległych.

Określenie tej średniej prędkości jest podstawowym zagadnieniem przy poszukiwaniach

metodą refleksyjną. Najdokładniej tę prędkość można określić w drodze profilowania
(karotażu) sejsmicznego otworów wiertniczych. Geofon lub grupę geofonów opuszcza się na
kablu do otworu wiertniczego, a w pobliskim (10–50 m) niegłębokim otworze strzałowym
powoduje się „wybuch ładunku”. Fala sprężysta wywołana wybuchem przejmowana jest
przez geofony i przekazywana kablem do oscylografu aparatury znajdującej się na
powierzchni, gdzie odnotowywana jest na sejsmogramie.

Rys. 23. Mapa strukturalna wysadu solnego zrobiona na podstawie zdjęć sejsmicznych [9, s. 111]

rednia prędkość rozchodzenia się fal sprężystych równa się ilorazowi długości drogi

jaką przebyła fala, przez czas przybycia, jej do geofonu.

Umieszczając geofon lub grupę geofonów na różnych głębokościach w otworze

wiertniczym i wywołując kilka wybuchów w jednym i tym samym miejscu można określić
charakter zmian prędkości ze wzrostem głębokości. Z wyników profilowania konstruuje się
hodograf pionowy, z którego następnie określa się prędkość przebiegu fali w poszczególnych
warstwach oraz średnią prędkość w całym nadkładzie. Jeżeli na terenie nie ma gotowych
otworów wiertniczych średnią prędkość określa się z hodografów.

Metodą refleksyjną można zbadać struktury wgłębne znajdujące się od powierzchni ziemi

na głębokości od 200 m do 5–10km. Głębokość zasięgu można zwiększać przez oddalanie
geofonów od punktu strzałowego. Rozchód dynamitu odstrzelonego w otworze jednorazowo
wynosi zwykle od 50 G do 5 kG. Niekiedy, w celu osłabienia notowania na sejsmogramach
fal powierzchniowych, jak również dla rozpoznania warstw zalegających płycej niż 200 m
odpala się ładunki na wysokości od 1 do 1,5 m ponad powierzchnią ziemi. Ładunki wynoszą
wówczas około 20 kG. Warunki miejscowe mogą być bardziej sprzyjające dla metody
refrakcyjnej, bądź dla refleksyjnej, lub też wymagają wzajemnego uzupełniania się obu tych
metod.

Pod względem dokładności i zasięgu metoda refleksyjna przeważa nad refrakcyjną przy

ustalaniu położenia warstw, nic jednak nie mówi o ich litologicznych własnościach. Metoda
refleksyjna nie nadaje się do badań małych głębokości (do 200 m) z powodu nieczytelności

„Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego”

zapisów na początkowych partiach sejsmogramów. Odwrotnie, metoda refrakcyjna daje
najlepsze wyniki przy badaniach płytkich, ponieważ oparta jest na pierwszych impulsach fal
odnotowanych na sejsmogramie. Metoda korelacyjno-refrakcyjna łączy do pewnego stopnia
zalety metod refleksyjnej i refrakcyjnej.

W profilu geologicznym w większości przypadków liczba warstw skalnych załamujących

fale jest o wiele mniejsza od liczby warstw odbijających te fale. Z tego powodu przy
poszukiwaniach najczęściej stosuje się metodę refleksyjną.
Sejsmiczne metody poszukiwań stosowane są do:
1.

Badania struktur fałdowych w warstwach osadowych (najlepiej metodą refleksyjną).

Określania dyslokacji tektonicznych rozrywających (uskoków, przesunięć) w krystalicznym
podłożu lub w nadległych skałach osadowych (metodą korelacyjną lub refleksyjną).

Badania

podziału

litologicznego

grubych

utworów

osadowych

związku

z poszukiwaniami złóż w tych utworach (metodą korelacyjną).

Określania głębokości zalegania i formy powierzchni podłoża krystalicznego lub
metamorficznego metodą korelacyjną lub refleksyjną.

Kartowania powierzchni stromych i tektonicznie zakłóconych skał podłoża zalegających
pod nadkładem (metodą refrakcyjną).

Poszukiwania sejsmiczne czy to metodą refrakcyjną, czy też refleksyjną prowadzi się

wzdłuż linii poszukiwawczych (profilowanie ciągłe), lub też za pomocą sondowań. Przebieg
linii profilowych powinien być możliwie prostopadły do rozciągłości struktur. Jeżeli ta
rozciągłość jest nieznana, określa się ją z pomiarów na dwu profilach przecinających się pod
kątem prostym.

Sejsmiczne metody poszukiwań dają spośród wszystkich dotychczas znanych metod

geofizycznych najbardziej dokładne i jednoznaczne wyniki, są one jednak pracochłonne
i drogie. Dlatego zdjęcia sejsmiczne prowadzi się na terenach, które na podstawie danych
uzyskanych innymi metodami uznano za rokujące dobre wyniki, jak również w tych
przypadkach, gdy należy ustalić jakieś wyjściowe dane, które są potrzebne, aby wyniki
uzyskane innymi metodami móc zinterpretować jednoznacznie.

W ślad za badaniami sejsmicznymi (a często równolegle) prowadzi się zwykle wiercenia

poszukiwawcze.

4.4.2. Pytania sprawdzające

Odpowiadając na pytania, sprawdzisz, czy jesteś przygotowany do wykonania ćwiczeń.

Jakie rozróżniamy badania sejsmiczne?

Jakie są zasady tyczenia profili sejsmicznych?

Jakie cele poszukiwawcze realizują badania sejsmiczne?

Na czym polegają głębokie sondowania sejsmiczne?

Na czym polega metoda refrakcyjna badań sejsmicznych?

Na czym polega metoda refleksyjna badań sejsmicznych?

Jaki zasięg mają sejsmiczne metody badań?

Na czym polega zasada wielokrotnego pokrycia?

Kiedy nie stosujemy metody refrakcyjnej?

„Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego”

4.4.3. Ćwiczenia

wiczenie 1

Uzupełnij rysunek w pisując w odpowiednie miejsca nazwy fal docierających do detektora

fal sejsmicznych.

Rysunek do ćwiczenia 1 [13]

Sposób wykonania ćwiczenia

Aby wykonać ćwiczenie, powinieneś:

określić przebieg fal od źródła do detektora,

rozpoznać zjawisko zachodzące dla każdej fali,

wpisać nazwy fal,

zaprezentować wyniki ćwiczenia.

Wyposażenie stanowiska pracy:

−−−−

literatura zgodna z punktem 6 poradnika dla ucznia.

wiczenie 2

Określ ilość profili sejsmicznych wytyczonych w tym projekcie. Wskaż profile

obejmujące zasięgiem więcej niż jeden kraj.

Rysunek do ćwiczenia 2 [18]

„Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego”

Sposób wykonania ćwiczenia

Aby wykonać ćwiczenie, powinieneś:

przeanalizować mapę lokalizacji punktów strzałowych i pomiarowych,

rozpoznać profile wytyczone w tym projekcie,

rozpoznać profile, które były wykorzystane w tym projekcie,

rozpoznać profile obejmujące swoim zasięgiem sąsiednie kraje,

zanotować wyniki w zeszycie,

zaprezentować wykonane ćwiczenie.

Wyposażenie stanowiska pracy:

−−−−

literatura zgodna z punktem 6 poradnika dla ucznia.

wiczenie 3

Schemat przedstawia rozmieszczenie źródeł i geofonów w pomiarach sejsmicznych.

Oznacz na rysunku źródło fali sejsmicznej literą P, a geofony literą G. Jakie informacje
o budowie ośrodka uzyskamy z takiego układu pomiarowego, jeśli geofony zarejestrują
równoczesne dotarcie fali sejsmicznej.

Rysunek do ćwiczenia 2 [9]

Sposób wykonania ćwiczenia

Aby wykonać ćwiczenie, powinieneś:

oznaczyć źródło fal i detektory,

określić jakie informacje uzyskamy ze wskazań detektorów,

wskazać przyczyny jednakowego rozchodzenia się fal sejsmicznych w ośrodku
sprężystym,

zapisać w zeszycie wnioski,

zaprezentować wyniki ćwiczenia.

Wyposażenie stanowiska pracy:

−−−−

dokumentacja badań sejsmicznych,

−−−−

literatura zgodna z punktem 6 poradnika dla ucznia.

„Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego”

4.4.4. Sprawdzian postępów

Czy potrafisz:

Tak

Nie

rozpoznać przebieg fal sejsmicznych?

rozróżnić fale refleksyjne, refrakcyjne i proste?

określić przebieg profili sejsmicznych?

zlokalizować punkty strzałowe i pomiarowe badań sejsmicznych?

dobrać metodę badań sejsmicznych do założonego celu badań?

dobrać rozmieszczenie geofonów do osiągnięcia celu pomiarowego?

sprecyzować zadanie odwrotne w badaniach geofizycznych?

skorzystać z dokumentacji badań sejsmicznych?

„Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego”

4.5. Projektowanie badań przeprowadzanych w otworach

wiertniczych

4.5.1. Materiał nauczania

Zespół pomiarów geofizycznych stosowanych w otworze wiertniczym lub odwiercie nosi

nazwę geofizyki wiertniczej.

Pomiary geofizyczne wykonywane w otworach nazywa się profilowaniem i oznacza

literą P. Nazwa profilowania pochodzi od mierzonej własności fizycznej, np.: jeżeli
w otworze wiertniczym mierzymy oporność elektryczną, profilowanie nosi nazwę
profilowania oporności i oznaczamy je PO. Jeżeli mierzonym, parametrem jest temperatura
skał, to metodę nazywamy profilowaniem temperatury i oznaczamy PT. Profilowanie
geofizyczne otworów wiertniczych przeprowadza się za pomocą przyrządów głębinowych
zwanych sondami. Pomiar geofizyczny (profilowanie) wykonuje się zazwyczaj przy ruchu
sondy z dołu do góry. Sondę zawieszoną na specjalnym kablu opuszcza się i wyciąga za
pomocą windy wyciągowej, na którą ten kabel jest nawinięty. Wyniki pomiarów
geofizycznych przeprowadzonych w otworze są najczęściej przedstawiane w formie
krzywych. Jeżeli aparatura jest wyposażona w rejestrator cyfrowy, wyniki pomiarów mogą
być również przedstawione w formie cyfrowej. Wyniki pomiarów obrazują zmianę
mierzonych parametrów skał (np.: oporności, temperatury i innych) z głębokością.
W geofizyce wiertniczej zamiast terminu opór właściwy stosuje się określenie oporność
zgodnie z normą PN-70/G-01202.

Na podstawie wyników badań geofizyki wiertniczej można:

−

określić profil litologiczny otworu wiertniczego i miąższość poszczególnych warstw,

−

wykryć i zbadać skały zbiornikowe wody lub ropy naftowej i gazu ziemnego,

−

wykryć złoża surowców mineralnych (węgiel, rudy, sole, węglowodory) oraz ocenić ich
wartość przemysłową (np. zawartość metalu w rudzie).
Pomiary geofizyki wiertniczej są również wykorzystywane do określania stanu

technicznego otworu wiertniczego. Podczas badań geofizycznych najczęściej wykorzystuje
się gotowe otwory wykonywane podczas badań poszukiwawczych złóż.

Wyniki pomiarów geofizyki wiertniczej są bogatym źródłem informacji, a ich

interpretacja pozwala na opracowanie jakościowe i ilościowe profilu otworu wiertniczego.
Otwór wiertniczy jest również przedmiotem badań. W czasie wiercenia otworu płuczka
nieprzerwanie wynosi na powierzchnię urobione cząstki skały. Panujące w otworze ciśnienie
hydrostatyczne słupa płuczki, zazwyczaj wyższe od ciśnienia złożowego, oddziaływuje na
ś

cianki

otworu

powodując

przenikanie

filtratu

płuczki

skał

porowatych

i przepuszczalnych. Wskutek tego na ścianach osadzają się cząstki ilaste tworząc tzw. osad
ilasty, nazywany też osadem płuczkowym. Filtrat płuczki przenikając do skał wyciska
pierwotne medium (wodę, ropę, gaz) nasycające skałę, zmieniając tym samym ich własności.
Niektóre skały w czasie wiercenia kruszą się lub wymywają, tworzą się wówczas kawerny.
Zmiany średnicy otworu wpływają nu wyniki pomiarów geofizycznych. Wpływy te
uwzględnia się przy opracowywaniu wyników profilowań otworów poprzez wprowadzenie
odpowiednich poprawek.

„Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego”

Rys. 24. Ogólny schemat geofizycznego profilowania otworu wiertniczego: 1 – blok kontrolno-pomiarowy,

2 – wciągarka (winda wyciągowa), 3 – kabel pomiarowy, 4 – krążki, 5 – sonda; PS, PO, PNG, PG –
wynik profilowania geofizycznego otworu wiertniczego – krzywe PS, PO, PNG i PG [9, s. 321]

Elektrometria wiertnicza

Elektrometrią wiertniczą nazywamy dział geofizyki wiertniczej badający

elektryczne własności skał. Podstawowymi elektrycznymi własnościami skał są:
oporność elektryczna (lub przewodność), przenikalność elektryczna oraz potencjały
polaryzacji naturalnej i potencjały polaryzacji wzbudzonej.

„Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego”

Profilowanie i sondowanie oporności (PO i SO)

Profilowanie oporności PO polega na pomiarze zmian elektrycznej oporności

właściwej skał wzdłuż otworu wiertniczego, wykonuje się je jedną sondą o ściśle
określonej charakterystyce.

Sondowanie oporności SO jest modyfikacją profilowania oporności, obejmuje kilka

profilowań wykonanych kompletem sond, a więc sondami o różnej długości odpowiednio
dobranych. Krzywe oporności są niejednokrotnie uzupełnione krzywą potencjałów
polaryzacji naturalnej PS.

Rys. 25. Schemat elektryczny układu pomiarowego do pomiaru oporności skał (PO, SO) sondami:

dwubiegunową (a) jednobiegunową (b): mA – miliamperomierz, G – galwanometr, Ba – źródło prądu
zasilającego, J – natężenie prądu zasilającego; A, B, M, N – elektrody [9, s. 325]

W elektrometrii wiertniczej sondę pomiarową stanowi zespół elektrod. Do profilowania

i sondowania oporności stosuje się na ogół sondy trójelektrodowe. Przy oznaczaniu sond
pomiarowych symbole elektrod zapisuje się w porządku ich rozmieszczenia w otworze,
z góry do dołu. Odległość między elektrodami i długości sond są wyrażane w metrach,
np. symbol M 4,0 A 0,5 B – oznacza sondę, w której odległość między elektrodą M-A wynosi
4,0 m, a między A-B wynosi 0,5 m. Czwarta z elektrod oznaczona symbolem N znajduje się
na powierzchni ziemi. Elektrody A i B są elektrodami prądowymi, czyli zasilającymi układ
pomiarowy, a elektrody M i N są. elektrodami pomiarowymi. Zazwyczaj w sondzie elektroda
ś

rodkowa jest zbliżona do jednej z elektrod skrajnych.

Schemat elektryczny do pomiaru (profilowania lub sondowania) oporności w otworze

wiertniczym przedstawia rysunek 25. W czasie pomiaru w otworze prąd elektryczny
o natężeniu I (mA) przepuszcza się przez elektrody prądowe A i B, a za pomocą elektrod M
i N mierzy się powstałą w badanym ośrodku skalnym różnicę potencjałów U (mV). Oporność
właściwą wyznacza się z wzoru:

gdzie: k – stała sondy, której wartość zależy od odległości między elektrodami.
Sonda mająca jedną elektrodę prądową nosi nazwę sondy jednobiegunowej i analogicznie

sonda z dwiema elektrodami prądowymi nosi nazwę sondy dwubiegunowej.

„Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego”

Rys. 26. Krzywe oporności zarejestrowane sondą

potencjałową

dla

warstw

wysokiej

oporności oraz dużej (a) i małej miąższości –
AM> h (b): 1 – iły o oporności

= 1

Ω

· m;

2 – piaskowce o oporności

= 14

Ω

[9, s. 328]

Rys. 27. Krzywe oporności zarejestrowane sondą

gradientową dla warstw o wysokiej oporności
oraz dużej (a) i małej miąższości (b): 1 – iły
o oporności o = 1

Ω

· m; 2 – piaskowce

o oporności 0 = 14

Ω

· m [9, s. 328]

Profilowanie akustyczne (PA)
Profilowanie akustyczne jest otworową metodą, która opiera się na zmianach własności

sprężystych ośrodka skalnego. Miarą sprężystych własności skał może być prędkość
rozchodzenia się w skałach fal sprężystych. Najczęściej mierzy się prędkości fal połużnych
V

i poprzecznych V

. Znajomość obu tych wielkości pozwala wyznaczyć sprężyste

własności skał (moduł Younga, stałą Poissona) w warunkach ich naturalnego zalegania.

Pomiary radiometryczne w otworach

Pomiary promieni

w otworach wiertniczych można dokonywać:

w polu radioaktywnym naturalnym, wytworzonym przez promieniowanie własne
pierwiastków zawartych w skałach (pomiary naturalnego promieniowania gamma, czyli
tak zwane profilowanie

w polu radioaktywnym sztucznie wywołanym, (wtórnym) otrzymywanym w wyniku
bombardowania atomów skał neutronami (pomiary

wtórnego, sztucznie wywołanego

promieniowania gamma, czyli

tzw. profilowanie neutronowe); zbombardowane neutronami;

atomy skał zachowują się jak izotopy promieniotwórcze, emitując promienie

w polu radioaktywnym sztucznie wzmocnionym izotopami promieniotwórczymi (metoda
znakowanych atomów).
Porównanie otrzymanych dwóch krzywych impulsów pozwala określić:

Stopień porowatości i przenikliwości różnych pokładów, co ułatwia ich identyfikacje
i korelacje.

Stan techniczny otworu (miejsca uszkodzeń rur okładzinowych, miejsca ucieczki płuczki,
istnienie krążenia wody pomiędzy pokładami, stan wypełnienia cementem przestrzeni
pozarurowej, itd).
Spektrometryczne profilowanie naturalnej promieniotwórczości (SPNPG) gamma

rejestruje zmiany promieniowania naturalnego skał rozróżniając jednocześnie jego źródła,
którymi są:

−

izotop

potasu K

, stanowiący aktualnie 0,11% naturalnego potasu,

−

promieniotwórcza

rodzina uranu U

238

−

promieniotwórcza

rodzina toru Th

232

Pierwiastki te zawarte były pierwotnie, głównie w kwaśnych skałach magmowych

(np. granity), skąd przenoszone były w procesach geologicznych do osadów, gdzie najczęściej
(choć istnieje wiele istotnych wyjątków) nagromadziły się w substancji ilastej.

Naturalna promieniotwórczość jest ważnym wskaźnikiem litologicznym łatwo

osiągalnym w pomiarach geofizycznych. Bezpośredni pomiar koncentracji potasu, uranu

„Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego”

i toru jest cenną informacją geochemiczną, mineralogiczną i w niektórych przypadkach
złożową.

Podstawą spektrometrycznego profilowania gamma są różne energie promieniowania

gamma emitowanego przez potas, uran i tor.

Potas K

emituje promieniowanie gamma

o energii 1,46 MeV. Rodzina

uranu U

238

emituje kwanty o wielu różnych energiach,

z których jako charakterystyczną wybieramy najczęściej 1,76 MeV. Podobnie rodzina

toru

232

emituje kwanty gamma o wielu różnych energiach, z czego za charakterystyczną

wybieramy najczęśćiej 2,62 MeV.

Profilowanie gamma-gamma (PGG) gęstościowe polega na wykorzystaniu zjawiska

rozpraszania i absorpcji promieniowania gamma w skale. Promieniowanie to emitowane jest
przez źródło wysokoenergetycznego promieniowania gamma (najczęściej Cs

137

o energii

0,661 MeV) i kierowane jest przez odpowiedni układ kolimatorów (czyli specjalnie
uformowanych ekranów z ołowiu lub wolframu) do skały, tak aby uniemożliwić bezpośrednie
promieniowanie ze źródła do detektorów umieszczonych w sondzie powyżej źródła.

Profilowanie neutronowe wykorzystuje wyjątkowo wysoką zdolność atomów wodoru do

spowalniania neutronów. Ponieważ głównym źródłem wodoru w skałach jest woda, która
wypełnia przestrzeń porową, możemy wiązać wskazania sond neutronowych z porowatością
skał.

Spośród znanych obecnie około 40 różnych metod profilowania otworów wiertniczych,

profilowania radioaktywne dają najściślejsze i najdokładniejsze dane o przewierconych
warstwach skalnych.

Oprócz źródeł naturalnego promieniowania wykorzystuje się w metodach geofizyki

powierzchniowej źródła sztuczne, np. w hydrogeologii wykorzystuje się izotopy jodu (

131

i bromu (

Br) do określania prędkości i kierunku przepływu wód podziemnych. Badanie

polega na wpuszczeniu do jednego z kilku otworów, którymi dysponujemy, radioizotopu jodu
lub bromu, a w pozostałych mierzy się jego pojawienie za pomocą odpowiednich
radiometrów. Z czasu przepływu radioizotopu między otworami określa się prędkość filtracji.
Kierunek natomiast wyznacza się z azymutu linii łączącej otwór, w którym radioizotop
zapuszczono, z otworem, w którym najwcześniej zarejestrowano jego pojawienie się. Pomiar
taki można również wykonać w jednym otworze. Wtedy prędkość filtracji można wyznaczyć
z prędkości spadku intensywności promieniowania w czasie, spowodowanego wymywaniem
radioizotopu z otworu przez płynącą wodę. Kierunek filtracji, jeżeli nie ma przepływów
pionowych, wyznacza się specjalną sondą kierunku.

Radioizotopy w hydrogeologii mogą służyć również do badania mieszania się wód

w zbiornikach przez znakowanie strug wodnych rożnymi radioizotopami, a także do
wyznaczania wieku wód podziemnych Jest to możliwe dzięki trytowi (

H), który znajduje się

w stałej ilości w wodach atmosferycznych i razem z nimi dostaje się do zbiorników
podziemnych, gdzie ulega rozpadowi. Mierząc zawartość trytu w wodach wpływających do
zbiornika podziemnego i wypływających z niego można określić czas ich przebywania
w zbiorniku.

Z szeregu różnych badań radiometrycznych stosowanych w geofizyce wspomnieć należy

o badaniach wilgotności skał metodami neutronowymi i ich gęstości metodą gamma-gamma.
Wilgotność skał określa się za pomocą specjalnej sondy, składającej się ze źródła neutronów
polonowo-berylowego, i detektora neutronów nadtetrmicznych i termicznych lub kwantów

zawierającego chlorowcowe liczniki Geigera-Mullera owinięte blachą kadmową. Sondy mogą
być powierzchniowe i otworowe. Mierzy się nimi wilgotność gruntów nasypów, warstw
przypowierzchniowych dróg, lotnisk itp.

Gęstość pozorną skał i gruntów określa się metodą gamma-gamma. Źródłem kwantów

jest punktowe źródło umieszczone w sondzie. Największą zaletą tej metody jest to, że pomiar
może być wykonany w otworze bądź na powierzchni ziemi na pobranych próbkach lub przez

„Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego”

przyłożenie sondy do gruntu. Szczególne znaczenie ma to przy gruntach sypkich, gdzie
pobieranie próbek narusza strukturę gruntu.

Oprócz wymienionych parametrów skał można również metodami radiometrycznymi ze

sztucznymi źródłami promieniowania wyznaczyć skład chemiczny skał lub określić zawartość
niektórych pierwiastków. Badania polegają na pomiarze za pomocą specjalnych analizatorów
wielkości energii, z jaką wyrzucana jest cząstka z rozpadającego się atomu. Dane uzyskane
z pomiarów radiometrycznych mogą więc być wykorzystywane w geologii ogólnej,
hydrogeologii, geologii inżynierskiej, w poszukiwaniach i eksploatacji złóż ropy naftowej
i gazu ziemnego, w budownictwie drogowym czy wodnym, itp.

4.5.2. Pytania sprawdzające

Odpowiadając na pytania, sprawdzisz, czy jesteś przygotowany do wykonania ćwiczeń.

Na czym polega geofizyka otworowa?

Co to jest profilowanie?

Do czego służą sondy?

Jakie cele realizuje się metodami geofizyki wiertniczej?

Co jest przedmiotem badań

geofizyki wiertniczej?

Na czym polega elektrometria wiertnicza?

Jaka jest różnica pomiędzy sondowaniem a profilowaniem?

Co nazywamy sondowaniem oporności?

Na czym polega profilowanie akustyczne?

10.

Jakich informacji dostarczają pomiary radiometryczne?

4.5.3. Ćwiczenia

wiczenie 1

Scharakteryzuj metody geofizyki otworowej oznaczone symbolami.

Symbol metody

Opis metody

SPNP

PGG

Sposób wykonania ćwiczenia

Aby wykonać ćwiczenie, powinieneś:

rozpoznać nazwę metody na podstawie symbolu,

wskazać różnice pomiędzy sondowaniem a profilowaniem,

określić rodzaj mierzonej wielkości,

określić zastosowanie uzyskanego pomiaru,

zapisać wnioski do tabeli,

zaprezentować wyniki ćwiczenia.

Wyposażenie stanowiska pracy:

−−−−

dokumentacja badań geofizycznych,

−−−−

literatura zgodna z punktem 6 poradnika dla ucznia.

„Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego”

wiczenie 2

Rozpoznaj elementy układu pomiarowego przedstawionego na rysunku i wpisz nazwy we

wskazanych pozycjach.

Rysunek do ćwiczenia 2 [9]

Sposób wykonania ćwiczenia

Aby wykonać ćwiczenie, powinieneś:

określić typ pomiarów wykonywanych za pomocą przedstawionego układu,

rozpoznać elementy układu pomiarowego,

opisać elementy układu,

zaprezentować wykonane ćwiczenie.

Wyposażenie stanowiska pracy:

−−−−

literatura zgodna z punktem 6 poradnika dla ucznia.

wiczenie 3

Dobierz metodę badawczą w celu śledzenia przepływu wód podziemnych.

Sposób wykonania ćwiczenia

Aby wykonać ćwiczenie, powinieneś:

określić zastosowanie sztucznych radioizotopów,

wskazać najbardziej popularne izotopy stosowane do oznaczeń,

scharakteryzować sposób wykonania pomiarów,

określić mierzone wielkości,

określić oczekiwane rezultaty pomiarów i ich interpretację,

zaprezentować wyniki ćwiczenia.

Wyposażenie stanowiska pracy:

−−−−

dokumentacja badań geofizycznych,

−−−−

literatura zgodna z punktem 6 poradnika dla ucznia.

„Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego”

4.5.4. Sprawdzian postępów

Czy potrafisz:

Tak

Nie

wyjaśnić różnice pomiędzy profilowaniem a sondowaniem?

scharakteryzować metody geofizyki otworowej?

określić mierzone wielkości?

określić zastosowanie uzyskanego pomiaru?

odczytać schemat układu pomiarowego?

dobrać metodę badawczą do postawionego celu badawczego?

określić oczekiwane rezultaty pomiaru w otworze wiertniczym?

„Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego”

5. SPRAWDZIAN OSIĄGNIĘĆ

INSTRUKCJA DLA UCZNIA

Przeczytaj uważnie instrukcję.

Podpisz imieniem i nazwiskiem kartę odpowiedzi.

Zapoznaj się z zestawem zadań testowych.

Test zawiera 20 zadań o różnym stopniu trudności. Wszystkie zadania są zadaniami

wielokrotnego wyboru i tylko jedna odpowiedź jest prawidłowa.

Udzielaj odpowiedzi tylko na załączonej karcie odpowiedzi – zaznacz prawidłową

odpowiedź znakiem X (w przypadku pomyłki należy błędną odpowiedź zaznaczyć
kółkiem, a następnie ponownie zakreślić odpowiedź prawidłową).

Pracuj samodzielnie, bo tylko wtedy będziesz miał satysfakcję z wykonanego zadania.

Kiedy udzielenie odpowiedzi będzie Ci sprawiało trudność, wtedy odłóż jego rozwiązanie

na później i wróć do niego, gdy zostanie Ci czas wolny. Trudności mogą przysporzyć Ci
zadania: 16–20, gdyż są one na poziomie trudniejszym niż pozostałe. Przeznacz na ich
rozwiązanie więcej czasu.

Czas trwania testu – 30 minut.

Maksymalna liczba punktów, jaką można osiągnąć za poprawne rozwiązanie testu wynosi

20 pkt.

Powodzenia !

ZESTAW ZADAŃ TESTOWYCH

Do prac geofizycznych polowych nie zaliczamy
a)

tworzenia mapy warstwicowej dla terenu objętego badaniami.

pomiaru polowego bezpośredniego.

tyczenia kwadratów pomiarowych.

sporządzenia wielowątkowych modeli numerycznych.

Każdy projekt badawczy powinien zostać poprzedzony
a)

zakupem sprzętu geofizycznego.

analizą dostępnych danych geofizycznych.

wierceniem otworów badawczych.

wykonaniem odkrywki na badanym terenie.

Metoda badawcza pozwalająca określić dno najniżej położonej doliny kopalnej
oznaczonej na przedstawionym przekroju w punkcie 125 jest metodą
a)

georadarową.

sondowania geoelektrycznego.

magnetyczną.

radiofalową.

„Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego”

Na rysunku przedstawiona jest mapa
a)

geologiczna.

topograficzna.

gospodarcza.

komunikacyjna.

Najkosztowniejszą metodą badań geofizycznych jest metoda
a)

grawitacyjna.

elektryczna.

sejsmiczna.

otworowa.

Geoida to powierzchnia
a)

potencjału normalnego siły ciężkości.

stałego potencjału normalnego siły ciężkości pokrywająca się z powierzchnią
swobodną mórz i oceanów.

równowagi ciśnień we wnętrzu Ziemi.

stałego potencjału siły ciężkości pokrywająca się z powierzchnią swobodną mórz
i oceanów.

Elipsoida ziemska nosi symbol
a)

GRS’80.

GPS’80.

GRS’2000.

GPS’2000.

Stosowana w grawimetrii w celu zredukowania pomierzonej siły ciężkości w danym
punkcie do powierzchni odniesienia (elipsoidy), bez uwzględnienia mas znajdujących się
między punktem pomiaru a powierzchnią odniesienia to redukcja
a)

topograficzna.

uwzględniająca warstwę pośrednią.

wolnopowietrzna.

nie ma takiej redukcji.

Przy projektowaniu zdjęcia grawimetrycznego szczegółowego możemy zastosować
podkład topograficzny
a)

1:500000.

1:200000.

1:100000.

1:50000.

„Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego”

10.

Mikrograwimetria znajduje zastosowanie
a)

do śledzenia zmian pola grawitacyjnego w skali globu.

do śledzenia i lokalizacji uskoków w górnictwie.

do wykrywania uskoków kontynentalnych.

do wykrywania dużych złóż metali.

11.

Pomiary pola magnetycznego wykonujemy
a)

na powierzchni ziemi.

na wodzie.

pod wodą.

z powietrza.

12.

Na rysunku prezentowana jest mapa anomalii
a)

magnetycznych.

grawimetrycznych.

termicznych.

radiowych.

13.

Zasięg głębokościowy (głębokość penetracji) badań geoelektrycznych nie zależy od
a)

rodzaju źródła wywołującego pole kołkowe.

geometrii układu pomiarowego.

częstotliwości prądu użytego jako źródła pola.

rozkładu przewodnictwa elektrycznego w ośrodku geologicznym.

14.

Metoda potencjałów własnych wykorzystuje
a)

naturalne lokalne pola magnetyczne.

wtórne polach elektryczne powstających w ziemi przy przepuszczaniu przez nią
prądu.

naturalne lokalne pola elektryczne.

wtórne pole magnetyczne powstające w ziemi przy przepuszczaniu przez nią prądu.

15.

W czasie wykonywania metodą profilowania elektrooporowego pomiaru uskoku
przedstawionego na rysunku, wartość oporu
a)

zwiększy się.

pozostanie niezmieniona.

nie będzie możliwa do odczytania.

zmniejszy się.

„Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego”

16.

Na podstawie karty otworu wiertniczego geofizyk odczytał, że interesujący go interwał
skał jest zarurowany. W tej sytuacji, w zarurowanym otworze wiertniczym można
wykonać pomiar profilowania
a)

rednicy otworu.

opornościowego.

akustycznego.

gamma.

17.

Głębokie sondowania sejsmiczne polega rejestracji
a)

fal refrakcyjnych.

fal refleksyjnych.

jednoczesnej, fal refrakcyjnych i refkeksyjnych.

fal bezpośrednich.

18.

Fala refrakcyjna to
a)

adna z nich.

19.

Przedstawiony układ pomiarowy służy do
a)

pomiaru oporności skał.

pomiaru temperatury skał.

pomiaru radioaktywności skał.

pomiaru gęstości skał.

20.

Profilowanie gamma-gamma (PGG) gęstościowe polega na wykorzystaniu
a)

zjawiska rozpraszania i absorpcji promieniowania gamma w skale.

wyjątkowo wysokiej zdolności atomów wodoru do spowalniania neutronów.

ródeł sztucznych, np. izotopy jodu i(

131

J) i bromu (

Br).

różnych energii promieniowania gamma emitowanego przez potas, uran i tor.

„Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego”

KARTA ODPOWIEDZI

Imię i nazwisko ................................................................................................

Planowanie i organizacja badań geofizycznych

Zakreśl poprawną odpowiedź

zadania

Odpowiedź

Punkty

Razem:

„Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego”

6. LITERATURA

Bała M., Cichy A.: Metody obliczania prędkości fal p i s na podstawie modeli
teoretycznych i danych geofizyki otworowej – Program Estymacja. Wydawnictwo AGH,
Kraków 2002

Bolewski. A.: Rozpoznawanie minerałów na podstawie cech zewnętrznych i właściwości
fizycznych. Wydawnictwa Geologiczne, Warszawa 1981

Dzwinel J.: Geofizyka: metody geoelektryczne. Cz. 4. – dla techników. – Wydawnictwa
Geologiczne, Warszawa 1978

Fajklewicz Z., i in.: Zarys geofizyki stosowanej. Wydawnictwa Geologiczne, Warszawa
1972

Gonet A., Macuda J.: Wiertnictwo hydrogeologiczne. Wydawnictwo AGH, Kraków 2004

Jamrozik J., Mokojnik Z., Patyk M.: Geofizyka: metody sejsmiczne. Wydawnictwa
Geologiczne, Warszawa 1978

Kiełt M.: Geofizyka wiertnicza w poszukiwaniu węglowodorów. Strukturalne
i sedymentologiczne zastosowanie otworowych profilowań geofizycznych – tom II.
Wydawnictwo Adam Marszałek, Toruń 2002

Kowalski W. C.: Geologia inżynierska. Wydawnictwa Geologiczne, Warszawa 1988

Kozera A., Makojnik Z., Święcicka-Pawliszyn J., Pawliszyn J., Plewa S., Tarkowski H.:
Geofizyka poszukiwawcza. Wydawnictwa Geologiczne, Warszawa 1987

10.

Stein J. Przewodnik do ćwiczeń z geofizyki geologicznej. Wydawnictwo UW, Warszawa
1983

11.

baza.pgi.gov.pl

12.

home.agh.edu.pl

13.

oen.dydaktyka.agh.edu.pl

14.

www.geofizyka.pl

15.

www.geoforum.pl

16.

www.geo-radar.pl

17.

www.georadary.pl

18.

www.igf.fuw.edu.pl

19.

www.ing.uni.wroc.pl

20.

www.teberia.pl

Wyszukiwarka

Podobne podstrony:
Geofiz, AGH WGGIOŚ, Semestr 3, Metody Badań Geofizycznych
Metody i organizacja badań, Metodologia badań pedagogicznych
Planowanie i organizacja pracy
Planowanie, Organizacja Kultury Fizycznej
Planowanie, organizowanie i fin Nieznany
Testy-przyklady, AGH WGGIOŚ, Semestr 3, Metody Badań Geofizycznych
Planowanie w organizacjach, dla mateja -pz
test JJ geofizyka 2006, Metody badań geofizycznych
Planowana organizacja semestru
planowanie w organizacji, zarzadzanie
GEOFIZYKA2, AGH WGGIOŚ, Semestr 3, Metody Badań Geofizycznych
Metody Badań Geofizycznych Wykład pt 4 v2 1
Planowana organizacja semestru
PLANOWANIE I ORGANIZ PRACY DYDAKT
Efektywne zarzadzanie czasem (planowanie, organizacja czasu pracy, skuteczne dzialanie)
T7 Planowanie i organizowanie procesu realizacji projektu ZP L2-14-1Z, od 2015, Projekt, Zarządzani
10 Planowanie organizacji pracid 10604 ppt
badania marketingowe rynku wykład, Konspekt z BMR Wyklad Organizacja badan marketingowych w przedsie

więcej podobnych podstron